Geología de Guadalajara

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GEOLOGÍA DE GUADALAJARA

GEOLOGÍA DE GUADALAJARA Amelia Calonge y Marta Rodríguez Editores

Editores Amelia Calonge y Marta Rodríguez Portada Fotografía 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) Portadillas Fotografías cedidas por la Asociación Paleontológica Alcarreña Nautilus Depósito Legal M-32196 - 2008 ISBN 978-84-8138-782-7 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 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . I.

II.

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INTRODUCCIÓN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

167

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

185

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

195

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ARTÍCULO ÍNDICE

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

209

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

223

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

233

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

255

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

269

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

291

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

293

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

307

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

317

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

331

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

335

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

339

MAPA DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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

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V.

9 GEOLOGÍA DE GUADALAJARA Amelia Calonge y Marta Rodríguez (editores) Guadalajara 2008

PRESENTACIÓN

Michel Heykoop Fung-A-You VICERRECTOR DE POSTGRADO Y CAMPUS DE GUADALAJARA. UNIVERSIDAD DE ALCALÁ

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S para mí un honor escribir estas breves líneas a modo de presentación del libro Geología de Guadalajara, editado 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 un territorio incomparable para el objetivo que se han propuesto los autores por la enorme geodiversidad presente en la misma. Al fijarme en el contenido del libro y, muy especialmente en el capítulo tercero dedicado a los itinerarios geológicos en la provincia de Guadalajara, no puedo evitar retrotraerme a mi época de estudiante de Ciencias Biológicas cuando algunos de los autores del presente libro entonces profesores míos tanto me enseñaron en la asignatura de Geología. Recuerdo las numerosas excursiones realizadas en la provincia de Guadalajara en las que aprendí entre otras cosas a elaborar cortes geológicos, cuestiones relacionadas con la hidrogeología o a hacer interpretaciones paleontológicas. Conocimientos todos ellos que me fueron de gran utilidad en mi posterior carrera científica. Ahora los autores han tenido el acierto de ofrecer al público en general todo este saber, acumulado a través de la investigación científica y la docencia, en forma de libro. Un libro, que en palabras de sus autores es «una guía de campo de los principales lugares de interés geológico de la provincia alcarreña», útil no sólo para los científicos sino para estudiantes, profesores de secundaria y, en general, para todos aquellos ciudadanos con algún interés naturalístico. A buen seguro este libro contribuirá a promover el conocimiento (insuficiente aún) de una provincia tan rica en patrimonio natural. Nunca pensé cuando asisitía a mis clases de geología que, casi treinta años más tarde, me correspondería el enorme privilegio de presentar una obra sobre dicha disciplina. Lo hago con sumo placer aprovechando la oportunidad para 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

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ESULTA siempre gratificante presentar los resultados. La provincia de Guadalajara cuenta con un rico patrimonio geológico. 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 excepcional para todo aquel que simpatiza con las Ciencias de la Tierra, para el naturalista o para el viajero que quiere adentrarse en la belleza de los paisajes alcarreños.

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PRESENTACIÓN

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. La variedad de temas, grupos taxonómicos, regiones y edades tratados por los diferentes autores permite hacer una buena idea de lo diverso de estos campos. Su divulgación a la sociedad y a los medios científicos especializados es el único 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 a la sociedad, a través de los niños y jóvenes de nuestro sistema educativo, a preocuparse por todo aquello que la geología nos puede enseñar acerca de nuestro pasado o a predecir sobre el futuro. Cuestiones como el cambio climático, la extinción de algunas especies o nuestros propios orígenes no pueden ser abordadas sin la perspectiva que nos proporciona la Geología. Esperamos que en el contenido de este volumen que ve ahora la luz aporte una información 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

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A 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 presentada por la Universidad de Alcalá para organizar la celebración del XV Simposio de la Enseñanza de la Geología en Guadalajara. Y estamos convencidos de que ha realizado una acertada elección, puesto que esta provincia presenta un interesante y amplio abanico de áreas con un gran valor geológico a lo largo de toda su geografía. Se podrían mencionar localidades como Brihuega (tobas calcáreas), Riba de Santiuste, Tamajón, Retiendas, Santamera, Valdelcubo, Puebla de 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 estudio y de conocimiento que contribuirán de forma incuestionable a la formación del profesorado y por tanto a la del alumnado. 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 permanente de calidad. Este acontecimiento contribuirá a ello, así como al intercambio de experiencias y al conocimiento del patrimonio 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 profundización en nuevas estrategias metodológicas y nuevas formas, cada vez más atractivas, de acercamiento al patrimonio natural, tenemos la confianza de que una vez dada a conocer a los alumnos, vayamos haciendo de ellos unos decididos defensores de un patrimonio enormemente apreciable, que en la actualidad no tiene toda la protección que sería deseable y consigamos ir generando entre nuestros niños y jóvenes una cultura de la defensa del patrimonio natural.

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Amelia Calonge y Marta Rodríguez EDITORES

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A Asamblea General de la Asociación Española para la Enseñanza de las Ciencias de la Tierra (AEPECT), celebrada 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 de Guadalajara» es parte de las actividades que el Comité Organizador del Congreso ha decidido llevar a cabo, con el objetivo de ofrecer a los participantes una visión general sobre la Geología de la provincia alcarreña y una guía de campo 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 celebración de la XII edición de nuestro Simposio se editó por primera vez un volumen, de lo que hoy ya es una serie de tomos, dedicados a dar a conocer provincia por provincia la Geología de España. El éxito que tuvo el primer volumen dedicado a la Geología de la provincia de Gerona, animó a los organizadores del XIII Simposio, celebrado hace cuatro años, a editar un segundo volumen no menos exitoso, sobre la Geología de la provincia de Alicante. Los organizadores de la actual sesión del Simposio sobre Enseñanza de la Geología, que valoramos muy positivamente esta iniciativa, 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 de Guadalajara, 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 asequible sobre todo a enseñantes de Ciencias Naturales. Tomando como referencia los libros anteriormente publicados sobre la Geología de las provincias de Gerona y Alicante, hemos estructurado este volumen en cinco partes, subdivididas en capítulos; en la primera se introduce el tema de forma genérica y en la segunda se pretende dar una visión actualizada de la geología regional de la provincia; 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 vinculada con la geología, y por último, incluimos un capítulo corto pero no por ello menos importante ya que está dedicado 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 Quintana; es una encomiable obra de síntesis y divulgación actualizada al máximo y escrita con lenguaje divulgativo, en la que nos muestra como es el marco geológico de esta provincia y cual es el nivel de conocimiento que sobre él tenemos. La segunda parte está organizada en seis capítulos que ha sido escrita por algunos de los mas significados investigadores que han realizado su tarea sobre la geología regional de esta provincia. Se ha dedicado un capítulo al Paleozoico pre-hercínico, otro a las rocas fundamentalmente terrígenas del Permo-Trias, otros dos a las rocas principalmente carbonatadas del Jurásico y el Cretácico, y los dos últimos al estudio del Cenozoico de esta provincia. A todos ellos nuestras más sinceras gracias por el tiempo, esfuerzo y dedicación con la que han escrito estos capítulos. Agradecer a todos estos autores su capacidad de síntesis sin olvidarse de incluir los conocimientos más recientes. Todos ellos han respetado un lenguaje asequible y un enfoque riguroso con el objeto de facilitar a cualquier lector 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 del XV Simposio sobre Enseñanza de la Geología. El Comité Organizador del Simposio seleccionó los itinerarios propuestos en base a la accesibilidad, diversidad temática, proximidad, etc. Los distintos itinerarios son conducidos por especialistas de diversas universidades y prestigiosas instituciones. Se presentan con un enfoque descriptivo ade-

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PRESENTACIÓN

cuado tanto para los docentes como para los amantes de la naturaleza, para poder ser realizados como excursiones de un día. Recorren diversos aspectos sobre la estructura, estratigrafía, sedimentología, paleontología y geomorfología del Sistema Central, Sistema Ibérico y Cuenca del Tajo, desde el Jurásico hasta la actualidad. Y ofrecen una comprensiva visión de la evolución geológica de la región así como del cambiante paisaje y de sus antiguos pobladores y del uso que hicieron del mismo. Algunos de los itinerarios transcurren y muestran áreas de especial interés 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 aplicada tales como la hidrogeología de Guadalajara o cuáles son los principales riesgos naturales que pueden acaecer en la región (inundaciones y terremotos); también se muestran aspectos más lúdico-científicos como los Museos de la provincia que incluyen aspectos geológicos, así como otros posibles itinerarios que complementan la visión geológica general de la región presentada en el Simposio (Parte III). Para concluir se incluye el caso particular de los yacimientos de Atapuerca (Burgos) que, aun no perteneciendo a la provincia alcarreña, se visitarán durante el Simposio 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 de Guadalajara. No existía un mapa geológico provincial detallado desde el realizado en 1881 por Castel. Se trataba de una necesidad para facilitar la actividad tanto de futuros invetigadores como de docentes cuya labor se lleva a cabo en esta provincia. Por último, quisiéramos expresar nuestro más sincero agradecimiento a todas aquellas personas que han hecho posible la realización de este libro, y especialmente a nuestro compañero Manuel Segura, quien nos ha ayudado en las tareas de edición. En primer lugar a la Universidad de Alcalá y en concreto al Vicerrector D. Michel Heykoop por la confianza depositada 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 logística 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 todo momento nos ha mostrado. A la Diputación de Guadalajara, a su área de cultura y en particular a Dª Mª Jesús Lázaro por su apoyo incondicional. A la Delegación Provincial de Educación en Guadalajara, especialmente a María Ángeles García Moreno, y en general a la Viceconsejería de Educación y Ciencia de la Junta de Comunidades de Castilla la Mancha por todo su apoyo 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 libro sin cuya aportación no hubiese sido posible su publicación.

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

1. GUADALAJARA, ENCRUCIJADA DE HISTORIAS, ROCAS Y PAISAJES Este texto solo pretende ayudar a reconocer las huellas que han dejado unos 500 millones de años (en adelante Ma) de evolución geológica del territorio que hoy comprende la Provincia de Guadalajara (en adelante, Guadalajara). Para lograr este objetivo se debe asumir, en primer lugar, que en geología el tiempo es casi infinito, como le sucede a la distancia en astronomía. Todo es posible porque hay tiempo para todo. Desde hace ya casi un siglo, las dataciones radiométricas no dejan margen para la duda. Los procesos geológicos discurren ante nuestros ojos de un modo imperceptible, unos por su lentitud y otros porque son el resultado de una sucesión de «catástrofes», algunas de ellas con una recurrencia en el tiempo muy grande para las magnitudes del «tiempo humano», con frecuencia mayor que la duración de la vida humana, e incluso mayor que la memoria histórica colectiva. También se debe reconocer que la Tierra es un planeta activo. Las erupciones volcánicas, terremotos, deslizamientos, hundimientos, inundaciones, tsunamis, etc. que recogen casi a diario los medios de comunicación son las pruebas más inmediatas de ello. Pero además, varias generaciones anteriores han visto avanzar a los hielos árticos hasta ocupar la mayor parte de Europa, han visto crecer y extenderse a los campos de dunas por África hasta crear grandes desiertos, han visto desaparecer y aparecer islas, etc. Y desde hace ya unos

años, con el apoyo de los satélites artificiales, no solo se indican todos los desvíos para llegar con coche a Sigüenza o Cifuentes, sino que también se puede saber cuanto se ensancha cada año el Océano Atlántico, cuanto sube el Himalaya, etc. La Tierra no es solo un planeta vivo, es un planeta inquieto. Si se dispone de mucho tiempo y se tiene una incesante actividad geológica, es previsible que las cosas hayan cambiado mucho y, en magnitud, lo que quizás más ha cambiado es la distribución del espacio. Hay que asumir e interiorizar lo cambiante que es el espacio en geología. El espacio se deforma, traslada, crea y destruye y aunque esto es muy conocido por la gran difusión de la Tectónica de Placas, debe de ser asumido a escala humana y aplicado cotidianamente. Se debe estar mentalmente abierto a que algunos de los granos de las rocas de la Sierra de Alto Rey puedan proceder de la erosión de granitos que actualmente están en África, o que algunos de los cantos de los conglomerados de la Hoz del río Gallo hayan podido venir desde lo que hoy es América del Norte. Y ni los granos ni los cantos habrían tenido que viajar tanto como pudiera parecer, porque África y Norteamérica han estado en otros tiempos muy cerca de lo que hoy es Guadalajara. Guadalajara puede parecer un lugar muy tranquilo donde 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 Guadalajara ha pasado casi de todo. Formó parte en su día de una gran cordillera, como hoy lo son los Andes o el Himalaya. Ha estado ocupada por el mar varias veces, y

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GEOLOGÍA Y PAISAJE DE GUADALAJARA

por distintos mares, todos ellos hoy desaparecidos. También ha tenido volcanes, subaéreos y submarinos, desiertos, arrecifes, saladares, grandes ríos como los de América o Asia, etc. Aquí ha sucedido de todo. Y algo parecido pasa también con las formas del relieve, pues circos glaciares, llanuras intertropicales, terrazas fluviales, etc. informan de otras situaciones también muy diferentes en un pasado algo más cercano. Si las rocas de Guadalajara son leídas como si fueran las páginas de un libro, se obtiene una larga y apasionante historia. Además, todos estos procesos naturales, a los que hoy en día se les denomina geológicos, que en su 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 rocas de sierras como en el Ocejón, y que excavaron valles como el del río Henares, han condicionado posteriormente sobre el territorio las actividades humanas. La agricultura, la ganadería, las comunicaciones, la ubicación y tamaño de las poblaciones, la riqueza, la densidad de población, etc. y, en definitiva, muchas de las facetas de la historia social de Guadalajara han ido evolucionando en buena parte bajo los condicionantes de la composición y configuración geológica de su territorio. No hay duda de que Guadalajara tiene una rica historia, pero no solo desde el paleolítico, sino desde hace 5001000.000 de años. Por ello tiene una rica geodiversidad, que favorece una importante biodiversidad y que propicia una gran riqueza cultural. Esta riqueza cultural, paisajes, historia, economía, gastronomía, etc., diferencia en Guadalajara cuatro comarcas principales: la Serranía, el Señorío de Molina, la Campiña y la Alcarria (fig. 1.1). Por otro lado, y como consecuencia de la evolución geológica de la Placa Ibérica, Guadalajara se asienta sobre tres grandes dominios geológico: el Sistema Central, la Cordillera Ibérica y la Cuenca del Tajo. Como es lógico, hay una cierta relación entre los dominios geológicos y las comarcas, pues cada una de ellas se ubica sobre una unidad geológica, o cuando lo hace sobre varias, sobre una de ellas lo hace en mayor grado y esta le otorga las bases de su singularidad. Cada unidad geológica tiene una composición rocosa, estructura tectónica y orografía diferentes, lo que condiciona una composición paisajística distinta y propicia un desarrollo socioeconómico distinto. La Serranía es la parte norte, que geográficamente pertenece en su mayoría al Sistema Central. Es la comarca con mayor altitud, relieve más agreste y clima más húmedo, incluso con matices atlánticos (Hayedo de

la Tejera Negra). El Sistema Central forma parte del Macizo Ibérico, cimientos rocosos de la Península Ibérica, formado aquí por consistentes rocas metamórficas del Paleozoico (antiguo Sistema Primario*) (fig. 1.2). Es un territorio de raíces históricas castellanas, con arraigadas actividades ganaderas, desarrolladas a favor de su clima y a la imposibilidad de labrar un territorio tan agreste, desnudo de suelos y con roquedos tan duros.

Figura 1.1. Comarcas y dominios geológicos de Guadalajara.

* En geología se utilizan simultáneamente dos tipos de subdivisiones para los materiales de la litosfera. La más antigua es la que diferencia los materiales por su edad (unidades cronoestratigráficas), que es su propiedad subjetiva más importante, pero sin duda subjetiva y por ello sujeta a indeterminaciones y modificaciones. La complejidad de su nomenclatura es fruto de un dilatado proceso histórico. Sus rangos son Eonotemas (los más grandes; Arcaico, Proterozoico y el actual Fanerozoico), Eratemas (Paleozoico, Mesozoico, Cenozoico, y otros siete nombres para las rocas anteriores a -540 Ma), Sistemas (muy utilizados; p. ej., Jurásico, Cretácico, Paleógeno y el actual Neógeno), Series (con nomenclatura muy irregular; p. ej., Liásico, Jurásico superior, Cretácico inferior, Oligoceno, Mioceno, etc.), y Pisos (el más pequeño; p. ej., Toarciense, Albiense, etc.). Esta nomenclatura está controlada por la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS) a través de su Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) y sus precisiones y modificaciones son aprobadas en los Congresos Geológicos Internacionales (el próximo se celebrará en Oslo en este año de 2008). En http://www.stratigraphy.org/ puede consultarse la última versión de la International Stratigraphic Chart. Fuera del ámbito académico y profesional de la geología, resulta una complicación el uso de los mismos términos

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

ria peculiar, con etapas de vinculación a Aragón o Castilla, e incluso con una cierta autonomía. Tiene una distribución muy irregular de los usos del territorio, agrícola, pastoreo o bosque, condicionada por la distribución también muy irregular de las unidades de roca (Formaciones** en el lenguaje geológico) inconsistentes y arables (margas, arenas, etc.) o consistentes y solo aprovechables para ganadería y aprovechamientos forestales (areniscas, calizas, etc.). ** La segunda subdivisión para los materiales de la litosfera es la que diferencia «cuerpos de roca» (unidades litoestratigráficas) por sus propiedades objetivas observables a simple vista, como la composición mineralógica de sus partículas (cuarzo, calcita, yeso, etc.), el tamaño de estas (cantos, granos, etc.), el color, la compacidad, etc. Las unidades así establecidas se denominan genéricamente Grupos (a las mas grandes), Formaciones (las más utilizadas), Miembros y Capas (las más pequeñas) y «reciben un apellido» por su composición y «otro» por la localidad o lugar donde mejor se observan (Formación Calizas de Cuevas Labradas, Fm. Margas de Cerro del Pez, etc.). Ocasionalmente también se usan términos históricos como Bundsanstein, Carniolas, etc. La definición de nuevas unidades de esta clasificación, siguiendo la normativa propuesta por la Guía Estratigráfica Internacional (ISG, http://www.stratigraphy.org/guide.htm) está abierta a la iniciativa individual o colectiva, como sucede en la sistemática botánica y zoológica, y sometida a su aceptación cotidiana por el colectivo científico.

Figura 1.2. Resumen de la Carta Estratigráfica Internacional (enero 2008) de la Comisión Estratigráfica Internacional IUGS (mismos colores y fechas, nomenclatura traducida)

Es importante no confundir este concepto «topológico» (real y territorial) de «Unidad Litoestratigráfica» (p. ej., Formación Arenas de Utrillas) con el concepto «tipológico» (abstracto y composicional) usado en petrología (p. ej., arcosa o lutita). En el primer caso solo se utilizan caracteres generales (p. ej., puede hacerse referencia a grupos de fósiles pero no a especies concretas) perceptibles a simple vista (se admiten las propiedades visibles con una lupa de mano como de unos 5 a 15 aumentos), mientras que en el segundo es imprescindible la determinaciones al microscopio de especialistas, con frecuencia apoyados por análisis químicos.

El Señorío de Molina es la parte oriental, que geográficamente se ubica en la Cordillera Ibérica. Es la comarca de las altas, frías y secas parameras. Geológicamente forma parte del Sistema Ibérico o Cordillera Ibérica, cadena alpina de rango menor, formada aquí principalmente por rocas sedimentarias del Mesozoico (antiguo Sistema Secundario). Es un territorio de histo-

La Alcarria y la Campiña son la parte occidental y meridional de Guadalajara y geográficamente se sitúan en su mayor parte dentro de la Cuenca*** del Tajo. Constituyen la región de menor altitud, más seca y con la mayor proporción de llanuras y relieves suaves. Geológicamente forma parte de la Cuenca del Tajo (o de la Cuenca de Madrid) y está formada por rocas sedimentarias del Cenozoico (antiguos Sistemas Terciario y Cuaternario), entre las que predominan las Formaciones

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inconsistentes. Es un territorio de raíces históricas manchegas, originalmente dependiente de Toledo, con un relieve más moderado que favorece las comunicaciones y un sustrato geológico más favorable a la agricultura. *** El término de «cuenca» se utiliza en geografía para indicar un «territorio rodeado de alturas» (Real Academia Española), en hidrología para definir el «territorio cuyas aguas fluyen a un mismo río, lago o mar» (RAE); y en geología para denominar a un área de la corteza terrestre con hundimiento (subsidencia), actual o pretérito, en la que se acumulan los sedimentos. Es en este último sentido como se utiliza aquí.

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

NE actual (Fig. 1.3). De la erosión de dicho continente, que englobaba zonas situadas actualmente en África occidental y Sudamérica, procedían los aportes a esa plataforma de cantos, arenas y arcillas que más tarde serán transformados en conglomerados, cuarcitas y pizarras. Estos tres elementos paleogeográficos, continente, plataforma y mar, se ubicaban entonces en el hemisferio S y tenían su Polo Norte hacia el actual NW. En el Paleozoico reciente (Fig. 1.4) esta región pasó a ser un territorio emergido, que formaba parte de un nuevo gran continente, Pangea, formado por una gran ortogenia de primera magnitud (Orogenia Varisca o Hercínica), pero el continente (las zonas interiores) estaba hacia el SW actual y los mares más próximos estaban hacia el NE actual.

Figura 1.4. Paleogeografía para el Pérmico lejano, mostrando la agregación de casi todas las masas continentales para formar el «gigacontinente» de Pangea, y en verde, la distribución las áreas de ensamblaje y plegamiento de la Orogenia Varisca o Hercínica. El círculo rojo marca la posición en Pangea del fragmento cortical que se individualizará durante el Mesozoico para dar lugar a la actual Península Ibérica. (Modificado de Blakey 2008). Figura 1.3. Paleogeografía del Cámbrico lejano mostrando la disgregación del «gigacontienente» de Pannotia en tres continentes (NAM, América del Norte; SIB, Asia septentrional; y BAL, Europa septentrional, central y oriental) y un «supercontinente» (GONDW, América del Sur, África, Antártida, Australia, la India, etc.). Las áreas continentales en amarillo (emergidas o cubiertas por mares someros), las dorsales en rojo y las zonas de subducción en azul oscuro. El círculo rojo marca la posición de una de las tres unidades corticales que componen la actual Península Ibérica. (Modificado de Blakey 2008).

El territorio más antiguo de Guadalajara es el Sistema Central, formado aquí por las Sierras de Ayllón, Ocejón, Alto Rey y la Bodera. Son los sedimentos acumulados en una plataforma continental marina muy antigua (Paleozoico lejano) que se abría hacia un océano situado hacia el SO actual y que tenía el continente hacia el

La Cordillera Ibérica es un territorio con una edad intermedia en el que predominan las rocas del Mesozoico. Son los depósitos de llanuras continentales más o menos próximas a la costa, ambientes litorales y, sobre todo, sedimentos de mares poco profundos de aguas cálidas, ya que ocupaba una posición intertropical, con el N hacia NNO actual. Al principio formaba parte del margen continental de Pangea, con las áreas emergidas hacia el OSO actual y los mares hacia el ENE actual (Fig. 1.5). Mas tarde, la mayor parte de lo que es actualmente la Península Ibérica se va a individualizar como una isla, cuya mitad occidental siempre quedará emergida. La Cordillera Ibérica forma parte del margen continental marino del E de dicha isla, que tiene enfren-

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

zoicos, están los depósitos mesozoicos relacionados con la Cordillera Ibérica, y por debajo de ellos, los materiales paleozoicos equivalentes a los del Sistema Central.

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

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

El territorio de la Cordillera Ibérica es abandonado por el mar a finales del Mesozoico y, como consecuencia de la Orogenia Alpina (orogenia de segunda magnitud), adquiere en el Cenozoico un relieve notable, pero no tan importante como el que tuvo en el Paleozoico reciente. Las unidades de roca (Formaciones) del Sistema Central se continúan por debajo de la Cordillera Ibérica y de la Cuenca del Tajo, llegando a aflorar en algunos puntos. De modo parecido, algunas de las Formaciones mesozoicas de la Cordillera Ibérica se continúan bajo la Cuenca del Tajo y, en su día, también cubrieron la parte oriental del Sistema Central, pero han sido en su mayor parte erosionadas posteriormente al elevarse este. La Cuenca del Tajo es el territorio más moderno (Cenozoico) y su origen como una cuenca sedimentaria se debe al levantamiento de la Cordillera Ibérica (Cenozoico temprano o Paleógeno) y del Sistema Central (Cenozoico reciente o Neógeno). Es un área que se hunde progresivamente y que a la vez se rellena gradualmente de los materiales producidos en la erosión de estas dos cordilleras. Sus rocas son depósitos de abanicos aluviales, ríos, humedales, lagos, saladares, todos ellos continentales (Fig. 1.6). Por debajo de estos materiales ceno-

El relieve que tiene actualmente Guadalajara es relativamente reciente. De los relieves originados en la Orogenia Varisca (Paleozoico reciente) no queda nada, y solo la prudencia evita asegurar que «absolutamente nada» (Fig. 1.7). El Sistema Central debe su relieve actual a una fracturación en grandes bloques y al levantamiento de estos por la Orogenia Alpina, en una etapa más reciente (Neógeno). Los relieves de la Cordillera Ibérica originados por la Orogenia Alpina durante el Paleógeno han sido muy erosionados y solo quedan algunas sierras (porque están formadas por materiales más resistentes y/o porque han sido nuevamente elevadas en el Neógeno) y sobre todo llanuras de erosión (parameras). No olvidemos que estamos en el Neógeno y 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 como durante los dos últimos millones de años del Neógeno (el cuestionado**** «Quaternario») se ha desarrollado y encajado una importante red fluvial, que afecta a todo el territorio, presenta una cierta orografía. La erosión fluvial es un proceso intenso y rápido, que también afecta a la Cordillera Ibérica y al Sistema Central, y que

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ha generado relieves espectaculares como las hoces del río Dulce o la garganta del río Cañamares, pero, sobre todo, ha excavado valles tan grandes como el del río Henares. Una visual sobre «La Campiña» desde lo alto del Páramo (Trijueque, Miralrío, Castillo de Torija, Mirabueno, etc.) hasta el pie del Sistema Central da una buena idea de su magnitud. Esta erosión fluvial se ha llevado hasta la plataforma continental portuguesa en solo unos 2 Ma, una cantidad ingente de «toneladas de Guadalajara» (Fig. 1.8).

Figura 1.7. Las grandes unidades geológicas regionales de la Península Ibérica: en rojo los materiales sedimentados y plegados durante el Ciclo Varisco o Hercínico (Paleozoico), en verde los materiales sedimentados y plegados durante el Ciclo Alpino (Mesozoico), en verde más claro los materiales mesozoicos poco o no afectados por la Orogenia Alpina, y en amarillo los sedimentos de las Cuencas Post - Alpinas (Cenozoico). Las líneas rojas muestran las directrices tectónicas de la Orogenia Varisca o Hercínica (casi perpendiculares al relieve de las cordilleras actuales, porque este es de edad alpina) y las líneas verdes muestran las directrices tectónicas de la Ortogenia Alpina (casi paralelas al relieve de las cordilleras). La línea de puntos roja marca los límites de Guadalajara.

**** Actualmente está en cuestión el rango, la individualidad 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 un rango formal), un Periodo-Sistema o un Subperiodo-Subsistema (tampoco es un rango formal); puede ser independiente del Neógeno o formar parte del mismo. En principio parece ser una discrepancia entre los estudiosos de los apilamientos sedimentarios marinos y los continentales, y también entre los que hacen geología física y paleontología humana, que se materializa en la disputa por «el tiempo» del piso Gelasiense, y en la que intervienen ideas e intereses de reconocidas autoridades y de grupos. Se espera alcanzar una solución en el próximo CGI de Oslo-2008 (www.33igc.org).

Los límites geológicos del Sistema Central y de la Cordillera Ibérica con la Cuenca del Tajo no son coincidentes con los límites orográficos. El Sistema Central no siempre empieza a elevarse en su mismo límite con la Cuenca del Tajo, sino que con frecuencia lo hace unos kilómetros hacia su interior. Desde los miradores de Trijueque mirando hacia Valdepeñas de la Sierra o desde el mirador de Miralrío mirando hacia Hiendelaencina, un poco por encima de los cerros y «aproximadamente enrasados» con nuestra altura, se ven al otro lado del gran valle del río Henares las zonas más próximas del Sistema Central, y por detrás de estas, aparecen ya los relieves importantes. Esto es, entre los relieves del Sistema Central y el comienzo de la Cuenca del Tajo se percibe una «rampa» de suave pendiente que enlaza ambos dominios y que en parte está modificada y fragmentada por la erosión fluvial posterior. Ello se explica porque durante el Neógeno reciente, tanto en el Sistema Central como en la Cordillera Ibérica, los relieves de las zonas más próximas a la Cuenca del Tajo fueron erosionados y «rebajados» hasta alcanzar una «cota altimétrica de erosión» en equilibrio con la «cota altimétrica de acumulación» de sedimentos en la Cuenca del Tajo, que viene a ser aproximadamente la altura de los páramos de la Alcarria. La intensidad de los procesos de erosión y transporte de materiales desde el Sistema Central y la Cordillera Ibérica a la Cuenca del Tajo, depende principalmente de la diferencia de altitudes (la actividad tectónica es su causa) y del clima (que aquí no es tenido en cuenta para simplificar la explicación). A lo largo del Neógeno ha habido varias etapas de mayor equilibrio, durante las que se forman llanuras de erosión en las cordilleras (Cordillera Ibérica y Sistema Central) 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 erosionan las llanuras de erosión existentes (en parte o totalmente) y en la Cuenca del Tajo se depositan terrígenos (conglomerados, arenas, arcillas). Una posterior reactivación tectónica del Sistema Central, que no afecta del mismo modo a la Cordillera Ibérica, y una intensa erosión de la Cuenca del Tajo (materiales más inconsistentes) por la red fluvial actual, dejan la estructura orográfica que ahora existe: lo más bajo es la Campiña; por encima y a una altura intermedia están los páramos de La Alcarria, la «rampa» exterior del Sistema Central y la Cordillera Ibérica (los relieves altos no se encuentran hasta muy al interior); y destacando sobre todo lo anterior, los relieves más altos y prominentes de las sierras del Sistema Central.

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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 los cerros de Alarilla o La Muela, El Colmillo e Hita, que son testigos de la altura hasta la que llegaron los depósitos cenozoicos (debieron llegar entre 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 de cuantos de estos materiales se han llevado los ríos Henares y Tajo hasta el Atlántico. En segundo plano, superficies de erosión del Neógeno reciente, articuladas en varios elementos por la posterior erosión de la red fluvial, que vienen altimétricamente a enrasar aproximadamente con 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). En el centro y ocupando la posición más baja aparece el valle del Arroyo de Terraza, que constituye el primer piso de este paisaje. El fondo del valle y hasta la mitad de las laderas afloran las arcillas vinosas y los yesos del Keuper (Formación del Triásico moderno). El valle lo cierran tres cerros, cuyos techos planos configuran el segundo piso del paisaje. La parte superior de los cerros de los lados (a la izquierda Cerro Pelado y a la derecha Cerro Muñeca), con colores pardos y grises, lo forman las Carniolas de Cortes de Tajuña (Formación del tránsito Triásico Jurásico), cuyo techo plano es una superficie de erosión del Neógeno moderno. El relieve del centro que parece cerrar el valle es el Cerro Pedriza, cuya parte inferior está formado también por el Keuper, y la parte superior por las arcillas y calizas lacustres del Neógeno, cuyo techo plano es una superficie de sedimentación algo modificada por una erosión posterior del Neógeno moderno. Al fondo, con tonalidades más oscuras por la densa vegetación, aparece la Sierra de Caldereros (Paleozoico y Buntsandstein), que constituyen el tercer piso del paisaje.

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Por ello, en la mayoría de los relieves y paisajes del centro de la Península Ibérica, se identifican tres pisos morfológicos o grandes elementos del paisaje (fig. 1.9). Unas altas llanuras, que no en todos los sitios son las mismas, ni tienen exactamente la misma edad, ni están a la misma altura sobre los actuales ríos, ni tienen la misma génesis (rampas del Sistema Central, parameras de la Cordillera Ibérica, páramos de la Cuenca del Tajo, rañas, etc.). Por encima de estas llanuras destacan unas sierras, que son más extensas y altas en el Sistema Central por ser su relieve algo más moderno, y son de menor extensión y menor altitud en la Cordillera Ibérica por ser su relieve más antiguo (y son inexistentes en la Cuenca del Tajo). Y por debajo de estas altas llanuras existen grandes valles y campiñas labradas por la red fluvial cuaternaria, que alcanzan su mayor desarrollo en la Cuenca del Tajo. Esta red fluvial se adentra por el Sistema Central y la Cordillera Ibérica, esculpiendo valles estrechos, hoces y gargantas, como la de San Andrés del Congosto o la de Aragosa. 2. LAS VIEJAS ROCAS Y LOS AUSTEROS PAISAJES DEL SISTEMA CENTRAL El Sistema Central o Cordillera Central es un conjunto de sierras y relieves altos con dirección general OSO-

ENE que, a grandes rasgos y con algunas excepciones, separa las cuencas sedimentarias cenozoicas del Duero y del Tajo, y que también hace de frontera de CastillaLeón con Castilla - La Mancha y con Extremadura. Se tiende a utilizar más el término de Sistema Central que el de Cordillera Central porque son relieves macizos, que culminan más veces en altas parameras y penillanuras colgadas que en cresterías propias de las auténticas sierras. Los conceptos orográfico y geológico del Sistema Central son algo diferentes, pues el primero se refiere al conjunto de relieves que destacan sobre las áreas adyacentes más bajas, y el segundo lo hace al territorio formado por rocas más antiguas y consistentes que las zonas vecinas. Bajo la perspectiva geológica, el Sistema Central es un rectángulo de unos 100 x 300 km, desde Atienza a Plasencia (Cáceres), que no tiene individualidad geológica al O de la finalización de las cuencas cenozoicas del Tajo (Campo Arañuelo) y del Duero (Ciudad Rodrigo) y que está parcialmente sumergido bajo la Cuenca del Duero en el área de Sepúlveda (Segovia). Orográficamente es algo más estrecho (casi la mitad) y mucho más largo (como el doble), pues se continúa hacia el O por el interior de Portugal hasta casi el Atlántico (Serra da Estrella).

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

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El Sistema Central tiene una orografía un tanto atípica, pues es a grandes rasgos una sucesión de elevaciones y depresiones subparalelas a la dirección general de la cordillera, en la mayoría de los casos ligeramente oblicuas a la dirección general de esta (fig. 2.1). A mayor detalle, cada una de estas largas y estrechas depresiones y elevaciones, puede presentar su superficie con un suave relieve heredado de su situación anterior de penillanura (fig. 2.2) o con una textura rugosa por haber sido labradas posteriormente por las aguas y los hielos en pequeños valles, barrancos, cerros, cuerdas, etc., con densidades y direcciones variables (fig. 2.3). El Sistema Central tiene por ello una red fluvial peculiar, con largos tramos de los ríos más importantes paralelos o subparalelos a la cordillera (Jerte, valle alto del Lozoya, etc.) y depresiones compartidas por varios ríos a

favor de esas largas y estrechas depresiones (Tormes y Alberche, Adaja y Voltoya, etc.). En una transversal por su zona media, desde la depresión del Tajo al S hasta la depresión del Duero al N, se cruzan hasta siete unidades de relieve: Sierra de San Vicente, Valle del río Tiétar, Sierras del Cabezo el Valle, Valle del río Alberche, Sierra de la Paramera, Valle del río Adaja y Sierra de Ávila. Las unidades orográficas tienen topónimos propios y una individualidad geológica y paisajística más o menos acusada (Sierra de Gata, Valle del Jerte, Sierra de Gredos, Valle de Amblés, Sierra de Ávila, Sierra de Guadarrama, Valle del Lozoya, Sierra de Ayllón, etc.). Esta singular constitución orográfica está íntimamente relacionada con su estructura tectónica y las causas de su génesis.

Figura 2.2. La Paramera de Ávila desde el Collado del Guijo en la Sierra de la Paramera (Sotalvo, Ávila): ejemplo de culminación del relieve en «llanos».

Figura 2.2. El Cuchillar de las Navajas desde la Laguna Grande de Gredos (Navalperal de Tormes, Ávila): ejemplo de culminación del relieve en «picos». Foto Álvaro García

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Durante el Cenozoico, la aproximación de Europa y África hace girar, desplazar y colisionar a las microplacas de los márgenes de ambos continentes (Ibérica, Alborán, Corso-Sarda, Apúlica-Italia, etc.) estrangulando el mar del Tethys y generando el Mediterráneo, en un complejo proceso todavía hoy no totalmente desvelado. Es toda una convulsión geológica y geográfica que se denomina Orogenia Alpina y que en la Península Ibérica tiene su máximo exponente en la colisión de la Placa de Alborán con la Placa Ibérica para formar las Cordilleras Béticas. La Orogenia Alpina, que además formó las cordilleras de los Pirineos, las Catalánides y la Cordillera Ibérica, trajo también consigo la deformación y fracturación del centro y oeste de la Placa Ibérica, y con direcciones parecidas a las Cordilleras Béticas se genera en el Macizo Ibérico* una sucesión de importantes relieves: Sierra Morena, Montes de Toledo, Sistema Central y Cordillera Cantábrica (Fig. 1.7). * Se denomina Macizo Ibérico (o Macizo Hespérico) al territorio de la Península Ibérica ocupado por un conjunto de materiales del Paleozoico anteriores al Carbonífero final: a) que han sido plegados, más o menos metamorfizados y localmente intruidos por plutones durante el Carbonífero en la Orogenia Varisca (o Hercínica), incluyendo los materiales del Proterozoico (o Precámbrico moderno) que por debajo de éstos aparecen en algunas áreas y que pueden estar también afectados por orogenias anteriores; b) que forman una microplaca del ámbito de la gran placa Europea, individualizada de la Pangea durante el Mesozoico; c) que constituyen la más antigua corteza estable de la historia geológica de la Península Ibérica, pues son los primeros materiales en resistir a las orogenias posteriores (Orogenia Alpina) sin plegarse intensamente ni metamorfizarse, y en sustentar sobre ellos a depósitos más modernos (del Carbonífero final al Cenozoico) también sin metamorfizarse ni plegarse intensamente; d) que no han sido divididos y dispersados por orogenias posteriores; y finalmente, e) que constituyen la mayor parte de la superficie de la mitad occidental de la Península Ibérica. No se consideran Macizo Ibérico, pero si pertenecientes a la Placa Ibérica, la mayor parte de los materiales paleozoicos y más antiguos del Pirineo (los más septentrionales pertenecen a la Placa Europea) y la totalidad de los afloramientos paleozoicos y más antiguos de las Catalánides y de la Cordillera Ibérica. Las islas de Menorca, Córcega y Cerdeña, así como los materiales paleozoicos y precámbricos de las Cordilleras Béticas pertenecen a sendas microplacas colindantes con la Placa Ibérica (Placas Corso-Sarda y de Alborán), separadas de Pangea en los mismos tiempos y procesos que la Placa Ibérica.

Por la edad de su relieve y el origen del mismo, estos relieves son «cordilleras alpinas», pues como en los Alpes, Béticas, Pirineos, etc., su elevación se ha producido durante el Cenozoico y esta también ha sido originada por la aproximación de Europa y África durante esos tiempos. La gran diferencia entre estos relieves del Macizo Ibérico (Sierra Morena, Montes de Toledo, Sistema Central y Cordillera Cantábrica) y las cordilleras alpinas genuinas (Cordilleras Béticas, Pirineos, Cordillera Ibérica y Catalánides) es el tipo y edad de las rocas que lo componen. Las cordilleras alpinas propiamente dichas están formadas mayoritariamente por rocas sedimentarias del Mesozoico y del Cenozoico temprano, aunque en sus zonas centrales más elevadas, en las que asoman las rocas más profundas y antiguas, también aparecen rocas sedimentarias, metamórficas y plutónicas del Paleozoico. Por el contrario, las «cordilleras alpinas» del Macizo Ibérico están formadas exclusiva o totalmente por rocas del Paleozoico y más antiguas. El Sistema Central está principalmente constituido por rocas del Precámbrico y del Paleozoico, con predominio de las rocas plutónicas y metamórficas sobre las sedimentarias. Los materiales del Mesozoico y del Cenozoico antiguo, en comparación con las cadenas alpinas genuinas, constituyen una delgada capa de rocas sedimentarias, que originalmente solo se extendieron por la parte oriental de la cordillera (Sierras de Guadarrama y Ayllón). El Sistema Central es la consecuencia de la actividad durante el Cenozoico de grandes fracturas con dirección OSO-ENE de magnitud cortical y en un contexto compresivo, por lo que prevalecen las fallas inversas y el resultado final es una disminución de espacio. Se estima que se ha producido un acortamiento cortical NNOSSE de unos 15 a 60 km, que ha generado un engrosamiento de la corteza en torno a los 10.000 m y una ascensión en la vertical de materiales hasta de unos 3.000 a 5.000 m. Actualmente el centro de la Península Ibérica se sigue levantando unos 2 mm por año, velocidad que permitiría ascender en algo más de un millón de años, desde el río Tajo en Puente del Arzobispo (320 m) hasta la cumbre del Pico del Moro Almanzor en la Sierra de Gredos (2.592 m). En el Sistema Central hay muy pocos datos de geofísica que permitan reconocer su estructura profunda y reconstruir su evolución tectónica, lo que da pie a que se hayan formulado varias hipótesis o modelos (fig. 2.4). Las hipótesis más antiguas, que sitúan su evolución en un contexto distensivo con predominio de las fallas directas, están hoy en día desechadas. Hoy está

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admitido y comprobado por datos de campo que sus dos límites con las Cuencas del Duero y Tajo son sendas fallas inversas, que con inclinación contrapuesta (las fallas del N se sumergen hacia el S y viceversa) se hunden hacia el centro de la cordillera, e igual lo hacen las fallas paralelas a ellas que hay en su interior. La diferencia más importante entre las hipótesis actuales es como se continúan estas fallas en profundidad. Estas pueden perder progresivamente inclinación (buzamiento) hasta colocarse casi subhorizontales en profundidad, en cuyo caso parece más probable que las fallas del borde N pasen por debajo de toda la cordillera (a unos 10.000 a 13.000 m bajo de la superficie) para seguir hacia el S bajo la Cuenca del Tajo (fig. 2.4.A). En ese caso se trataría de un gran cabalgamiento cortical (thrust) que habría desplazado hacia el N la parte alta de la corteza continental superior de la zona meridional de Iberia (Extremadura, Madrid y Castilla-La Mancha) sobre la parte alta de la corteza continental superior de la zona septentrional de Iberia (Castilla-León). Otra posibilidad es que las fallas ganen inclinación en profundidad hasta ponerse subverticales y se continúen hasta el límite entre la corteza rígida (frágil) y la corteza plástica (dúctil), a unos 20 a 30 km bajo la superficie (fig. 2.4.B). En este caso se trataría de una «emersión cortical» (pop-up, es difícil de traducir, es lo que 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 más aceptado. Hay también argumentos para un funcionamiento «en dirección» (desplazamiento en la horizontal sin movimiento vertical significativo) previo de las fracturas. La génesis del Sistema Central es un proceso complejo que se desarrolla durante varias decenas de millones de años (probablemente está todavía inconcluso), en el que se crean e intervienen muchas fracturas y que desde el principio simultanea levantamiento y erosión. Es también un proceso cambiante, con episodios muy activos y etapas más relajadas, con variaciones en las direcciones de esfuerzos y desarrollo, en el que no solo hay procesos compresivos, sino también transcurrentes y en dirección. Todo ello genera una orografía múltiple con zonas más elevadas y otras menos (elevaciones y depresiones paralelas), con oblicuidad de unas direcciones tectónicas respecto a otras y condiciona el desarrollo de una red fluvial atípica (ríos paralelos, varios ríos compartiendo una misma zona deprimida, etc.). Paisajísticamente lo más sorprendente es la elevación hasta cotas muy altas de antiguas penillanuras y llanuras costeras, para dar lugar a las altas parameras (Paramera de Ávila) y a cumbres planas («cabezas planas» parece ser la etimología de Peñalara, la cumbre mas alta de la Sierra de Guadarrama).

Figura 2.4. Modelos de estructura tectónica alpina del Sistema Central: A) mod. de Warburton y Álvarez, 1989; B) mod. de De Vicente et al., 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 formada por materiales del Pérmico al Cretácico (sólo los actualmente presentes para el modelo A, todos los existentes en su día para el modelo B) anteriores a la Orogenia Alpina y que por la fracturación del zócalo varisco en dicha orogenia tienen su deformación y fracturación; en amarillo los materiales del Cenozoico contemporáneos y posteriores a la Orogenia Alpina.

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

rras, areniscas finas, algún conglomerado y en menor proporción vulcanitas y calizas (es el llamado «Complejo Esquisto-grauváquico»). Hay también granitos de edad carbonífera, que son más abundantes hacia el O. Con un límite convencional, le sigue hacia el E un sector central de extensión algo menor y que se corresponde a grandes rasgos con la Sierra de Gredos. Los granitos son con mucho las rocas más abundantes y

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

El zócalo varisco está formado por rocas sedimentarias, metamórficas y plutónicas del Proterozoico reciente y Paleozoico y, en función de que tipos de rocas sean más abundantes, se diferencian en el Sistema Central cuatro sectores. El sector occidental, que comprende la Sierra de Gata y la Sierra de la Estrella en Portugal, es muy extenso y principalmente pizarroso (fig. 2.6). Predominan las rocas sedimentarias poco metamórficas del Proterozoico superior, habiéndose reconocido hasta 11.000 m de espesor (antes del plegamiento) de piza-

solo en pequeños sectores afloran conjuntos metamórficos de probable edad inicial proterozoico (esquistos, «mármoles» de silicatos cálcicos, micacitas, etc.). Sus paisajes más característicos son los modelados glaciares generados a favor de la mayor altitud de esta zona y los berrocales desarrollados a partir de su litología granítica (fig. 2.7).

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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 del Proterozoico reciente.

7. Paisaje glaciar en Gredos: vista hacia el N del valle excavado por los hielos en los granitos de la Garganta de Gredos (NavalpeFigura 2.7 ral de Tormes, Ávila). Foto Á. García Cañada.

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También con un límite convencional le sucede hacia el E el sector centroriental, que en líneas generales se corresponde con la Sierra de Guadarrama (aproximadamente desde el meridiano de La Cañada al de Somosierra). Es litológicamente el sector más variado y tectónicamente más complejo, pues afloran en superficie partes más profundas de la cordillera varisca. Estos materiales debieron de llegar a estar dentro del «Orógeno Varisco»* en el entorno de los 10 km de profundidad, con temperaturas de unos 600 a 700 ºC (temperatura de fusión del hierro a presión ambiental), presiones del orden de 6 a 7 Kb (unas 6.500 atmósferas, la que soportaría un submarinista si se sumergiera a unos 50 km) y durante algunos millones de años, lo que supone una capacidad casi infinita para desarrollar reacciones químicas, por muy lentas que estas sean y por muy sólidos que estén los reactivos. Las rocas más abundantes son los gneises con grandes cristales de feldespatos (gneises glandulares), que son ortoneises porque su roca original habría sido ígnea (fundida) y probablemente plútónica (granitos). La edad de estos granitos originales parece ser Paleozoico lejano (Ordovícico) y la edad del metamorfismo que los transforma en gneises es Paleozoico reciente (Carbonífero) (Fig. 2.8). Hay también rocas metamórficas derivadas de sucesiones sedimentarias (esquistos, «mármoles» de silicatos cálcicos, micacitas, etc.) de probable edad Proterozoico final a

Paleozoico inicial (Cámbrico). Por encima, y tan solo en la Sierra de Ojos Albos) aparecen rocas sedimentarias poco metamorfizadas del Precámbrico-Cámbrico sobre las que descansa en discordancia la Cuarcita Armoricana** (Ordovícico). Por último hay varios y grandes plutones 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 geológico», con una primera etapa de cuenca sedimentaria con acumulación de depósitos, una segunda etapa de acortamiento del espacio con transformación (metamorfismo) y deformación (plegamiento y fracturación) de los materiales, y una tercera etapa de levantamiento con generación del relieve. El Orógeno Varisco está entre los de mayor magnitud en la historia de la Tierra. Los Alpes son también un orógeno, las Cordilleras Béticas lo son un poco menos o lo es de segunda magnitud (el acortamiento de espacio es más modesto), los Pirineos lo son todavía un poco menos o lo es de tercera magnitud, y la Cordillera Ibérica es discutible que lo sea (la deformación es moderada y no hay metamorfismo alpino, salvo un ligerísimo episodio en Cameros). Y sin ninguna duda, no son orógenos los relieves alpinos del Macizo Ibérico (Sª Morena, Montes de Toledo, Sistema Central y Cordillera Cantábrica), pues además de no haber metamorfismo alpino, falta toda la primera etapa de auténtica cuenca sedimentaria.

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.

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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 Venturada (Madrid). Foto R. Giménez.

** La Cuarcita Armoricana es una conocida formación del Ordovícico (Paleozoico lejano) del Macizo Ibérico y del Macizo Armoricano (su equivalente en Francia). Son arenas litorales y marinas someras, transformadas por un leve metamorfismo en durísimas cuarcitas, que resaltan en el relieve y destacan en los paisajes. Forma en España los relieves prominentes de Despeñaperros, Sierra de Hornachos, Monfragüe, Cabañeros, las cumbres de los Montes de Toledo, etc. En las zonas medias del Macizo Ibérico (desde la Cordillera Cantábrica de Asturias occidental y León, hasta los Picos de Aroche y Sierra de Aracena en Sierra Morena) aparece sobre el Cámbrico y Precámbrico por medio de una discordancia, denominada Toledánica y también Sárdica (respectivamente por Toledo y Cerdeña) que es contemporánea con una importante orogenia en la costa E de Norteamérica (Orogenia Tacónica).

Más al Este, de Torrelaguna a Riaza, sobre las laderas occidentales de la Sierra de Ayllón, aparece una gran fractura varisca (Carbonífero), pero aquí solo se observa su traza más profunda y por ello de comportamiento dúctil (plástico), con unos 10 km de anchura y un complejo cortejo de rocas metamórficas con un variado espectro de silicatos, por lo que es un territorio mítico para los coleccionistas de minerales (estaurolitas, distenas, andalucitas, sillimanitas, granates, rutilos, turmalinas, etc.). Es la Falla de la Berzosa (Berzosa de Lozoya),

que separa zonas mas profundas del orógeno varisco al O (Sierra de Guadarrama) de zonas menos profundas del mismo al E (Sierra de Ayllón). A continuación y hacia el E aparece el sector más oriental del zócalo varisco del Sistema Central, que coincide aproximadamente con la Sierra de Ayllón Sierra de La Bodera, y que es la parte del Sistema Central que pertenece a Guadalajara (fig. 2.10). La Orogenia Varisca o Hercínica generó el Macizo Hespérico con un relieve muy importante, comparable al que hoy tienen los Andes o incluso el Himalaya (se estima que por razones físicas no es posible en la superficie terrestre la formación de relieves sensiblemente más altos a los que hoy tiene el Himalaya). El proceso de estructuración y elevación de una cordillera se extiende durante decenas de millones de años, pero desde el mismo momento que estos comienzan, empiezan también a actuar los agentes erosivos. Si el Himalaya dejara de ascender y se erosionara a la velocidad que actualmente se está abriendo el Atlántico, que viene a ser la misma velocidad con la que crecen las uñas de los humanos, se transformaría en una llanura costera en menos de ½ Ma. La Cordillera Varisca empezó a formarse hace unos 300 Ma (hacia la mitad del Carbonífero, Paleozoico antiguo), pero 50 Ma de más tarde, cuando se inicia el Triásico (Mesozoico antiguo) ya no

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quedaba casi nada de su majestuoso relieve. Más tarde, en el Mesozoico reciente (hace unos 90 Ma, Cretácico moderno), una orografía bastante llana y al nivel de los mares de entonces, igualaba en el Sistema Central las rocas que habían estado entre unos 10.000 m (sector de Guadarrama) y unos 5.000 m (sector de Sierra de Gata o de Sierra de Ayllón) por debajo de la superficie. Estos datos permiten tener una mejor idea de la magnitud de la erosión de la «Cordillera Varisca» y de la importancia de la falla de La Berzosa. En el sector de la Sierra de Ayllón Sierra de la Bodera aparecen las rocas más antiguas y tectónicamente más profundas de Guadalajara, que a su vez son las rocas variscas menos antiguas y tectónicamente menos profundas del zócalo del Sistema Central (porque durante la orogenia fueron «sumergidas» dentro de la corteza a menor profundidad). Originalmente fue un potente apilamiento de sedimentos marinos (unos 5.000 m de espesor), formado principalmente por formaciones arcillosas y formaciones arenosas, estas últimas menos importantes, que contenía en la parte basal un cuerpo granítico (emplazado algo más tarde) y un potente conjunto de rocas volcánicas ácidas. Además hay varios pequeños cuerpos de roca de margas y calizas dispersos por todo el apilamiento. Estos materiales se acumularon desde el Precámbrico más reciente y durante todo el Paleozoico antiguo y fueron plegados, fallados y metamorfizados por la Orogenia Varisca o Hercínica hacia la mitad del Paleozoico reciente (en el Carbonífero). Las rocas y sedimentos anteriormente descritos fueron entonces transformados respectivamente 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 antiguas de esta sucesión presentan un metamorfismo más intenso que las rocas más altas y modernas, en las que incluso pueden encontrarse algunos fósiles (fig. 2.10). Llegados a este punto, se necesita un poco de perspectiva global. Entre el Proterozoico reciente y el Paleozoico, la Tierra completa un Ciclo Supercontinental o Ciclo de Wilson (Tuzo Wilson es uno de los padres de la Tectónica de Placas). En el Proterozoico reciente, un «gigacontinente» que comprende todas las áreas continentales (para unos autores hacia los 900 Ma y se denomina Rodinia, que significa «mi tierra» en ruso; para otros autores hacia los 600 Ma y se denomina Pannotia, que significa en griego «todo al sur») se fractura y disgrega en varias placas continentales. Durante el Paleozoico antiguo prosigue la disgregación y dispersión de más placas, pero otras ya comienzan a colisionar y soldarse, formando otras placas mayores. En el Paleozoico moderno terminan colisionando y soldándose casi todas las placas continentales existentes (Orogenia Varisca o Hercínica) para formar otro «gigacontinente» al que llamamos Pangea (en griego «todo tierra»). Evidentemente, cuando las placas se unen para formar Pangea no lo hacen en el mismo orden y posición geográfica que cuando estaban en Rodinia o Pannotia. Por eso cabe preguntarse por donde andaba la Península Ibérica, y Guadalajara con ella, en aquellos tiempos (Fig. 2.11). Una vez más, la respuesta está escrita en las páginas de piedra del libro de la historia de la Tierra, pero esta cuestión está resultando algo difícil de leer***.

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 del Hayedo de la Tejera Negra. Foto R. Giménez.

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ciones de rocas afines al gneis en las que se pueden reconocer estructuras volcánicas, también metamorfizadas (ignimbritas, tobas, vidrios volcánicos, etc.). Y también, el cuerpo de roca del Ollo de Sapo aparece sobre el terreno y la cartografía, intercalado entre conjuntos de rocas sedimentarias más o menos metamorfizadas. Por todo ello es fácil deducir que las rocas del Ollo de Sapo fueron originalmente rocas volcánicas y, por su riqueza en cuarzo, de carácter ácido (riolitas). El mismo metamorfismo que convirtió las arcillas, arenas, calizas, margas, etc. en esquistos y pizarras, cuarcitas, mármoles, anfibolitas, etc., es el que transformó a las riolitas en los gneises del Ollo de Sapo (metariolitas), y también transformó a unos granitos 20 Ma más jóvenes en otro cuerpo de roca de gneises (Fm. Antoñita en la región de Hiendelaencina). Figura 2.11. Reconstrucción de la geografía de la Tierra para hace 750 Ma (Proterozoico, Precámbrico) mostrando la distribución de los continentes (gris), las áreas con actividad orogénica (gris oscuro) y las zonas de conexión continental (blanco). El recuadro indica la posición geográfica en el margen del supercontinente de Rodinia de una unidad cortical del Macizo Ibérico (Ofiolita de Purrido, hoy en el Cabo Ortegal). Sánchez Martínez et al. 2006.

*** La idea más aceptada hoy en día es que el fragmento cortical que se individualiza durante el Mesozoico del «gigacontinente» de Gondwana para constituir el núcleo de la Península Ibérica, estaba formado por tres unidades corticales de procedencia geográfica distinta, unidas por dos bandas de sutura generadas durante la Orogenia Varisca (Paleozoico reciente). Por ello, en los mapas geográficos anteriores a la Orogenia Varisca (mapas paleogeográficos), los territorios paleozoicos que hoy componen el Macizo Ibérico aparecen dispersos por tres áreas distintas del globo.

2.1.a) Los circones del Ollo de Sapo Ollo de Sapo es el nombre que un geólogo gallego dio a un tipo de gneis (roca metamórfica) por contener pequeños cuarzos azulados («ojo de sapo» en gallego). Pero su propiedad más destacada y por la que es más conocido, es por presentar gruesos cristales de hasta de 15 cm de feldespatos, mal conformados y con límites difusos (glándulas) (fig. 2.12). Es sin duda un «ortogneis» (roca metamórfica procedente de una roca endógena) por su contenido alto en feldespatos y bajo en micas (los paragneises proceden del metamorfismo de sucesiones sedimentarias y son ricas en micas). Además, el cuerpo de roca del Ollo de Sapo, de casi 1.000 m de espesor, contiene en algunos pocos lugares intercala-

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

El Ollo de Sapo aparece en el Macizo Ibérico a lo largo de una franja de unas decenas de kilómetros de ancho en Lugo y Zamora, que supuestamente se continúa bajo los depósitos cenozoicos de la Cuenca del Duero (Salamanca y Segovia), para emerger en esta zona oriental del Macizo Central de la Sierra de Ayllón.

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Cuando sus roquedos afloran en el paisaje, da lugar a morfologías aborregadas próximas a los berrocales, que destacan entre los paisajes de esquistos y pizarras que los acompañan. Por ello hay cierta convergencia entre los paisajes de algunas áreas de la Ribeira Sacra, la región de Sanabria y las zonas de El Cardoso e Hiendelancina. Pero para la historia de Guadalajara, quizá lo más importante del Ollo de Sapo (Formación Hiendelaencina o Congostrina) son sus circones. El circón es un mineral (silicato de zirconio), que se encuentra con relativa frecuencia, pero en muy pequeñas proporciones, en casi todo tipo de rocas. Y ello lo hace a favor de la conjunción de varias propiedades: es muy resistente a la alteración química; es bastante resistente al desgaste mecánico; y también es muy resistente al calor, pues funde o cristaliza en el entorno los 1.600ºC. En las rocas ígneas (o fundidas; esto es, plutónicas y volcánicas) el circón es el primero o uno de los primeros minerales en cristalizar cuando se empieza a enfriar el magma, por su alta temperatura de fusión-cristalización. Por la misma razón, cuando una roca se funde para formar un magma, el circón es el último mineral en fundirse, y con relativa frecuencia, no se llega a fundir del todo. Por eso en bastantes rocas plutónicas y volcánicas se encuentran circones con varios halos de recrecimientos sucesivos, procedentes cada uno de ellos de los distintos procesos de solidificación en los diferentes magmas o rocas en los que han estado implicados. En las rocas sedimentarias, conglomerados y arenas, los circones solo se encuentran como partículas transportadas desde otras rocas.

Además, el circón contiene frecuentemente isótopos de elementos radioactivos (principalmente Torio y Uranio), lo que le convierte en un «reloj geoquímico» de la edad de su solidificación, o mejor dicho, de las muchas edades de fusión-cristalización acaecidas durante las varias etapas (e incluso ciclos geológicos) en los que se ha podido ver involucrado, y que se conservan como sucesivas bandas de recrecimiento (fig. 2.13). Como en los procesos sedimentarios no se forma circón, en las rocas sedimentarias detríticas (conglomerados y arenas) el circón aporta la edad de la roca que se erosionó para dar origen al sedimento («roca madre»). Pero todavía hay más. Los circones contienen también pequeñas cantidades de otros elementos químicos y de sus isótopos, como Neodimio, Rubidio, Estroncio, etc., que además de ayudar a determinar su edad, permiten establecer relaciones espaciales con otros cuerpos de rocas endógenos y con dominios geográficos formados preferentemente por rocas endógenas (orógenos y agregaciones de masa continentales muy antiguas) como la Amazonia, África central, etc. Los circones del Ollo de Sapo de Hiendelaencina, o para ser más rigurosos, el contenido isotópico de sus bandas 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 solidificación de las riolitas. Hasta aquí todo normal, pero lo extraordinario es que también aparecen otras fechas. Le siguen en orden de frecuencia (hacia las zonas más internas y antiguas de los cristales) las edades de 603

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

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Ma (Ediacárico, periodo más reciente del Precámbrico, muy conocido por su fauna primitiva descubierta en Australia), - 675 Ma (Cryogénico, otro periodo muy famoso por sus glaciaciones globales) y - 875 Ma (Tónico, periodo caracterizado por el estiramiento de la corteza continental y el desarrollo de plataformas). Esporádicamente, alguno de ellos aporta edades del entorno de los -2.000 Ma (Orosírico, periodo del Proterozoico temprano caracterizado por la construcción de montañas). Estos cristales de circón, aunque escasos e inapreciables a simple vista, son los componentes geológicos más antiguos de lo que hoy es Guadalajara. Son los primeros y más veteranos guadalajareños. Y además arrastran una «historia interminable», pues han estado involucrados en otros acontecimientos magmáticos, muy probablemente ligados a grandes eventos orogénicos, y ellos también han debido de formar parte de al menos tres gigacontinentes (Rodinia, Pannotia y Pangea). Los circones son casi siempre una segura caja de sorpresas. En un afloramiento del Ollo de Sapo en Zamora, además de las fechas ya indicadas, se han obtenido edades en el entorno de los 3.100 Ma (Arcaico, los tiempos anteriores a la Tectónica de Placas) y afinidades geoquímicas con África occidental, mientras que otros afloramientos de la Zona Centroibérica (la gran unidad regional del Macizo Ibérico que contiene al Dominio del Ollo de Sapo) muestran afinidades con la Amazonia. Los materiales de origen terrestre más antiguos hallados hasta ahora, son también unos circones del O de Australia (Mont Narryer y Jack Hills) que aportan unas edades radiométricas de hasta -4.400 Ma (Hádico) y que aparecen como partículas detríticas dentro de un metaconglomerado que proporciona una edad radiométrica de 3.000 Ma (Arcaico). 2.1.b) Las rocas más antiguas Las rocas más antiguas de la Tierra se han reconocido en el NO de Canadá, a 275 km al N de la localidad de Yellowknife, dentro de la provincia de los Territorios Noroccidentales. En origen eran unos granitos, cuyos circones aportan hoy en día edades radiometricas de -4.030 Ma (Hádico final Arcaico inicial). Un proceso orogénico posterior de hace 3.370 Ma los convirtió en los gneises que pueden observarse ahora y que constituyen la Formación Acasta. Las rocas más antiguas de Guadalajara son las que componen la Formación Angón que puede observarse en superficie al NO de dicha población en la zona de Las Vereas, Los Zorros y Majadahonda, con un total de tan

solo 3 km2 de afloramiento. Se trata de un conjunto de areniscas con intercalaciones de arcillas, margas y calizas, que la Orogenia Varisca nos ha dejado convertidas en cuarcitas de diversos tipos (microconglomeráticas, feldespáticas, micáceas, con laminaciones, etc.) con intercalaciones de otros tipos de rocas metamórficas (micacitas, anfibolitas) y calizas. No se dispone de ningún dato radiométrico ni paleontológico de su edad, pero como aparecen varios cientos de metros por debajo (se entiende que estratigráficamente, esto es, una vez reconstruido el orden original de las Formaciones antes del plegamiento) de los gneises del Ollo de Sapo, que son de edad Ordovícico (Paleozoico lejano no basal), se les 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, y en relación con la elevación del relieve de la Cordillera (Carbonífero Pérmico), se desarrollaron fracturas en dirección (con desplazamientos en la horizontal) y distensivas («abiertas») que fueron rellenadas por los precipitados arrastrados hacia la superficie por líquidos y vapores, a altas temperaturas y presiones, procedentes de la actividad magmática. En esta región de Hiendelaencina debieron de llegar a tener conexión con áreas tan profundas de la corteza como para que estos filones que las rellenaron llegaran a contener minerales de plata y hasta de oro nativo en la vecina localidad de la Nava de Jadraque. Es todo un tesoro que fue explotado intermitentemente desde mediados del s.XIX hasta principios del s.XX. La «fiebre de la plata» de Guadalajara excavó más de 200 pozos, algunos hasta casi 700 m de profundidad, hizo en algunos momentos crecer a la población de la zona hasta superar los 8.000 habitantes y extrajo más de 275.000 kilos de plata. De todo ello hoy queda un impacto minero, con escombreras donde todavía es posible encontrar alguna pequeña partícula de mineral de plata, algunos elementos de arqueología industrial y urbana, y una población de algo más de 100 habitantes. Hiendelaencina es un topónimo muy hermoso y a la vez austero, como sus paisajes de coloraciones intensas y tonos oscuros, con mesetas, barrancos, prados y roquedos, que enlazan armónicamente con la Sierra de Alto Rey. 2.1.d) Cuarcitas y chorreras al pie del Ocejón Los pliegues y relieves de la Cordillera Varisca debieron tener aquí una dirección original aproximada NO-SE

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que luego por el giro de la Península Ibérica durante el Ciclo Alpino en sentido contrario a las agujas del reloj (giro sinestral), se han colocado casi N-S. Ahora solo se pueden apreciar los pliegues, porque del relieve varisco ya no queda nada, despareció antes del Triásico. Esos pliegues hoy N-S son además los responsables de que tras el arrasamiento del relieve varisco quedaran aflorando bandas de varios kilómetros de ancho de afloramientos en los que en unos casos predominan las formaciones pizarrosas y en otras lo hacen las formaciones cuarcíticas. Como las cuarcitas son más resistentes a la erosión que las pizarras, y desde el Triásico hasta la actualidad se han sucedido varias y dilatadas etapas de erosión, a favor de estas bandas de afloramientos de pizarras o de cuarcitas, se ha venido desarrollando una orografía de «sierras» y «valles» de dirección N-S. Esta orografía N-S de origen litológico es casi perpendicular a la posterior estructura general del Sistema Central, de dirección ONO-ESE, de origen estructural y edad alpina (Cenozoico). La yuxtaposición de ambas directrices orográficas en este sector oriental del Sistema Central, hace que el conjunto de las Sierras de Ayllón Ocejón - Alto Rey- La Bodera, tengan una estructura del relieve mucho más compleja e irregular que los otros sectores del Sistema Central (Guadarrama y Gredos), que tienen una composición litológica y estructura orográfica más

uniforme, casi exclusivamente controlada por la tectónica alpina. Esta orografía compleja, un clima muy severo y un terreno pedregoso, han propiciado una densidad de población muy baja, agrupada en pequeños núcleos, distantes, mal comunicados (muchos de ellos sin carretera hasta época muy reciente), con pocos recursos, con infraestructuras y servicios asistenciales de subsistencia o ausentes. Tras la emigración masiva de la primera mitad del s.XX, varios de ellos fueron abandonados, para ser luego revalorizados y rehabilitados en la segunda mitad del s.XX con el desarrollo del turismo rural. La zona recibió entonces el apelativo turístico de «La Sierra Negra», término no utilizado por su población, acuñado por arquitectos y otros colectivos cultos amantes de la región, derivado del uso la pizarra en su arquitectura tradicional (fig. 2.14). Pero esta región es quizás mucho más que una Sierra Negra. Es la integración de muchas cosas. De una estructura orográfica laberíntica, con formas agudas en sus cresterías cuarcíticas y con formas oblongas en sus lomas pizarrosas. De valles unas veces encajados y otras abiertos, con un bajísimo impacto agrícola. De un substrato rocoso oscuro (las micas generadas por el «suave metamorfismo» varisco), con una vegetación relativamente abundante (es la vertiente de solana más sep-

Figura 2.14. Paisaje típico de la denominada «Sierra Negra», llamada así por el color oscuro de sus poblaciones edificadas con pizarra. Vista hacia 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 cuarcitas y las cubiertas por vegetación están constituidas por pizarras.

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tentrional y húmeda del Sistema Central). Y de una escasa población dispersa en pequeños núcleos muy integrados en el paisaje (una integración venida a menos por la teja y algunos «crímenes constructivos»). Un lugar emblemático es el entorno del Pico Ocejón. Su acusado relieve, visible desde largas distancias, la impronta en el paisaje de los bancos de cuarcitas, con sus colores (más bien, los de sus líquenes específicos), sus pliegues variscos, las caídas de agua del Arroyo de la Chorrera y la población de Valverde de los Arroyos, forman un conjunto muy representativo. Pero en esta parte del Sistema Central hay también otros muchos entornos de gran valor, aunque son mucho menos accesibles. 2.1.e) Los tres ríos rebeldes Los cursos de agua tienden a fluir desde las alturas hacia las cotas más bajas, pero los avatares de la historia, y la historia geológica no iba a ser menos, parecen a veces propiciar lo imposible. La Sierra de Alto Rey es aquí el eje varisco de ese «superanticlinal» del Sistema Central y es también la cuerda de cumbres más alta de esa zona, y en lógica, los ríos que nacen en su vertiente N deberían fluir hacia la Cuenca del Duero y los ríos que nacen en su vertiente S lo deberían hacer hacia la Cuenca del Tajo. Pero no en todos los casos es así. Hay

tres ríos, Sorbe, Bornova y Cañamares que nacen en la vertiente N de la línea de cumbres Alto Rey - La Bodera y vierten sus aguas a la Cuenca del Tajo. El río Sorbe es el más occidental y nace en lo más alto de la sierra de Ayllón, al pie del Pico Buitrera (2.046 m) en pleno Parque Natural de la Tejera Negra, bajo la denominación de río Lillas (fig. 2.15). Por esta ya mencionada complejidad de la estructura orográfica del Sistema Central, en lugar de tomar una dirección directa hacia el S en busca del río Henares, su cauce recorre 15 km hacia el E para luego girar hacia el S y cruzar la línea de cumbres entre el Macizo del Ocejón y la Sierra de Alto Rey (fig. 2.16), para, tras remansar en el Embalse del Pozo de los Ramos y en el de Beleña, desembocar en el Henares frente a Alarilla. El río Bornova nace entre las poblaciones de Galve de Sorbe y de Condemios de Arriba, entre Sierra Pela al N (materiales mesozoicos y cenozoicos) y la Sierra de Alto Rey al S (materiales Paleozoicos); atraviesa la línea de cumbres entre la Sierra de Alto Rey y la Sierra de la Bodera cerca de la población de Prádena de Atienza, recorre unos 13 km también hacia el E y tras girar hacia el S a la altura de Ujados, cruza por Prádena de Atienza la línea de cumbres por el E de la Sierra de Alto Rey; se remansa en el Embalse de Alcorlo y acaba desembocando también en el río Henares, entre las localidades de Jadraque y Carrascosa.

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

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El río Cañamares es el más oriental y se puede considerar que nace en las inmediaciones de la población de Cañamares, o según se considere cual es el arroyo de su cabecera, se puede hacer llegar su nacimiento hasta las proximidades de Hijes, Miedes de Atienza o Bañuelos, en la Sierra del Bulejo (materiales mesozoicos); atraviesa la línea de cumbres de materiales variscos de esta zona del Sistema Central por la Sierra de La Bodera, cerca de la población de Naharros y, tras el reposo obligatorio del Embalse de Pálmaces, desemboca asimismo en el río Henares, algo aguas arriba de Jadraque.

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

¿Qué ha pasado para llegar a esta situación? Hay varias posibilidades. La primera es que los ríos circulasen hace mucho tiempo aproximadamente en esa misma dirección (quizás sobre materiales del Mesozoico posteriormente erosionados), pero a cotas por lo menos 400 m más altas que las actuales (a la altura de las hombreras más próximas) o muy probablemente incluso quizás hasta 900 m más altas (a la altura de las cumbres más altas). Los ríos en su labor erosiva fueron profundizando su valle en los materiales del Cenozoico y Mesozoico y cuando tropezaron en su fondo con las rocas más duras del Paleozoico no desviaron su dirección y con tiempo y eficacia las fueron horadando. Es lo que en geomorfología fluvial se denomina «sobreimposición».

Los ríos se han ido encajando y ponen al descubierto una configuración geológica anterior a ellos. No es la más probable, pues ni por la Cuenca del Duero ni la del Tajo han circulado ríos a tales altitudes. Otra posibilidad es que los ríos circulasen ya antes en esa misma dirección y sentido, es posible que incluso a las mismas cotas que actualmente y lo que se haya ido levantando sea esta «tecla» del Sistema Central (Ocejón Alto Rey La Bodera), pero a una velocidad menor que la velocidad de erosión de los ríos sobre sus fondos de valle. Los ríos tampoco tuvieron porqué desviar su dirección, solo tuvieron que trabajar un poco más el fondo de su cauce en algunos tramos. En geomorfología fluvial es lo que se conoce por «antecedencia». Los ríos se han impuesto a la elevación del relieve (fig. 2.17).

Figura 2.17. 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 Bornova tienen una parte de su trazado en dirección O-E, circulando ambos dentro de una depresión erosiva, que con esa misma dirección, ha sido labrada en su mayor parte sobre los materiales más inconsistentes del Triásico (Keuper sobre todo) y de la parte más bajar del Cretácico (Utrillas principalmente) desde Cantalojas hasta Atienza (fig. 2.18). En unos determinados puntos, ambos ríos giran bruscamente su dirección a N-S y cruzan los relieves del eje Ocejón Alto Rey La Bodera por lugares distintos. Quizás la explicación más sencilla sea suponer la existencia de un muy antiguo río Lillas,

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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 del Caballo (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 antiguo río «Lillas» pudo circular por aquí, a una altura mayor por estar el valle menos erosionado, camino del Alto Henares o de la Cuenca del Duero.

principal artífice de la mencionada depresión, que circulaba en dirección O-E desde la Tejera Negra por las poblaciones de Cantalojas, los Condemios y Atienza, hasta no se sabe donde, quizás hasta integrarse en la red fluvial del río Duero o en el curso alto del río Henares, etc. Un posterior proceso de rejuvenecimiento del relieve del eje Ocejón Alto Rey La Bodera, por levantamiento progresivo de esta parte del Sistema Central, reactivó la erosión remontante de las redes fluviales de sus laderas meridionales, hasta el punto que tres de sus ríos que gozaron de las condiciones más favorables, pudieran llegar a capturar por tres puntos al muy antiguo y gran río Lillas.

Mesozoico (Triásico y Cretácico) y Cenozoico. Estos depósitos fueron acumulados bajo distintas condiciones ambientales: depresiones intramontañosas, grandes ríos del tamaño del Amazonas o el Amarillo, mares interiores salinos casi sin vida, llanuras litorales, mares tropicales poco profundos y llenos de vida, mares con una importante lámina de agua y conectados con áreas oceánicas, lagos dulces y salinos, etc. La presencia aquí de estos conjuntos rocosos, la variedad de sus características y la disparidad de sus orígenes, tienen tres causas principales: la evolución tectónica de esta parte del mundo, los distintos climas que se sucedieron y las variaciones globales del nivel de los mares que se produjeron durante estos casi 300 Ma.

2.2. La cobertera post-varisca del Sistema Central

2.2.a) Los incunables del Pérmico

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

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

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ro y principios del Pérmico. Pero en una gran cordillera no todo son picos, crestas y cuerdas. A las últimas etapas compresivas le suceden fracturas transcurrentes y distensivas, que dan lugar pequeñas depresiones que se rellenan rápidamente de sedimentos a favor de los importantes relieves circundantes. En la historia geológica de la Península Ibérica, estos materiales del Pérmico ocupan una posición un tanto ambigua, pues son de edad paleozoica pero, al igual que los materiales del Mesozoico, no están afectados ni por el metamorfismo ni por la esquistosidad**** varisca. Tampoco constituyen el relleno de cuencas sedimentarias propiamente alpinas, y por eso afloran dispersos y de un modo un tanto anárquico por el Macizo Ibérico y las Cordilleras Alpinas, sin relación clara con la paleogeografía ni con las estructuras variscas o alpinas*****. Los pequeños afloramientos de sedimentos pérmicos de Valdesotos, Retiendas, Tamajón y Pálmaces, son auténticos «incunables geológicos», pues son huellas tangibles de este tipo de sedimentos y de situaciones que solo excepcionalmente se conservan para la posteridad (fig. 2.19).

**** Los campos de esfuerzos tectónicos que actúan durante las orogenias pliegan y fracturan a gran escala a los materiales (Formaciones y conjuntos de Formaciones) en determinadas direcciones, pero además, también actúan a pequeña escala sobre los granos y cristales que las componen. Como el viento, las corrientes de agua o el oleaje, los orientan a las direcciones menos resistentes, unas veces solo mediante giros y, las más de ellas, acompañado de disoluciones en una dirección y de crecimientos en la contraria. Como consecuencia de esta «reorientación» de granos y partículas, las rocas adquieren una «foliación», «esquistosidad» o «pizarrosidad» (estrictamente no son lo mismo). En las rocas sedimentarias, esta nueva estructuración puede esbozarse bajo la laminación sedimentaria, superponerse a ella e incluso hacerla desaparecer. Por ello hay «pizarras sedimentarias» que pueden conservar sus fósiles (la estructura principal o única es la laminación de origen sedimentario) y «pizarras metamórficas» sin fósiles (la estructura principal o única es la laminación de origen tectónico). En castellano llamamos a ambas rocas «pizarras», pero en inglés se diferencian con los términos de «shale» y «slate».

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

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***** Con frecuencia se utiliza el término de «tardihercínico» o «tardivarisco» para denominar a todo lo relacionado con este contexto (tiempo, rocas, estructuras tectónicas, etc.)

2.2.b) Un desierto en Albendiego Hacía los tiempos del límite entre el Pérmico y el Triásico (que es también el límite Paleozoico Mesozoico, y al que China ha elevado un descomunal monumento) un gran continente ocupa las latitudes medias de la Tierra. Una gran parte de los relieves de su Cordillera Varisca habían sido ya erosionados, y las zonas centrales de esa gran masa continental, ya más llanas y todavía muy alejadas del mar, sufren un clima implacable, seco y caluroso. Se estima que hubo temperaturas medias por encima de los 36º. Es el mayor «supercalentamiento global» conocido en la historia «reciente» de la Tierra. Este fenómeno ha dejado su impronta en Guadalajara en la vertiente N de la Sierra de Alto Rey. Allí, una suave y uniforme pendiente, tan solo horadada por el juvenil río Bornova y sus arroyos afluentes, enlaza los oscuros relieves de la Sierra con las campiñas color rioja de

Albendiego (fig. 2.20). Esta superficie estuvo originalmente horizontal, pues se sumerge bajo el Buntsandstein (Triásico lejano) con el mismo buzamiento que él, y no hay duda de que estos depósitos fluviales se acumularon horizontalmente. La actual inclinación de esta superficie se produjo en su mayor parte en el levantamiento de la Sierra de Alto Rey durante la Orogenia Alpina, unos 200 Ma después (solo es posible que sea original una mínima parte de ese ángulo de pendiente). Esta es una superficie de erosión, pues corta a la estructura tectónica varisca de los materiales paleozoicos. Además aparece cubierta por una alfombra de arenas, gravas y cantos de cuarcita, algunos de los cuales son trifacetados (una forma piramidal imperfecta de tres caras), con picos matados y aristas redondeadas, y aparecen cubiertos por una pátina oscura de óxidos de hierro y manganeso. Son iguales a los que actualmente tapizan las «hamadas» (llanuras desérticas) de los desiertos áridos tropicales como el Sahara. Es un afloramiento excepcional, pues es lo que se ha conservado de un desierto de hace 250 Ma; es un «paisaje fósil»; es el paisaje más antiguo de Guadalajara. Desgraciadamente no tiene ningún tipo de protección. ¿Cuánto falta para que lo llenen de adosados?

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.

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Durante el Triásico comienza la fracturación del supercontinente Pangea. Una masa continental tan extensa es un impedimento formidable para la inexorable pérdida del calor interior de la Tierra, y para posibilitarlo, corrientes del manto, divergentes bajo el, inician su fracturación. Estas fracturas crean extensas depresiones sobre las que se instalan redes fluviales a favor de un clima ya algo más húmedo y atemperado. El resultado son los extensos cuerpos de roca de areniscas del Buntsandstein, a las que por el ascenso de los mares, se superponen arcillas rojas con evaporitas (el Keuper). ¿Por qué todo ello de colores rojizos? Hay aún mucho más trabajo por hacer en geología. De Tamajón al Atance y de los Condemios a Atienza, algunos campos, campiñas y construcciones, destacando las del románico rural, llevan el sello cromático del Triásico. El Jurásico es casi el gran ausente en el Sistema Central, pues tan solo aflora en un pequeño sector de la ladera N (Sierra de Pradales, Segovia). ¿Nunca se sedimentó? ¿Ha sido erosionado? Probablemente de todo un poco. 2.2.c) La herencia de los mares tropicales Los materiales del Cretácico son los que forman la mayor parte de la cobertera «post-varisca» o «alpina»

del Sistema Central, por su mayor espesor y extensión. Son depósitos marinos y litorales (arenas, margas, calizas y dolomías) extendidos sobre el Macizo Ibérico hacia el O desde el «Surco Ibérico» (cuenca sedimentaria alpina que dará origen a la Cordillera Ibérica) a favor de uno de los momentos de la historia de la Tierra en el que los mares estuvieron más altos y se extendieron hacia el O sobre el Macizo Ibérico. Por ello sus depósitos ganan en espesor y carácter marino hacia el E. Aunque originalmente cubrieron el territorio de lo que hoy es la Sierra de Guadarrama y la Sierra de Ayllón (al E de una línea NO-SE que uniera Aldeavieja, en Ávila, con Quijorna, en Madrid), han sido en su mayor parte eliminados por la erosión simultánea y posterior al levantamiento del Sistema Central (durante el Cenozoico y actualmente). De no haber sido así, estarían hoy en día sobre el pico Peñalara (2.428 m) como a unos mil o más metros por encima de la cumbre actual (en total, unos 3.500 m sobre el actual nivel del mar). Esa importante erosión cenozoica hace que hoy en día los materiales del Cretácico se encuentren dispersos y ocupando tan solo una pequeñísima superficie del Sistema Central. En unos casos, el Cretácico forma dos estrechas bandas que flanquean por el S y el N el Sistema Central, de Quijorna (Madrid) a El Atance (Guadalajara) y de Villacastín a Sigueruelo (Segovia). Al N y S de ambas bandas, todos los materiales del Sistema Central,

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

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el zócalo Precámbrico-Paleozoico y la cobertera TriásicoCretácico, están bajo los depósitos cenozoicos de las cuencas del Duero y Tajo, en algunos puntos hasta más de 3.000 m por debajo del actual nivel del mar. Ello evidencia que el Sistema Central no es ninguna nimiedad geológica, pues desde el subsuelo del Monte del Pardo hasta Peñalara, el Cretácico subió unos 6.500 m. También hay retazos de Cretácico, más o menos pequeños y dispersos, en el interior de la Cordillera (Campozalvaro, El Espinar, Villalba, Cerceda, Rascafría, Atienza, etc.) que contribuyen a demostrar la continuidad 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 (Prádena, Pedraza, Valdevacas, Tamajón y Somolinos, etc.). Un afloramiento de enorme interés, probablemente más emocional que científico, es el que ha descubierto y atravesado el túnel del AVE Madrid Segovia debajo del macizo de Miraflores. Por último no hay que olvidar los amplios afloramientos de Sepúlveda y de Bernardos, que aunque regionalmente aparecen aislados del Sistema Central por depósitos cenozoicos de la Cuenca del Duero, son tectónicamente parte del mismo. Ante los agentes erosivos los materiales del Cretácico tienen un comportamiento generalmente más resistente a los del zócalo varisco, por lo que en el paisaje dan lugar a relieves prominentes (fig. 2.21), tarea a la que colabora la inconsistencia de las formaciones arenosas y margosas de su base (Fms. Arenas de Utrillas y Margas de Picofrentes). Su coloración es también distinta, entiéndase, la de sus superficies de alteración y la de sus líquenes específicos. El carácter basófilo de este substrato y la mayor aridez de su territorio por permeabilidad por ello hacen que también sea distinta la vegetación que los cubre. Por ello la singularidad y gran belleza de muchos lugares de Guadalajara, como los estrechos de las inmediaciones de Tortuero, Valdesotos y Retiendas, la garganta del río Sorbe aguas abajo de Muriel, y las hoces de Alcorlo, Pálmaces y Riofrío. Otro tipo de paisajes cretácicos, más serenos pero no menos hermosos, los proporcionan las sucesiones tabulares subhorizontales, en las que con frecuencia se desarrollan paisajes ruiniformes y otras formas de erosión singulares, como en Tamajón, Almiruhete, los cerros de Atienza, y sobre todo, la Muela de Somolinos, con su laguna y los incomparables valles de la Hoz, de la Dehesa, del Valdillón, etc. 2.2.d) El Paleógeno No se sabe con certeza la participación de los depósitos del Cenozoico en la cobertera del Sistema Central.

En el interior de la cordillera son muy pocos los afloramientos que hay desde Gredos hasta la Sierra de Ayllón, los afloramientos no son buenos, no se conocen bien sus edades, y el criterio simplista de que el Paleógeno (Cenozoico lejano) está plegado y el Neógeno (Cenozoico reciente) está subhorizontal, muy probablemente no es aquí válido. A lo largo de los bordes N y S del Sistema Central, el Paleógeno aflora muy discontinuamente, y un poco más en el borde S. Por sus buzamientos, fracturas y pliegues parece más afín al Mesozoico que al Neógeno, pero sus litologías son más parecidas a las del Neógeno. Tampoco está claro que los materiales paleógenos más antiguos no sean realmente cretácicos. Pero la geofísica señala que en la Cuenca del Tajo el Paleógeno tiene un importante espesor, está sin plegar y en armonía con el Neógeno. Por ello parece más lógico abordar al Paleógeno junto con los depósitos del Neógeno de la Cuenca del Tajo. 3. LA CORDILLERA IBÉRICA De las tres grandes unidades geológicas de la Península Ibérica que configuran el territorio de Guadalajara, la Cordillera Ibérica es la que participa en mayor proporción, ocupando casi la mitad de su superficie. Está formada principalmente por rocas del Mesozoico (antigua Era Secundaria), pero también contiene rocas del Paleozoico y del Cenozoico, siendo en orden histórico la segunda unidad geológica regional más antigua de Guadalajara, más moderna que el Sistema Central y anterior a la Cuenca del Tajo. Aunque tiene una altitud media considerable, presenta una orografía moderada con predominio de las parameras sobre las sierras, lejos de una auténtica cordillera, por lo que también es denominada Sistema Ibérico. Hay importantes diferencias en la extensión del territorio que se incluye en la denominación de Cordillera Ibérica o Sistema Ibérico. En el ámbito de la Geografía, frecuentemente se considera que ésta se extiende por el N hasta Reinosa y por el S hasta Alicante, áreas que en su configuración geológica son respectivamente de la Cordillera Cantabro-Pirenaica y de las Cordilleras Béticas de manera inequívoca. Dentro del ámbito de la Geología hay también algunas diferencias de criterio, que son menores en los límites con las Catalánides y el Sistema Central, y que llegan a ser muy importantes en el límite con las Cordilleras Béticas. Y además está la Sierra de Altomira, «asomo geológico y paisajístico» de la Cordillera Ibérica dentro de la Cuenca del Tajo, que tanto puede considerarse parte de la primera como de la segunda (Fig. 3.1).

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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 una «Cadena Alpina», por la edad mesozoica de los materiales que la forman en su mayor parte, la edad cenozoica de su plegamiento, un relieve actual suficiente, su relación regional y genética con los Alpes y su significado en la evolución del Tethys* (Fig. 1.5). Pero utilizando términos astronómicos, la Cordillera Ibérica es un elemento orogénico de «tercera magnitud». En primer lugar, no contiene fragmentos de corteza oceánica antigua (complejos ofiolíticos) que identifiquen desapariciones y clausuras de antiguos fondos oceánicos, que están presentes en las cadenas orogénicas de «primera magnitud», como los Alpes o la Cordillera del Rif (Marruecos). En segundo lugar, tampoco presenta características propias de cadenas orogénicas de «segunda magnitud», como sedimentos marinos profundos (barros pelágicos o sedimentos turbidíticos caídos desde las plataformas marinas), metamorfismo de edad alpina (más o menos extenso e intenso). También faltan los grandes cabalgamientos con desplazamientos tectónicos a distancias importantes de grandes conjuntos de rocas (que signifiquen acortamientos importantes de la corteza y representen grandes desplazamientos de unidades corticales) y un relieve importante, como en las Cordilleras Béticas o el Pirineo.

* El gran y único «gigacontinente» de Pangea, formado a finales del Paleozoico en la Orogenia Varisca, tenía forma ovalada y curvada (de alubia o comecocos), con su lado cóncavo abierto al Este, hacia un mar que en el s.XIX identificó Suess y al que llamó Tethys en honor de la diosa griega de los mares. Este enorme continente comprendía en su parte Norte las actuales Norteamérica y Asia septentrional, y en su parte Sur al «supercontinente» de Gondwana (Sudamérica, África, Antártida, India, Australia y otros fragmentos corticales «menores» del Sur y Este de Asia). Desde principios del Mesozoico a la actualidad, este continente se ha ido fracturando y dispersando para llegar a la configuración actual, que también es fruto de algunas colisiones continentales, como la de India con Asia, Europa con África, etc. Su rotura comenzó por su parte central, avanzado de Este a Oeste la extensión de los mares sobre los continentes y los procesos de fracturación cortical y de creación de corteza oceánica. El fondo oceánico del Tethys está hoy disperso, con su sector oriental en el Caribe y formado parte del actual fondo oceánico del Atlántico central, por la apertura de este océano; y con su sector oriental incorporado a las cordilleras alpinas más importantes como «ofiolitas» (conjuntos de rocas plutónicas y volcánicas básicas, más o menos metamorfizadas y tectonizadas, de aspecto y nombre «culebroide»).

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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 (Cuevas Labradas, Guadalajara, Parque Natural del Alto Tajo).

La Cordillera Ibérica es el resultado de un primer proceso de «estiramiento y extensión» de la corteza de la «Placa Ibérica» durante el Mesozoico y su consecuente adelgazamiento (Fig. 1.5), seguido de un segundo proceso de «acortamiento y compresión» durante el Cenozoico, y su consecuente engrosamiento (Fig. 1.6). Por ello, en la zona que hoy ocupa la Cordillera Ibérica, se genera durante el «estiramiento cortical» del Mesozoico un área deprimida y alargada, que se va a ir rellenando de sedimentos, el denominado «Surco Ibérico»; durante el «acortamiento cortical» del Cenozoico, esos mismos sedimentos van a ser plegados, fallados y levantados, porque «no caben» en ese espacio ahora más pequeño (fig. 3.2). Es entonces cuando se forma la Cordillera Ibérica, a falta del modelado erosivo. Los materiales paleozoicos de «la continuación» del Macizo Ibérico que están por debajo de los depósitos mesozoicos, que ya habían sido plegados, fallados y más o menos metamorfizados en la Orogenia Varisca, son ahora consistentes y menos dúctiles, por lo que no pueden ser plegados. Estos asimilan los "esfuerzos alpinos" desarrollando fallas y deformaciones de muy gran radio, y constituyen el denominado «zócalo varisco o hercínico» de la cordillera.

Durante el primer proceso, de «estiramiento» cortical, el marco de esfuerzos es distensivo y se generan fallas directas o «normales» que aumentan el espacio físico y que son contemporáneas con la sedimentación (fallas sinsedimentarias). Estas fallas son muy difíciles de reconocer en la actualidad, pues las sucesiones sedimentarias del Mesozoico que las contienen están muy distorsionadas tras su plegamiento y fracturación en el Cenozoico, además de que solo son visibles parcialmente, pues una parte muy importante de estas sucesiones sedimentarias del Mesozoico han sido erosionadas o yacen bajo sedimentos más modernos. Durante el segundo proceso, de «acortamiento» cortical, el marco de esfuerzos es compresivo y se generan pliegues y fallas inversas que disminuyen el espacio físico. Con frecuencia estas fallas inversas son antiguas fallas directas que rejuegan en sentido inverso, en un proceso que se denomina «inversión tectónica». En algunas de estas fracturas, el desplazamiento en la vertical alcanza importantes valores (hasta de unos pocos kilómetros), lo que permite que en algunos puntos afloren en la superficie materiales paleozoicos del «zócalo varisco», como sucede dentro de Guadalajara en Alcolea de las Peñas, Santa María del Espino, Aragoncillo, Ventosa, Sierra Menera, Checa y la Sierra del Tremedal (figs. 3.3 y 3.4).

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

Pero la evolución histórica de la Cordillera Ibérica es más compleja que lo hasta aquí expuesto. Durante el Mesozoico no solo hay sedimentación, sino que hay también episodios de actividad tectónica y endógena, que se reparten desigualmente por la cordillera. Hay dos etapas de actividad endógena: la primera a finales del Paleozoico, relacionada con las últimas etapas de la evolución de la Cordillera Varisca o Hercínica, representada en Guadalajara por las rocas volcánicas subaéreas del Pérmico de Alpedroches y Orea (Fig. 3.5); y la segunda durante el Mesozoico temprano, en relación con el proceso de apertura y oceanización del Tethys, que da lugar a las rocas subvolcánicas del Triásico reciente (entre otras a las «ofitas del Keuper») y a las rocas volcánicas submarinas del Jurásico temprano, ambas sin representación en Guadalajara. Durante el Mesozoico reciente (Cretácico) existen algunas etapas de plegamiento, fracturación y erosión (son los primeros avisos de la Orogenia Alpina), pero por su moderada intensidad no dan lugar a estructuras visibles a escala de afloramiento (pliegues, discordancias, fallas, etc., sellados por sedimentos más recientes). Salvo en afloramientos excepcionales, estos sucesos y estructuras solo se reconocen en los mapas geológicos y en los perfiles reconstruidos de los apilamientos sedimentarios (secciones estratigráficas). Además, durante el Mesozoico y Cenozoico, el nivel del mar tampoco permaneció estable, con variaciones que van desde

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

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

unos pocos metros hasta casi los doscientos (variaciones u oscilaciones eustáticas), que en los episodios de nivel más bajo y duración más prolongada, dejan amplias zonas emergidas y sin depósitos. Este hecho colabora a resaltar el resultado de la actividad tectónica, pues cuando llega de nuevo el mar y con él la sedimentación, los materiales infrayacentes «han ido acumulando» los efectos de la actividad tectónica desarrollada durante todo el tiempo en que no ha habido sedimentación. Por ello una actividad tectónica moderada y

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persistente puede llegar a generar estructuras de una aparente gran intensidad (fig. 3.6). Si hubiera habido una sedimentación más o menos continua, los efectos de una actividad tectónica moderada se habrían repartido entre los sucesivos paquetes de sedimentos, provocando en cada uno de ellos cambios de espesor de unas zonas a otras (menores espesores en las zonas que se levantan y mayores espesores en las áreas que se hunden).

Figura 3.6. Fragmento de la fotografía aérea vertical nº 23.546 del año 1956 (los vuelos más modernos muestran más vegetación espontánea debido a una menor actividad agrícola y se ve peor la geología) del Cerro de la Cantera de Hinojosa (Tartanedo, Guadalajara). Ju, formaciones de calizas, calizas y margas, y de margas, del Jurásico antiguo; Cr formaciones de arenas, margas y calizas, y calizas del Cretácico moderno; línea de puntos, contacto entre ambos Sistemas. El Jurásico aparece plegado con anticlinales y sinclinales NE-SO (franjas claras de cultivos sobre margas y franjas oscuras de praderas de aromáticas sobre las calizas) mientras que el Cretácico está subhorizontal (cultivos concéntricos y escalonados en margas y arenas, limitados por vallas levantadas sobre los niveles más duros de calizas). Los fósiles que en esta región contienen ambos conjuntos de materiales indican que no hay depósitos del Jurásico moderno ni del Cretácico antiguo, lo que significa que entre ambos hay unos 60 Ma (calculado sobre la Carta Estratigráfica Internacional) no representados por rocas. Durante ese tiempo los depósitos del Jurásico antiguo fueron convertidos en rocas, plegados y erosionados en parte, hasta formarse una llanura sobre la que descansan los materiales del Cretácico moderno, pues hoy en día, la intersección de la superficie del contacto con la topografía actual indica la existencia de una superficie aproximadamente plana.

Durante el Cenozoico no solo hay plegamiento y erosión. En algunas áreas de la Cordillera Ibérica hubo sedimentación durante el Cenozoico temprano (Paleógeno), cuyos depósitos aparecen hoy más o menos intensamente afectados por pliegues y fallas de la Oro-

genia Alpina, como puede observarse en Guadalajara en las inmediaciones de Embid (cabecera del río), Alustante y Alcoroches (al N de la Sierra de Albarracín), entre Aragosa, Cifuentes y Zaorejas (varios afloramientos a lo largo y ancho de una extensa región), etc. Durante el Cenozoico reciente (Neógeno, parte más moderna del Cenozoico y en la cual estamos actualmente), hay una nueva etapa de distensión cortical, esta vez relacionada con la apertura del Mediterráneo occidental (Córcega, Cerdeña y las Cordillera Béticas se trasladan hacia su posición actual y se abre el espacio marítimo levantino). Se «abren espacios» para la sedimentación en algunas áreas de la Cordillera Ibérica, cuyos depósitos se muestran hoy en día muy poco o nada afectados por las estructuras tectónicas alpinas. En Guadalajara se localizan en su parte más oriental (región de Molina de Aragón) y están relacionados con las cuencas cenozoicas de Almazán, Calatayud y de Teruel. En la estructura tectónica de la cordillera, además de fallas directas (distensivas) e inversas (compresivas) participan también fracturas sin desplazamiento en la vertical pero con movimiento en la horizontal (fallas en dirección, «transcurrentes»). Y este hecho, aunque todavía insuficientemente conocido, parece ser cada vez más importante para su historia y configuración actual. Las fracturas en dirección son difíciles de identificar, y más todavía los movimientos en dirección de las fallas que anteriormente jugaron como directas o inversas, pues no generan «salto estratigráfico» ni dan lugar a relieves notables. La importancia de estas fracturas o desplazamientos está sin duda relacionada con los cambios en la dirección de convergencia de la Placa EuroAsiática con la Placa Africana y los giros de la «Microplaca Ibérica»** (o «Iberia») durante el Ciclo Alpino (Mesozoico y Cenozoico). Durante el Mesozoico reciente (Cretácico) se abre el Golfo de Vizcaya, se genera su corteza oceánica y la Península gira en sentido contrario a las agujas del reloj (antihorario o sinestral), probablemente debido a un desplazamiento hacia el E de África con respecto a Eurasia, con la Placa Ibérica entre ambas. Ello coincide en la Cordillera Ibérica con el desarrollo de grandes plataformas carbonatadas marinas someras y la existencia en algunos sectores de áreas más subsidentes (que se hunden más y más deprisa) en las que se acumulan mayores espesores de sedimentos. Esta apertura cesa en el Cretácico más reciente, y su finalización viene a coincidir aproximadamente con el inicio del plegamiento importante en los Pirineos y la sustitución en la Cor-

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dillera Ibérica de la sedimentación de carbonatos marinos, generalizada por todo el territorio, por yesos litorales y continentales que solo se acumulan en áreas muy localizadas (p.ej., en la región de Fuentes, Cuenca, donde se ubica el yacimiento de dinosaurios de Lo Hueco). Se inicia entonces la estructuración tectónica de la Cordillera Ibérica que va a suponer el final del Surco Ibérico. ** La unidad cortical que se individualiza de la Pangea y que va a ser el núcleo de la actual Península Ibérica, estaba formada por el actualmente sumergido Banco de Galicia, el Macizo Ibérico, el substrato varisco de la cobertera meso-cenozoica del centro y sur de Portugal, los zócalos variscos de las Cuencas Cenozoicas (que solo afloran muy puntualmente) del Ebro, Duero, Tajo y Guadalquivir (en este último caso con matizaciones) y los zócalos variscos de las Cordillera Alpinas de los Pirineos (puede que solo en parte, pues los afloramientos paleozoicos de los «Macizos Norpirenaicos» y el de Macizo de Cinco Villas pueden pertenecer a la Placa Europea), Cordillera Ibérica y Catalánides, y el zócalo varisco solo conocido por geofísica del Prebético y Subbético (Zonas Externas o «Cordilleras Béticas s.e»). Las Zonas Internas de las Cordilleras Béticas («Cordilleras Penibéticas») junto con el fondo del

Mar de Alborán y el N del Riff (Marruecos) constituyen otra unidad cortical (Placa de Alborán) originalmente situada frente a lo que actualmente es Valencia, Murcia y Andalucía Oriental. Mallorca e Ibiza son parte de las Zonas Internas de las Cordillera Béticas s.e., mientras que Menorca parece estar más relacionada con la unidad cortical de Córcega y Cerdeña, que estaba situada originalmente al NE de la actual posición de las Islas Baleares.

Desde el Mesozoico terminal (Cretácico más moderno) al Cenozoico reciente (Neógeno) la aproximación de Eurasia y África genera sobre la Placa Ibérica (que está entre ambas) una compresión con dirección NE-SO, perpendicular a la dirección del Surco Ibérico. Ello genera en las etapas más álgidas, pliegues, fallas inversas y cabalgamientos con dirección NO-SE, dando lugar a la Cordillera Ibérica y clausurando el Surco Ibérico. Pero durante el Cenozoico reciente (Neógeno) esta convergencia de las placas de Eurasia y África gira a una dirección N-S, oblicua a la dirección de las estructuras anteriormente creadas, y las fracturas tienen ahora su movimiento principal en dirección, que como ya se ha indicado, no generan «salto estratigráfico» ni dan lugar a relieves importantes.

Figura 3.7. La estructura tectónica de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (mod. de G. de Vicente et al. 2004, Guimerá y Álvaro 1990, Muñoz Martín y de Vicente 1998).

Una historia geológica en la que han variado tanto los factores espaciales, da como resultado una gran heterogeneidad territorial. La Cordillera Ibérica es una unidad geológica bastante heterogénea, con variaciones regionales importantes en la tipología y espesor de los materiales mesozoicos que la componen, en la dirección de las estructuras tectónicas principales, la intensidad de la deformación que estas representan, y en su orografía.

Así, Cameros tiene una espectacular sucesión sedimentaria de varios miles de metros de espesor y de carácter continental del Jurásico superior*** y Cretácico inferior (solo comparable con las de Burgos, Álava y Santander del sistema Cordillera Cantábrica - Pirineos), con impresionantes icnitas (huellas y calcos de pisadas) de grandes reptiles. Las estructuras tectónicas de La Demanda-Cameros tienen una dirección algo más E-O que la directriz NO-SE de la Cordillera, sin duda rela-

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cionado con los datos de la geofísica profunda, que indica que todo el conjunto es «alóctono», esto es, que está «desenraizado» de los materiales infrayacentes (que incluyen también conglomerados cenozoicos) y separados de estos por una superficie de despegue tectónico, compleja y múltiple, de forma un tanto «acucharada». *** Para explicarlo con un ejemplo, el «Sistema» Jurásico son los sedimentos (rocas actualmente) formados durante el «Periodo» de tiempo Jurásico, y viceversa, el tiempo del «Periodo» Jurásico es el tiempo durante el que se sedimentaron de los materiales del «Sistema» Jurásico. Para acotar más el tiempo, asociadso al concepto de Periodo se utilizan los términos de temprano o antiguo y reciente o moderno, mientras que asociados al concepto de Sistema se utilizan los términos de bajo o inferior y alto o superior. En español está consolidada la confusión por una larga 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 un tiempo sea «superior» o «inferior» a otro y ello se presta a equívocos fuera del colectivo geológico. Los nombres de los Periodos y Sistemas se escriben con mayúscula cuando son sujeto (... del Jurásico.), y con minúscula cuando son adjetivos (.....caliza jurásica.), que en ese caso se suelen utilizar mas en plural (.....margas jurásicas.).

La llamada «Rama Aragonesa» son dos grandes, anchas, rectas y paralelas franjas de afloramientos del Paleozoico, conteniendo unas estupendas sucesiones sedimentarias del Cámbrico (Paleozoico más temprano) que son candidatas a ser «nominadas» patrón de referencia mundial para este tiempo. Están flanqueadas por unas coberteras mesozoicas importantes y separadas por una cuenca sedimentaria cenozoica (Cuenca de Calatayud) rellena por sedimentos continentales del Neógeno. La Cuenca de Calatayud contiene una muy notable sucesión de yacimientos de vertebrados del Neógeno, y es patrón de referencia regional para las sucesiones sedimentarias continentales de esta parte de Europa. También hay unas muy interesantes sucesiones sedimentarias de sebkas (saladares litorales) del Jurásico más antiguo, que nos permiten contemplar como fueron originalmente las muy conocidas «carniolas» (rocas carbonáticas y brechoides muy homogéneas). Aquí está también el «Rey de la Cordillera Ibérica», el Moncayo (Mons Caius), que es el único relieve que supera los 2.300 m. El Monte Ventoso de Francia, donde se dice que Petrarca inventó el Paisaje, es otro caso de un relieve de altitud sobresaliente dentro de

una cordillera alpina de magnitud menor y con una orografía modesta. El Maestrazgo también tiene su personalidad geológica. Es un gran paquete de sedimentos mesozoicos de varios miles de metros de espesor, que aparece más afectado por fallas que por pliegues, y que hacia el S y el interior de la Cordillera presenta un predominio de la «dirección ibérica» (NO-SE), mientras que hacia el N y el litoral predomina la «dirección catalánide» (NE-SO). Es una prueba más de la concomitancia de las pluralidades geológicas, orográficas, culturales y lingüísticas. Hay unas magníficas sucesiones sedimentarias del Cretácico antiguo y en su borde N (Bajo Aragón) se localiza la población de Utrillas, uno de las denominaciones geológicas más conocidas de la Cordillera Ibérica. La más extensa de todas las subdivisiones es la denominada «Rama Castellana» (o Castellano-Valenciana), sobre la que se asienta en parte Guadalajara. Su superficie está formada mayoritariamente por materiales jurásicos, seguidos por los cretácicos, triásicos, cenozoicos y paleozoicos. A grandes rasgos puede considerarse como un gran anticlinal de dirección NO-SE, cuyo eje (línea teórica que separa los buzamientos opuestos y en la que afloran los materiales más antiguos) pasaría entre Sigüenza y Molina de Aragón, por la Sierra de Albarracín, hasta llegar a las proximidades del Mediterráneo entre las sierras de Javalambre y el Espadán. Todos los Periodos del Mesozoico están muy bien representados: el Triásico presenta afloramientos espectaculares en la región de Molina de Aragón y la Sierra del Espadán; el Jurásico tiene valiosos afloramientos en muchas áreas, destacando para el Jurásico antiguo Guadalajara (hay un límite global de tiempo geológico que tiene su afloramiento de referencia aquí) y para el Jurásico reciente Valencia; el Cretácico antiguo tiene mejor representación hacia el SE (Valencia) mientras que el Cretácico reciente la tiene hacia el NO (Guadalajara). Estas contraposiciones geológicas entre Guadalajara y Valencia son debidas a basculamientos del Surco Ibérico, que a lo largo del Jurásico y Cretácico estuvo en unas épocas mejor conectado con el mar del Tethys y en otras épocas lo estuvo con el «proto-Atlántico» (mar todavía sobre corteza continental) o el Atlántico Norte juvenil (mar ya sobre corteza oceánica). La Cordillera Ibérica tiene en Guadalajara muchos afloramientos, elementos, estructuras y configuraciones de un gran interés geológico, cuya sola enumeración ya resultaría muy larga. A lo largo de los artículos de esta monografía, y según el enfoque de cada trabajo, se

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hace referencia a muchos de ellos. Bajo la perspectiva regional puede considerarse que los tres más importantes son la falla de Sierra Pela, las parameras y las gargantas del alto Tajo, aunque sin duda son acreedores de atención otros muchos. 3.1. La Falla de Sierra Pela Sierra Pela es el nombre que recibe en la Mesa de Somolinos la línea de cumbres, constituida por depósitos del cenozoico continental, y que sobre todo en invierno, hace honor a su nombre, aunque probablemente el mismo derive de la falta de vegetación, ya que en otro tiempo tuvo parcelas agrícolas hasta casi las cumbres, aunque ahora está tomada por «gigantes», que diría Don Quijote. Sierra de Pela tiene «dirección ibérica» NO-SE, y a su pie en la ladera NE se identifica una importante fractura que llega a poner en contacto el Cretácico superior con el Pérmico. Al N de Campisábalos, son más 600 m de desplazamiento mínimo en la vertical (más del doble de la altura que cualquiera de las Cuatro Torres Business Area del N de Madrid), cuya denominación correcta es «salto estratigráfico» (diferencia teórica de cotas de un mismo nivel estratigráfico a ambos lados de la falla, suponiendo las capas horizontales, y calculado por datos regionales, puesto que en la misma falla no se puede ver). Pero eso no es lo más importante. Avisa ya de su importancia el hecho de que no sea en todo su recorrido una falla simple y «limpia», sino que en algún sector sea una fractura «ancha» formada por un «haz de fallas», entre las que aparecen cerros 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 dos bloques 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 Mesozoico, entre los afloramientos de un lado de la falla y los del otro, hay importantes diferencias, sobre todo de espesor aunque también de otras propiedades (dicho con propiedad, es diferente la «sucesión estratigráfica» a cada lado de la falla), evidenciando que dicha falla ya funcionaba durante el Mesozoico, limitando o haciendo diferente la sedimentación a cada lado de la misma. Al NE de la Falla de la Sierra de Pela (también llamada Falla de Somolinos), los sedimentos del Triásico tienen un espesor mucho mayor (400 m), contienen un episodio de sedimentación marina (Muschelkalk) y existen materiales de Jurásico (250 m). Al SE de la falla, el Triásico es mucho

menos potente (150 m) y no contiene sedimentos marinos y no hay depósitos jurásicos. Toda esta región permaneció emergida durante el Jurásico moderno y el Cretácico temprano, y los depósitos suprayacentes al Triásico (al SO) o al Jurásico (al NE) son por ello del Cretácico reciente. En ellos se observan menos diferencias, pues su presencia y características están aquí más relacionadas con el alto nivel de los mares y sus variaciones que con la actividad de las fallas. Una línea con las «propiedades estratigráficas» de la Falla de la Sierra de Pela, puede seguirse en Guadalajara muchos kilómetros, bien bajo la forma de una fractura, o bien como una «paleo-flexión» como en el anticlinal de Alcolea de las Peñas (para reconocerla actualmente hay que «deshacer virtualmente» los buzamientos generados por el plegamiento alpino). Este elemento paleogeográfico se sigue bien en la cartografía geológica de Guadalajara por ser el límite de la presencia del Jurásico y así puede reconocerse su traza desde la Sierra de la Pela, por las inmediaciones de Atienza, bajo una muela cretácica entre Cercadillo y Riofrío del Llano, y los alrededores de El Atance, para alinearse hacia el S con el límite entre la Cordillera Ibérica y la Cuenca del Tajo. Por ello se considera que esta línea es el límite entre la Cordillera Ibérica (antes el Surco Ibérico) y el Sistema Central.

Figura 3.8. La Falla de Somolinos en las inmediaciones de Riofrío del Llano (la población está un poco al S) en una imagen de Google. La Fractura de Somolinos (FS) separa dos sucesiones de cuerpos de roca diferentes: a la derecha sobre el Paleozoico (P), aparecen el Triásico (Tr), el Jurásico (Ju) y el Cretácico en lo más alto, que forma la Muela de Riofrío o de Santamera; a la izquierda sobre el Paleozoico están el Triásico y el Cretácico, pero no aparece el Jurásico. La Fractura de Somolinos y una falla satélite (F) afectan al Paleozoico, Triásico y Jurásico, pero ambas fallas son «selladas» por el Cretácico de la Muela; luego la Fractura de Somolinos tuvo aquí su último movimiento 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 de este límite entre la Cordillera Ibérica y el Sistema Central. El primero es que al SW de la Falla de Sierra Pela hay también potentes conjuntos de sedimentos pérmicos (unos 600 metros en Pálmaces de Jadraque) que no están presentes en otras áreas de la Cordillera Ibérica al NE de la Falla de Sierra Pela. La explicación es que el Pérmico corresponde a otro contexto tectónico y paleogeográfico anterior a la configuración del "Surco Ibérico" y por ello puede presentar en el centro de la Península Ibérica un gran espesor en áreas donde el Mesozoico es poco potente, y al revés, puede tener un espesor reducido o no estar presente en zonas donde el Mesozoico es muy potente. El segundo hecho es que dentro de la Cordillera Ibérica, en las inmediaciones de este límite, los grandes pliegues tienen la dirección del Sistema Central y no la «dirección ibérica» NO-SE (anticlinales de Alpedroches, Alcolea de las Peñas, Sigüenza, etc.), que son interpretados como estructuras generadas por interferencia entre el Sistema Central y la Cordillera Ibérica en su estructuración tectónica alpina durante el Cenozoico.

cuencia de la erosión de dichos relieves bajo estas especiales condiciones de erosión. Son los llamados «pediments» o «pedimentos». En la Cordillera Ibérica lo que observamos son elementos llanos mucho más pequeños, con una forma irregular sobre el mapa, que tienen una buena correlación visual, y que aparecen separados por áreas de menor altitud. Es evidente que en su tiempo hubo una continuidad física entre estos elementos llanos y que son fragmentos de una de estas grandes superficies de erosión, que hoy aparece truncada por la red fluvial, sin duda más moderna que ellas, que en unos casos ha excavado sobre las mismas profundos valles, mientras que en otras áreas ha labrado lomas y vaguadas hasta una cota más baja.

3.2. Las Parameras de Sigüenza y Molina Uno de los hechos más llamativos de los paisajes de la Cordillera Ibérica en Guadalajara es la presencia de unas extensas superficies llanas y subhorizontales situadas a altitudes superiores a los 1.000 m. En algunos sectores son tan perfectas que «parece como si las hubieran cortado a cuchillo», mientras que en otras zonas presentan una morfología un poco más ondulada, con depresiones y elevaciones muy laxas y suaves, pudiendo también presentar en ambos casos una pendiente algo mayor. Son sin duda superficies de erosión, pues cortan a los distintos cuerpos de roca (Formaciones) del Mesozoico y Cenozoico antiguo (Paleógeno) y a los pliegues que los afectan. En algunos sectores próximos a la Cuencas Cenozoicas del Tajo o del interior de la cordillera (Almazán, Calatayud y de Teruel) se puede observar como estas superficies son cubiertas por sedimentos del Cenozoico moderno (Neógeno), de edades algo diferentes de unas áreas a otras, de lo que se deduce que estas superficies se labraron a lo largo del Neógeno. Superficies llanas, de gran extensión, y con pendientes muy ligeras se desarrollan actualmente en el mundo alrededor de los relieves prominentes en las regiones con clima semiárido (escasas precipitaciones distribuidas en pocos eventos de gran intensidad y temperaturas cálidas con fuertes variaciones diarias), como conse-

Figura 3.9. Las Parameras de Sigüenza Molina desde el camino de Luzón a Santa María del Espino (vista hacia el NE). Es una llanura casi perfecta y casi horizontal que «corta a cuchillo» las Formaciones de distinta dureza del Mesozoico, así como las fallas y pliegues alpinos; valle del río Tajuña en primer plano.

Destacando sobre estas superficies aparecen los relieves 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 conglomerados y areniscas del Buntsandstein (en alemán «areniscas de colores»; Triásico temprano. Se interpretan como «relieves residuales» (en la terminología geomorfológica «inselberg», en alemán «monte isla»), esto es, son los relieves «causantes» y que hacen de núcleos en el desarrollo en torno suyo de las superficies de erosión. Estos relieves pueden ser heredados de otras condiciones cli-

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máticas y situaciones orográficas anteriores, y/o generados por actividad tectónica. Las superficies de erosión tienen un desarrollo centrífugo en torno a estos relieves y una inclinación hacia el exterior, que es menor cuanto más distante se está de los relieves. Cuanto más maduro es todo el proceso, más reducidos van a quedar los «monte-isla», más desarrollo van a tener los «pedimentos» y menor inclinación van a presentar estos. El relieve de estas «sierras isla» se presenta hoy parcialmente modificado por procesos de erosión posteriores, principalmente abarrancamientos, desarrollados en el Cenozoico más reciente (Plioceno y Cuaternario) bajo condiciones climáticas más húmedas y templadas.

Figura 3.10. Vista hacia el NNE desde Las Angueruelas (Sauca, Parque Natural del Río Dulce) mostrando en primer plano el páramo ligeramente inclinado hacia el OSO (¿pendiente original? ¿basculamiento tectónico posterior?), al fondo a la izquierda los páramos casi horizontales del N de Sigüenza, y al fondo a la derecha la Sierra Ministra (¿relieve isla del páramo?¿restos de un páramo más antiguo y más alto?)

Un análisis más detallado de estos paisajes muestra otros hechos también importantes que desvelan una vez más una historia más compleja. Algunos fragmentos o grupos de fragmentos de esta superficie de erosión se sitúan a cotas un poco por debajo (unas pocas decenas de metros) que otras. Aunque esto puede interpretarse como producto de una fracturación tectónica posterior a su génesis, o como irregularidades producidas durante su

formación, lo más aceptado es considerar que se trata de una superficie de erosión algo más moderna y encajada en la anterior. En algunos pocos puntos donde ambas superficies erosivas están contiguas, se observa entre ambas un escalón de forma cóncava. Las «sierras isla» distan mucho de tender a una forma cónica, sino que más bien muestran una zona de cumbres plana y relativamente extensa (Sierras de Aragoncillo, Caldereros y Menera), lo que se interpreta como los restos de otra superficie de erosión más antigua, que la tectónica posterior ha elevado hasta esa altura (1.400 a 1.550 m). En el entono de Sigüenza hay algunas elevaciones planas labradas en materiales mesozoicos, situadas en las proximidades de, junto a, o incluso dentro de, fragmentos de la superficie de erosión, elevados entre unos 50 a 100 m sobre esta (San Cristobal, San Sebastián, Ministra, Navajos, etc.) que se interpretan del mismo modo. ¿Dónde están los relieves que dieron lugar a esta primera superficie? ¿El proceso alcanzó su plena madurez y desaparecieron? ¿Fueron erosionados por el desarrollo de las superficies de erosión más modernas? Queda mucho por estudiar o quizás también haya cosas que no conozcamos nunca. Por todo ello se considera que el relieve de esta parte de Guadalajara es el resultado del desarrollo de «pedimentos» y «relieves isla» esculpidos bajo condiciones semiáridas durante el Cenozoico reciente (Mioceno moderno, Plioceno y Cuaternario antiguo), en algunas áreas hasta en cuatro episodios, configurando lo que se denomina «planicies escalonadas» (escaleras de pie de monte, stairway piedmont o piedmonttreppen). Este relieve es también el resultado del encajamiento posterior de la red fluvial, que en las áreas en que ha sido más intenso ha excavado profundos y angostos valles, mientras que en las zonas en las que su acción ha sido más moderada ha dejado campiñas y relieves ondulados algo por debajo de las superficies de erosión. El término de «páramo» se suele utilizar para denominar a los fragmentos de las superficies de erosión, que se han conservado por estar labrados sobre cuerpos de roca consistentes, como los conglomerados y areniscas del Triásico lejano (Buntsansdstein), las unidades calcáreas y dolomíticas del Jurásico temprano (carniolas y calizas suprayacentes), y la sucesión sedimentaria calcárea y dolomítica del Cretácico reciente (en general, cuanto mayor es la homogeneidad litológica, mayor es la perfección de la llanura). Estos terrenos de clima áspero y labranza casi imposible aparecen hoy dedicados a bosque (en mayor grado los que retienen más la humedad, como los conglomerados y areniscas del Triá-

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sico) o sustentan praderas de aromáticas con arbustos y algún arbolado resistente, por su tradicional dedicación al pastoreo bovino y caprino. El término de «paramera» se suele utilizar para denominar al conjunto formado por los fragmentos de las superficies de erosión y por las campiñas y relieves ondulados, contiguos y altitudinalmente solo un poco por debajo de dichos fragmentos de las superficies de erosión. Estas campiñas y relieves ondulados se han desarrollado generalmente sobre los cuerpos de roca del Jurásico temprano (Formaciones de margas y de calizas y margas) y del comienzo del Cretácico moderno (Formaciones de arenas y de margas) más inconsistentes y por ello susceptibles a la erosión. Por su relativa facilidad para ser aradas, estas zonas se han dedicado tradicionalmente a cultivos, aunque hoy en día están en buena parte abandonadas por la migración rural. La irregular distribución de estas zonas cultivables, siguiendo la traza de las formaciones inconsistentes (que están afectadas por pliegues y fallas) dota a los paisajes de esta parte de la Cordillera Ibérica de una complejidad y belleza notables. Paramera se utiliza también como elemento de una denominación regional, con frecuencia en plural, para añadir un grado de descripción al «país» y a su «paisaje», como en «Parameras de Sigüenza y Molina». El Diccionario de nuestra Real Academia indica con gran acierto que «páramo» es «terreno yermo, raso y desabrigado» y que «paramera» es «región o vasta extensión de territorio, donde abundan los páramos». A este respecto quizás convenga recordar que Molina de Aragón, cuya región tiene una densidad de población de 4 habitantes/km2 (menor que la de Argelia, Mauritania o el Sudán) tuvo durante muchos años el récord de temperatura más baja registrada en la Península Ibérica, con -28,2ºC (28.01.1952), actualmente tiene el récord de mayor diferencia térmica en 24 h (-10,2ºC a 19,2ºC, 08.02.1981) y ha llegado a alcanzar los 38ºC (12.08.1966 y 14.08.1987). No debe de extrañar entonces que en el intervalo de unos pocos millones de años puedan desarrollarse unas veces procesos erosivos característicos de las regiones tropicales áridas o semiáridas y, en otras, acumularse depósitos periglaciares. 3.3. Los valles y gargantas La red fluvial de la Cordillera Ibérica de Guadalajara pertenece principalmente a la cuenca hidrográfica del

Tajo, mientras que una pequeña parte lo hace a la cuenca hidrográfica del Ebro, pues la divisoria hidrográfica entre ambas cuencas no está centrada en el eje central de la cordillera, que aquí pasa desde Almazán a la laguna de Gallocanta, para tomar luego dirección hacia Teruel. La red fluvial del Ebro ha sido más activa y por ello está más encajada y circula a menor altura que la del Tajo. Esto queda muy bien reflejado en el Mapa Geológico de España, donde puede observarse que la Cuenca del Ebro aparece en colores más oscuros, por aflorar materiales cenozoicos más antiguos, como consecuencia de haber sufrido una erosión más intensa. Esta mayor eficacia tiene aquí su reflejo en el desplazamiento hacia el SO de la divisoria fluvial hasta el eje de la Rama Castellano-Valenciana, que aquí lo constituyen las sierras Ministra, Aragoncillo, Caldereros y Menera. Un detalle de observación mayor permite reconocer que ese límite está activo y que el se localiza todavía un poco más hacia el SO. El río Jalón nace oficialmente en la surgencia de Arcos de Jalón, pero ese es un hecho circunstancial y poco relevante, pues lo significativo a escala de tiempo geológico es donde comienza su valle. La erosión fluvial es un proceso cotidiano a escala de tiempo geológico, pero esporádico y generalmente catastrófico a escala humana, por eso una cosa es el comienzo del valle de un río y otra el lugar desde donde últimamente el mismo lleve agua de modo permanente. El valle del río Jalón nace dentro de Guadalajara, en Garbajosa, al SO de Sierra Menera, sobre un afloramiento del fácilmente erosionable Keuper (Triásico reciente), con lo que no le costará mucho tiempo geológico a este río llegar hasta Alcolea del Pinar. Este río atraviesa la Cuenca de Almazán y la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica hasta adentrarse en la Cuenca del Ebro. Con el valle del río Mesa sucede una cosa parecida, pues también nace en Guadalajara, al SO de la Sierra de Aragoncillo, en Selas, sobre un afloramiento del Keuper que llega hasta Molina de Aragón, por lo que tampoco le costará mucho tiempo geológico a este río llegar hasta allí y capturar el alto río Gallo, que viene desde la Sierra del Tremedal. También puede pasar que, cuando el río Mesa llegue a Molina, el río Piedra haya capturado ya el río Gallo, pues su valle a día de hoy ya está al Sur de Cubillejo del Sitio. Los ríos Mesa y Piedra atraviesan el eje morfológico 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 segundo en el río Mesa, habiendo ambos tenido que excavar profundas gargantas para llegar aquí desde el Embalse de la Tranquera (fig. 3.11).

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

Todos estos hechos evidencian que aquí hay un proceso activo de captura de la red fluvial del Tajo por la del Ebro. Lo que para Guadalajara ganan en el Sistema Central los ríos Galve, Sorbe y Cañamares, se lo quitan en la Cordillera Ibérica los ríos Jalón, Mesa y Piedra. Y es que se impone la gravedad y, como la cuenca del Duero está topográficamente más alta que la cuenca del Tajo, ésta gana territorio a costa de aquella y, como la cuenca del Tajo está más alta que la cuenca del Ebro, sucede lo mismo. La mayor parte de la Cordillera Ibérica de Guadalajara drena hacia la cuenca del Tajo, por ríos que van siendo más importantes y caudalosos de N a S, pues en esa misma dirección se ensancha y gana altura la cordillera, lo que se refleja en un mayor caudal y poder erosivo de sus ríos. La geología del territorio (composición litológica, estructura tectónica y configuración geomorfológica) tiene una gran influencia sobre la estructura y

orientación de la red fluvial así como en la tipología de sus valles y, con frecuencia ríos y valles no siguen los esquemas simples y tradicionales. La estructura orográfica de la zona norte es muy peculiar (aproximadamente desde el N de Atienza hasta la Riba de Saelices), estando compuesta por un mosaico de relieves altos separados por una malla irregular de valles anchos de fondo plano. Los relieves altos son diferentes según estén constituidos por materiales del Triásico o del Jurásico. Los desarrollados sobre el Buntsandstein (conglomerados y areniscas del Triásico antiguo) tienen morfología rugosa, por las facilidades que para la erosión supone su diaclasamiento, su marcada estratificación y su disgregación granular; presentan contornos simples y regulares, con los roquedos y las zonas sin vegetación de colores rojizos, o bien están cubiertos de bosque o

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matorral por su capacidad de retención del agua y la imposibilidad de uso para el cultivo y pastoreo. Sustentan muy pocas poblaciones. Los relieves altos formados por las «carniolas» (dolomías brechoides del Jurásico más temprano, formalmente Formación Cortes de Tajuña) tienen morfología de mesas, a favor de su compacidad, homogeneidad y permeabilidad, que aminora la erosión y ha permitido conservar la superficie erosiva de los páramos; presentan contornos sinuosos y regulares, por su erosión mediante desprendimientos (favorecidos por la karstificación) y por deslizamientos (propiciados por la inconsistencia y plasticidad del Keuper infrayacente); aunque abundan los roquedos y las zonas sin vegetación de colores grisáceos, la mayor parte aparece cubierta por praderas de aromáticas (por el impacto del pastoreo que se remonta al medioevo), y tan solo localmente ha sido respetada la cubierta de bosque y matorral; y están prácticamente sin poblaciones.

Los valles anchos de fondo plano se han desarrollado sobre las inconsistentes e impermeables arcillas del Keuper (Triásico moderno), que en ocasiones contienen sales, lo que da lugar a las denominaciones de «río Dulce» y «río Salado», y a las explotaciones de sal prerromanas (salinas de Imón, La Olmeda, Riba de Santiuste, etc.). Constituyen una irregular red de valles en la que es difícil orientarse sin la ayuda de un documento cartográfico y en ocasiones se ensanchan hasta formar vegas muy amplias que incluso pueden incluir pequeños cerros de carniolas. La mayoría de las poblaciones se localizan a media ladera, a favor de los manantiales que surgen en el contacto geológico entre el Keuper (debajo e impermeable) y las carniolas (encima y permeables). La secuencia descendente de muela gris sin casi vegetación, pueblo pequeño (la muela no da agua para más) con sus huertas y arbolado, y valle rojizo cultivado de cereal, constituye uno de los estándares de los paisajes de esta región (fig. 3.12).

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

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Los ríos Salado, Henares y Dulce se inician en estos paisajes, siendo difícil precisar un lugar exacto de nacimiento y todavía más difícil asignar una cabecera de valle, pues para cada uno de ellos hay varias posibilidades. Tras discurrir plácidamente unos kilómetros por estas «vegas altas», cruzan por gargantas y hoces la orla de materiales jurásicos y cretácicos del borde SO de esta especie de gran anticlinal que es aquí la Cordillera Ibérica Castellano-Valenciana. El río Dulce es el que tiene el encajamiento más largo, con parajes de gran belleza, y el que se presenta menos desnaturalizado, lo que unido a su popularidad en el ámbito de la divulgación de la Naturaleza (por haber sido escenario preferente de las producciones de Félix Rodriguez de la Fuente), está amparado por una declaración de Parque Natural. El río Henares tiene un encajamiento algo más corto y también algo más abierto, pues algunas de sus angosturas están excavadas en unos conglomerados cenozoicos menos consistentes que las calizas y dolomías mesozoicas. Tiene también parajes de gran belleza pero presenta los grandes impactos del ferrocarril Madrid Zaragoza y de una planta embotelladora de agua mineral, aunque todo tiene su contrapartida, pues al no tener uso turístico, entre tren y tren puede disfrutarse de una gran tranquilidad y soledad. El río Salado es un poco diferente, pues sale de la Cordillera Ibérica por la hermosa pero corta garganta de Santamera, con su fondo inundado por la cola del Embalse de El Atance, para cruzar la punta SE del Sistema Central en El Atance y adentrarse en la Cuenca del Tajo por Huérmeces del Cerro. Los ríos Tajuña y Ablanquejo, respectivamente afluentes de los ríos Jarama y Tajo, drenan hacia la zona central de las Parameras de Sigüenza Molina. El Tajuña es un río singular que tiene un primer tramo (entre Ciruelos y el N de Anguita) con dirección ibérica SE-NO y la traza sinuosa de los meandros encajados en un páramo de carniolas (cuerpo de roca homogéneo de dolomías brechoides del Jurásico inicial), que debe ser una captura, pues parece seguirse la ladera derecha del valle por el borde del páramo hasta casi la cabecera del Jalón (¿es una muy antigua captura del Jalón por el Tajuña?). Desde Anguita hasta su entrada en la Cuenca del Tajo en la región de Cifuentes sigue una traza lógica de dirección NE-SO, perpendicular a la dirección de la cordillera, pero con cambios notables de forma y estructura según va cruzando los diferentes cuerpos de roca: cuando al S de Anguita pasa por el Keuper, es un valle irregular de fondo plano con cerros jurásicos y más bien perpendicular al río, que recuerda mucho a los vales de cabecera de los ríos Salado, Henares y Dulce; cuando atraviesa el Buntsandstein hasta Luzaga, es un valle medianamente ancho y sencillo, ligeramente

sinuoso y con barrancos a ambos lados; y cuando en su tramo mas largo hasta el Embalse de la Tajera, cruza las parameras de materiales jurásicos y cretácicos por Cortes de Tajuña y Abánades, lo hace encajando moderadamente una traza meandriforme, que es más irregular y de menor radio sobre el Jurásico que sobre el Cretácico. El río Ablanquejo tiene un valle estrecho, sinuoso y encajado que no presenta singularidades reseñables. Pero de todos estos valles, los más impresionantes son los excavados por los ríos Tajo y Gallo. Son sin duda una de «las joyas» paisajísticas y geológicas de Guadalajara, y por ello han sido amparados en buena parte de sus recorridos por la denominación de Parque Natural del Alto Tajo, e incluso está en consideración su declaración como Parque Nacional. El río Gallo hace durante su recorrido un giro de más de 180º en sentido inverso a las agujas del reloj, pues nace en un lugar inconcreto de la Sierra del Tremedal y tiene su primer cauce concreto con dirección E, para tras un brusco giro seguir hacia el N; desde Tordesilos a Molina de Aragón describe un amplio arco, siguiendo primero paralelo a la Sierra Menera (NNO) y más tarde a la Sierra de Caldereros (ONO); en el área de Molina describe otro arco más pequeño para hacer un nuevo giro importante (OSO) que le permite encarar casi perpendicularmente el cabalgamiento de Corduente y la sucesión de materiales del Silúrico, Pérmico, Triásico y Jurásico. No hay por ahora explicación para ese recorrido, pues el río Gallo parece cruzar las estructuras tectónicas y los cuerpos de rocas en todas las direcciones, sin dejarse influenciar por ellos, y hasta se permite al O de Morenilla dejar colgados unos preciosos meandros encajados, alguno de ellos incluso estrangulado (fig. 3.13).

Figura 3.13. Vista aérea obtenida de «Google» de los meandros colgados del río Gallo en Morenilla (Guadalajara) mostrando que la historia de los ríos es antigua, compleja y solo conocida muy parcialmente.

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Y a partir de Corduente y hasta el Puente de San Pedro, donde desemboca en el Tajo, el río Gallo ha excavado el llamado «Barranco de la Hoz», una sucesión de gargantas, hoces y cañones de una gran belleza plástica, de un gran interés ecológico y de un gran valor geológico. Al principio la hoz está labrada sobre los conglomerados y areniscas del Buntsandstein (que aquí son de edad Pérmico final y Triásico más lejano), de colores rojos, con dos sistemas de superficies de discontinuidad física (la estratificación, ligeramente inclinada, y el diaclasamiento, casi vertical) que dan lugar al desarrollo de tormos (formas columnares) y propician laderas verticales y escalonamientos; el valle tiene una traza más poligonal que sinuosa (fig. 3.14). Tras pasar el precioso ejemplo de cuesta que aporta el Muschelkalk, el valle se abre en Torete a favor de la presencia del Keuper (arcillas abigarradas del Triásico reciente), que es más fácil-

mente erosionable. Desde Torete el valle está labrado en el Jurásico, y además de por el cambio de color de los roquedos, aquí grises, se nota que las formas del relieve son diferentes y que la traza del valle es más ondulada; al principio se atraviesan las carniolas (cuerpo de roca homogéneo de dolomías brechoides del Jurásico inicial), con las formas redondeadas del roquedo, pues no hay superficies de estratificación ni diaclasas; más adelante el valle cruza las Calizas de Cuevas Labradas (cuerpo de roca suprayacente a las carniolas, de edad Jurásico lejano), y aquí como ya hay superficies de estratificación, las formas en las paredes del valle vuelven a cambiar, es como una estantería con los libros inclinados, con espectaculares oquedades erosivas (tafonis). Más adelante el valle se abre mucho a favor de los cuerpos de roca de margas y margocalizas del Jurásico un poco más moderno.

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 relieve y los valores naturales de su vegetación. Foto R. Giménez.

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El río Tajo nace en Fuente García (Frías de Albarracín, Teruel) en el importante enclave hidrológico de los Montes Universales, donde también nacen los ríos Guadalaviar - Turia (dos nombres para un mismo río) y Júcar. Los tres cauces en algunos puntos corren casi paralelos y separados apenas unos 2 a 3 kilómetros. Está situación es posible por la presencia de un relieve de estrechas crestas y valles paralelos a las estructuras tectónicas (pliegues y fallas) de dirección ibérica (NO-SE) excavado en los largos y estrechos afloramientos de las Formaciones mesozoicas y paleógenas mas inconsistentes (margas, arenas, calizas y margas, etc.). A favor de estas estructuras de dirección ibérica, el Tajo recorre algo más de 70 kilómetros (medidos en línea recta) desde Fuente García a Puente San Pedro (Zaorejas, Guadalajara), en unas ocasiones aprovechando los afloramientos de los materiales más fácilmente erosionables del Paleógeno y Cretácico temprano, y la más de las veces aprovechando las zonas de debilidad para la erosión que suponen las fallas y los ejes de los pliegues, pues las rocas en esas superficies suelen estar más fracturadas a pequeña y media escala. La mayor parte de este recorrido son hoces, gargantas y cañones

de una gran belleza y naturalidad, dentro o en el límite de Guadalajara, e incluidos en el Parque Natural del Alto Tajo. La fuerte sinuosidad de muchos de sus tramos y el protagonismo en bastantes sectores de Formaciones gruesas y consistentes, como las Dolomías de la Ciudad Encantada, añaden riqueza estética y singularidad a muchos sectores. En Puente San Pedro el Tajo recibe al río Gallo y cambia su dirección NO-SE a E-O, pero también se puede interpretar a la inversa. La dirección OSO-ENE que aguas arriba trae el Tajo desde la cola del Embalse de Entrepeñas (cuando está lleno) la continúa hacia el interior de la cordillera el río Gallo y no el Alto Tajo (de Puente San Pedro a Fuente Garcia). Puede considerarse que el río principal fue en otros tiempos el río Gallo (de dirección perpendicular a la Cordillera Ibérica) y que el Alto Tajo era un afluente, venido ahora a más a favor de un proceso erosivo más fácil, por encajarse en Formaciones mas inconsistentes, por el hundimiento de grandes sistemas kársticos, por levantamientos recientes de los Montes Universales, por cambios regionales de clima, etc.

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

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De Peñalén a Puente San Pedro y de este a Ocentejo, el río Tajo discurre muy encajado en una gran muela subtabular de materiales mesozoicos subhorizontales, aflorando el Keuper (Triásico reciente) en un solo paraje (Salinas de la Inesperada, Armallones), ocupando el Jurásico la parte baja del valle y formando el Cretácico reciente los escarpes más pronunciados y altos. Un punto singular de este tramo es el llamado «Hundido de Armallones», que es el mayor deslizamiento de ladera histórico conocido en el Alto Tajo, producido a principios del s.XVI (antes de 1578) durante un periodo de grandes lluvias y quizás relacionado con una etapa de alta sismicidad en la Península Ibérica que hubo entre 1520 y 1530 (terremoto de Lisboa, pero otro anterior al tristemente famoso de 1755, Almería, Vera, Baza, Granada, etc.). Las crónicas y leyendas cuentan que el desplome formó un remanso aguas arriba de cinco kilómetros, y que aguas abajo el Tajo se secó durante siete días, por lo que podían cogerse truchas a mano, cruzar los carros el cauce del río, etc. El lugar exacto del desprendimiento y de la acumulación es difícil de reconocer, pues las referencias actuales son imprecisas y discrepantes, pero no es de extrañar, pues los grandes desplomes (caídas de grandes bloques de roca consistentes) y deslizamientos (descenso por la ladera de masas de piedras, barro y agua), junto que el hundimiento de sistemas kársticos (cuevas y galerías) son los procesos más importantes en el desarrollo de los grandes valles en los terrenos calizos. El deslizamiento del Hundido de Armallones fue un hecho históricamente excepcional, pero geológicamente fue solo un proceso más de los que han moldeado estas hoces.

4. LA CUENCA CENOZOICA DEL TAJO De las tres grandes unidades geológicas de la Península Ibérica que configuran el territorio de Guadalajara, la Cuenca cenozoica del Tajo es la segunda en extensión, por detrás de la Cordillera Ibérica y por delante del Sistema Central. Se corresponde con la región de La Campiña y con la mayor parte y las áreas más características de La Alcarria. Es el territorio geológicamente más moderno de Guadalajara, pues está formado casi exclusivamente por depósitos del Cenozoico, mientras que la Cordillera Ibérica lo está principalmente por sedimentos del Mesozoico y el Sistema Central lo hace por materiales del Paleozoico.

En la Península Ibérica, y a diferencia de lo que sucede con las otras cuatro grandes cuencas cenozoicas (Duero, Ebro, Lisboa y Guadalquivir) la Cuenca del Tajo es un concepto más ambiguo, pues no siempre se aplica 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 de forma un tanto triangular, que está limitada al O y SO por el Macizo Ibérico, al N por el Sistema Central, al E por la Cordillera Ibérica y al SE por una área de materiales mesozoicos que allí recubren al Macizo Ibérico. La traza cartográfica de esta gran parcela de materiales cenozoicos es muy irregular. Hay un sector central de forma triangular (fig. 4.1), en el que se encuentran Guadalajara, Madrid y Toledo, que se denomina también Cuenca de Madrid. Hacia el O existe una cuenca más pequeña, entre Gredos y los Montes de Toledo, que recibe el nombre de Cuenca de Campo Arañuelo. Al E están los relieves N-S de la Sierra de Altomira, formada por materiales del Jurásico y Cretácico, y más al O, una pequeña cuenca cenozoica (entre Altomira y la Serranía de Cuenca) que recibe el nombre de Depresión Intermedia o Cuenca de Loranca. Se puede considerar que la Sierra de Altomira y la Cuenca de Loranca son parte de la Cordillera Ibérica (parecido a lo que sucede en el Pirineo con las Sierras Exteriores y el Sinclinal de Aragón, esto es, con la alineación mesozoica de la Sierra de Guara Sierra de Leyre y los cenozoicos de Sabiñánigo - Jaca - Pamplona), o bien que la Cuenca de Loranca es parte de la Cuenca del Tajo y que la Sierra de Altomira es una asomo de origen tectónico del Mesozoico infrayacente dentro de la Cuenca del Tajo. Al S quedan otras dos cuencas en el corazón de La Mancha, una al O que se extiende de Ciudad Real a Socuéllamos y que no tiene un nombre concreto (Llanura Manchega), y otra al E, desde Minaya y Albacete a Iniesta y Requena, que suele denominarse Cuenca del Júcar y /o del Cabriel. * Los colores que se utilizan en los mapas geológicos para diferenciar los distintos sistemas, tienen en origen una cierta relación con las tonalidades que sus materiales presentan en la realidad y que aportan a los paisajes. Para los paleozoicos se utilizan tonos más oscuros porque ellos aparecen así en el ámbito europeo, cuna de la geología. Las tonalidades intermedias para el Mesozoico y más claras para el Cenozoico también reflejan el mismo hecho. El Triásico se cartografía con colores rojizos y vinosos porque sus afloramientos en casi toda Europa presentan esos colores, así como sus campos de labor, paisajes y hasta las poblaciones históricas levantadas con sus rocas, como

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Sigüenza. Al Jurásico se le asigna en los mapas los colores azulados porque en sus afloramientos predominan los colores grisáceos (por alteraciones y cubiertas de líquenes, porque en corte fresco sus rocas son predominantemente beiges), que vistos a distancia en los montes del Jura (Suiza) aparecen como un tanto azulados. El Cretácico toma sus colores verdosos de una famosa Formación arenosa del Albiense del S de Francia (les gres verts), que tiene un alto contenido en una mica de ese color muy rica en hierro (glauconita). Los depósitos cenozoicos suelen ser de colores anaranjados a blancuzcos, presentando colores más oscuros e intensos los más antiguos, y tonalidades 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 diferencia entre el concepto geológico de cuenca sedimentaria y el de cuenca hidrográfica, pues este territorio drena su zona N hacia el Tajo, su zona SO hacia el Guadiana, y su zona SE hacia el Mediterráneo. Pero esa es la situación

actual, pues en otros tiempos ha sido una cuenca endorreica y en otros ha drenado hacia el SO la mayor parte de su territorio, probablemente por un Guadiana ancestral. El río Júcar fue afluente de ese Guadiana en el Neógeno reciente, para posteriormente ser capturado hacia el Mediterráneo a la altura del límite de Cuenca y Albacete, y también, parte de los ahora páramos de Brihuega y Alcalá, así como los de La Mancha toledana, debieron de drenar en esos tiempos hacia ese Guadiana ancestral. La génesis y desarrollo de la Cuenca del Tajo se deben a los mismos procesos tectónicos que originan la Cordillera Ibérica y el Sistema Central, por lo que estos tres dominios geológicos tienen una evolución interrelacionada y simultánea. A grandes rasgos, los límites de la Cuenca del Tajo con ambas cordilleras son dos grandes fracturas inversas que hacen cabalgar a estas sobre la cuenca, como se observa en algunos privilegiados afloramientos de superficie y, sobre todo, en los datos

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

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geofísicos del subsuelo (fig. 4.2). Estas fracturas son muy evidentes en el Sistema Central cuando ponen en contacto directo al zócalo varisco con los sedimentos del Neógeno, pudiéndose observar entonces en superficie un contacto neto y recto fácilmente interpretable como una falla (p. ej., Torrelodones, al N de Madrid); en otros sectores entre los materiales variscos y los depósitos neógenos aparece la cobertera mesozoica, que se acomoda a la deformación mediante un pliegue que cubre la factura (p. ej., Valdemorillo, al NO de Madrid); hay otros sectores en los que además existe una banda más o menos ancha (de decenas de metros a unos pocos kilómetros) de materiales paleógenos plegados o basculados conjuntamente con los materiales mesozoicos (p. ej., Valdepeñas de la Sierra, al NO de Guadalajara), por lo que resulta ambiguo y convencional fijar allí un límite entre el Sistema Central y la Cuenca del Tajo; en otras ocasiones, los sedimentos neógenos de la Cuenca 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 y la Cuenca del Tajo es algo diferente, pues nunca llegan a aflorar en superficie el zócalo varisco y la fractura. En

general este límite es más nítido hacia el N y más convencional hacia el S, y es también más evidente cuando el Mesozoico entra en contacto con el Neógeno que cuando lo hace con el Paleógeno. Al N, en el fondo del cañón del río Dulce en Aragosa (al NE de Guadalajara), una falla inversa pone a los materiales casi verticales del Cretácico más reciente y del Paleógeno más antiguo por encima de los depósitos subhorizontales del Neógeno. A la altura de la paramera (a una cota tan solo 200 m más alta) la estructura se ha amortiguado y solo se observa un anticlinal volcado hacia el O. Más hacia el S, en el sector del Embalse de la Tajera, la estructura tectónica está a mayor profundidad y los depósitos del Neógeno se extienden sobre el borde de la Cordillera Ibérica, ocultando la inmersión hacia el O de los materiales del Cretácico, a la vez que rellenan un antiguo relieve previo (paleorrelieve). Todavía más hacia el S, de Cifuentes al Recuenco, el Neógeno aparece ligeramente alabeado cubriendo hacia el E al Cretácico y Paleógeno plegados, señalando que entre ambas grandes unidades hay hacia el O un límite estructural bajo el Neógeno, «dentro» de la Cuenca del Tajo, y un límite sedimentario hacia el E, «sobre» la Cordillera Ibérica (fig. 4.2, corte inferior, parte derecha).

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

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Los materiales que rellenan la Cuenca del Tajo están en la mayor parte de su extensión sin plegar, por lo que no se han formado nunca relieves importantes, no se han generado estructuras anticlinales que hayan levantado hacia la superficie a los depósitos más antiguos del Cenozoico (Paleógeno) y, por todo ello, no ha sido posible que la erosión dejara a esos materiales antiguos al descubierto en la superficie de muchas áreas. Esto hace que en la mayor parte del territorio de la Cuenca del Tajo solo afloren en la actualidad los materiales del Cenozoico reciente (Neógeno) y en muchas áreas lo hagan exclusivamente los más modernos (calizas de los páramos de La Alcarria o de las llanuras manchegas). En aquellos bordes de la cuenca en los que ha habido una mayor actividad tectónica (límites con el Sistema Central, con la Cordillera Ibérica, y en el entorno de la Sierra de Altomira), ésta ha plegado y levantado a los materiales antiguos (Paleógeno) y ha basculado y hasta ondulado a los modernos (Neógeno), permitiendo a la erosión dejar allí al descubierto estos depósitos. El estudio detallado de los sedimentos del Neógeno está limitado al grado de encajamiento de la red fluvial actual, que permite observar las sucesiones sedimentarias en las laderas de los valles, cerros testigos (como los de Alarilla o Hita) y en las caídas de los páramos, que en algunos casos, como en el valle del río Henares, puede permitir observar hasta casi 300 m de sucesión sedimentaria. En otros sectores como en los Llanos de Albacete, ello no es posible. En estas circunstancias, son de gran ayuda para conocer la cuenca sedimentaria los datos de la geofísica y de los sondeos para la exploración de hidrocarburos. Estos muestran un espesor importante de los sedimentos acumulados, con valores por encima de los 2.000 m en las inmediaciones del Sistema Central (hasta unos 3.500 m al N de Madrid) y de la Cordillera Ibérica, indicando la relación genética y temporal que existe entre el levantamiento de estas cordilleras y el hundimiento de la cuenca cenozoica (los «mayores hundimientos» de la cuenca sedimentaria están junto a los «mayores levantamientos» de las cordilleras). En la mayor parte del resto de la cuenca sedimentaria los espesores están comprendidos entre los 2.000 y los 1.000 m. En las Cuencas de la Mancha Occidental (Ciudad Real Socuéllamos), y de Campo Arañuelo (al O de Talavera de la Reina) y en las zonas marginales, el espesor es más reducido. Estos valores supo-

nen una importante tasa de acumulación para los 65 Ma que dura el Cenozoico, ya que en pocas áreas de la Península Ibérica, el Triásico (52 Ma) el Jurásico (54 Ma) o el Cretácico (80 Ma) alcanzan estos espesores. Pero tampoco indican un contexto catastrófico, pues 3.500 m de hundimiento paulatino del fondo de la cuenca sedimentaria (en geología se denomina «subsidencia») a lo largo de 65 Ma supone un descenso promedio de 5 mm por siglo. Los materiales cenozoicos más antiguos (Paleógeno) aparecen generalmente más plegados y fracturados que los más modernos (Néogeno), pues en la mayoría de los casos, ellos han ido acumulando los efectos de las sucesivas etapas de actividad tectónica. Los materiales cenozoicos más modernos, en unos casos han sido los más afectados por la erosión por ocupar posiciones topográficas más altas, pero en los puntos que esto no ha ocurrido, suelen cubrir a los más antiguos e impiden su observación directa. Las etapas de relativa calma tectónica en las cordilleras se reconocen en estas áreas de los bordes N y E de la Cuenca del Tajo por el desarrollo de etapas de sedimentación, que dan lugar a apilamientos de conjuntos de rocas concordantes (subparalelos) y que en su día estuvieron subhorizontales. Por el contrario, durante las etapas de mayor actividad tectónica no solo se producen plegamiento y fracturación en las cordilleras, sino que también estos procesos alcanzan a las áreas marginales de la Cuenca del Tajo. Esto da lugar durante las mismas al plegamiento, levantamiento y posterior erosión parcial de los materiales cenozoicos depositados hasta entonces, dando lugar a un intervalo de tiempo sin representación en sedimentos (en geología, «hiato» o «laguna»). Si tras estos procesos, la zona retoma su proceso de hundimiento, una posterior etapa de calma tectónica dejará un nuevo paquete de rocas sedimentarias, subparalelas y subhorizontales, configurando una «discordancia»** (Fig. 4.3). Cada etapa de actividad tectónica no tiene en todos los sectores la misma intensidad, no alcanza ésta en el mismo «momento», ni da lugar a la misma estructura tectónica (p. ej., pliegue o falla), por lo que el rango de la discordancia que se genera y la edad exacta en que ésta se produce puede variar de unos sectores a otros. No obstante, en la Cuenca del Tajo, como en la mayoría de las cuencas sedimentarias continentales, se reconoce que hay algu-

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nas etapas de actividad tectónica más intensas y regionalmente más generalizadas. ** Relación espacial de corte y cruce entre un conjunto de rocas sedimentarias que han sido plegadas y posteriormente parcialmente erosionadas, y otro conjunto de rocas más modernas que reposan sobre las anteriores. La superficie de contacto entre ambos conjuntos puede ser aproximadamente plana o mostrar el relieve dejado por dicha erosión; dicha superficie de discordancia puede aparecer en su posición original, inclinada, plegada e incluso volcada por un nuevo plegamiento posterior.

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

Hoy en día no se duda que la parte inferior de las sucesiones sedimentarias de yesos, arcillas y margas tradicionalmente consideradas del Paleógeno son en realidad del Cretácico. Esto se corrobora con el espectacular yacimiento de dinosaurios de Lo Hueco (Fuentes, Cuenca) situado en estos materiales y encontrado accidentalmente por las excavaciones del AVE. Estos depósitos del Cretácico final y los del Cenozoico más antiguo (Paleógeno lejano, esto es, Paleoceno y Eoceno lejano) están aquí en continuidad evolutiva e histórica con el Cretácico marino, lejos de los impactos de meteoritos en Méjico y de los vulcanismos masivos en la India. Su carácter continental, árido y endorreico (yesos) se debe tanto a la bajada global progresiva de los mares, que se viene sucediendo desde el Cretácico más reciente, como al inicio del levantamiento de la Cordillera Ibérica que los aísla del mar del Tethys.

Figura 4.3. Vista hacia el NNO desde Viana de Mondejar (Guadalajara) mostrando: en primer plano los conglomerados, areniscas y arcillas del Paleógeno moderno Neógeno antiguo inclinados (buzando) hacia el NNE (son los depósitos posteriores a la primera etapa de actividad tectónica 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 la segunda y última etapa de actividad tectónica importante en la Cuenca del Tajo).

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Las dos etapas de actividad tectónica más importantes acontecen en el Paleógeno más reciente (hacia la mitad del Oligoceno) y en el Neógeno antiguo (hacia la mitad del Mioceno) (Fig. 4.4). Estas hacen que los materiales del Cenozoico se distribuyan en tres grandes conjuntos (en geología denominados «secuencias sedimentarias») separados por dos discordancias. El Cenozoico de la Cuenca del Tajo es, por tanto, el registro sedimentario de la historia tectónica (plegamiento y/o fracturación y levantamiento) de sus áreas circundantes, pues para cada región de la cuenca sedimentaria y para cada intervalo de tiempo del Cenozoico, los tipos de sedimentos, la extensión territorial de cada uno de ellos, su espesor, los cambios en el tiempo y las migraciones en el espacio de estas propiedades, así como las detenciones en la sedimentación, permiten identificar cuándo, cuánto y dónde se levantaron dichas áreas circundantes. Todos estos hechos y circunstancias hacen que los límites de extensión actual de los depósitos cenozoicos sean algo diferentes para cada intervalo de tiempo que se considere, y que los materiales en los que mejor se percibe el concepto de Cuenca Cenozoica del Tajo sean los más modernos del Neógeno reciente (Mioceno moderno). Esta evolución compleja de la cuenca sedimentaria hace que, en algunas áreas, los depósitos cenozoicos se extiendan sobre las áreas mesozoicas o paleozoicas circundantes. En unos casos, como sucede con el Paleógeno en Guadalix (Madrid) o al S de Cuenca, sus depósitos están implicados en la estructura tectónica 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 respectivamente del Sistema Central y de la Cordillera Ibérica. En otros casos, como acontece con el Neógeno de Majaelrayo (Guadalajara), sus depósitos descansan sobre el Paleozoico y no aparecen afectados por las estructuras alpinas, por lo que puede considerarse que dicha área formó parte del Sistema Central durante la mayor parte del Paleógeno (pudiera ser que el Paleógeno más antiguo estuviera aquí y fuera posteriormente erosionado) y pasó durante el Neógeno reciente a estar integrada dentro de la cuenca sedimentaria cenozoica del Tajo (aunque tectónica y paisajisticamente es indudable que hoy forma parte del Sistema Central). Los materiales que rellenan la Cuenca del Tajo se han acumulado siempre en ambientes continentales, como lagos someros, humedales fluviopalustres, ríos, abanicos aluviales, etc. No se conocen depósitos marinos en los cenozoicos de la Cuenca del Tajo, salvo algunos niveles del Neógeno reciente del borde más oriental de la Cuenca del Júcar, donde en algunos puntos hubo comunicaciones esporádicas con el Mediterráneo (el Tethys ya había desaparecido) y todavía hoy se reconoce una cierta continuidad cartográfica con los depósitos neógenos del Levante español. En la Cuenca del Tajo hay un amplio repertorio de litologías (conglomerados de cantos calcáreos o de cuarcita, arenas, arcillas, margas, calizas, yesos, etc.), que es más variado que el catálogo de rocas que forman el Paleozoico o Mesozoico de Guadalajara. Ello se debe, en primer lugar a que el

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

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ámbito continental es más heterogéneo que el ámbito marino, pues hay más relieve, diferencias más acusadas en sus aguas (velocidad, temperatura y otras propiedades), un localismo mayor en la procedencia de los materiales y en las sustancias que transportan, una incidencia mayor del clima y de la dinámica atmosférica, etc. En segundo lugar, el Cenozoico se deposita durante la Orogenia Alpina, y en ese marco tan dinámico se producen cambios geográficos y ambientales mayores y más rápidos en la línea de costa, el relieve, las áreas que más se hunden (áreas más subsidentes), los acuíferos, el clima, la vegetación, etc., que condicionan el tipo y distribución de los sistemas de sedimentación y sus depósitos***. Y en tercer lugar, en el Cenozoico predominan los depósitos «terrígenos» (materiales arrancados y traídos desde la tierra emergida) y en los conglomerados y arenas son más fácilmente observables las diferencias, mientras que el «mundo carbonatado» del Jurásico y Cretácico hace falta más conocimiento para percibir diferencias equivalentes. *** El tipo de materiales que se depositan (conglomerados, arenas, arcillas, yesos, calizas, etc.) en cada época y en cada área de una cuenca sedimentaria depende de varios factores. a) En las etapas de mayor actividad tectónica, los emergentes relieves circundantes hacen a llegar a la cuenca mayor cantidad de sedimentos y estos van a ser de tamaño más grueso (conglomerados y arenas), mientras que en las etapas de mayor calma tectónica hay un menor aporte de «terrígenos» (materiales arrancados y traídos desde la tierra emergida, como cantos, granos de arena o partículas de arcilla) y ello favorece la acumulación de depósitos químicos (yesos, otras sales y algunos pocos carbonatos) y «bio-químicos» (la mayor parte de los carbonatos, como los formados por conchas de fósiles, encostramientos de plantas o de cianobacterias, etc.). b) Durante los episodios de clima más árido hay menos agua disponible para transportar terrígenos y la salida del agua de la cuenca se realiza principalmente (o incluso exclusivamente) por evaporación, con lo que se favorece el depósito de sales, mientras que en los periodos de clima más húmedo, hay más agua para transportar terrígenos, puede desarrollarse una cubierta vegetal que proteja al terreno de la erosión, y hay condiciones más favorables para el desarrollo de la vida, lo que propicia la acumulación de carbonatos. c) Es también importante la composición rocosa de las áreas de donde provengan las aguas y los terrígenos que llegan a un determinado sector de la cuenca, pues si en ellas están aflorando en esa época los materiales salinos del Keuper o del Cretácico más moderno, habrá mas facilidades para la acumulación de evaporitas en la cuenca; si son las sucesiones de calizas y dolomías del Jurásico y Cretácico las que afloran, se propicia-

rá la sedimentación de carbonatos; si son pizarras y cuarcitas, las facilidades serán para las arcillas y los conglomerados; si son los gneises y granitos, cuyo proceso de erosión principal es la disgregación granular, serán mayores las facilidades para la acumulación de arenas; etc. d) Se debe tener así mismo en cuenta la posición dentro de la cuenca sedimentaria del área que se observa, pues los agentes de transporte sufren una importante pérdida de su capacidad al entrar en la cuenca sedimentaria, y por ello en las zonas marginales acumulan primero las partículas más gruesas (cantos) y más adelante las partículas de tamaño medio (granos); según va disminuyendo su capacidad de transporte, en las zonas intermedias de la cuenca se sedimentan las partículas finas (arcillas) y a las zonas centrales de la misma solo llegan las sustancias en disolución (sulfatos, carbonatos, etc.).

Es muy laborioso y difícil determinar con precisión la edad de estos materiales que rellenan la Cuenca del Tajo y los datos que se disponen actualmente son el fruto del trabajo de muchos geólogos durante muchos años. Por un lado, porque ellos no contienen rocas que hayan sido generadas o transformadas por procesos endógenos, en las que se hayan creado nuevos cristales (o recrecimientos) de especies minerales cuya composición química permita obtener datos radiométricos de donde deducir edades absolutas. Por otro lado, su origen continental hace que sean muy poco fosilíferos, ya que en las sucesiones sedimentarias marinas suele haber formaciones o niveles más fosilíferos que tienen una amplia extensión territorial mientras que en las sucesiones sedimentarias continentales, la biomasa original es mucho menor y las posibilidades de fosilización son también menores, por lo que los niveles fosilíferos son más escasos y tienen una extensión puntual o local. Para colaborar en esta tarea, cada vez se utilizan, con mayor frecuencia en estos materiales, las metodologías y técnicas importadas del estudio de sucesiones marinas, como la magnetoestratigrafía (comparación con escalas de tiempo basadas en las inversiones globales de la polaridad magnética), la estratigrafía secuencial (análisis de las sucesiones sedimentarias por conjuntos separados por discontinuidades sedimentarias mayores), y la cicloestratigrafía (identificación de ciclos de varios rangos en la sedimentación y su uso en las correlaciones).

4.1. Los páramos Si se exceptúa la Sierra de Altomira, el elemento morfológico 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 (Guadalajara) hasta Arganda y Chinchón (Madrid). Una formación de calizas (Calizas de los Páramos) más resistentes a la erosión que las arcillas y arenas infrayacentes, ha preservado de la erosión por la red fluvial actual y posibilitado su conservación hasta la actualidad a una parte de una antigua planicie labrada sobre ella (Fig. 4.5). Esta llanura no es una superficie de acumulación, como pudiera ser la superficie dejada por la colmatación de un lago o de un estuario, pues es ligeramente oblicua a las superficies de acumulación de los materiales cenozoicos y secciona a tres Formaciones (no tienen denominación formal y se corresponden con las calizas de Mirabueno, la más moderna; las arcillas y arenas de Almadrones; y las calizas de Trijueque, las más antiguas). Los huecos de disolución que presentan las calizas y las características arcillas rojas que las rellenan, indican el desarrollo de un proceso cárstico**** y que la superficie del páramo debe interpretarse como una superficie de corrosión cárstica, que es otra forma de erosión, aunque menos frecuente. Por tanto, las calizas y los otros materiales sobre los que se ha desarrollado la superficie del páramo son del Cenozoico moderno

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

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 los relieves del Sistema Central, destacando el pico Ocejón. Entre ambas unidades, y topográficamente por debajo de ellas, se halla la gran depresión formada por los valles del río Henares y de sus afluentes, que constituye la comarca de La Campiña, no visible desde este lugar. Una perspectiva muy parecida a esta pudo contemplarse en el Neógeno reciente (Mioceno-Plioceno) antes de que se produjera el encajamiento de la red fluvial actual, solo que la llanura llegaría entonces hasta el pie de los relieves del Sistema Central, pasando unos 200 m «por encima» de la actual Campiña.

Figura 4.6. Vista hacia el SE desde la carretera de Gárgoles de Abajo a Sacedón mostrando las Tetas de Viana. La mayor parte del paisaje son conglomerados, arenas y arcillas del Neógeno antiguo (Mioceno lejano) anteriores a la segunda gran etapa de actividad tectónica del Cenozoico, pero que aquí están tan solo ligeramente basculadas; los cerros son calizas, margas, arcillas y arenas del Neógeno reciente (Mioceno moderno) posteriores a dicha etapa de actividad tectónica y que aquí aparecen subhorizontales. Las calizas que culminan los cerros son los restos de un gran páramo que se extendió por toda la región a esa altura topográfica y que ha sido destruido por la erosión de la actual red fluvial.

**** «Carst» es la forma en castellano del término sajón «karst», el esloveno «krast» y el italiano «carso», que significan terreno rocoso; procede de la pintoresca región de substrato calizo de Krast, en Eslovenia, en la que hay un importante drenaje vertical con un gran desarrollo los procesos de disolución de las rocas, y son muy evidentes y están muy visibles las formas específicas que dejan (dolinas, torcas, poljés, etc.); genéricamente se aplica en geología para denominar los territorios, paisajes, sistemas de drenaje, formas de erosión y procesos de esta tipología.

La extensión en la Cuenca del Tajo de las formaciones de calizas durante el Cenozoico moderno (Mioceno) ha sido mucho mayor que en la actualidad, pues en áreas de la Cuenca de Madrid y de la Cuenca de Loranca estas han sido parcialmente erosionadas, dejando cerros, 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 el actual valle del Jarama, por encima de las campiñas de la región de Cifuentes y en el sector de la cabecera del Embalse de Entrepeñas, siendo los cerros denominados

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«Las Tetas de Viana» su relieve más emblemático (Viana de 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 latino que se aplica al «espacio grande de tierra llana labrantía», y que da nombre a comarcas de Guadalajara, Badajoz, Sevilla, Jaén, Córdoba, etc. Buena parte del territorio de la Cuenca del Tajo aparece hoy con una morfología más o menos llana o ligeramente ondulada a la que se asigna la denominación de campiña como término genérico (Fig. 4.7). No hay ninguna litología, conjunto de litologías, estructura tectónica ni proceso geológico que de lugar a ese tipo de relieve. En algunos lugares de la Cuenca del Tajo, y en ocasiones solo en las fotografías aéreas más antiguas, de los años 1950, se observa como este tipo de relieve aparece bruscamente cortado por una línea recta, que corresponde a un límite de propiedad (privada o municipal), y al otro lado hay una morfología más abrupta de barrancos y cárcavas

con zonas de vegetación espontánea, o por lo menos que no está cultivada. Es evidente que la «campiña» es un relieve antrópico, es el resultado de la modificación por las labores de cultivo, principalmente las de arado, de otros tipos de relieves naturales. Las campiñas se han «esculpido» durante siglos e incluso milenios, sobre terrenos con substratos lo suficientemente inconsistentes como para ser removidos por el arado, y las áreas que tienen un substrato con una consistencia mayor, como calizas, pizarras, etc., se han dedicado al pastoreo, bosque, caza, etc. Según el grado de inconsistencia de ese substrato y su homogeneidad, las campiñas tienen una composición paisajística diferente, pudiendo variar desde superficies casi planas cultivadas en su totalidad, a territorios con una mayor irregularidad de relieve y que aparecen salpicados de pequeñas elevaciones de elementos más consistentes que no están cultivados, hasta áreas tan solo parcialmente cultivadas y en las que las parcelas de cultivo y las que presentan bosque, matorral o aromáticas (según el grado de deforestación) se distribuyen de forma más o menos irregular.

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

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4.3. Las rañas Es un precioso nombre de raíces latinas que procede de Extremadura, donde se aplica a unas llanuras pedregosas ligeramente inclinadas. La geología lo retomó a principios del s.XX para denominar a las llanuras de pie de monte de los relieves cuarcíticos formadas a finales del Néogeno, que constituyen unas formaciones geológicas y paisajísticas singulares del centro de la Península Ibérica. Litológicamente son unos conglomerados que destacan a primera vista del resto de los sedimentos del Cenozoico por la gran cantidad de cantos, la casi exclusividad de la naturaleza cuarcítica de estos, lo bien redondeados que están, una cierta homogeneidad de su tamaños y su diferente coloración. Aunque no en todos los puntos, es bastante típico que contengan algunos cantos muy grandes de hasta más de un metro y, en general, el tamaño de los cantos disminuye al alejarse de los relieves paleozoicos. Son cuerpos de roca muy planos, con solo unos pocos metros de espesor (p. ej., de 5 a 10 m) y hasta algunas decenas de kilómetros de extensión original, que en el paisaje forman llanuras al pie o entre los relieves paleozoicos que contengan formaciones de cuarcitas, colgadas por encima de la red fluvial actual, pero a menor altitud y con mayor inclinación regional que los páramos (Fig. 4.8). Son llanuras bastante perfectas, ligeramente inclinadas hacia el exterior de los relieves paleozoicos, y muy

homogéneas, pues no presentan formas menores de erosión, como pequeños barrancos, regueros, etc., aunque siempre hay alguna excepción como las «Lagunas de Puebla de Beleña». Estos cuerpos de roca y sus llanuras no se han conservado enteras, pues la erosión de la red fluvial cuaternaria las ha fraccionado en varios afloramientos, frecuentemente las ha desconectado de los relieves paleozoicos en los que nacen y ha destruido su frente de terminación hacia las zonas más deprimidas de aquel entonces. Por ello aparecen ahora en el paisaje como cerros aislados y cuerdas de techo casi totalmente plano, enrasados a una misma altura. En algunas áreas se reconocen varias «llanuras virtuales» a distintas alturas (p. ej., de dos a seis) que, si hay afloramiento continuo, aparecen articuladas por un escalón muy visible de unos 10 a 20 metros. Es porque se han originado en varias etapas sucesivas, habiéndose encajando las más modernas en las más antiguas. Al S de esta zona del Sistema Central, descansan directamente sobre el zócalo varisco del Sistema Central, para extenderse hacia el S por el interior de la Cuenca Cenozoica del Tajo. Son depósitos de abanicos de pie de monte, desarrollados en clima semiárido y con procesos de «lavado» muy importantes (eliminación del sedimento más fino, como arcillas y arenas, por transporte a áreas más alejadas y deprimidas) que históricamente significan el inicio de la implantación de la red fluvial cuaternaria.

Raña

Terraza

N N M

M

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

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4.4. Los valles Los ríos que actualmente drenan el centro de la Península Ibérica son más antiguos que lo que en un principio se había supuesto. Puede considerarse una cuestión secundaria el considerar si eran estos mismos ríos o son los actuales sucesores de los sistemas fluviales que drenaron esta vasta región cuando tenía una configuración orográfica diferente y hasta unas salidas distintas al mar. Cada vez hay más datos que apuntan a que, sino en su totalidad, al menos bastantes de sus tramos, debieron ya ser funcionales en el Neógeno reciente. Algunas cabeceras de estos ríos, como por ejemplo las del Jarama, Henares y Tajuña, están excavadas sobre materiales del Cenozoico reciente (Mioceno), que a su vez rellenan un paleorrelieve excavado anteriormente en materiales del Paleozoico 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 etapas fluviales anteriores en condiciones distintas, y que en algunos casos, como el ya mencionado del río Júcar, el estudio de sus depósitos antiguos ha permitido precisar su cambio de desagüe del Atlántico al Mediterráneo. Hay ríos cuyas trazas han sido desplazadas, como el Tajo en el sector de Toledo y el Henares, que han sido «expulsados» hacia el S, respectivamente contra el Macizo Ibérico y el Páramo de la Alcarria, probablemente por los levantamientos más recientes del Sistema Central. Pero si estos ríos ancestrales no corrían exactamente por los mismos sitios que ahora, tampoco lo hacían a la misma altura topográfica. El río Tajo en la región de Talavera de la Reina (Toledo) debió de empezar a correr a unos 350 m más alto de como lo hace actualmente, el río Henares en el sector de La Campiña (Guadalajara) entre 200 y 300 m por encima del nivel actual, el río Lozoya en el área de El Atazar (Madrid - Guadalajara) a unos 250 m más alto, etc. En el Cenozoico más reciente (hacia el límite Plioceno - Cuaternario, entre -2,5 a -2,0 Ma) la red fluvial inicia un importante proceso de encajamiento, que va a situar a sus ríos en los niveles de altitud que tienen actualmente. Tres son las causas que conjuntamente desencadenan ese proceso. Por un lado, el basculamiento tectónico hacia el SO de la Península Ibérica y el consiguiente levantamiento de las áreas noroccidentales (Guadalajara incluida), provocado por las compresiones alpinas más recientes. Por otro lado las caídas del nivel de los mares como consecuencia de los episodios glaciares, que vienen desarrollándose desde el Paleógeno (Eoceno reciente) en la Antártida y desde el Neógeno moderno (Mioceno reciente) en el hemisferio N. Por último hay también una evolución climática a condicio-

nes de mayor humedad, que hace pasar de un sistema de trasporte por abanicos aluviales (en parte, los «conos de deyección» de los manuales antiguos) a otro por ríos. En los primeros hay una proporción de sedimentos muy alta durante su funcionamiento (con episodios de «coladas de barro») pues el agua es escasa, mientras que en los segundos la proporción de sedimentos es menor, pues hay agua abundante. Y lo que es muy importante, los sistemas de abanicos aluviales tienden a ajustarse a un perfil de equilibrio propio, pues tienen su nivel de base en el interior del continente, y los ríos tienen otro perfil de equilibrio con el nivel de base en el mar (en detalle esto es más complicado, pues hay también niveles de base locales cuando el río atraviesa Formaciones mas consistentes, etc.). Por ello, la frase que «el Tajo nace en Albarracín y desemboca en el Atlántico» es válida para sus aguas, pero no para su valle fluvial, que por el «principio de la erosión remontante» se ha desarrollado principalmente (la historia puede ser algo más compleja) en dirección contraria, esto es, «aguas arriba». Esto es todavía más comprensible en un territorio que evoluciona desde unas condiciones más o menos endorreicas (cuando las aguas salen del territorio principalmente por evaporación) a una situación claramente exorreica (cuando lo hacen principalmente por corrientes fluviales). Además, en buena medida, las condiciones climáticas húmedas pueden haber progresado sobre las áridas en esa misma dirección, desde la costa hacia el interior, haciendo migrar en ese mismo sentido la sustitución de los ambientes de abanicos aluviales por los de ambientes fluviales. Pero todavía queda mucho por estudiar para conocer con certeza y precisión esa evolución. El encajamiento de la red fluvial no se efectúa de un modo continuo sino a impulsos, dando lugar al ensanchamiento del valle y el desarrollo de pavimentos de cantos (conocidos como «terrazas») durante las etapas sin encajamiento y a la profundización del valle, con la consecuente erosión de la terraza anterior y de los materiales del sustrato cenozoico, durante los episodios de encajamiento (Fig. 4.9). Estas terrazas se sitúan entre 3 m y más de 200 m sobre el nivel actual de los cauces (las más altas son las más antiguas) y siempre están a niveles más bajos que las rañas, que son del Neógeno muy reciente (hacia el límite Plioceno Cuaternario, entre -2,6 a 1,6 Ma). Aunque sin duda las variaciones climáticas del Cuaternario (de -2,6 Ma a la actualidad) han influido en la formación de las terrazas, su elevado número (hasta 22 niveles de terrazas en los ríos Jarama y Henares) y su variabilidad regional hacen que hoy se interpreten principalmente causadas por los movimientos tectónicos recientes que están elevando el Sistema Central.

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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 del valle por debajo de la población de Casas de Uceda (Guadalajara).

5. UNA APASIONANTE HISTORIA PARA CONOCER Y UN RICO PATRIMONIO PARA CONSERVAR Aunque todavía quedan muchas rocas, fósiles, fallas, parameras, etc. por estudiar, a la vista de los conocimientos actuales se puede afirmar con rotundidad que Guadalajara tiene una historia geológica apasionante. Muchos y diversos han sido los acontecimientos que han ocurrido y, lo que en el momento actual es muy importante, hay una gran cantidad de huellas materiales significativas de los mismos que están distribuidas por su territorio. Aquí se ha mencionado nada más que una parte de ellas, por falta de espacio y porque tampoco se ha pretendido ser exhaustivo. Las formaciones tobáceas o travertinos, entre las que destacan las del Puente de San Pedro (Zaorejas) que son de las mayores de Europa, el bosque petrificado de Aragoncillo, las formas y colores de las areniscas de la Sierra de

Caldereros, los «ríos de piedra» de Orea, las discordancias de Pareja, etc., son joyas de un riquísimo patrimonio geológico, que no es más que una parte del patrimonio natural, y que también es patrimonio histórico y cultural, pues la cultura y la historia comienza por la naturaleza, que es donde están las raíces de la humanidad y de cada persona. Algunos de los elementos más valiosos de este patrimonio geológico y paisajístico están protegidos al estar situados dentro de los tres Parques Naturales que actualmente tiene Guadalajara. El Parque Natural del Alto Tajo es el mayor, con una superficie total de 176.000 Ha, y cuyo objetivo es proteger la gea, flora, fauna y paisajes de la espectacular y poco antropizada región de los cañones del río Tajo, labrados por este río al atravesar los materiales mesozoicos en su camino desde la Sierra de Albarracín hasta la cuenca cenozoica que lleva su nombre. El Parque Natural del Barranco del Río Dulce, con tan solo algo más de 8.000 Ha, ampara un enclave singular en las Parameras de Sigüenza y

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Molina, que en su día fue cuna de la divulgación de la naturaleza en España, y que se localiza en las inmediaciones del foco de turismo urbano de primera magnitud que es la ciudad de Sigüenza. El Parque Natural del Hayedo de la Tejera Negra es el mas pequeño con 1.640 Ha, aunque está en proceso de ampliación a un gran Parque de unas 125.000 Ha (sin nombre decidido todavía), protege uno de los reductos más meridionales en Europa del haya, que junto con la flora acompañante, la litología y el relieve, configuran un «paisaje cantábrico» muy singular en el centro de la Meseta española.

Figura 4.10. Vista hacia el ONO de Utande y de los valles del río Badiel (primer plano) y Valdeiruecha (fondo a la izquierda), que rompen el altiplano del Páramo y están excavados en los depósitos continentales del Neógeno (Cenozoico moderno).

Pero en Guadalajara falta otro Parque. Si todos los territorios de Guadalajara son patrimonialmente valiosos, cada uno de ellos con sus propiedades y características propias, no se entiende una Guadalajara sin La Alcarria. Esas formas de las mesas, cerros, campiñas y vegas; esos contrastes de colores entre los blancos de las calizas, los rojos de las arcillas, los verdes o amarillos de los sembrados según la época, etc.; sus robledales, quejigares, encinares, praderas de aromáticas, bosques de ribera, etc., tienen un gran valor natural, cultural e histórico. No todas las comarcas tienen en su haber el haber hecho de musa en la obra magna de un Premio Nóbel de Literatura. El valle del río Badiel, el entorno de Cifuentes, y otras varias áreas de la Alcarria, tienen el

suficiente grado de belleza paisajística y de naturalidad sostenible como para merecer una figura de protección efectiva y preservar para la posteridad una de las esencias más destacadas de Guadalajara. Pero además hay muchas más cosas. La Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS), a través de su Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) ha considerado que la ladera de un barranco de las proximidades de Fuentelsaz (Guadalajara) es el mejor lugar del mundo donde se puede establecer uno de los casi un centenar (97) de «Estratotipos de Límite Global» (GSSP, Global Boundary Stratotype Section and Point) que soportan la escala de los tiempos geológicos***** (conocidos como «clavos de oro» / «golden spikes»). Este barranco de Fuentelsaz es un valor importante, y no solo geológico, pues en lugares equivalentes de otros países se han situado clavos de oro, monolitos y hasta un gran monumento (en China al límite Paleozoico Mesozoico) que revelan su creciente trascendencia social. ***** El tiempo humano tiene el soporte físico y tangible de los días, las estaciones, etc., y nuestra cultura lo materializa con relojes y calendarios. El tiempo geológico tiene el soporte material y perceptible de las acumulaciones de sedimentos (convertidas hoy en sucesiones de rocas), la evolución de la vida reflejada en las sucesiones de fósiles, los procesos de desintegración radioactiva en el interior de cristales de minerales, etc. La geología (en concreto, la Estratigrafía) lo hace tangible con diversos tipos de gráficos de valor local y con la Carta Estratigráfica Internacional (http://www.stratigraphy.org/cheu.pdf). En el tiempo humano la relación entre los procesos naturales del día y de la noche y las convencionales unidades del reloj y del calendario, requieren de todo un sistema de conocimientos astronómicos y geodésicos, normas y acuerdos internacionales, y de lugares de referencia y observación, como el Observatorio de Greenwich. En el tiempo geológico, la relación entre las huellas físicas naturales (rocas, fósiles y minerales) y las unidades de los gráficos geológicos, requieren también de conocimientos temáticos (sedimentología, paleontología, geoquímica, etc.) y regionales (mapas geológicos, cortes estructurales, columnas estratigráficas, etc.), de normas (Guía Estratigráfica Internacional, etc.) y de acuerdos internacionales (Congresos Geológicos Internacionales, etc.), así como de lugares de referencia y observación que se denominan «estratotipos». Cada unidad menor (Piso) de la Carta Estratigráfica Internacional tiene en algún lugar del mundo un patrón de referencia generalmente elegido en el s.XIX, establecido sobre un afloramiento de gran calidad que está profusamente estudiado, y que en la mayoría de los casos le

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aporta su nombre (p. ej., el estratotipo del Albiense está junto a la población de Aube, en latín Alba, en el NE de Francia). Los estratotipos de dos unidades sucesivas están con frecuencia muy alejados y sus relaciones de límite no son lo suficientemente precisas que requiere la geología moderna, y por ello a cada unidad básica (Piso) se le provee también de un «estratotipo de límite» para su límite inferior (GSSP) en otro lugar del mundo, donde este límite pueda determinarse y observarse inmejorablemente. Este proceso está actualmente completado en un 50%.

Por otro lado, el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) ha significado como «Global Geosites», además del barranco de Fuentelsaz antes citado, a la Muela de Somolinos, por el interés y la calidad de afloramiento de sus rocas del Cretácico (el proyecto «Global Geosites» es una iniciativa conjunta de IUGS y UNESCO para identificar y proteger a los puntos de interés geológico de relevancia internacional de cada país). El IGME también ha nominado como Puntos de Interés Geológico (PIG) a varios componentes de Guadalajara: pliegues de Majaelrayo, cabalgamientos (fallas inversas derivadas de la evolución de pliegues) de Almiruete, formas kársticas de Tamajón, afloramientos del Neógeno del Embalse del Vado, Cretácico plegado de la presa de Entrepeñas, terrazas fluviales con pliegues y fallas de Sacedón y Auñón, mirador de la Ermita del Socorro de Sacedón, canales fluviales y yacimiento fosilífero de Alcocer, y terraza fluvial de la presa de Bolarque. En Guadalajara hay otros muchos lugares y paisajes que tienen tanto o quizás incluso más valor que estos para ser significados, y a no tardar mucho lo serán, pero ¿se llegará a tiempo para protegerlos y conservarlos? El desafío del s. XIX fue descubrir la Naturaleza, en el s. XX ha sido comprenderla, y en el actual s. XXI, lo es, sin duda, conservarla. 6. AGRADECIMIENTOS A los revisores de los textos, Rocío Giménez, Manuel Segura y Amelia Calonge, por las muchas mejoras introducidas, y además a la primera de ellos, por la realización de la mayoría de los dibujos. Bajo otra perspectiva, también a los profesores, compañeros, amigos y familiares con los que he recorrido durante más de cuarenta años Guadalajara, disfrutando y aprendiendo a valorarla y a apreciarla. Este trabajo forma parte de la difusión pública del Proyecto CGL2004-02179/BTE de la Dirección General de Investigación del Ministerio de Educación y Ciencia, sobre el Medio Natural de Guadalajara.

7. BIBLIOGRAFÍA* * Se refiere tanto a las obras citadas en el texto como a las principales obras de consulta sobre la geología regional de Guadalajara.

Blakey, R., (2008): Plate Tectonics and Continental Drift: Regional Paleogeographic Views of Earth History, http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7/ Civis, J. (Edit.), (2004): Cuencas cenozoicas. In: J. A. Vera (Edit. pr.) Geología de España, Sociedad Geológica España IGME, 531 586. Gutierrez Elorza, M. y Monné, J. L., (1994): Cordillera Ibérica. In: M. Gutiérrez Elorza (Coord.) Geomorfología de España, Ed. Rueda, 251-286 p. IGME (1989) Mapa del Cuaternario de España 1:1.000.000 IGME (1994) Mapa Geológico de la Península Ibérica, Baleares y Canarias 1:1.000.000 IGME (2005) Mapa Geomorfológico de España y del margen continental 1:1.000.000 IGME. Mapa Geológico de España. Hojas: 432 Riaza, 433 Atienza, 434 Barahona, 459 Tamajón, 460 Hiendelaencina, 461 Sigüenza, 462 Maranchón, 463 Milmarcos, 464 Used, 485 Valdepeñas de la Sierra, 486 Jadraque, 487 Ledanca, 488 Ablanque, 489 Molina de Aragón, 490 Odón, 510 Marchamalo, 511 Brihuega, 512 Cifuentes, 513 Zaorejas, 514 Taravilla, 515 El Pobo de Dueñas, 535 Algete, 536, 537 Auñón, 538 Valdeolivas, 539 Peralejos de las Truchas, 540 Checa, 561 Pastrana, 562 Sacedón, 565 Tragacete, 583 Arganda, 584 Mondejar, 585 Almonacid de Zorita, 607 Tarancón. International Union of Geological Sciences (IUGS) (2008): International Stratigraphic Chart, International Commission on Stratigraphy, Montero, P., Bea, F., González Lodeiro, F., Talavera C. y Whitehouse, M. J., (2007): Zircon ages of the metavolcanic rocks and metagranites of the Ollo de Sapo Domain in central Spain: implications for the Neoproteozoic to Early Paleozoic evolution of Iberia. Geol. Mag., 144 (6), 963 976. Pedraza, J., (1994): Sistema Central. In: M. Gutiérrez Elorza (Coord.) Geomorfología de España, Ed. Rueda, 63-100 p. Pérez González, A., (1994): Depresión del Tajo. In: M. Gutiérrez Elorza (Coord.) Geomorfología de España, Ed. Rueda, 389 - 436 p. Pérez Estaún, A. y Bea, F. (Edits.), (2004): Macizo Ibérico. In: J. A. Vera (Edit. pr.) Geología de España, Sociedad Geológica España IGME, 19 230.

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II. Guadalajara, encrucijada de historias, rocas y paisajes: una rica geodiversidad


LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE 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]

2

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

3

Institut für Geowissenschaften der Technischen Universität Braunschweig, Pockelstrasse 3, D-38106 Braunschweig (Alemania).

4

Museo Geominero, IGME, Ríos Rosas 23, 28003 Madrid. [email protected]

INTRODUCCIÓN Las rocas más antiguas de Guadalajara corresponden al Paleozoico pre-Carbonífero o pre-Varisco, sin descartar materiales neoproterozoicos. Se localizan en dos 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 del Sistema Central (Figs. 1 y 5). En el segundo, constituyen afloramientos aislados de orientación Noroeste-Sureste, circunscritos a los núcleos de grandes estructuras alpinas de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Figs. 1 y 13).

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

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LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA

Esta separación geográfica en dos sectores, implica además que las rocas precarboníferas de Guadalajara pertenecen a dos Zonas diferentes de la división del Macizo Hespérico (sensu San José, 2006). Cada una de estas Zonas presenta características estratigráficas, paleogeográficas y estructurales propias. Así, los grandes afloramientos del Norte de la provincia corresponden a la parte septentrional de la Zona Centroibérica (Dominio del Ollo de Sapo), en tanto que los núcleos paleozoicos orientales se incluyen en la prolongación Sureste de la Zona Asturoccidental-Leonesa, que vuelve a asomar en las provincias de Guadalajara, Teruel y Zaragoza, tras emerger de los recubrimientos cenozoicos de la Cuenca del Duero y su orla mesozoica local (Fig. 2).

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

La característica común de todos estos conjuntos litoestratigráficos es su origen sedimentario y marino, y su implicación posterior en la Orogenia Hercínica o Varisca, desarrollada durante el Carbonífero. Ésta causó su principal deformación y metamorfismo, con intensidad variable en las dos áreas (mayor en el extremo Noroeste de la provincia), pero compartiendo una dirección similar de plegamiento (ejes orientados predominantemente Norte-Sur). En términos geocronológicos, el rango temporal del conjunto de estas unidades litológicas antiguas arranca

tal vez en el Neoproterozoico terminal (Ediacárico), aunque con seguridad abarca desde el Cámbrico inferior (hace aproximadamente 540 millones de años) hasta finales del Devónico Inferior (unos 398 millones de años). Ello supone un registro geológico provincial prácticamente continuo de la Era Paleozoica, a lo largo de más de 140 millones de años, que se traduce en una acumulación máxima de materiales de unos 7000 m de espesor real, con afloramientos repetidos por causas tectónicas (pliegues y fallas) hasta ocupar algo menos de la sexta parte de la superficie de Guadalajara (Fig. 1). Desde el punto de vista petrológico, los materiales prevariscos de la provincia consisten esencialmente en rocas sedimentarias siliciclásticas (areniscas, cuarcitas, pizarras), con escasas unidades o intercalaciones calcáreas en el Ordovícico Superior, Silúrico superior y Devónico Inferior. Por su parte, las rocas metamórficas dominan en la parte inferior de la sucesión (Neoproterozoico?, Cámbrico y Ordovícico basal) y están representadas por esquistos, metacuarcitas, mármoles, rocas calcosilicatadas, anfibolitas, ortogneises glandulares, gneises migmatíticos y ortogneises graníticos (metagranitos), en parte derivados del metamorfismo de rocas volcánicas y de cuerpos intrusivos someros. El comienzo de la historia geológica del área ocupada por la actual provincia de Guadalajara, basada en el registro geológico superficial, se remonta al desarrollo de una de las extensas plataformas marinas que circundaban el gigantesco continente de Gondwana (Fig. 3), hacia los 540 millones de años. Era una etapa de relativa calma tectónica, tan sólo interrumpida al comienzo del Ordovícico Inferior por un proceso de fragmentación y dispersión, cuyo exponente más significativo fue el desgajamiento y deriva hacia el Norte del bloque llamado Avalonia (que actualmente incluye parte del Noroeste europeo y Terranova). Durante la mayor parte de esta etapa, el área correspondiente a la región mediterránea actual, se mantuvo en latitudes próximas a lo que entonces era el polo Sur, por lo que estuvo bajo el influjo de importante sedimentación glaciomarina, acrecentada por la intensa glaciación gondwánica del Ordovícico terminal, que además acarreó una de las crisis climáticas y biológicas más acusadas del Fanerozoico. A partir del Silúrico, el continente de Gondwana comienza a moverse hacia el Norte, de modo que su borde septentrional (que incluye el área que nos ocupa) migra hacia latitudes cada vez más bajas, hasta que en el Devónico Inferior se generaliza una sedimentación carbonatada propia de condiciones subtropicales. Como colofón de la lenta y persistente deriva hacia el Norte, el margen septentrional de Gondwana acabó colisionando con el macrocontinente de Laurusia (for-

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mado por la unificación previa de Laurentia, Avalonia y Baltica durante la Orogenia Caledónica). De esta larga y compleja colisión entre macrocontinentes, ocurrida fundamentalmente durante el Carbonífero (Orogenia Varisca), resulta un supercontinente inestable, Pangea, cuya posterior evolución tiene amplio y detallado registro en la región, marcando el segundo capítulo en la historia geológica provincial.

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

En cuanto al desarrollo histórico de los estudios geológicos en el Paleozoico de Guadalajara, debemos resaltar el reconocimiento temprano de materiales fosilíferos atribuidos al antiguo Sistema Siluriano (los sistemas Ordovícico+Silúrico actuales) en Checa y Pardos (Verneuil y Collomb, 1853), así como del Sistema Devoniano al Este de Atienza (Verneuil y Lorière, 1854; Palacios, 1879). Castel (1882) publicó el primer estudio provincial detallado, acompañado de un mapa en color a escala 1:400.000 (Fig. 4), que sirvió de base al de escala 1:200.000 de Jordana y Soler (1935). Aparte de algunos estudios aislados realizados en la primera mitad del siglo XX, el conocimiento geológico moderno del Paleozoico de Guadalajara comienza a partir de Riba Arderiú (1959) y los trabajos de las escuelas alemana y holandesa, a los que se unirán en los decenios de 1970 y 1980 algunas tesis doctorales nacionales y el desarrollo del proyecto MAGNA, aún sin publicar íntegramente. Los trabajos esenciales de la etapa moderna los citaremos al abordar la descripción sumaria de las principales unidades paleozoicas, que se realiza por separado para los dos sectores de Guadalajara integrados en la Zona Centroibérica y en la Zona Asturoccidental-Leonesa, respectivamente.

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

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LOS MATERIALES PRECARBONÍFEROS DE LA SIERRA NORTE Las rocas paleozoicas afloran extensamente en la prolongación del Sistema Central en el Norte de la provincia (sierras de Ayllón, Tejera Negra, Robredal, Alto Rey, Bodera, Sierra Gorda...), siendo el asomo más oriental el de Riba de Santiuste. Desde el punto de vista estructural, la mayor parte de este territorio (el antiguo Complejo de Somosierra-Ayllón y la Unidad de Angón de Capote et al., 1981, 1982) se ubica en el Dominio del Ollo de Sapo de la Zona Centroibérica, encontrándose delimitado al Oeste por la falla de Berzosa. Ésta corresponde a una falla normal dúctil, de edad varisca tardía, con hundimiento al Este y componente de desgarre dextro, que se superpone a una zona de cizalla más antigua (Escuder Viruete et al., 2004, con referen-

cias previas). Las principales estructuras compresivas que presentan los materiales precarboníferos, al Este de la falla de Berzosa, son el antiforme de El Cardoso, el sinforme de Majaelrayo, el antiforme-domo de Hiendelaencina y el sinforme de Riba de Santiuste (Fig. 5). Todos ellos tienen su origen en pliegues de la primera fase de deformación varisca (post-Devónico Inferior), supuestamente cortados por un cabalgamiento de segunda fase, y que se vieron replegados durante la tercera (Carbonífero próximo al límite Misisipiense-Pensilvaniense), precisamente la que generó los grandes pliegues verticalizados y retrovergentes actualmente visibles, asociados a una foliación de crenulación igualmente retrovergente (Fig. 5). La deformación y el metamorfismo variscos que afectaron a estas estructuras aumentan en intensidad hacia la falla de Berzosa y en profundidad en el domo de Hiendelaencina, coincidiendo con otra cizalla dúctil.

Figura 5. Esquema geológico del Paleozoico prevarisco en el Dominio del Ollo de Sapo del Norte de Guadalajara (arriba derecha: adaptado de Díez Montes et al., 2004), y corte geológico parcial Este-Oeste, con indicación de las estructuras principales (abajo: adaptado de Martínez Catalán 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.

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La estratigrafía del Dominio del Ollo de Sapo en Guadalajara fue establecida esencialmente por González Lodeiro (1980, 1981a, 1981b) para las formaciones metamórficas y porfiroides cambro-ordovícicas, en tanto que el resto de la sucesión ordovícico-devónica fue perfilada por Sommer (1965), Schäfer (1969) y Bultynck y Soers (1971), centrándose con preferencia los estudios de detalle en los materiales devónicos (ver síntesis de Fernández Casals y Gutiérrez-Marco, 1985; Azor et al., 1992; Carls, 1987, 1988, 2002; Martínez Catalán et al., 2004a).

Figura 6. Columna estratigráfica general del Paleozoico prevarisco en el Dominio del Ollo de Sapo del Noroeste de Guadalajara. Modificada de Martínez Catalán et al. (2004a).

La columna estratigráfica de este sector (Fig. 6) comienza con las Formaciones Angón, Antoñita y Cardeñosa, cuyos afloramientos se restringen al domo de Hiendelaencina, cortado por una falla normal con hundimiento al Oeste (Fig. 5). La Formación Angón incluye unos 90-150 m de esquistos, cuarcitas, microconglomerados, mármoles y anfibolitas, atribuyéndose en su conjunto al Cámbrico inferior por correlación de facies y en ausencia de datos paleontológicos, lo cual no excluye la posibilidad de que tenga edades más antiguas. En contacto tectónico y por encima de la anterior viene la Formación Antoñita (300-400 m), constituida por un ortogneis granítico de grano grueso con abundantes diques, y xenolitos de metasedimentos, que ha sido datado como Ordovícico Inferior (483-474 millones de años, rango Tremadociense-Arenigiense inferior: Montero et al., 2007). Finalmente, la Formación Cardeñosa comprende 15-30 m de micacitas, alternantes con cuarcitas y lentejones de calizas y rocas calcosilicatadas, que hacia techo pasan a cuarcitas feldespáticas con moderada continuidad lateral. Al conjunto anterior se superpone tectónicamente la Formación Ollo de Sapo (= «formación Hiendelaencina»), una unidad porfiroide metavolcánica muy característica, que alcanza aquí más de 2000 m de espesor, y cuyos afloramientos se prolongan desde la costa de Lugo hasta Guadalajara, englobados en una estructura antiforme de trazo arqueado y de unos 570 km de longitud. Se trata de ortogneises glandulares con fenocristales de plagioclasa, feldespatos alcalinos y cuarzos redondeados, distribuidos de modo bastante homogéneo en una matriz algo más oscura y de grano fino, completamente recristalizada y esquistosada (Fig. 7). Las abundantes glándulas feldespáticas suelen ser más gruesas en la parte baja de la formación, pudiendo alternar con otras facies de grano más fino, que son las que predominan en la parte superior de la unidad. Entre los ortogneises se reconocen cuerpos con texturas y litologías propias de un vulcanismo efusivo, tales como ignimbritas, tobas de grano grueso y metarriolitas, así como una secuencia vulcanosedimentaria localizada en la parte más alta de la formación, donde se intercalan grauvacas, cuarcitas y pizarras verdosas (Díez Montes et al., 2004). Las dataciones isotópicas obtenidas en Hiendelaencina (Montero et al., 2007: 495-483 millones de años) demuestran que el vulcanismo vinculado con la génesis del Ollo de Sapo se mantuvo activo desde el Cámbrico superior (Furongiense) hasta el Ordovícico basal (Tremadociense inferior). No obstante, estas edades discrepan de la atribuida al gneis de El Cardoso,

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aflorante más al Oeste, cuya datación como Cámbrico inferior (540 Ma: Wildberg et al., 1989) es cuestionable y requiere revisión.

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

Los modernos estudios geocronométricos invierten el orden asumido hasta ahora para las formaciones porfiroides de la región de Hiendelaencina, al ser la Formación Ollo de Sapo en realidad más antigua que el ortogneis granítico (Formación Antoñita) sobre el que se apoya, implicando la existencia de una cizalla dúctil extensional también bajo la primera unidad (Fernández Rodríguez, 1991; Martínez Catalán et al., 2004b). El contacto de la Formación Ollo de Sapo con los materiales suprayacentes es aparentemente concordante (Arche et al., 1977; Bischoff et al., 1980), sin excluir la posibilidad de que entre ambos exista una leve discordancia cartográfica (Schäfer, 1969; González Lodeiro, 1980), equiparable en ese caso con la Discordancia Toledánica del resto de la Zona Centroibérica. La alternativa a la idea de la discontinuidad plantea que, al igual que ocurre con el gneis de El Cardoso, la Formación Ollo de Sapo se halle intercalada en la sucesión cambro-ordovícica (referencias en Martínez Catalán et al., 2004a).

La sucesión ordovícica que incluye o se apoya sobre la Formación Ollo de Sapo comienza con la Formación Constante (= «fm. Bornova»), que consiste en una alternancia de cuarcitas, areniscas y pizarras, con grandes variaciones de espesor (350-800 m). Localmente se diferencia un miembro inferior (de hasta 150 m) con areniscas arcósicas e intercalaciones conglomeráticas (Soers, 1972), en tanto que en la parte superior de la unidad predominan los tramos potentes de pizarras (de hasta 40 m). El conjunto de la formación se asigna a ambientes marinos someros, congruentes con los escasos datos icnológicos disponibles en la parte media de la unidad (icnofacies de Cruziana y Skolithos). En contacto neto sobre la Formación Constante se apoya la Formación Alto Rey (70-130 m), equivalente a la Cuarcita Armoricana de la Cordillera Ibérica y el Suroeste de Europa, que es una unidad predominantemente cuarcítica que configura los principales relieves de la región y evidencia los pliegues variscos más importantes (Fig. 5). Desde el punto de vista sedimentológico, la unidad tipifica diversos ambientes marinos costeros (Bischoff et al., 1980) y, a nivel suprarregional, se asigna al Arenigiense medio (= piso Floiense de la escala global). Su registro paleontológico se reduce a una biofacies característica de braquiópodos quitinofosfáticos y moluscos bivalvos, además de abundantes trazas fósiles (icnofacies de Cruziana y Skolithos). Por encima de la Formación Alto Rey existe una nueva alternancia de cuarcitas y pizarras (Formación Robredarcas en Gutiérrez-Marco et al., 1990), de 20 a 150 m de potencia, que supone una secuencia de tránsito a la unidad suprayacente. Por correlación con unidades semejantes de la Zona Centroibérica meridional, su edad puede estimarse como Arenigiense mediosuperior, equivalente a los pisos Dapingiense-Darriwiliense Inferior de la escala cronoestratigráfica global. De un modo tradicional, a la sucesión pizarrosa comprendida entre las prominentes unidades cuarcíticas del Ordovícico Inferior (Fm. Alto Rey) y del Silúrico basal (Fm. Santibáñez), se la consideró como una sola formación de gran espesor, subdividida en diversos miembros o tramos. La unidad fue designada como «Capas de Rodada» por Schäfer (1969) y como «Pizarras de Prádena» por Bultynck y Soers (1971), denominaciones utilizadas indistintamente por los autores posteriores, lo que causa cierta confusión. En sentido litoestratigráfico, se trata en realidad de un Grupo (designado como «Rodada» por la prioridad cronológica de este nombre) que originalmente comprendía entre cuatro y siete divisiones, en parte elevadas al rango de Formación. La inferior de todas ellas

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(la Fm. Robredarcas antes descrita) se asocia con claridad a las litofacies de la Cuarcita Armoricana sensu lato y cartográficamente constituye una unidad bien diferenciada e independiente, por lo que es preferible excluirla del Grupo. La unidad más antigua y notoria del Grupo Rodada es la Formación Prádena (sensu stricto), compuesta exclusivamente por pizarras oscuras masivas (350-700 m). Éstas pasan a techo a una alternancia de pizarras y limolitas con intercalaciones de areniscas y cuarcitas, diferenciadas como otra unidad (Formación Molinos: 300500 m). El conjunto de las formaciones Prádena y Molinos se atribuye al Ordovícico Medio en virtud de los fósiles del Oretaniense y Dobrotiviense inferior (piso Darriwiliense global) encontrados en numerosos yacimientos del sinforme de Majaelrayo y del domo de Hiendelaencina, la mayoría de los cuales (salvo los citados por Hammann y Schmidt, 1972, y Gutiérrez-Marco et al., 1984) permanecen sin publicar. No obstante, la presencia de delgados lentejones de areniscas calcáreas en la mitad superior de la Formación Molinos, hace probable que esta parte de la sucesión corresponda ya al Ordovícico Superior (Dobrotiviense tardío a Berouniense medio: Sandbiense de la escala global), por correlación con secuencias comparables de la Zona Centroibérica meridional. Por encima de la Formación Molino aparece una nueva unidad de pizarras negras homogéneas (Formación Naharros: 100-150 m), infrayacente a pizarras arcillosas y grauvacas que incluyen bancos cuarcíticos centimétricos, niveles con cantos de caliza y hacia techo cuerpos cuarcíticos lenticulares con estructuras de deformación sinsedimentarias o diagenéticas precoces (Formación Plantío: 50-170 m). La presencia de granos y cantos de caliza y arenisca, dispersos en una matriz arcilloso-limolítica en las dos últimas formaciones, permite compararlas con las facies glaciomarinas del Ordovícico terminal (Hirnantiense), ampliamente documentadas en la plataforma perigondwánica (Robardet y Doré, 1988), y descritas también al oriente de Guadalajara (Fortuin, 1984). Esto implica la existencia de una laguna estratigráfica importante en el seno del Grupo Rodada, en el límite entre las formaciones Molinos y Naharros, equivalente cuanto menos al Berouniense superior y Kralodvoriense (= Katiense global), y tal vez al Hirnantiense basal. En contacto neto sobre las pizarras con cantos de la Fm. Plantío, se sitúa otra notoria unidad cuarcítica, la Formación Santibáñez (= «fm. Cuento»), que comprende 20-30 m de cuarcitas claras en bancos gruesos (2-3 m), y a la que se considera como referencia para establecer el comienzo de la sedimentación silúrica (Rhuddaniense-

Aeroniense). Sobre ella se dispone una nueva unidad con predominio pizarroso (Formación Cañamares: 250-350 m), constituida por pizarras negras graptolíticas con tramos ricos en nódulos (Figs. 8 y 9) e intercalaciones esporádicas de areniscas finas, las últimas de las cuales aumentan en espesor y frecuencia hacia el techo de la formación, hasta constituir una secuencia alternante de areniscas y pizarras que incluye al menos un cuerpo lenticular calizo. Los fósiles más abundantes en la unidad son los graptolitos, indicativos de diversas biozonas del Llandovery, Wenlock y Ludlow basal (referencias en Fernández Casals y Gutiérrez-Marco, 1985). Por su parte, el nivel calcáreo de la parte alta de la formación contiene abundantes cefalópodos y conodontos (Bultynck, 1971), que hoy día se identifican como Zieglerodina? zellmeri del límite Ludlow/Pridoli.

Figura 8. Afloramientos de pizarras negras graptolíticas de la Formación Cañamares (Silúrico) en el barranco de Los Alcobones, al Oeste de Atienza.

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

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A la Formación Cañamares (Llandovery medio-Pridoli inferior) le sucede una potente alternancia de areniscas y pizarras, la Formación Alcolea (850 m), dividida en cuatro miembros según predominen bancos gruesos o finos de areniscas sobre las pizarras arenosas (Bultynck y Soers, 1971; Soers, 1972). El registro paleontológico se restringe a una decena de horizontes fosilíferos repartidos por toda la unidad, que han librado abundantes braquiópodos, trilobites, moluscos y tentaculítidos preservados en areniscas. La mayoría de estos niveles son de edad silúrica (Pridoli medio-alto), pero la aparición de ciertas formas características de braquiópodos (Howellella, Podolella, Platyorthis) ha permitido situar el límite Silúrico / Devónico en el tercio superior de la Formación Alcolea, a unos 280 m bajo el techo (Carls, 1977). La última unidad prevarisca de Guadalajara es la Formación Cercadillo que, como la anterior, aflora únicamente en un núcleo del sinforme de Riba de Santiuste. Se trata de una sucesión de 860 m de pizarras con ritmitas arenosas e intercalaciones de calizas fosilíferas y dolomías, cuyo depósito comienza hacia el Lochkoviense medio y termina localmente (debido a la erosión pérmica) en el Emsiense Superior, sin alcanzar el Devónico Medio. El abundante contenido paleontológico incluye variados braquiópodos (Fig. 10), trilobites (Fig. 11), moluscos, briozoos, corales solitarios y tabulados, equinodermos, tentaculítidos, algas y conodontos (Fig. 12), identificados o descritos por Sommer (1965), Carls (1969a, 1969b, 1975, 1977 y 1986), Gandl (1972), Bultynck (1971, 1976 y 1979), y Carls et al. (1993). No obstante, la mayoría de estos fósiles aún no han sido estudiados en detalle, salvo los conodontos y algunos braquiópodos y trilobites. Los materiales del Devónico Inferior del Norte de Guadalajara tienen gran importancia en el contexto ibérico, por componer una sucesión muy completa y de gran espesor (1900 m), en donde alternan distintos tipos de litologías con fósiles representativos de ambientes someros y pelágicos (biofacies renanas y hercínicas). Esto último es muy importante de cara a precisar las correlaciones biocronológicas a larga distancia, por el reflejo en la sucesión de ciertos acontecimientos eustáticos globales (por ejemplo el Evento Daleje), y como marco de referencia para las reconstrucciones paleogeográficas y paleobiogeográficas.

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

Figura 11. Trilobites facópidos del Devónico Inferior (Formaciones Alcolea y Cercadillo) de la sección de Alcolea de Las Peñas: géneros Acastella (centro y ángulo superior izquierdo), Protacanthina (derecha) y Paracryphaeus (ángulo inferior izquierdo); este último, perteneciente a una especie (P. alcoleae: Praguiense basal) dedicada a la localidad. Según Gandl (1972).

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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 LAS SIERRAS ORIENTALES Los afloramientos paleozoicos de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica son marcadamente discontinuos, y componen una serie de «macizos» paleozoicos como núcleo de grandes estructuras alpinas (Capote y González Lodeiro, 1983), los cuales se hallan en prolongación geológica con el Paleozoico de la Zona AsturoccidentalLeonesa. Cuatro de estos núcleos se ubican enteramente en la provincia de Guadalajara (Santa María del Espino, Aragoncillo, Ciruelos-Teroleja y Nevera), y otros dos (Sierra Menera y Tremedal) se prolongan en la provincia de Teruel (Figs. 1, 13 y 28). Desde el punto de vista cronoestratigráfico, la sucesión paleozoica está aquí mucho más limitada que en las sierras septentrionales de la provincia (Ordovícico Inferior-Silúrico superior, frente al rango Cámbrico inferior-Devónico inferior conservado en el Dominio del Ollo de Sapo). No obstante, los afloramientos paleozoicos de estos núcleos orientales se presentan comparativamente menos deformados y apenas sufrieron metamorfismo, por lo que ofrecen mejores condiciones de estudio y son bastante fosilíferos.

Figura 13. Situación y constitución geológica de los núcleos precarboníferos de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Según Pieren et al. (2004).

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En líneas generales, la sucesión ordovícico-silúrica abarca nueve formaciones que suman un máximo de 1900 m, frente a los 2400 m de sus equivalentes en el Sistema Central. Los trabajos más representativos son los de Riba Arderiú (1959) para los «macizos» del Nevera y Tremedal; Sacher (1966) para Aragoncillo y Ciruelos-Teroleja; y Herranz (1968) y Villena (1976) para Sierra Menera. La estratigrafía de las unidades ordovícicas ha sido revisada recientemente por Herranz Araújo et al. (2003), Gutiérrez-Marco et al. (2004) y Pieren et al. (2004), quienes detectaron variaciones en el desarrollo de la sedimentación entre los núcleos nororientales (Aragoncillo-Sierra Menera) y los suroccidentales, donde, entre otros factores, la secuencia es algo más completa para el Berouniense (Santa María del Espino, Nevera y Tremedal). La columna estratigráfica de síntesis (Fig. 14) muestra que los materiales paleozoicos más antiguos, a veces descritos como cámbricos, son en realidad equiparables con la Formación Santed de la Rama Aragonesa (Tremadociense superior-Arenigiense inferior), de la que afloran más de 450 m de pizarras y cuarcitas en las sierras de Aragoncillo y Sierra Menera.

La Cuarcita Armoricana suprayacente (potencia promedio: 450 m) combina bancos gruesos de cuarcitas con tramos de alternancias areniscosas y limolíticas, que en conjunto definen dos episodios sedimentarios principales, separados por discontinuidades de amplitud desconocida (Herranz et al., 2003). El registro paleontológico es muy parecido al de la Formación Alto Rey, destacando los abundantes icnofósiles (Fig. 15) en una unidad asignada al Arenigiense medio.

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

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

Por encima de la Cuarcita Armoricana, el Ordovícico Medio comienza con la Formación Villar del Salz (= «Grauvacas de La Venta»), que incluye un miembro basal de pizarras y grauvacas (50-70 m): ArenigienseOretaniense inferior), seguido por 100-300 m de micrograuvacas y pizarras con algunas intercalaciones de areniscas, además de raros horizontes de hierro oolítico (Oretaniense superior? a Dobrotiviense Inferior basal). Los fósiles son frecuentes en ciertos niveles, destacando los graptolitos, trilobites (Fig. 16), moluscos y braquiópodos.

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Figura 16. Colpocoryphe rouaulti (trilobites) del Dobrotiviense de Pardos.

En el Sur del Macizo de Aragoncillo, la Fm. Villar del Salz consiste principalmente en pizarras con nódulos fosilíferos, especialmente abundantes en el Dobrotiviense. En conformidad, sobre la unidad anterior está la Formación San Marcos (40-170 m: Dobrotiviense a Berouniense basal), que en Sierra Menera presenta dos miembros cuarcíticos separados por uno intermedio de pizarras,

donde se localiza el límite Ordovícico Medio-Superior (Fig. 17). Esta formación equivale a las antiguas «Alternancias del Ordovícico Superior», a la «Arenisca de Tordesilos» y a la «Cuarcita de Colmenarejos» -parte baja de las «Calizas de El Pobo»-, vinculadas erróneamente con unidades ordovícicas más modernas («Caradoc-Ashgill»). El registro fósil está formado principalmente por braquiópodos, trilobites y graptolitos, conservados generalmente en areniscas (Fig. 18). La Formación San Marcos queda interrumpida normalmente por una laguna estratigráfica que la separa de las calizas kralodvorienses (en parte equivalente al piso Katiense global). Sin embargo, en los núcleos del Nevera y Tremedal existe una unidad intermedia, con fósiles del Berouniense medio y superior (Sandbiense tardío-Katiense temprano), que se desarrolla como una alternancia de areniscas, pizarras y cuarcitas (Formación Bronchales: 150-200 m). Sobre ella, o sellando una laguna estratigráfica sobre la Formación San Marcos, se apoyan los materiales carbonatados de la Formación Ojos Negros, nombre que reemplaza a las antiguas

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 Marcos, Sierra de Aragoncillo.

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

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«Calizas del Cabezo» (= «miembro superior de las Calizas de El Pobo»). Las dolomías masivas características de la unidad (de hasta 90 m de espesor) suelen estar precedidas por un miembro inferior (0-15 m) de pizarras verdes o margas fosilíferas, con abundantes briozoos y equinodermos. El techo de la sucesión es una discontinuidad erosiva, o incluso consiste en un paleokarst con relleno ferruginoso (con removilizaciones y mineralizaciones hidrotermales sobreimpuestas), explotado en cortas a cielo abierto (minas de Setiles, El Pobo y Ojos Negros): Figura 19. La discontinuidad está relacionada con el descenso eustático ligado a la glaciación finiordovícica, tras cuyo máximo se depositan sedimentos detríticos finos con granos y cantos de origen glaciomarino (Fortuin, 1984), encuadrados en la Formación Orea (0-80 m: Hirnantiense): Figuras 20 a 22. Esta última tiene un desarrollo varia-

ble, vinculado con la tectónica sinsedimentaria, que hace que en algunos puntos no se deposite y en otros mantenga grandes diferencias de espesor y litofacies en cortas distancias (Álvaro y Gutiérrez-Marco, 2007). El límite Ordovícico-Silúrico se sitúa dentro de la Formación Los Puertos, constituida por 1-80 m de cuarcitas en bancos gruesos, correlacionable con la Formación Santibáñez de las sierras septentrionales, y que también genera resalte morfológico. Los graptolitos descritos en la mitad superior de la unidad indican diferentes biozonas del Rhuddaniense, Aeroniense y Telychiense basal (Gutiérrez-Marco y Storch, 1998), lo que implica que la unidad está fuertemente amalgamada y tiene bastantes lagunas internas. En ocasiones, la Fm. Los Puertos se apoya disconforme sobre las pizarras con cantos de la Fm. Orea (Fig. 23), sin que exista una discontinuidad generalizada entre el Ordovícico y el Silúrico a nivel regional.

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

Figura 21. Detalle de la parte central de la imagen anterior, con pliegues menores en la alternancia de areniscas y pizarras de la Formación Orea (Ordovícico terminal).

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

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

La sucesión silúrica prosigue con la Formación Bádenas, que toma su nombre en la Rama Aragonesa, y de la que afloran más de 300 m de pizarras oscuras a negras, bastante monótonas, con algunos tramos ricos en nódulos (Fig. 24). La unidad es muy fosilífera, especialmente en su parte inferior, donde se suceden biozonas de graptolitos del Telychiense en yacimientos ciertamente notables, como el de Checa (Fig. 25). Los tramos medios y elevados de la sucesión contienen horizontes graptolíticos del Wenlock y Ludlow, estos últimos en niveles con frecuentes intercalaciones arenosas e inclu-

Figura 24. Nódulos fosilíferos de la Formación Bádenas, procedentes de El Pobo de Dueñas. En el del centro-derecha se distingue el plano ecuatorial de un nódulo con los moldes tridimensionales de graptolitos monográptidos, resaltados con óxido de magnesio. Abajo, detalle de los pliegues triangulares pertenecientes a la cutícula de un euriptérido, conservada entre restos de nautiloideos ortoconos.

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

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

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ten tramos métricos de areniscas y cuarcitas ferruginosas que probablemente alcancen el Pridoli (Fig. 26). Por encima de ellos, los afloramientos se interrumpen al alcanzarse las cotas de erosión de la base del Pérmico y las actuales de los núcleos paleozoicos de la Rama Castellana.

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

FÓSILES Y PALEOGEOGRAFÍA En la provincia de Guadalajara se obtuvieron las primeras referencias españolas de fósiles y rocas del Ordovícico y Silúrico, merced a los trilobites del Sur de Pardos ilustrados por Torrubia (1754) (Fig. 27) y a los graptolitos citados por Verneuil y Collomb (1853) en las proximidades de Checa. El primer autor mencionaba también el hallazgo de unas «piedras geodes» en El Pobo de Dueñas, que resultaron ser nódulos englobados en las pizarras graptolíticas del Silúrico (Figs. 24 y 27: Gutiérrez-Marco et al., 1997). Posteriormente, otros muchos autores citan la presencia de fósiles silúricos y devónicos en la provincia (por ejemplo, y aparte de los artículos ya citados en apartados anteriores, Kindelán y Ranz, 1918; Hernández Sampelayo, 1960; García Palacios y Rábano, 1996; Gutiérrez-Marco y Storch, 1998; Storch, 1998, Kríz, 2005...), si bien los fósiles ordovícicos han recibido hasta ahora una atención escasa (tan sólo algunas descripciones de equinodermos y conodontos: Domínguez y Gutiérrez, 1990; Gutiérrez-Marco et al., 1996; Del Moral González, 2008). Para una recopilación detallada de los fósiles de la provincia en su contexto castellano-manchego, ver Gutiérrez-Marco y Rábano (1999).

Figura 27. Ilustraciones originales de Torrubia (1754) de algunos «cuerpos marinos petrificados», encontrados en Pardos (a la izquierda), y de «piedras Geodes» de El Pobo de Dueñas (a la derecha). En realidad se trata de trilobites ordovícicos y de nódulos silúricos, respectivamente.

Desde el punto de vista paleogeográfico, como ya expusimos en la introducción, la historia geológica de las rocas prevariscas de Guadalajara comienza en una de las extensas plataformas marinas que circundaban el gigantesco continente de Gondwana (Fig. 3) durante los periodos Cámbrico y Ordovícico (Cocks y Torsvik, 2002; Robardet, 2003). A lo largo de esta dilatada etapa, la cuenca sedimentaria se comportó principalmente como un margen pasivo, viéndose afectada por una tectónica extensional que generó fallas normales y deslizamientos gravitacionales en parte del Dominio del Antiforme del Ollo de Sapo. Por ello, el magmatismo del Norte centroibérico no reviste un carácter orogénico, y se asocia con los estadios iniciales de rifting que reflejan los ecos de la lejana fragmentación y deriva de Avalonia a partir de Gondwana. En el registro geológico de Guadalajara, tales eventos magmáticos se traducen en el importante vulcanismo peralumínico félsico (hacia los 495-483 Ma) representado por las formaciones porfiroides y las posteriores intrusiones graníticas someras (483-474 Ma), estas últimas virtualmente contemporáneas del depósito de la Cuarcita Armoricana en una plataforma marina casi estable y de muy baja pendiente. Al mismo tiempo, el análisis detallado de los circones heredados por las rocas ígneas (Montero et al., 2007) revela que su fuente magmática original consistió en rocas calcoalcalinas del Ediacárico temprano (602-614

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Ma), generadas al final de la colisión panafricana (también llamada asíntica o cadomiense). El escenario pregondwánico correspondiente se enmarcaba en una zona de subducción y de colisión arco-continente, donde las primeras rocas magmáticas fundieron otras rocas pre-panafricanas. De cada una de estas últimas subsisten circones originales, agrupados en poblaciones vestigiales de edades orosíricas, tónicas y criogénicas, y que fueron heredados por las rocas magmáticas cambro-ordovícicas aflorantes en el Norte de Guadalajara, junto con los circones ediacáricos. Los ambientes marinos del Ordovícico Inferior y Medio se vieron involucrados en una importante transgresión marina, que superpuso a los depósitos arenosos costeros que dieron la Cuarcita Armoricana, otros más profundos, representados por las monótonas sucesiones de pizarras con fósiles de organismos bentónicos neríticos (trilobites, bivalvos, gasterópodos, rostroconchas, braquiópodos, equinodermos, etc.) y pelágicos (cefalópodos y graptolitos). A finales del Ordovícico Medio e inicios del Ordovícico Superior, la sedimentación arcillosa intercaló aportes arenosos de origen tempestítico. A partir de entonces las sucesiones pasaron a ser más someras, de naturaleza esencialmente areniscosa a cuarcítica en la actualidad (Formaciones Molinos y San Marcos), con registro de fósiles neríticos e incluso lagunas estratigráficas de variada duración según las zonas. Se llegó así al depósito de calizas masivas en la Cordillera Ibérica (Formación Ojos Negros), que testimoniaron el calentamiento global (Evento Boda) del Katiense Superior (= Kralodvoriense mediterráneo). El mismo se vio sucedido en el Hirnantiense por un corto e intenso ciclo glacial centrado en el indlandsis africano, al final del cual la sedimentación se reanudó con diamictitas con cantos de origen glaciomarino (Fms. Orea, Naharros y Plantío). El límite Ordovícico-Silúrico se localiza en el seno de nuevos depósitos litorales arenosos (Formaciones Santibáñez y Los Puertos), seguidos de una nueva transgresión que introdujo arcillas negras, propias de fondos anóxicos, que conservan abundantes graptolitos epiplanctónicos (Formaciones Bádenas y Cañamares). La sedimentación evolucionó a ambientes más oxigenados de la plataforma interna, de modo que en el Silúrico superior se hicieron frecuentes los tramos arenosos dentro de la Formación Bádenas, llegando a desarrollar una unidad predominantemente cuarcítica (Formación Alcolea), que incluye el tránsito al Devónico. El registro fósil de esta formación

comprende numerosos braquiópodos, moluscos y trilobites, cuya distribución estratigráfica ofrece la mejor posibilidad de conocer la vida en ambientes arenosos a escala europea, sobre todo para el Silúrico final. La Formación Cercadillo suprayacente supuso un cambio ambiental en el Devónico Inferior, vinculado con el desarrollo de un surco subsidente, a favor del cual se sucedieron con cierta ritmicidad etapas dominadas por fondos arenosos o arcillosos que alternaron con intercalaciones y tramos de calizas muy variados. Lo más interesante es que la tasa de subsidencia dentro de este surco local superó reiteradas veces a la tasa de sedimentación, posibilitando la llegada de plancton y necton pelágicos (en especial ciertos cefalópodos, tentaculítidos y conodontos), además de otros elementos bohémicos, que se asociaron en los mismos horizontes con faunas bentónicas de braquiópodos, trilobites, corales, briozoos y equinodermos, propias de fondos más someros y energéticos. Este proceso confirió a la sucesión devónica del Guadarrama oriental un valor muy particular, y ha convertido a la Formación Cercadillo en una unidad de referencia para la correlación bioestratigráfica interambiental del Devónico Inferior a escala europea. Sus mayores paralelismos se alcanzan con sucesiones coetáneas de la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica y la Bretaña francesa (Carls y Valenzuela-Ríos, 1999; Carls, 2002), si bien en Guadalajara la sucesión equivalente es más potente que en las restantes áreas mencionadas.

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

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El ciclo orogénico varisco provocó el plegamiento, metamorfismo y fracturación del conjunto de la sucesión precarbonífera, incluyendo la superposición tectónica de unidades cambro-ordovícicas antiguas sobre otras ordovícicas más modernas, tal y como ocurre en el Domo de Hiendelaencina (Figs. 5 y 6). La Orogenia Varisca favoreció la génesis de yacimientos minerales dentro de las formaciones porfiroides (las antiguas minas de Hiendelaencina, emplazadas en el Ollo de Sapo), así como enriquecimientos hidrotermales en mineralizaciones estratiformes previas (por ejemplo los hierros de Setiles, vinculados primariamente con un paleokarst del Ordovícico terminal). Tanto en el Norte como en el Este de la provincia, los afloramientos paleozoicos prevariscos quedaron truncados por la erosión previa al Pérmico y fueron remodelados por procesos erosivos posteriores: pre-Cretácico Superior, Oligoceno y Plioceno, aparte de los del Cuaternario. Tras la colisión continental varisca se formó el supercontinente Pangea, en el que pronto nació un océano interior (el mar del Tethys) cuya apertura acabó por dividirlo en otras dos grandes masas continentales. El nuevo continente austral así formado, marcó el resurgir de un «Gondwana» distinto de su homónimo del Paleozoico Inferior, y que desapareció en la disgregación definitiva impuesta por la apertura del Atlántico Sur y los demás océanos recientes. AGRADECIMIENTOS Al Prof. José Ramón Martínez Catalán (Universidad de Salamanca) y al Dr. Alejandro Díez Montes (IGME, Salamanca) por la cesión de algunos esquemas y fotografías, respectivamente. A D. Manuel Lombardero por su colaboración en la designación de formaciones dentro del Grupo Rodada, abordada en un proyecto inconcluso con el primer autor, y a D. Carlos Alonso por su ayuda con las ilustraciones fotográficas. Los datos obtenidos en el Parque Natural del Alto Tajo representan una contribución al proyecto PATRIORSI (CGL200607628/BTE) del Ministerio de Ciencia e Innovación. REFERENCIAS Álvaro, J.J., y Gutiérrez-Marco, J.C., (2007): Field trip to the Ordovician-Silurian transition of the Paleozoic inliers of Teruel and Guadalajara provinces, Spain. En: IGCP Project 503. Regional Meeting and Field-

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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]

VOLCANES Y LAGOS EN EL PÉRMICO INFERIOR Los importantes cambios paleogeográficos y climáticos que se produjeron a finales del Carbonífero y principios del Pérmico (299-284 Ma) pueden reconocerse en muchos afloramientos de la provincia de Guadalajara (Fig. 1). Se trata de una etapa de la historia de la Tierra en la que se completó el supercontinente Pangea y se inició un paulatino cambio climático hacía condiciones más áridas que culminaría con un proceso de desertización generalizada a mediados del Pérmico. Actual-

mente muchos autores invocan como causa principal de este cambio, un calentamiento global provocado por el aumento del CO2 atmosférico debido a la gran actividad volcánica de esta etapa y al consiguiente efecto invernadero. Esta idea, aunque difícil de demostrar en todos sus términos, es muy sugerente. Como en muchos lugares de Europa occidental y de todo el mundo, las primeras rocas que aparecen en la provincia de Guadalajara, discordantes siempre sobre los materiales metamórficos del ciclo varisco, son de origen volcánico y volcanosedimentario. Figura 1. Situación de los principales afloramientos del Pérmico inferior de la provincia de Guadalajara, unidades litoestratigráficas en que se ha dividido la sucesión y probable edad de cada una de ellas según los datos paleontológicos y radiométricos disponibles. CV: Conglomerados de Valdesotos. AR: Areniscas de Retiendas. CIP: Conglomerados inferiores de Pálmaces. CVP: Complejo volcano-sedimentario de Pálmaces. AP: Areniscas de Pálmaces. LP: Lutitas de Pálmaces. CSP: Conglomerados superiores de Pálmaces. AC: Andesitas de Cañamares. LAA: Lutitas y areniscas de Alpedroches. LACN: Lutitas areniscas y conglomerados de Noviales. CE: Capas de la Ermita. (Modificado de Sopeña y Sánchez Moya, 2004).

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PÉRMICO Y TRIÁSICO

Al Norte de la localidad de Atienza (Fig. 1). existe uno de los complejos más importantes de la Península Ibérica (Andesitas de La Castellana; Hernando, 1980), En este caso, son potentes masas de rocas de tipo hipovolcánico y depósitos variados de piroclastos como, bombas, aglomerados, lapilli, cenizas y tobas. Se reconocen dos fases sucesivas separadas por un intervalo sedimentario. En el primer episodio ígneo dominan los flujos de andesitas. El segundo episodio tiene un carácter más explosivo con niveles de tobas y cenizas (Lago et al., 2004). Entre ambos depósitos y por encima de ellos, existen depósitos de abanicos aluviales representados por conglomerados, areniscas y lutitas de colores rojos y morados. Los niveles intermedios incluyen también restos vegetales que indican un clima de cierta humedad. Las dataciones radiométricas han proporcionado edades de 287±12 Ma (Hernando et al., 1980). La cantera que en la actualidad explota estos materiales cerca de la localidad de Alpedroches, dedica la mayor parte de su actividad a la producción de balasto para la construcción de la red del ferrocarril de alta velocidad, AVE. El comportamiento 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 productor de balasto de España. Como curiosidad botánica hay que señalar que sobre las andesitas meteorizadas y en un rango altitudinal de 1100-1200 m, existe una planta de la familia de las Geraniaceae amenazada de extinción y como tal recogida en el Catalogo Nacional de Especies Amenazadas. Se trata del endemismo español Erodium glandulosum Dumort. paularense que se conoce también como Geranio de El Paular o Erodio de Cañamares. Más al Sur, en los alrededores del embalse de Pálmaces de Jadraque (Fig. 1) existe otra de las sucesiones más completas del Pérmico inferior de la Provincia de Guadalajara. En este caso, se trata de una pequeña cuenca asociada a una falla activa durante la sedimentación que produjo una espectacular secuencia vertical granocreciente de sedimentos. En la base se reconocen conglomerados que fosilizan un paleorelieve y que representan antiguos canchales y depósitos de ladera (Conglomerados Inferiores de Pálmaces, Fig. 1). Se sucede un conjunto de materiales de origen volcanoclástico, tobas, cenizas, e incluso bombas volcánicas, procedentes de focos emisores cercanos. Por encima comienzan unas facies rojas que representan la progradación de un sistema de abanicos aluviales al frente de un sistema montañoso. El conjunto tiene un espesor

que supera los 600 m. El tramo inferior (Lutitas de Pálmaces, Figura 1) está constituido por lutitas rojas con intercalaciones de capas muy finas de dolomías, niveles de rizoconcreciones y pequeños canales de conglomerados o areniscas (Figura 2). Las capas de dolomías se formaron en pequeñas lagunas de carácter efímero y en ellas se han encontrado los primeros y únicos hasta el momento, conchostraceos (Estheria tenella) del Pérmico de España. Estos pequeños crustáceos viven en aguas dulces o salobres, cumplen su ciclo vital en pocas semanas y sus huevos son fácilmente transportados por el viento a distancias considerables, lo que explica que puedan poblar aguas en zonas encharcadas temporalmente. El resto de la sucesión está compuesta por areniscas y conglomerados de colores rojos que representan distintos tipos de canales, barras aluviales y depósitos de transporte en masa. El tamaño de los cantos que componen los conglomerados aumenta de forma notable según ascendemos en la secuencia vertical. En los últimos metros los conglomerados incluyen bloques con tamaños próximos a los 2 m. Este notable aumento del tamaño de los componentes detríticos, es característico de la secuencias de abanicos aluviales al píe de frentes montañosos limitados por fallas activas contemporáneas con la sedimentación.

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

Un aspecto destacable de la composición litológica de esta sucesión que aflora en los alrededores del embalse de Pálmaces de Jadraque, es la gran cantidad de cantos que aparecen rubefactados, es decir recubiertos de una fina capa de óxidos de hierro o de manganeso (pátina del desierto). Además, en muchas oca-

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siones la superficie está pulida por acción eólica y son frecuentes los cantos ventifactos. Este tipo de indicadores son característicos de climas hiperáridos y anuncian ya las condiciones de extrema aridez que van a regir durante el resto del Pérmico. Los afloramientos más occidentales donde también se observa, la influencia de la actividad volcánica, aunque en menor medida, dentro de la provincia de Guadalajara, están situados en los municipios de Valdesotos y Retiendas (Fig. 1). Se trata de series detríticas, compuestas por conglomerados, areniscas y lutitas con intercalaciones de capas de carbón que incluso fueron objeto de pequeñas explotaciones domesticas a finales del siglo XIX. Su espesor total puede superar en algunos afloramientos los 350 m. También se intercalan algunas capas finas de cenizas volcánicas (tonstein), que transportadas por el viento, probablemente llegaban a este área desde focos de emisión situados en las proximidades de Atienza. Todos estos sedimentos constituyen el relleno de paleovalles situados en zonas intramontañosas de relieves importantes, con pequeñas zonas lacustres y una cobertera vegetal notable. Pero lo más sobresaliente de los sedimentos pérmicos de este sector, es la cantidad y calidad de la macro y microflora fósil que contienen. Son los restos fósiles que permitieron demostrar por primera vez la existencia de Pérmico Inferior en el centro de la Península Ibérica y donde por primera vez también, se describió una asociación palinológica del Pérmico en España (Sopeña, 1979). Además, su composición indica un cambio significativo con respecto a las floras del Carbonífero, con una mayor presencia de coníferas y elementos adaptados a periodos de sequía (Wagner, 1999). En la Figura 3 se han reproducido algunos de los géneros y especies de macro y microflorora encontrados en los yacimientos situados al Oeste de Retiendas y al Noroeste de Valdesotos.

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

Sin duda, otro de los sectores donde el Pérmico Inferior de la Provincia de Guadalajara está mejor representado, es la Sierra de Aragoncillo (Fig. 1). En este caso la sucesión (Formación Capas de la Ermita, Fig. 1) está constituida por tres tramos litológicos bien diferenciados. El primero, que como en los casos anteriores se apoya discordante sobre el Paleozoico Inferior y fosiliza un paleorelieve importante, está compuesto por un conjunto de rocas de origen volcánico, volcanoclástico y volcanosedimentario de composición principalmente riolítica, y colores blancos, verdes y grises (Fig. 4 y Fig. 5).

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

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

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El tramo medio está constituido por una alternancia irregular de pizarras y areniscas de grano fino con intercalaciones de dolomías (Fig. 6). En este tramo también existen algunos niveles de tobas riolíticas, cineritas y tonstein. El tramo superior está formado por calizas y dolomías silíceas en bancos potentes, con algunas intercalaciones de lutitas.

Pero sin duda, lo más característico de la unidad es la buena conservación de los troncos silicificados (xilópalos) que incluyen las rocas volcánicas de la base (Fig. 8). En este tipo de erupciones volcánicas, además de la efusión de lavas, se emitieron importantes volúmenes de productos piroclásticos y cenizas, probablemente en forma de corrientes turbulentas fluidificadas (suspensión de partículas y gas) con una relación de partículas/gas baja.

Figura 6. Sedimentos de origen lacustre del tramo medio del Pérmico Inferior de Rillo de Gallo.

Las características de los sedimentos, las secuencias y las estructuras sedimentarias, granoselección, frecuentes grietas de desecación (Fig. 7), finas laminaciones paralelas, etc., permiten interpretar estos sedimentos como depósitos lacustres en un clima templado húmedo y una evolución vertical que indica una reducción progresiva del tamaño y profundidad del lago, en un clima posiblemente más árido (Ramos, 1979). Figura 8. Columna tipo del Pérmico y Triásico de la provincia de Guadalajara.

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

El fenómeno es algo parecido a un fuerte huracán muy cargado de partículas. Estas oleadas cubrieron la topografía, rellenando las depresiones y enterrando de forma rápida el relieve y la vegetación. De esta forma los troncos, ramas y hojas, se han preservado en condiciones excepcionales (Sopeña y Sánchez-Moya, 1999). En algunos casos los fenómenos de permineralización, es decir de ascenso de fluidos silíceos calientes a favor de las estructuras vegetales, permitieron una magnífica conservación del detalle celular, como puede verse en las microfotografías de la Figura 9 de dos xilópalos de esta región.

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El único registro sedimentario de estos acontecimientos que puede observarse en Guadalajara es una estrecha banda de sedimentos que aflora desde los municipios de Luzón y Santa María del Espino, hasta la Sierra de Caldereros. Nunca se han encontrado restos paleontológicos que indiquen de forma clara su edad y por tanto, su cronología es incierta. Por su posición estratigráfica estas facies denominadas saxonienses (Fig. 8), deben corresponder a algún intervalo de tiempo comprendido entre los 265 y los 255 Ma, pero una mayor precisión hoy día es imposible. Son lutitas rojas, areniscas y conglomerados con algunas intercalaciones de pequeños niveles dolomíticos, y rizoconcreciones carbonáticas de origen edáfico (Fig. 10). Se interpretan como sedimentos de abanicos aluviales depositados en un clima árido. Los conglomerados y areniscas representan las facies proximales, cercanas a los relieves y las lutitas, las más distales según el módelo expresado en el bloque diagrama de la Figura 11 (Pérez-Arlucea y Sopeña, 1986). La ausencia de fósiles en estos sedimentos es notable.

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

UN PAISAJE DESOLADOR AL FINAL DEL PALEOZOICO Con el transcurso del Pérmico, el supercontinente Pangea derivó hacia el Norte y la línea ecuatorial atravesó lo que hoy es la provincia de Guadalajara. Al mismo tiempo el clima se tornó más cálido y extremadamente árido en muchas regiones del Planeta. Las líneas de costa retrocedieron, se produjo una bajada importante del nivel del mar estimada en unos 250 m y la formación de grandes cantidades de evaporitas en muchas áreas epicontinentales.

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

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Sólo se han encontrado algunas asociaciones palinológicas en muestras de sondeos realizados en series equivalentes en la provincia de Teruel, cuya composición también indica una gran aridez ambiental.

rodeno. En gran parte de Europa occidental y en particular Alemania de donde procede el vocablo, se conocen como Buntsandstein, que significa areniscas multicolores o abigarradas.

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

LOS GRANDES RÍOS DEL COMIENZO DEL MESOZOICO Durante la gran crisis biótica y climática del final del Pérmico y comienzo del Triásico (alrededor de 252 Ma) en la región que hoy delimita la provincia de Guadalajara comenzaron también los primeros movimientos distensivos precursores de la rotura de la Pangea y del posterior avance hacia el Oeste del mar del Tethys. Principalmente a favor de antiguas fallas de dirección Noroeste-Sureste, se formaron valles amplios, con bordes escarpados y una importante red fluvial que drenaba hacia el océano situado en regiones orientales más lejanas. El proceso de rifting generalizado y la subsidencia consiguiente, favorecieron la acumulación de potentes series de conglomerados, areniscas y lutitas de origen aluvial, que con más de 800 m en algunos casos, sin duda conforman algunos de los paisajes más espectaculares y famosos de Guadalajara. Por ejemplo, el Barranco de la Hoz del río Gallo, el del río Arandilla, el anticlinal de Riba de Santiuste, La Sierra de Caldedereros o el pueblo de Chequilla. Por la respuesta ante la erosión formando tormos o morfologías de tipo ruinoso (Fig. 12 y 13), las areniscas rojas de esta edad triásica se llaman en esta región rodeno, en referencia a la cercana región turolense donde además de espectaculares afloramientos de areniscas y conglomerados existen también importantes bosques de pino

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

Los afloramientos de estas facies ocupan una ancha banda discontinua que atraviesa la provincia desde el noroeste de Atienza hasta Orea, municipio cercano a la Sierra de Albarracín (Teruel). También existe una pequeña banda de afloramientos adosada al borde Sureste del Sistema Central, pero cuyo espesor nunca supera los 150 m. Aunque son muchos los itinerarios en los que pueden observarse con detalle las secuencias de las facies Buntsandstein, uno de los mejores es el compuesto por el Barranco de la Hoz del río Gallo y por la Garganta del Arroyo Viejo, al Norte del pueblo de Rillo de Gallo. La exposición de todas las series que componen la parte inferior del Triásico (Fig. 8), en este sector de la provincia de Guadalajara, es excepcional. Por ello, es aquí donde se establecieron los estratotipos de referencia que constituyen el llamado Grupo Guadalajara (Sopeña et al., 1983). Está integrado por cinco formaciones que toman el nombre de las localidades donde se sitúan los mejores afloramientos de cada unidad. Son de base a techo las siguientes: Conglomerados de la Hoz del Gallo, Areniscas de Rillo de Gallo, Nivel de Prados, Areniscas del Río Arandilla y Limos y areniscas abigarrados de Torete.

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

La primera unidad se apoya en suave discordancia cartográfica sobre cualquier material más antiguo, Paleozoico Inferior o Pérmico. Está constituida en este caso por conglomerados y areniscas de color rojo con un moteado blanco característico debido a disolución por presión y recristalización de la sílice (Fig. 14). El resto de la serie está integrado por una alternancia de areniscas y lutitas con algunas intercalaciones de conglomerados formando secuencias complejas depositadas por distintos tipos de sistemas fluviales (Sánchez-Moya, 1991).

Figura 14. Moteado característico de los cantos de los conglomerados de la base del Buntsandstein.

La evolución vertical de las redes de drenaje durante este periodo de tiempo, estuvo controlada principalmente por la actividad tectónica regional y por el clima, en principio continental y árido, pero con periodos de lluvias torrenciales muy importantes. Los bloques diagrama de la figura 15 representan las principales características que debieron tener los ríos que sedimentaron las secuencias de conglomerados y areniscas de la parte inferior de la serie del Buntsandstein. Los depósitos de conglomerados representan grandes llanuras aluviales al pié de relieves montañosos, con sistemas de múltiples canales entrelazados que separan barras como las representadas en la figura 15 A y B. Las areniscas se depositaron por ríos similares al actual Brahmaputra. Los estudios sedimentológicos detallados han permitido reconstruir algunas de las características de las barras y de los canales de los ríos que drenaban esta parte de la provincia de Guadalajara. Por ejemplo, la altura de la barras de arena de los ríos entrelazados que se representan en la figura 15 C y D, estuvo comprendida entre 1 y 3 m, lo que indica también que la profundidad mínima de los canales circundantes fue similar. La longitud mínima de las barras puede estimarse en 150 m y su anchura en 30 m. Las máximas que han podido medirse en algunos afloramientos de la Sierra de Caldereros superan los 400 m.

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Aunque una reactivación tectónica de carácter local provocó un regreso a los sistemas de ríos con canales entrelazados de baja sinuosidad y la sedimentación de secuencias de areniscas y lutitas rojas similares a las de los tramos inferiores, la parte superior de las facies Buntsandstein presenta ya características muy diferentes que anuncian la llegada de la gran transgresión hacia occidente del mar del Tethys (Fig. 16).

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

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

A partir de este momento las pendientes generales debieron suavizarse y la tendencia general de los grandes ríos que drenaban este sector de la provincia de Guadalajara debió ser más sinuosa. Los sedimentos que se suceden son más finos y hay una mayor proporción de lutitas como corresponde a las secuencias depositadas por sistemas fluviales meandriformes. Al mismo tiempo las condiciones climáticas parece que iniciaron un lento cambio y el registro fósil aunque muy escaso, presenta restos de macroflora e ichnofauna de pequeños vertebrados.

La sucesión que aflora en la Garganta del Arroyo Viejo, al Norte del pueblo de Rillo antes mencionada, está compuesta por una alternancia irregular de areniscas y lutitas rojas con intercalaciones de pequeños niveles dolomíticos de yesos nodulares. Muestra una gran variedad de estructuras sedimentarias, laminaciones paralelas, ripples de corriente y de oscilación, estratificación flaser, lenticular, distintos tipos de huellas y marcas de corriente, estratificación cruzada planar, de surco, etc. Pueden reconocerse también las secciones de algunos canales de alta sinuosidad, con superficies de acreción lateral separando secuencias de barras de meandro bien definidas. Son también muy frecuentes los niveles de pseudomorfos de cristales de halita y de yeso. En conjunto todos estos sedimentos de la parte superior del Buntsandstein de este sector de la provin-

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cia de Guadalajara se formaron en una llanura fangosa muy extensa y próxima a la costa, ocasionalmente atravesada por canales de alta sinuosidad en un clima semiárido. La presencia de pseudomorfos de cristales de halita (Fig. 17), de otro tipo de evaporitas, de ripples de oscilación y de grietas de desecación, indica una sedimentación en zonas de transición invadidas de forma periódica por aguas salinas.

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

Es decir, este área fue muy probablemente una zona de transición entre los grandes ríos que drenaban los últimos relieves del Macizo Ibérico situados al Noroeste y el océano del Mar del Tethys que comenzaba a avanzar hacia occidente. Estas condiciones supralitorales, aunque no demasiado favorables para la vida, permitieron el desarrollo de ciertos tipos de vegetación y de algunos vertebrados de los que hasta el momento sólo se ha encontrado ichnofauna en varios niveles areniscas de grano fino. Las huellas de las pisadas de diversos tipos de vertebrados son frecuentes en la parte superior de toda esta serie detrítica y se han encontrado en numerosas localidades de la Provincia. Cabe destacar que es aquí también, en Rillo de Gallo, donde se describieron por primera vez en la Península Ibérica, rastros completos de pequeños reptiles que permitieron efectuar cálculos y estimaciones sobre su tamaño y algunas de las características de su hábitat. Por ejemplo, la pista Rhychosauroides se atribuyó a un pequeño reptil de unos 40 a 60 cm, seguramente un lepidosaurio, bien adaptado a la vida acuática (Demathieu et al. 1978).

LA COSTA DEL MAR DEL THETYS Durante el Triásico Medio (245-228 Ma) tiene lugar el avance del mar Tethys hacia occidente. En el registro sedimentario se pueden reconocer dos episodios transgresivos principales separados por uno regresivo. En Europa occidental los depósitos de esta edad se componen principalmente de carbonatos de origen marino y se conocen como facies Muschelkalk (Fig. 8). Esta palabra también es de origen alemán y significa caliza de conchas, en referencia a la unidad del Triásico Medio de Alemania que presenta estas características. La primera transgresión apenas alcanzó el extremo oriental de la provincia de Guadalajara y sólo se reconoce por la presencia de pequeños niveles de carbonatos y evaporitas por encima de la serie roja del Buntsandstein que aflora al Este de Molina de Aragón. Por el contrario, la segunda transgresión de un mar entonces somero y epicontinental, casi alcanzó el extremo Oeste de la provincia, hasta las proximidades de Alcorlo, al Sur del Sistema Central y Norte de Atienza. El espesor máximo de los sedimentos de este segundo episodio transgresivo, es de unos 120 m en los sectores más orientales de la provincia. No se depositó en el extremo occidental. La composición litológica es muy variada. Son dolomías, calizas y margas, con algunas intercalaciones de lutitas y gran cantidad de texturas y estructuras sedimentarias, como corresponde a un complejo de medios marinos carbonatados someros con desarrollo de llanuras mareales y supramareales, lagoon y plataforma interna (Fig. 18). Incluso, en sectores más orientales como en la localidad de Chequilla, existen algunas facies que se han interpretado como pequeñas bioconstruciones o edificios arrecifales de algas dasycladáceas (Pérez-Arlucea, 1987).

Figura 18. Facies Muschelkalk en los alrededores de Alcolea del Pinar.

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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 representan la línea de costa del mar del Tethys afloran a lo largo del camino de subida a esta fortaleza medieval.

La línea de costa de este mar próximo al ecuador, estuvo situada en una posición submeridiana y muy cercana, por ejemplo, a la localidad de Riba de Santiuste (Fig. 19). En estos sectores occidentales de la provincia de Guadalajara la influencia del continente se observa de forma muy clara. La transgresión marina llega debilitada, el espesor total de los sedimentos que la representan es menor, apenas supera los 30 m y se intercalan materiales detríticos procedentes del continente, areniscas y lutitas que contienen en ocasiones abundantes restos vegetales. Las secuencias y estructuras sedimentarias como, por ejemplo, ripples de corriente, oscilación, interferencia, cresta plana, diferentes tipos de estratificaciones cruzadas características de medios intermareales como flaser, lenticular y ondulada, grietas de desecación, laminaciones de algas, tepees, etc., muestran de forma clara este carácter litoral de los depósitos (Fig. 20 y 21). Por tanto, desde el punto de vista paleogeográfico, los depósitos del Triásico Medio del Oeste de la provincia de Guadalajara, representan el máximo avance hacia occidente de la línea de costa del mar Mesozoico del Tethys durante este periodo de tiempo.

Figura 20. Ripples de oscilación y cresta plana en las areniscas que marcan la línea de costa del mar del Tethys durante el Triásico Medio. Riba de Santiuste. Este tipo de estructura sedimentaria se forma por pequeñas olas, en límite con la zona de retroceso cuando las crestas quedan ya expuestas y fuera del agua.

Aunque el contenido fósil no es muy abundante, en las facies Muschelkalk de Guadalajara se ha encontrado una cantidad significativa de bivalvos, foraminíferos,

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dientes de peces, ichnofauna y restos de vertebrados (Fig. 22), huellas de reposo de ofiuros, una nueva especie de nautiloideo (Picardiceras sopegnai, Goy y Martínez, 1996) y otros restos de actividad orgánica (Fig. 23).

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

Sin embargo, hasta el momento, la edad de las distintas unidades que componen esta sucesión, se ha establecido mediante las asociaciones palinológicas que contienen diversos niveles de lutitas grises y negras en excelente estado de conservación (Fig. 24).

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

LAS SALINAS Y LOS YESOS DEL TRIÁSICO SUPERIOR

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

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

Al finalizar el Triásico Medio (228 Ma) los relieves del Macizo Ibérico que habían aportado sedimentos durante épocas anteriores a los grandes ríos que drenaban hacia el Tethys, estaban ya muy suavizados. Al mismo tiempo se inicia un descenso del nivel del mar y sobre una extensa llanura costera en situación regresiva se implantan cubetas de tipo salino donde se depositan abundantes evaporitas. El conjunto de todas estas facies compuestas por lutitas de colores rojos, grises y verdes con abundantes yesos y algunas intercalaciones de dolomías, se conoce con el nombre de Keuper. Este término es también de origen alemán y significa arcillas irisadas o versicolores. Se sedimentan también gran cantidad de sales que sólo es posible detectar en sondeos porque se disuelven antes de aflorar, pero su presencia se ha comprobado en muchos lugares de la Cordillera Ibérica. Su espesor real es muy difícil de calcular debido a los procesos de halocinesis, aunque en algunas cubetas pudieron precipitar varios cientos de metros de cloruro sódico. En los sectores más orientales de la provincia de Guadalajara, por ejemplo en los alrededores de Molina de Aragón, se pueden distinguir dos secuencias en la

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sucesión vertical de las facies Keuper. La inferior está compuesta principalmente por lutitas grises o negras y yesos con intercalaciones de areniscas y carbonatos. La superior que se depositó en un ambiente de sabkhas y salinas costeras, está compuesta principalmente por lutitas rojas y yesos con intercalaciones de anhidritas y carbonatos. Una característica muy común de las facies rojas del Keuper de toda la Cordillera Ibérica y por tanto, del que aflora en la provincia de la Guadalajara, es la presencia de cristales de diversos minerales dispersos en la masa de lutitas rojas, grises o negras. Los más comunes son los macrocristales de yeso de origen secundario con distintos hábitos. También son frecuentes los cuarzos bipiramidados negros o rojos (Jacintos de Compostela) y una variedad de dolomita ferrosa conocida como teruelita. Pero sin duda, el mineral más conocido y característico es el aragonito. Fue descrito por primera vez por Torrubia (1754). Más tarde Werner lo definió como un mineral de CO3Ca en los alrededores de Molina de Aragón, de donde toma su nombre como localidad tipo. Su origen en este caso es diagenético y aunque su apariencia es hexagonal se trata de una macla de prismas rómbicos. La presencia de abundantes sales, carbonatos, sulfatos y cloruros, en los sedimentos del Triásico Superior de la provincia de Guadalajara es conocida desde muy antiguo. Diversas salinas como las de La Olmeda o las de Imón, que utilizan las aguas del río Salado, extraen la sal que este río lava en su recorrido por los afloramientos del Keuper de su cuenca de drenaje. La sal que se obtiene como producto final en estas salinas es de una pureza extraordinaria. AGRADECIMIENTOS Gran parte de los conocimientos científicos que han permitido redactar este trabajo se han obtenido en investigaciones realizadas en Proyectos financiados por la DGICYT de la DGI del MEC. En la actualidad el proyecto vigente es el CGL2006-01074. REFERENCIAS Demathieu, G., Ramos, A. y Sopeña, A., (1978): Fauna Ichnológica del Triásico del extremo noroccidental de la cordillera Ibérica (Prov. De Guadalajara). Estudios Geológicos. 34, 175-186.

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EL MAR SUBTROPICAL DEL JURÁSICO EN GUADALAJARA 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]

INTRODUCCIÓN Los materiales del Jurásico en la provincia de Guadalajara 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 vista litológico, estos materiales están representados por una potente sucesión de rocas carbonatadas, entre las que se intercalan algunas unidades margosas, casi todas ellas formadas en ambientes marinos.

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

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EL MAR SUBTROPICAL DEL JURÁSICO EN GUADALAJARA

Esta sucesión ha sido dividida en unidades litoestratigráficas reconocibles en prácticamente toda la Cordillera Ibérica (Goy et al., 1976; Gómez y Goy, 1979, 1998, 2004, 2005; Gómez et al., 2003; Gómez y Fernández-López, 2004 a, b), cuya superposición puede verse en la Figura 2. Sin embargo, su distribución no es uniforme en esta provincia, ya que las sucesivas etapas de erosión post-jurásicas, y especialmente las que ocurrieron durante el Cretácico, han condicionado que buena parte de estas unidades hayan desaparecido. Así, en la parte Oeste, bajo los sedimentos terciarios de la Cuenca del Tajo (sondeos Baides y Santa Bárbara), los materiales del Jurásico están ausentes mientras que en el borde Este de la provincia se conservan todas las unidades jurásicas (Gómez y Goy, 2005; Fig. 3).

Figura 3. Mapa de la provincia de Guadalajara mostrando las áreas donde se encuentran preservadas de la erosión las diferentes unidades litoestratigráficas del Jurásico. En la parte Oeste todas estas unidades están ausentes. En la parte centro-occidental sólo se encuentran conservados, y parcialmente erosionados, los materiales del Grupo Renales. En la parte central se encuentran parcialmente erosionados los materiales del Grupo Ablanquejo y conservados los del Grupo Renales. En la parte centro-oriental se encuentran parcialmente erosionados los materiales del Grupo Chelva y completos los más antiguos. En la parte oriental se encuentran parcialmente erosionados los materiales del Grupo Turia, que se encuentran completos exclusivamente en el extremo oriental de la provincia. Por tanto, se trata de un mapa paleogeológico de tiempos pre-cretácicos, mostrando la distribución de materiales del substrato sobre el que se apoyan los materiales del Cretácico.

ESCENARIO PALEOGEOGRÁFICO Y CONDICIONES PALEOAMBIENTALES DURANTE EL JURÁSICO

Figura 2. Columna mostrando la sucesión litológica y la edad de las unidades litoestratigráficas de los materiales del Jurásico en la Cordillera Ibérica, dentro de la provincia de Guadalajara. Las unidades marcadas 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 los materiales del Jurásico Inferior integran los grupos Renales y Ablanquejo. La mayor parte de los materiales del Jurásico Medio corresponden al Grupo Chelva, y los del Jurásico Superior al Grupo Turia.

A comienzos del Jurásico (199,6 Ma; Ogg, 2004), las tierras emergidas estaban reunidas en un sólo continente (Pangea), rodeado por un gran océano (Pantalasa) y parcialmente dividido por el mar del Tethys. Guadalajara se encontraba situada a una latitud de unos 35ºN (Osete et al., 2000), es decir, en latitudes que corresponden al actual estrecho de Gibraltar (Fig. 4). Además, el clima de la Tierra era más cálido, 5 a 10ºC por encima de la temperatura actual, y en general más árido, especialmente en el interior de Pangea (Hallam, 1975, 1993; Chandler et al., 1992; Bailey et al., 2003; Sellwood y Valdes, 2006). Así pues, Guadalajara estaba situada en el borde noroccidental del Tethys, pero conectada con el Norte de Pantalasa a través del estrecho de Laurasia (Bjerrum et al., 2001), que representa el inicio del océano Atlántico (proto-Atlántico), y con el

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continente americano a través del Corredor Hispánico. A lo largo del Jurásico, ambos estrechos se abrieron progresivamente, a medida que se produjo la separación de las diferentes placas.

EL CICLO DE SUBIDA Y BAJADA DEL NIVEL DEL MAR DURANTE EL TRIÁSICO SUPERIOR Y EL JURÁSICO INFERIOR

La última transgresión triásica

Figura 4. Mapa paleogeográfico del Jurásico Inferior mostrando la distribución de tierras y océanos. Puede observarse la posición del continente Pangea, separado en dos grandes masas por el océano del Tethys, que se comunicaba con el área ártica, parte del océano de Pantalasa, a través del estrecho de Laurasia. Un brazo de mar emergente comienza a abrirse entre Norteamérica y África, uniendo el Tethys con América del Sur y facilitando la dispersión faunística hacia esas latitudes. Guadalajara se encontraba situada a una latitud de unos 35ºN, junto a un área emergida, el Macizo Ibérico. Modificado de Golonka (2006).

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 del Triásico Superior, que provocó la inundación generalizada de las zonas que habían permanecido emergidas durante la sedimentación de la mayor parte de la facies Keuper. Esta subida del nivel del mar produjo un avance del Tethys desde el Sureste al Noroeste, provocando la instalación de un mar somero de tipo plataforma poco profunda, donde se sedimentaron carbonatos en ambientes submareales a intermareales y, a veces, por encima del nivel de las mareas (supramareales). No obstante, en algunas áreas se reconocen estructuras sedimentarias correspondientes a ambientes de llanuras costeras salinas de tipo «sebkha».

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

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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 del Triásico 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 arcillosos de la Unidad de Miedes de Atienza, que representan las facies detríticas adosadas al Macizo Ibérico de la Formación Lécera. Los relieves de la izquierda corresponden a las brechas de la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña, formadas por disolución y colapso de las evaporitas de la Formación Lécera. Dentro de esta unidad se sitúa el límite entre el Triásico y el Jurásico.

El retorno a las condiciones áridas-desérticas evaporíticas La retirada del mar hizo que se instalaran de nuevo ambientes continentales cálidos, incluso áridos o desérticos, en los que se acumularon espesores importantes de sedimentos evaporíticos (sales y yesos) con intercalaciones de dolomías, correspondientes a la Formación Lécera (Gómez y Goy, 1998; Fig. 2), que en las áreas próximas al emergido Macizo Ibérico pasan a facies de abanicos distales, correspondientes a la Unidad de Miedes de Atienza (Figs. 2, 5 y 6). Dentro de estos materiales evaporíticos se encuentra el límite entre el Triásico y el Jurásico sin que, de momento, se haya podido precisar su posición estratigráfica en la Cordillera Ibérica (Gómez et al., 2007). Estas evaporitas se han identifica-

do en los sondeos petrolíferos profundos realizados en las cuencas del Tajo y del Ebro, así como en otras cuencas terciarias y, localmente, en afloramientos de superficie (Gómez y Goy, 1998, 2005). No obstante, lo normal es que estos materiales solubles se hayan disuelto, debido a la acción de las aguas superficiales y/o subterráneas, al aflorar en superficie o al situarse en niveles someros del subsuelo, dando lugar a un sistema de grandes cavidades que llegan a colapsar y de las que sólo se conservan restos fragmentados de las intercalaciones dolomíticas en tamaños de cantos a bloques. Este proceso da lugar a una brecha de colapso, representada por la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña (Figs. 2, 6 y 7), cuyo corte tipo se encuentra en la zona central de la provincia de Guadalajara (Fig. 3).

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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 brecha de carbonatos (b) resultante de la disolución y colapso de la Formación Lécera, constituida originalmente por una alternancia de evaporitas y carbonatos. Foto tomada cerca de Cuevas Labradas.

LA INSTALACIÓN DEFINITIVA DEL MAR JURÁSICO SOBRE LA PLATAFORMA DE GUADALAJARA La instalación de los ambientes marinos en la provincia de Guadalajara tuvo lugar en una serie de ciclos, en los que se puede reconocer una parte de carácter transgresivo y otra parte regresiva, durante la cual las condiciones marinas se hacen más someras e incluso el mar llega a retirarse en intervalos cortos. El primer ciclo transgresivo-regresivo del Jurásico La sedimentación de los carbonatos de la Formación Cuevas Labradas (Figs. 2, 8) representa la inundación marina prácticamente definitiva de la plataforma que

ocupó Guadalajara. El resto de los materiales del Jurásico de la Cordillera Ibérica se depositaron en diferentes ambientes marinos. El corte tipo de esta formación se ubica en el sector centro-oriental de esta provincia (Figs. 3 y 8). De forma general, en esta unidad se puede distinguir una parte inferior transgresiva y una parte superior de tendencia regresiva (Gómez y Goy, 2005). Los materiales que la constituyen ponen de manifiesto que se depositaron en un ambiente de plataforma somera submareal a supramareal. La primera llegada de organismos de mar abierto a la plataforma de Guadalajara La primera unidad de carácter predominantemente margoso corresponde a la Formación Cerro del Pez (Figs. 2, 9), que está constituida por una alternancia de margas y calizas cuyo corte tipo se encuentra en el

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

Cerro del Pez, cerca de la localidad de Turmiel (Fig. 3). Esta unidad representa un importante episodio transgresivo, que dio lugar a la instalación de condiciones marinas relativamente abiertas, favoreciendo la primera llegada notable de organismos nadadores (ammonites) y el registro de comunidades de organismos fósiles con una elevada diversidad. La plataforma de ostréidos del Jurásico Inferior Las calizas bioclásticas de la Formación Barahona (Figs. 2, 9) representan un nuevo retorno a condiciones

marinas más someras, en las que se depositaron calizas con un elevado contenido en restos fósiles, entre los que predominan los de bivalvos ostréidos. Estos materiales, organizados en secuencias de somerización, se depositaron en una plataforma somera influenciada con frecuencia por la acción de las tormentas. Los episodios de mayor energía hidrodinámica habrían provocado la rotura de los restos esqueléticos, encontrándose con frecuencia fragmentados. Como consecuencia de la tectónica sinsedimentaria, el techo de esta formación, situado entre el Pliensbachiense superior y el Toarciense inferior, es diacrónico a la escala de piso (Goy et al., 1997).

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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 Cerro del Pez. En la parte media, las calizas bioclásticas de la Formación Barahona y en la parte superior, la alternancia de margas y calizas de la Formación Turmiel en su corte tipo.

La extinción masiva y el máximo transgresivo del Jurásico Inferior Las condiciones marinas más abiertas se dieron durante la sedimentación de los materiales de la Formación Alternancia de margas y calizas de Turmiel (Figs. 2 y 9), cuyo corte tipo se encuentra en el sector nororiental de Guadalajara (Fig. 3). La subida del nivel del mar se realizó en varios impulsos, alcanzándose durante el Toarciense medio el máximo transgresivo registrado durante el Jurásico Inferior (Gómez y Goy, 2000, 2005). Como consecuencia, en estos materiales se registra la llegada masiva de organismos marinos nadadores (ammonites, belemnites), así como una gran diversidad de fauna bentónica (bivalvos, braquiópodos, foraminíferos, ostrácodos, etc.). No obstante, durante el Toarciense Inferior se registra una de las cinco extinciones masivas más importantes de la historia geológica de la Tierra. Según algunos

autores, más del 25% de los géneros de los organismos existentes se extinguieron a nivel global (Sepkoski, 1996). Varios autores han relacionado las causas de esta extinción con la presencia de un evento anóxico oceánico de alcance global (p.e. Wignall et al., 2005), pero la comparación de la edad de las facies ricas en materia orgánica generadas durante este evento pone de manifiesto que son diacrónicas entre sí y diacrónicas respecto a la edad de la extinción masiva. Recientemente se ha podido comprobar la sincronía entre este evento de extinción y una etapa de calentamiento global, con subidas de temperatura del orden de 6-7ºC, que habría causado la desaparición de numerosas especies de diferentes grupos fósiles, incapaces de adaptarse a las nuevas condiciones ambientales (Gómez et al., 2008). Este hecho guarda cierto paralelismo con las predicciones realizadas por el Panel de Estudio para el Calentamiento Global, cuyas estimaciones apuntan a la desaparición del 33% de las especies para un ascenso

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de la temperatura media del planeta de 2ºC. La regresión de la parte superior del Toarciense da lugar a la progradación de las plataformas de carbonatos marginales, representadas por las calizas de la Formación Casinos (Fig. 2). EL MEJOR REGISTRO MUNDIAL DEL TRÁNSITO JURÁSICO INFERIOR-JURÁSICO MEDIO En la transición entre el Jurásico Inferior y el Jurásico Medio (Toarciense-Aaleniense), se asiste a un importante impulso en el movimiento de las placas involucradas en la apertura del Atlántico. Como consecuencia, en gran parte del mundo el registro del Aaleniense es con frecuencia muy irregular y discontinuo. Sin embargo, en

la región de Fuentelsaz, situada en el Noreste de Guadalajara (Fig. 3), se ha encontrado un registro continuo y preciso del límite entre el Toarciense y el Aaleniense (Goy et al., 1996 a, b), hasta el punto de haber sido seleccionado como Sección y Punto de Estratotipo Global del Aaleniense (Goy et al., 1994; Cresta et al., 2001). De este modo, la sección de Fuentelsaz representa el registro de comparación para todo el mundo del límite entre ambos pisos (Figs. 10, 11 y 12). Se trata del primer estratotipo global de límite oficialmente reconocido en el territorio nacional, siendo un serio candidato a Geositio de importancia mundial (Goy et al., 1999). Esta sección es también un candidato a Monumento Natural de la Comunidad Autónoma de Castilla-La Mancha (Goy et al., 2004).

Figura 10. Vista general de la sección de Fuentelsaz. En la zona abarrancada, por debajo de la línea discontinua, se encuentran los materiales margosos y calizos de la Formación Turmiel, dentro de los cuales está el límite entre el Toarciense (Jurásico Inferior) y el Aaleniense (Jurásico 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.

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

Durante el Aaleniense, en gran parte de Iberia se asiste al movimiento tectónico diferencial bajo un ambiente generalmente extensional, que da lugar a un sistema de elementos elevados y hundidos. Sin embargo, el área de Fuentelsaz representa una cuenca subsidente en la que se produce un excelente registro del tránsito entre el Jurásico Inferior y el Jurásico Medio, en un ambiente de plataforma externa, representado por los materiales de la Formación Turmiel, en la que los fósiles de ammonites son frecuentes a abundantes. UN MAR DE MICROFILAMENTOS ENTRE DOS GRANDES DISCONTINUIDADES En el tránsito entre el Aaleniense y el Bajociense se registra una importante discontinuidad sedimentaria, de diferente amplitud y desarrollo, pero reconocible en la mayor parte de la Cordillera Ibérica, con frecuencia

ligada a facies con oolitos ferruginosos (Fig. 13a). Por encima de la discontinuidad inferior se encuentran materiales calcáreos del Bajociense inferior. Estos primeros materiales constituyen la Formación El Pedregal, cuyo corte tipo se sitúa en las proximidades de la localidad de El Pedregal, cerca del límite entre las provincias de Guadalajara y Teruel (Fig. 13b). Sobre esta unidad se disponen las calizas de las Formaciones Moscadón y Domeño (Fig. 2). Estas unidades están representadas por una facies muy característica, conocida como calizas de microfilamentos, llamada así porque en ella predominan los restos de bivalvos nadadores de concha fina, que en sección presentan una morfología característica a modo de filamentos (Fig. 13c). Estos organismos proliferaron en plataformas externas de poca profundidad, de aguas cálidas y generalmente de salinidad normal, que en ocasiones fueron colonizadas por otros organismos nadadores, como algunas especies de ammonites (Gómez y Fernández-López, 2006).

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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 marcado en la capa 107, por la primera aparición de Leioceras opalium (REINECKE) y Leioceras lineatum BUCKMAN. Puede observarse que este límite se encuentra dentro de una secuencia de somerización, por lo que es improbable la presencia de lagunas estratigráficas suficientemente importantes.

El desarrollo de estos mares someros se vio interrumpido por un importante cambio en las condiciones ambientales, que dio lugar a la sedimentación de niveles con ooides ferruginosos de génesis compleja (Calizas con oolitos ferruginosos de Arroyofrío, Fig. 2), niveles de retrabajamiento de sedimentos y removilización de fósiles, y de una laguna estratigráfica que afecta, al menos, a parte del Calloviense superior y del Oxfordiense inferior. UN MAR DE ESPONJAS Una vez superada esta crisis, se volvieron a instalar condiciones de plataforma marina, como resultado de una importante subida del nivel del mar que inundó parte de los bordes del Macizo Ibérico que hasta el Oxfordiense representaban ambientes someros, con frecuencia afectados por el oleaje y las mareas. En estas plataformas los organismos dominantes son las esponjas (facies espongiolíticas), que tienden a formar bio-

construcciones de tipo arrecifal (biohermos). Aunque rara vez llegan a construir edificios arrecifales de importancia, el volumen generado por su destrucción cubre prácticamente todo el sistema de plataformas ibéricas que se extiende por el Sur hasta los límites con las Cordilleras Béticas. Por el Norte, sin embargo, el levantamiento y erosión del Macizo Ibérico y del Macizo del Ebro da lugar a la presencia de facies terrígenas. EL FENÓMENO QUE CAMBIÓ LA CONFIGURACIÓN DE LOS MARES DEL JURÁSICO SUPERIOR Durante el Oxfordiense se produjo un cambio importante en el escenario en el que se habían estado desarrollando estas plataformas. La tectónica extensional a la que estaban sometidas las placas registró una gran aceleración durante el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior, pasándose a una etapa de «rifting» caracterizada por la subsidencia diferencial muy acentuada

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

entre los diferentes bloques, algunos de los cuales alcanzaron valores notables de hundimiento y, por tanto, de acumulación de sedimentos. Como consecuencia de esta dinámica, en la Cordillera Ibérica se distinguen 3 formaciones: la Formación Sot de Chera, la Formación Loriguilla y la Formación Higueruelas. La Formación Sot de Chera está constituida por margas, que en las partes más próximas al Macizo Ibérico (margen Oeste de la cordillera) contienen intercalaciones de areniscas, y que representan facies distales de abanicos deltaicos procedentes de la erosión del Macizo Ibérico, emergido al Oeste de Guadalajara. La Formación Loriguilla está representada por una ritmita de calizas y margocalizas micríticas con muy escasos restos fósiles, pero cuyo espesor puede superar los 100 metros. Por el contrario, la Formación Higueruelas está constituida por calizas con abundantes restos fósiles, entre los que pueden predominar las estructuras de algas (oncolitos), que representan el retorno a condiciones de plataforma marina abierta, bien oxigenada y con salinidad normal, en la que prosperaron numerosas formas de vida.

La sedimentación continúa durante el Jurásico Superior y Cretácico Inferior en un ambiente estructural de tipo «rifting» dominado por un sistema de fallas normales que provocan la generación de «horsts» y «grabens» que condicionan la división en subcuencas en gran parte del área estudiada y de sectores circundantes. AGRADECIMIENTOS Este trabajo ha sido financiado por los proyectos CGL2005-01765/BTE y CGL2005-04574/BTE del Ministerio de Educación y Ciencia. REFERENCIAS Bailey, T.R., Rosenthal, Y., McArthur, J.M., van de Schootbrugge, B. y Thirlwall, M.F., (2003): Paleoceanographic changes of the Late Pliensbachian-Early Toarcian interval: a possible link to the genesis of an Oceanic Anoxic Event. Earth and Planetary Science Letters, 212, 307-320.

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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]

2

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

INTRODUCCIÓN En la provincia de Guadalajara se encuentran numerosos y extensos afloramientos de rocas cretácicas, algunos de ellos conocidos desde hace más de siglo y medio. Las primeras rocas de esta provincia que se reconocieron como cretácicas son las situadas en el Sistema Central, citadas ya en 1847 por Ezquerra del Bayo (Lyell, 1847) como una referencia para el Cretácico de la Península Ibérica, y utilizadas en 1850 por Casiano del Prado como base para atribuir al Cretácico las rocas de la provincia de Madrid. Incluso es posible que afloramientos como los de Congostrina, Alcorlo, Tamajón y Somolinos, igualmente conocidos en aquélla época,

fueran atribuidos al Cretácico pocos años después de definirse este como Sistema en 1822. En la segunda mitad del siglo XIX otros muchos afloramientos de la provincia fueron reconocidos como cretácicos, destacando las rocas calizas que afloran en Sacedón, en los páramos de Sigüenza, en las sierras de Cifuentes y en el Alto Tajo. Así, en el Mapa Geológico de la Provincia de Guadalajara (Castell y Clemente, 1881), ya se pone de manifiesto que el Cretácico conforma una orla de afloramientos en el límite del Sistema Central y la Cordillera Ibérica con la Cuenca del Tajo. Igualmente, en estos años se reconocieron como rocas del Cretácico las que forman las hoces del río Mesa o los cerros testigos de Fuentelsaz o Embid, este último en el límite con Aragón.

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

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

A lo largo del siglo XX en la provincia de Guadalajara continuaron identificándose afloramientos, los de Peñalén y Poveda, en las proximidades de la Serranía de Cuenca, algunos cerros de las Sierras de Molina de Aragón o las estribaciones de los Montes Universales, afloramientos que han quedado reflejados en los Mapas Geológicos a escala 1:50.000 de la primera serie (Fig. 1) y en la cartografía más reciente. El conocimiento sobre la presencia del Cretácico en la provincia se completó en la segunda mitad del siglo XX a partir de la exploración del subsuelo con fines petrolíferos, reconociéndose mediante sondeos y líneas sísmicas, la presencia de depósitos cretácicos por debajo de las rocas cenozoicas que rellenan la Cuenca del Tajo (Segura et al., 2006). Actualmente sabemos que todas las rocas cretácicas de la provincia de Guadalajara se depositaron en una misma cuenca sedimentaria, la Cuenca Ibérica, que inicialmente ocupaba lo que hoy conocemos como Cordillera Ibérica, y que durante el Cretácico, se extendió hacia el Oeste llegando incluso más allá de la provincia de Madrid. El conocimiento detallado e integrado de estas rocas y de su historia geológica, ha sido posible gracias a la aplicación reciente de la estratigrafía secuencial, por lo que en estudios con poco más de un cuarto de siglo, es frecuente que el Cretácico del Sistema Central y el de de la Cordillera Ibérica se estudien individualizadamente. LOS AFLORAMIENTOS CRETÁCICOS DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA Las rocas cretácicas de la provincia de Guadalajara cambian mucho de unas zonas a otras, tanto en su estructura estratigráfica como en su expresión morfológica. En general el Cretácico presenta siempre un tramo inferior de naturaleza terrígena, las conocidas arenas en «facies Utrillas», sobre ellas un potente tramo de calizas y margas, y por último, un tramo superior de arcillas y yesos. Las arenas de «Utrillas» presentan en esta provincia algunos de sus mejores afloramientos y son conocidas y explotadas desde hace muchos años, obteniéndose, tanto caolín (en la zona Sureste), como arenas silíceas (en pequeños areneros repartidos por toda la provincia). Estas arenas presentan, a lo largo de la provincia, importantes cambios de espesor y de facies, reconociéndose dos zonas en las que predominan las facies de arenas blancas y rojas, una, al Sur, en Peñalen-Poveda y otra, al Norte, en las estribaciones del Sistema Central

(Fig. 2). Entre ambas zonas, las arenas de Utrillas presentan menos espesor y una facies de arenas ocres a blancas con intercalaciones de dolomías (Segura y García, 1985). Por encima, el tramo calcáreo intermedio también presenta 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 Río Mesa, etc) está formado por calizas, dolomías y brechas con más de 200 m de espesor, sin apenas intercalaciones margosas, ni fósiles. Esta sucesión es semejante a las que pueden verse en la Serranía de Cuenca y en los Montes Universales. En los afloramientos más septentrionales (Ej. Santamera, Somolinos), el tramo intermedio está formado por potentes unidades de margas y calizas con abundantes fósiles, quedando las dolomías limitadas a los términos estratigráficamente más altos. Al reducirse el espesor de las masas calcáreas, los afloramientos se hacen menos escarpados y ganan importancia las laderas con pendientes más suaves o en graderío; las masas calizas quedan limitadas a un par de tramos que destacan por su resalte en algunos afloramientos del Sistema Central o de los embalses de Alcorlo, Pálmaces de Jadraque o Entrepeñas. En el centro de la provincia estas masas calcáreas apenas si resaltan, ya que el relieve ha sido arrasado en tiempos terciarios hasta formarse la actual paramera. Allí donde este páramo erosivo se desarrolla sobre rocas del Jurásico o Triásico, los materiales cretácicos quedan formando cerros testigo, con laderas de suaves pendientes desarrolladas sobre las arenas de Utrillas y margas inferiores, que culminan con los primeros niveles calcáreos del tramo intermedio (ej. Muelas de Codes, cerros testigo de Atienza, Fig. 2).

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

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

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blancos, y localmente, bancos de calizas y niveles de arenas, constituye un conjunto de pobre expresión morfológica en el relieve, difícil de observar detalladamente al encontrarse generalmente labrado, vegetado o cubierto por depósitos terciarios. Estos materiales fueron atribuidos tradicionalmente al Terciario por su naturaleza terrígena continental, que rompe claramente con la naturaleza carbonatada marina de los materiales infrayacentes, no obstante, su disposición estratigráfica concordante con las calizas infrayacentes, así como la presencia de fósiles inequívocamente cretácicos en materiales equivalentes a estos en las vecinas provincias de Segovia y Cuenca, nos han llevado a considerar que una parte importante de las arcillas y yesos de este tramo deben de ser atribuidas al Cretácico más superior (Segura et al., 2002; Gil et al., 2004; García et al., 2004).

ñas cuencas extensionales muy subsidentes (Maestrazgo, Cameros, Columbretes y Sur-Ibérica, desarrolladas sobre los materiales mesozoicos previos, especialmente los del Jurásico (Mas et al. 2004, Comas-Rengifo et al. 2007).

LA CUENCA IBÉRICA DURANTE EL CRETÁCICO Durante el Cretácico la placa Ibérica, experimentó importantes cambios paleogeográficos y tectónicos, consecuencia principalmente de la apertura del Atlántico Norte. En el Cretácico inferior la placa sufrió una intensa etapa de fracturación por distensión, que dio lugar a la aparición de nuevas cuencas sedimentarias y márgenes continentales. Esta actividad de las placas tectónicas también provocó importantes cambios en su posición paleogeográfica, pasando de estar situada por encima del trópico (aproximadamente 40º N) a ocupar una posición intertropical (30º N), lo que supuso un importante cambio en su clima hacia condiciones más cálidas y áridas, que favorecieron un mayor desarrollo de la vida en las áreas epicontinentales, y con ello, una mayor producción de sedimentos. Actualmente sabemos que en la Cuenca Ibérica, la gran etapa sedimentaria en la que se depositaron los materiales terrígenos permo-triásicos y las calizas jurásicas, terminó en el Oxfordiense superior. A finales del Jurásico, la Cuenca se reestructuró dando comienzo una segunda fase de rifting, que coincidió con la formación de corteza oceánica atlántica entre Portugal y Terranova y con la apertura del Golfo de Vizcaya, así como con el desarrollo de un margen transformante en el Sur de la Placa Ibérica (Fig. 3). Durante esta etapa la Cuenca Ibérica se conformó como un surco de orientación casi N-S, entre el Macizo Ibérico y un ampliado Macizo del Ebro. En un principio la sedimentación estaba limitada a una serie de peque-

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

En cada una de estas cuencas ibéricas la sedimentación comenzó en un momento diferente (Oxfordiense terminal en la Cuenca del Maestrazgo, Tithoniense inferior en la Cuenca de Cameros y Berriasiense en la Cuenca Sur-Ibérica), acumulándose en ellas potentes registros sedimentarios durante el Cretácico Inferior (en la Cuenca de Cameros superó los 5.000 m). En este periodo, la actividad tectónica tuvo dos fases de máxima intensidad, una durante el Oxfordiense-Berriasiense y otra durante el Barremiense-Aptiense, separadas por un intervalo de menor actividad tectónica (BerriasienseValanginiense) durante el cual disminuyó la subsidencia en las cuencas sedimentarias y con ello, la acumulación de sedimentos. Durante el Cretácico Inferior, lo que hoy es provincia de Guadalajara, estaba situada en el extremo noroccidental de la Cuenca Sur-Ibérica. En esta cuenca la sedimentación se inició en el intervalo Berriasiense-Aptiense, acumulándose en su extremo mas meridional hasta 2.000 m de sedimentos carbonatados, mixtos y terrígenos, depositados en ambientes marinos someros (de plataforma y litorales) y continentales (aluviales y lacustres) (García, 1977; Arias, 1978; Mas, 1981). Esta cuenca estaba compartimentada en varias cubetas menores, de las cuales la más septentrional, la cubeta de Sacecorbo se sitúa en la parte central de Guadalajara.

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Finalizada esta segunda etapa de actividad tectónica extensional, en el Albiense Medio-Superior comenzó un segundo estadio de subsidencia térmica que se prolongó a lo largo de todo el Cretácico Superior hasta el Eoceno Inferior (García et al., 2004). Durante este periodo la Cuenca Ibérica fue primero inundada por un mar somero (Albiense superior - Campaniense Medio) que conectó en varias etapas los dominios marinos atlántico y tethysiano, depositándose en su fondo sucesivas plataformas carbonatadas y una extensa cuña de sedimentos arenosos en sus costas. La retirada del mar dio lugar al depósito de potentes sucesiones de arcillas y yesos de ambientes litorales y evaporíticos, los cuales a partir del Campaniense medio se extendieron por todo el centro de la cuenca hasta terminar generalizándose. LOS SEDIMENTOS FLUVIALES Y LACUSTRES DEL CRETÁCICO INFERIOR DE GUADALAJARA En Guadalajara, las rocas del Cretácico inferior tienen una extensión muy limitada, se encuentran únicamente en el área de Peñalen-Poveda y en la zona de Sacecorbo (Comas-Rengifo et al., 1975). En esta última son rocas detríticas en «facies Weald» formadas por areniscas con intercalaciones de conglomerados, arcillas de colores abigarrados y calizas grises (Fig. 4). Contienen

algunos fósiles con valor cronoestratigráfico, entre los que se han reconocido ostrácodos y caráceas de edad Barremiense. Son sedimentos depositados en medios fluviales y lacustres formados en cuencas limitadas por fallas, y desarrolladas sobre calizas jurásicas. La presencia de niveles locales de carbón y abundantes restos de ostrácodos y caráceas sugieren que eran lagos someros con amplias zonas palustres y una importante vegetación en sus márgenes (Giménez y Rey, 1982) Los depósitos del área de Peñalen-Poveda están situados con el extremo Norte de la cubeta de la Huergina, y presentan facies semejantes a las descritas en Sacecorbo, pero con mayor desarrollo y presencia de calizas oncolíticas y de algas, lo que sugiere sistemas lacustres fluviales mejor desarrollados y más permanentes. En esta zona de Peñalen-Poveda, sobre las facies Weald se depositaron unas arenas en «facies Utrillas» que han sido atribuidas al Aptiense-Albiense (Ruiz y Segura, 1993). Representan las facies fluviales y costeras de un mar somero de origen tethysiano, desarrollado en el extremo suroccidental de la Cuenca Ibérica como consecuencia del ascenso eustático de los mares que tuvo lugar durante el Aptiense-Albiense (Ruiz, 1996). Este pulso eustático dejó depósitos de plataforma carbonatada (Calizas del ciclo Urgoniano) en el margen Vasco-Cantábrico y en el IbéricoValenciano.

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

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LOS MARES SOMEROS DEL ALBIENSE SUPERIOR - CENOMANIENSE A partir del Albiense Superior la actividad tectónica pasó a ser un factor secundario en la configuración de la Cuenca Ibérica y en el control de la sedimentación. Ambos parámetros, cuenca sedimentaria y sedimentación, pasaron a estar controlados por el eustatismo (Segura et al., 2002; García et al., 2004). El nivel del mar que había descendido hasta uno de sus grandes mínimos en el Albiense medio, inició a partir de entonces un prolongado ascenso que le llevó a alcanzar en el Turoniense basal uno de los niveles más altos de todo el Fanerozoico. Este ascenso eustático dio lugar a una gran transgresión marina, edificada en

varios pulsos menores, instalándose primero un mar somero, abierto al Tethys y posteriormente un mar más profundo y abierto al Atlántico (Carenas et al. 1989). Los primeros episodios sedimentarios relacionados a esta trasgresión se encuentran al Sur de la actual Cordillera Ibérica y en el Maestrazgo (García et al. 1978, García et al. 1989). Son calizas de plataforma somera (Miembro Calizas de Estenas) que se depositaron en un fondo aún irregularmente subsidente con surcos y umbrales claramente marcados (Fig. 5). A finales del Albiense, en una cuenca ya homogenizada, la sedimentación marina (Miembro Calizas de la Bicuerca) se extendió a sectores más occidentales de la Cuenca Ibérica (Serranía de Cuenca, Montes Universales) y al Maestrazgo, alcanzando las facies terrígenas costeras La Mancha y la Ibérica Aragonesa (Fig. 6)

Figura 5. Unidades estratigráficas del Cretácico superior de Guadalajara.

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Figura 6. Unidades estratigráficas del Cretácico superior de Guadalajara.

En la provincia de Guadalajara, los sedimentos del Albiense superior se reconocen al SE, en la Muela de Piqueras-Alustante, en Peralejo de las Truchas, o en las canteras de Peñalen y Poveda (Segura et al.. 1988). Son sedimentos terrígenos y constituyen una gran parte de las arenas blancas (Fm Utrillas) que afloran en esta zona. Representan ambientes principalmente costeros (Ruiz, 1996) en los que se destacan importantes costras ferruginosas con desarrollos edáficos, vinculadas a interrupciones en la sedimentación y al desarrollo de procesos ferralíticos en relación con suelos (Fig. 7).

Figura 7. Cantera de Caolín en Poveda de a Sierra. En la base, las arenas de la Formación Utrillas de edad Albiense superior, mostrando niveles de paleosuleos. Al techo de la cantera se observan las arcillas verdes de la Fm Margas de Chera. Coronando el cerro afloran las dolomías del Cenomaniense Inferior.

Durante el Cenomaniense nuevos ascensos eustáticos dejaron en la Cuenca Ibérica una sucesión de episodios sedimentarios progresivamente más marinos y extensivos. En el Cenomaniense inferior la sedimentación carbonatada se extendió a lo largo del surco alcanzando lo que hoy es el Sur de la Ibérica Aragonesa y La Mancha depositando en amplias zonas sedimentos margosos (Fm Chera) y carbonatados (Fm Alatoz) característicos de llanuras mareales fangosas y carbonatadas (Fig. 5). En el Cenomanense medio un nuevo pulso eustático extendió aún más el mar a lo largo de la Cuenca Ibérica, dejando una nueva plataforma carbonatada (conjunto inferior de la Fm Villa de Vés) que ocupó la totalidad de las zonas meridionales y centrales de la Cuenca (García et al. 1978, Segura y García, 1985). Este mismo ascenso eustático hizo avanzar el Atlántico desde el Norte, hasta alcanzar las zonas centrales de la Cuenca, estableciéndose una conexión entre los dominios Atlántico y del Tethys (Alonso et al. 1993). En la provincia de Guadalajara, las calizas de la Fm Villa de Vés depositadas en esta etapa pueden verse en las hoces del río Mesa, y las facies terrígenas costeras asociadas a ellas en la zona central de la provincia, aunque sabemos que que alcanzan su zona más occidental ya que han sido reconocidas en Pálmaces de Jadraque, Sacedón y en Brihuega (sondeo Santa Bárbara). En el Cenomaniense superior, un nuevo episodio transgresivo, aún más extensivo que los anteriores, dejó una somera, homogénea y extensa plataforma carbonatada en la que predominan las facies mareales (conjunto superior de la Fm Villa de Vés), los depósitos acumulados en esta plataforma se reconocen actualmente en toda la Cordillera Ibérica, desde su límite con el Prebético hasta las Catalánides y desde el Maestrazgo a la Cantábrica, sin apenas cambios de espesor o de facies (Fig. 8). Hoy sabemos que esta plataforma se depositó en el singular contexto de una cuenca sedimentaria que estaba en el punto de equilibrio de su basculamiento (la Cuenca Ibérica pasó de estar abierta hacia el Tethys en el Albiense superior, a estar abierta hacia el Atlántico en el Turoniense inferior) y era inundada por un mar próximo a alcanzar su máximo eustático (en el Turoniense se alcanzó uno de los dos máximos del nivel del mar del Cretácico). Guadalajara ocupaba dentro de la Cuenca Ibérica la zona de convergencia entre ambas áreas oceánicas (Atlántico y Tethys) y en sus rocas cretácicas han quedado registrados detalladamente estos cambios paleogeográficos Las tres plataformas carbonatadas cenomanienses (Chera/Alatoz, conjunto inferior y conjunto superior de

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la Fm Villa de Vés) se identan hacia el margen costero con otras tantas cuñas terrígenas, que hoy reconocemos superpuestas y marcando un onlap costero. Constituyen el cuerpo principal de la Fm Utrillas que podemos ver en la zona central de la provincia de Guadalajara. (Ruiz y Segura, 1993, Ruiz et al. 1994, GarcíaHidalgo et al., 2007).

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

LOS MARES «PROFUNDOS» DEL TURONIENSE Durante el Cenomaniense terminal Turoniense inferior tuvo lugar un nuevo y singular episodio transgresivo coincidiendo con el máximo eustático y la culminación del basculamiento de la placa Ibérica hacia el N. La suma de ambos factores determinó que en la Cuenca Ibérica la sedimentación dejase de estar relacionada con el Tethys para pasar a estar en relación con Atlántico. Esto permitió, que por primera vez desde el Jurásico, se depositasen facies de plataforma abierta con ammonites, muy bioturbadas y sin estructuras de corriente, depositadas bajo una lámina de agua de más de 100 m (calizas nodulares y margas de la Fm Picofrentes) (Fig. 9). Las condiciones netamente marinas y de aguas cálidas que se dieron durante esta transgresión propiciaron un importante desarrollo de las comunidades bentónicas epicontinentales y con ello, una intensa producción de carbonatos. La redistribución de estos sedimentos carbonatados hacia áreas más internas (profundas) de la cuenca, con

espacio suficiente para su acumulación, provocó la progradación de la plataforma hacia el NO. De este modo se formaron los grandes cuerpos masivos de carbonatos, que forman las dolomías de la Fm Ciudad Encantada con sus espectaculares clinoformas de progradación (superficies de sedimentación inclinadas) (García et al. 1985, Segura et al. 1989, Segura et al., 1993). Estos sedimentos se fueron depositando en el frente de la plataforma, entre la superficie del agua y los sedimentos margosos del fondo marino. Al máximo eustático de este episodio sedimentario, siguió un importante descenso del nivel del mar que redujo progresivamente el área de sedimentación a la zona más septentrional de la Cuenca. La mitad meridional de la plataforma carbonatada anteriormente depositada, quedó emergida, favoreciendose su dolomitización y más al Norte se desarrolló, una amplia llanura costera fangosa (Capa Margas de Alcorlo) atravesada por canales mareales y fluviales en las que se depositaron cuerpos de arenas lenticulares (Mb Arenas de Segovia). Estos depósitos pueden reconocerse en la zona norte de la provincia de Guadalajara, destacando los afloramientos de Alcorlo y Somolinos. La caída eustática del Turoniense medio marcó el final del gran ciclo sedimentario trasgresivo-regresivo que comenzó en el Albiense superior. LAS GRANDES MASAS CALCÁREAS DEPOSITADAS EN RELACIÓN AL ATLÁNTICO En el Turoniense superior dio comienzo un segundo megaciclo sedimentario (UZA 3 en la Fig. 5), que como en el caso anterior, fue consecuencia de un nuevo y gran ascenso eustático. Durante este megaciclo, la Cuenca Ibérica permaneció abierta hacia el Atlántico, siendo la comunicación hacia el Tethys restringida y episódica. De esta forma, se mantuvo la configuración paleogeográfica alcanzada a finales del megaciclo anterior (Segura et al.2001).

Figura 9. Calizas y margas de Picofrentes en Somolinos. Situadas por encima de las Arenas de Utrillas y por debajo de las dolomías del Turonense superior.

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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 del Pantano de la Tranquera.

El mar comenzó invadiendo la cuenca desde el Atlántico (Gil et al. 2006) y dejó una sucesión sedimentaria similar a la de la etapa precedente: primero una serie tableada, depositada en una plataforma somera, (Fm Muñecas y sus equivalentes laterales dolomíticos Fms Tranquera y Caballar); por encima, una sucesión de calizas margosas nodulares fosilíferas, generada en una plataforma mas profunda y abierta, (Fm. Hortezuelos); por último, los depósitos carbonatados bioclásticos y calcareníticos (Fm. Hontoria), depositados en una plataforma somera de alta energía, que representan el comienzo de la colmatación de la cuenca (Fig. 10). El primer episodio sedimentario de este megaciclo, de edad Turoniense medio Coniaciense Inferior, está representado en el centro de la Cuenca por calizas tableadas de ambientes submareales y mareales (Fm Muñecas). Hacia el Sur, predominan los depósitos de ambientes mareales, estando dolomitizados (conjunto inferior de las Fms Caballar y Tranquera), siendo sustituidos por depósitos residuales de margas verdes con paleosuelos y paleoalteraciones (Fm Margas de Alarcón) en los sectores más meridionales de la Ibérica Castellana y Altomira La Mancha (Fig. 5). Los afloramientos de Guadalajara son excelentes para reconocer esta transición lateral de facies, pasandose de las calizas de plataforma (Fm Muñecas) que se observan en la muela de Somolinos, a las dolomías tableadas (Fm Tranquera) que se reconocen en la parte central y oriental de la provincia, hasta las margas ver-

des (Fm Alarcón) que afloran al Sur, en el área de Sacedón (Gil et al., 2006, Gil et al.2007). El segundo episodio sedimentario, de edad Coniaciense medio a Santoniense, comenzó en el contexto de subida eustática del megaciclo en el que se inscribe, alcanzándose el máximo nivel del mar de dicho megaciclo a comienzos del Coniaciense superior. Está representado por calizas nodulares y margas fosilíferas (Fm Hortezuelos), con abundantes ostreidos, entre los que destacan las grandes conchas de Pycnodonte vesiculare características de esta unidad, así como gasterópodos, ammonites, equínidos, isocardias, etc, corresponden a medios relativamente profundos de plataforma abierta, coherentes con el máximo eustático que en ellos se reconoce. La parte superior de la secuencia está formada por calizas bioclásticas de plataforma, estratificadas en bancos gruesos, con frecuentes bioconstrucciones y bioacumulaciones de rudistas. Las facies netamente marinas de este episodio no alcanzan las posiciones más meridionales del Sistema Central, pasando hacia el S y SE a dolomías tableadas de ambientes mareales de plataforma (Conjunto superior de las Fms Caballar y Tranquera). El tercer episodio sedimentario se desarrolla dentro del contexto regresivo del segundo megaciclo, iniciado ya en el episodio anterior. Está formado por calcarenitas estratificadas en bancos gruesos con numerosas estructuras sedimentarias tractivas (Fm Hontoria). Se interpretan como depósitos de alta energía generados por la migración de barras submaerales en una plataforma interna somera.

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Los dos episodios sedimentarios suprayacentes, de edad Santoniense y Santoniense Superior Campaniense Inferior, aunque son el resultado de pulsos eustáticos positivos, se encuentran ya en un contexto regresivo muy generalizado, de manera que los máximos eustáticos son cada vez menores (Fig. 11). Están formados en las áreas centrales de la Cuenca Ibérica (provincias de Burgos y Soria) por calizas bioclásticas de plataforma con foraminíferos bentónicos y rudistas, y por una alternancia de calizas dolomitizadas y margas amarillentas con intercalaciones de brechas calcáreas y niveles de yesos, respectívamente. En la provincia de Guadalajara, la parte superior del segundo episodio y los tres episodios sedimentarios suprayacentes están intensamente dolomitizados, dando lugar a la Fm Somolinos en el Norte de la provincia (Fig. 12). Hacia el Sur, estos materiales pasan a la Fm Brechas calcáreas de la Serranía de Cuenca. Los sondeos de Baides, Santa Barbara o Torralba, muestran que en origen estas brechas eran una alternancia de dolomías y yesos (Meléndez 1971, Meléndez et al., 1985) depositadas en medios costeros evaporíticos (sebkhas). Los depósitos de los tres episodios superiores se vieron afectados por los primeros movimientos tectónicos compresivos que afectaron a la Cuenca Ibérica. Ello pro-

pició que durante los dos últimos episodios sedimentarios se estableciera de nuevo una buena comunicación episódica con la plataforma tethysiana, así como una homogenización de los ambientes sedimentarios que pasan a ser los de una plataforma carbonatada somera y de baja energía.

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

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

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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 DE LA SEDIMENTACIÓN CONTINENTAL Sobre los materiales carbonatados del segundo megaciclo, se reconoce en el centro de la Cuenca Ibérica un tercer megaciclo sedimentario (UZA-4 en la Fig. 5), en el que las facies dominantes son arcillas con potentes intercalaciones de anhidritas y algunos bancos de dolomías (Segura et al., 2001 y 2006) (Fig. 13). En relación con este megaciclo afloran, en el sector occidental de la cuenca (en las proximidades de Segovia), niveles de arenas que contienen restos de vertebrados los cuales datan el Campaniense superior-Maastrichtiense y en la zona central (en las proximidades de Cuenca) arcillas y yesos también con vertebrados, en la parte superior de la Fm Arcillas y yesos de Villalba de la Sierra. Durante este tercer megaciclo, las plataformas carbonatadas quedaron limitadas a sus extremos septentrional y meridional, en las proximidades con la Cuenca Vasco-Cantábrica y Prebético, respectivamente. El resto de la cuenca pasó a ser una extensa llanura mareal atravesada por canales que distribuían los aportes fluviales y mareales y localmente ocupada por lagunas someras, medios en los que se depositaron arcillas y yesos con intercalaciones de arenas y dolomías.

El megaciclo se desarrolló en un contexto eustático regresivo, continuación del iniciado en el Coniaciense superior, en el que la deriva de la Placa Ibérica la llevó a ocupar durante el CampanienseMaastrichtiense una posición intertropical que acentuó la aridez de los medios sedimentarios y propició la sedimentación de importantes depósitos de anhidritas. Como sucedió en el megaciclo anterior, el descenso generalizado del nivel del mar se vio interrumpido por varios repuntes eustáticos, propiciando cada una de estas subidas del nivel de mar la instalación momentánea de llanuras mareales carbonatadas que daban lugar a la sedimentación de unos pocos bancos de calizas o dolomías. Por el contrario, la sedimentación de evaporitas ganaba importancia cuando se acentuaba la caída del nivel del mar. En la provincia de Guadalajara estas rocas afloran sólo localmente, cerca de Tamajón y entre Sacedón y Cifuentes, pero han sido reconocidas en los sondeos profundos que han realizado en su zona central (Segura et al. 2006) donde presentan un importante desarrollo.

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AGRADECIMIENTOS Este trabajo ha sido parcialmente financiado por el Proyecto PAI08-0204-1312 de la Junta de Comunidades de Castilla La Mancha y realizado como parte de las actividades de IBERCRETA (Cretácico Medio y Superior de la Cuenca Ibérica), Grupo de Investigación Registrado de la UAH con referencia CCTE2007-R23. REFERENCIAS Alonso, A., Floquet, M., Mas, R. y Meléndez, A., (1993): Late Cretaceous Carbonate Platforms: Origin and Evolution. Iberian Range. Spain. En: Cretaceous Carbonate Platforms (J.A.T. Simó, R.W. Scott y J.P. Masse, Eds.), Amer. Assoc. Petrol. Geol., Sp. Publ., 56, 297-316. Arias, C., (1978): Estratigrafía y paleogeografía del Jurásico superior y Cretácico inferior del nordeste de la provincia de Albacete. Seminarios de estratigrafía, Serie monografías, 3, 299 p. Carenas, B., García, A., Calonge, A., Pérez, P. y Segura, M., (1989): Middle Cretaceous (Upper Albian-Turonian) in the central sector of the Iberian Ranges (Spain). In: Wiedmann, J. (Ed.), Cretaceous of the Western Tethys, 265-279. E. Schweizerbartsche Verlagsbuchandlung, Stuttgart. Castell y Clemente, C., (1881): Provincia de Guadalajara. Descripción Geológica. Mapa geológico en bosquejo de la provincia de Guadalajara. Boletín de la Comisión del Mapa geológico, 8, 157-264 y lámina F. IGME. Comas-Rengifo, M. J., Goy, A. y Pérez-González, A., (1975): Identificación del Cretácico inferior en facies «Weald», en la región comprendida entre Canales del Ducado y La Fuensaviñan (Provincia de Guadalajara). Estudios Geológicos, 31(3-4), 369-373. Comas-Rengifo, M. J.; Goy, A.; Arche, A.; Carenas, B.; López-Gómez, J.; Rodrigo, A.; Segura, M. y Ureta, S., (2007): El Mesozoico en el sector central de la Cordillera Ibérica. (Díaz-Martínez, E. & Rabano, I. eds). 4 th European Meeting on the Palaeontology and Stratigraphy of Latin America Cuadernos del Museo Geominero, 8, 435-485. Instituto Geológico y Minero de España. García, A., (1977): Jurásico terminal y Cretácico inferior en la región central de la provincia de Valencia. Seminarios de estratigrafía (serie monografías), 1, 1-130.

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

1. INTRODUCCIÓN El Cenozoico es una Era geológica que incluye los materiales formados en la corteza terrestre desde hace 65 millones de años hasta la actualidad. Se han definido como sub-Eras: el Terciario (entre -65 y -1,8 m.a.) y el Cuaternario (entre 1,8 m.a. y la actualidad). El Terciario a su vez se divide en dos sistemas: el Paleógeno o Terciario inferior (de -65 m.a. a -22,5 m.a.) y el Neógeno o Terciario superior (de -22,5 a -1,8 m.a.).

Figura 1. Leyenda cronoestratigráfica del Cenozoico.

El Paleógeno (Fig. 1) está formado por el Paleoceno, Eoceno y Oligoceno, abarcando un periodo de tiempo muy activo de 42,5 m.a, en el que, tras la retirada en la región de los mares cretácicos se instala una sedimentación continental que va a continuar durante todo el Cenozoico alternando con momentos de deformación que van a generar la estructuración y formación de las cadenas montañosas a nivel peninsular entre ellas el Sistemas Central, el Sistema Ibérico y la Sierra de Altomira, que conforman una buena parte de los relieves importantes de la provincia de Guadalajara.

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

2. CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LOS DEPÓSITOS PALEÓGENOS Una visualización rápida del mapa geológico de la provincia de Guadalajara permite observar como los materiales paleógenos aflorantes aparecen asociados a los relieves que conforman las principales unidades geológicas del centro peninsular. Generalmente se encuentran plegados y a veces discordantes sobre los materiales cretácicos, quedando ocultos por los sedimentos terciarios más modernos de la Cuenca del Tajo. Esta cuenca de origen intracratónico y de forma triangular, limitada al Norte por los materiales graníticos y metamórficos del Sistema Central y al Este por los sedimentos mesozoicos de la Cordillera Ibérica. Hay que destacar además, como rasgo característico de esta cuenca, los relieves de la Sierra de Altomira, unidad de dirección submeridiana, que individualiza la parte más oriental de la cuenca, separando la Cuenca de Madrid de la denominada Depresión Intermedia o Cuenca de Loranca. La estructuración alpina del Sistema Central y de la Cordillera Ibérica durante el Paleógeno, como el emplazamiento del cinturón de cabalgamientos de Altomira en el Mioceno inferior condicionaron la sedimentación y relleno de la Cuenca del Tajo. Los materiales terciarios aflorantes en la provincia, tanto los paleógenos como los neógenos, corresponden a depósitos continentales, sedimentados por lo general por grandes sistemas aluviales, ríos y lagos, que durante esos tiempos ocupaban buena parte de la región y zonas limítrofes, quedando ocultos posteriormente en su mayor parte por los depósitos neógenos que ocupan actualmente esa depresión. Los afloramientos paleógenos se localizan principalmente en las estribaciones y borde meridional del Sistema Central, así como en la Cordillera Ibérica, tanto en el interior como a lo largo del borde suroccidental, así como en la Sierra de Altomira y zonas limítrofes, formando así parte del relleno de la Depresión Intermedia. La disposición de dichos depósitos es en forma de orla sobre los relieves mesozoicos o de forma dispersa e irregular, formando, a veces, parte de cuencas intramontañosas. Es fácil deducir que los depósitos paleógenos, se encuentran relacionados con la evolución y el desmantelamiento parcial de las cadenas circundantes, iniciándose la sedimentación continental a finales de los tiempos cretácicos y/o a comienzos del Terciario. La naturaleza y composición de los sedimentos de naturaleza detrítica (conglomerados y areniscas) ponen en eviden-

cia, tanto el área que se estaba levantando como la naturaleza litológica de la misma. Los depósitos neógenos que afloran en buena parte de la provincia, ocultan bajo ellos, potentes series paleógenas que han sido reconocidas en los sondeos profundos que se han realizado (Baides, Santa Bárbara, etc.). Interesa también destacar que la configuración paleogeográfica de las cuencas paleógenas dista mucho de la existente posteriormente durante los tiempos neógenos y por supuesto de la que tiene la actual Cuenca del Tajo. El estudio de sus depósitos, su distribución, las variaciones laterales, cambios de facies, yacimientos, etc. y en general su estratigrafía, permiten reconstruir en parte o de forma aproximada, de donde procedían los mismos, el medio sedimentario donde se depositaron, el clima entonces reinante y en resumen, su paleogeografía. Por lo general los depósitos paleógenos presentan una gran variedad litológica y están formados por rocas sedimentarias tanto detríticas del tipo conglomerados areniscas y arcillas, propios de ambientes aluviales y fluviales como por sedimentos evaporíticos y carbonatados, característicos de sebkhas y lagos salinos o carbonatados. Los afloramientos son muy discontinuos y se presentan sobre las series mesozoicas, plegados y en general estructurados en forman de cinturones relativamente estrechos, donde son frecuentes los cambios laterales de facies, lo que hace que resulte difícil establecer una estratigrafía clara y precisa de los materiales (Alonso et al. 2004), más aun cuando se encuentran relacionados con la evolución y deformación de las distintas cadenas a las que se encuentran asociados. Desde la retirada de los mares cretácicos a finales del Mesozoico y ya durante los tiempos paleógenos se produce un importante acumulo de materiales tanto de naturaleza evaporítica y carbonatada como de carácter detrítico grosero, es decir se depositaron yesos, calizas, dolomías, margas, conglomerados, areniscas y lutitas sobre un área fuertemente subsidente, ocupada en buena en parte por la actual Cuenca del Tajo y sus relieves limítrofes. Es de destacar el escaso número de yacimientos paleontológicos existentes si bien y aunque de forma muy dispersa, se localizan en menor proporción algunos de ellos en el borde meridional del Sistema Central (Beleña del Sorbe, Huérmeces del Cerro) y en mayor en el entorno de la Sierra de Altomira y Depresión Intermedia, lo cual han permitido una datación y atribución cronológica precisa. La realización con fines petrolíferos de varios sondeos profundos y de líneas sísmicas (Fig. 2), ponen en evidencia en el subsuelo, la existencia de materiales

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paleógenos de características similares a las descritas, así como su estructuración y relación con las series mesozoicas infrayacentes. Los perfiles sísmicos en la Cuenca del Tajo delimitan un potente conjunto de materiales paleógenos, extendidos de forma continua a lo largo de toda ella (Racero, 1988; Querol, 1989). Las líneas sísmicas ponen de manifiesto un reparto netamente asimétrico del relleno sedimentario terciario y dentro de él, un dominio de las sucesiones paleógenas, que constituyen aproximadamente dos tercios del total de depósitos acumulados en la cuenca a lo largo del Cenozoico. El sondeo de Santa Bárbara, así como los de Tielmes, San Sebastián de los Reyes y Pradillo, muestran un marcado predominio de facies evaporíticas de carácter lacustre, que afloran con bastante potencia al Norte de la cuenca (Jadraque-Cogolludo) y forman parte de las series paleógenas plegadas de la Sierra de Altomira (Muñoz Martín, 1997) y del borde suroccidental de la Cordillera Ibérica.

en el borde meridional del Sistema Central como en la Sierra de Altomira y borde suroccidental de la Cordillera Ibérica. 2. Un conjunto medio de edad Paleógeno (Eoceno Medio - Oligoceno Medio), constituido por calizas, margas, yesos, arcillas, areniscas y conglomerados. Se localiza tanto en el Sistema Central como en la Sierra de Altomira. 3. Un conjunto superior de edad Paleógeno superior-Mioceno inferior (Oligoceno superior-Ageniense) de conglomerados, areniscas y margas, aflorando tanto en el Sistema Central como en la Cordillera Ibérica y Sierra de Altomira. La evolución de la Cadena Ibérica tanto durante el Eoceno como en el Oligoceno e incluso a comienzos del Mioceno, hace que el relleno sedimentario de las cuencas cenozoicas aparezca caracterizado por la existencia de una serie de unidades separadas por discordancias, marcadas discontinuidades y/o rupturas sedimentarias espaciadas en el tiempo y relacionadas todas ellas con los movimientos de levantamiento y deformación de la cadena. Por todo ello, para la descripción y estudio estratigráfico de los materiales paleógenos, así como para una mejor comprensión de la evolución de la región durante esos tiempos, se ha dividido este epígrafe en tres apartados, de acuerdo a la ubicación de los depósitos y la relación de estos con las grandes unidades geológicas en las que afloran y con los que se relacionan: El Paleógeno del borde meridional de las estribaciones 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 las estribaciones del Sistema Central

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

De acuerdo con todo lo anteriormente expuesto y a grandes rasgos en los materiales paleógenos aflorantes en la provincia de Guadalajara, se pueden agrupar en tres grandes conjuntos. 1. Un conjunto inferior de edad Cretácico superiorPaleógeno inferior (Campaniense a Eoceno medio), formado por evaporitas, carbonatos y lutitas, con algunos niveles de areniscas. Esta unidad se encuentra muy bien representada tanto

El borde meridional del Sistema Central pone límite a esta cordillera con la Cuenca del Tajo y los afloramientos paleógenos se sitúan sobre el mesozoico carbonatado, formando una ancha banda paralela a la cadena desde las proximidades de Torrelaguna y Pontón de la Oliva hasta cerca de Sigüenza. En este sector, Portero y Olivé (1984), diferencian una serie de unidades de edad paleógena que las definen como «Unidades Inferiores plegadas», que hacia el Noreste de Guadalajara presentan notables variaciones de facies. Estos autores consideran como unidad basal, la Unidad de Brechas del Pontón de la Oliva, de unos 40 m de espesor, conjunto sedimentario mal definido que integra depósitos calcáreos fuertemente afectados por procesos diagenéticos, a lo que atribuyen una edad fini-

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cretácica. Sobre ese conjunto brechoide se sitúan dos grandes unidades paleógenas, que se caracterizan por su notable espesor y extensión a lo largo de todo el borde del Sistema Central (Portero y Olivé, 1984; Arribas, 1986; Alonso-Zarza y Calvo, 2002 y Alonso-Zarza et al., 2004) y que corresponden a: Unidad de lutitas rojas, yesos y conglomerados de TorrelagunaUceda. Constituida por lutitas, yesos, conglomerados y cuarcitas que alcanzan unos 1100 m de espesor, comprenden los términos más superiores del Cretácico así como parte del Eoceno (Portero y Olivé, 1984). En los primeros 400-500 m predominan las lutitas rojas y versicolores, con presencia de yeso, a veces de carácter detrítico y en la parte superior de la unidad predominan las lutitas rojas, areniscas, yesos y conglomerados con matriz de yeso detrítico. Tanto los términos inferiores como los superiores se depositaron en un ambiente continental y se interpretan como facies características de llanuras aluviales dístales, en tránsito a depósitos ligeramente más detríticos y proximales en la parte superior de la sucesión. Cuanto más hacia el Este, los depósitos terrígenos pasan progresivamente a yesos, adquiriendo un predominio notable en el área de Cogolludo y Jadraque. Estos yesos se interpretan como el depósito en lagos salinos bastante extensos. Localmente, esta unidad paleógena presenta niveles de calizas y dolomías con delgadas capas carbonosas. Todo este conjunto a su vez se puede subdividir en dos subunidades (López Olmedo et al., in press), respetando la denominación existente. Así se diferencia: Subunidad de Torrelaguna. Correspondería a la parte baja de la citada unidad y predominarían en

ella los sedimentos lutíticos rojos y violáceos con intercalaciones de yesos blancos (Fotografías 1 y 2). Sería equivalente a las facies Garumn característica del Cretácico terminal y con una edad que abarcaría probablemente desde el Campaniense al Maastrichtiense (Gil et al., 2004). Estos depósitos se situarían por encima de las Brechas del Pontón de la Oliva y lateralmente pasarían todas ellas a una alternancia de anhidritas y dolomías, reconocibles en el subsuelo en zonas algo más orientales, ya en plena Cuenca del Tajo. Subunidad de Uceda. Se sitúa por encima de la anterior y correspondería a la parte media-alta de la Unidad de lutitas rojas, yesos y conglomerados de Torrelaguna-Uceda. Está formada por un conjunto heterogéneo de lutitas, yesos y conglomerados de tonalidades rosadas y grisáceas (Fotografías 3 y 4), con un carácter más evaporítico hacia los sectores nororientales, hasta pasar a los yesos de la Unidad Jadraque-Cogolludo. Hacia sectores occidentales, ya en la provincia de Madrid, adquieren un carácter más detrítico. Su edad se situaría entre el Paleoceno y el Eoceno medio (Rhenaniense) al estar datados los términos básales de la unidad suprayacente. Unidad mixta terrígeno-carbonatada de Beleña de Sorbe-Torremocha de Jadraque. Unidad litológicamente de carácter muy heterogéneo, presenta un espesor entorno a los 900 m y abarca desde el Rhenaniense superior al Arverniense, es decir desde el Eoceno medio hasta comienzos del Oligoceno superior. A su vez se pueden reconocer tres tramos: uno inferior, de calizas y

Fotografía 1. Subunidad de Torrelaguna en las proximidades del Pontón 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 la Sierra.

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

margas lacustres, con un espesor medio de 350 m, cuya edad se atribuye al Headoniense-Eoceno superior (Arribas, 1986, 1994 y Portero et al. 1990), otro intermedio que incluye niveles de yesos, margas y calizas de edad Sueviense-Arverniense, con una potencia de unos 200 m (Arribas et al., 1983) y finalmente uno superior, formado por lutitas rojas muy edafizadas, con intercalaciones de areniscas y conglomerados, que alcanza espesores de 450 m (Alonso-Zarza et al., 2004). La relación geométrica de estas unidades entre sí y con los materiales neógenos suprayacentes es particularmente neta en el borde norte de la Cuenca del Tajo, a lo largo del anticlinal de Baides, donde se reconoce una discordancia progresiva de la que forman parte estas unidades paleógenas y la U. Inferior e Intermedia del Mioceno. Algo más al Sur, en las proximidades de Villaseca de Henares, la misma serie paleógena aparece invertida y los depósitos miocenos se disponen claramente discordantes sobre los paleógenos (Alonso-Zarza et al., 2004). En los materiales paleógenos aflorantes en el borde meridional del Sistema Central, entre los valles del Sorbe y el Henares (Figura 3), Arribas et al. (2004), distinguen tres zonas o sectores: una primera, la más occidental que denomina de Beleña de Sorbe, una segunda ó central que denomina de Torremocha de Jadraque y la tercera, la más nororiental que llama de Huérmeces del Cerro. Además dichos autores caracterizan litoestratigraficamente los materiales paleógenos aflorantes en cada uno de esos sectores, diferenciando (Fig. 3) dos unidades: una inferior o Unidad Carbonatada (Fotografía 7) y una superior o Unidad Detrítica (Fotografía 8).

En la primera predominan las facies químicas y corresponde a la parte baja de la serie, mientras que la segunda se sitúa discordante sobre la anterior y muestra un carácter más grosero y granocreciente. Ambas unidades equivaldrían a la denominada por Portero y Olive (1983) «Unidad mixta terrígeno-carbonatada de Beleña de Sorbe-Torremocha de Jadraque» (Fotografía 5). La Unidad Carbonatada a su vez se dispone también discordante sobre la infrayacente, formada por yesos y margas (Unidad de Cogolludo, Fotografía 6), como se puede observar en el anticlinal de Aleas entre el río Sorbe y Cogolludo (Portero et al. 1990). Presenta espesores máximos de 500 m en Torremocha de Jadraque y del orden de 200 m en Huermeces del Cerro, donde se encuentra datada como Eoceno medio (Crusafont et al, 1960). En Beleña del Sorbe los depósitos corresponden a ambientes lacustres y deltáicos y hacia el noreste pasan a depósitos de ambientes palustres y lacustres. Por último interesa destacar que en el borde noroccidental de la provincia, en la localidad de Campisabalos en la Sierra de Pela, y próximo al borde de la Cuenca del Duero, sobre los materiales cretácicos que conforman dichos relieves, se sitúa discordante un conjunto detrítico de conglomerados, areniscas y arcillas clásicamente atribuidos clasicamente al Mioceno aunque recientemente se les atribuye una edad Oligoceno (López Olmedo et al. in press), por su posición estratigráfica y relación con los materiales próximos que conforman el relleno de la Cuenca del Duero, aunque sin argumentos 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 y Olive, 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 la provincia de Guadalajara y se sitúa en posición adyacente a las estribaciones del Sistema Central. Se trata de una cadena de tipo intermedio, afectada por plegamientos, despegues y cabalgamientos, pero sin la inten-

sidad y marcada aloctonia de otras cadenas alpinas peninsulares tipo Pirineos o Cordilleras Béticas. De dirección general NO-SE, fue plegada durante la orogenia alpina en el Eoceno-Oligoceno superior (Álvaro et al., 1979), si bien existen deformaciones y fracturación a lo largo de todo el Neógeno, durante el Mioceno e incluso hasta en el Plioceno.

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

Fotografía 7. Unidad de Beleña del Sorbe en la carretera de Puebla de Beleña a Cogulludo.

La Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, está formada por una cobertera esencialmente mesozoica, cubierta parcialmente por sedimentos paleógenos que en conjunto pueden llegar a alcanzar los 1500 m de espesor y donde el basamento varisco aparece en afloramientos muy localizados a favor de núcleos de estructuras y cabalgamientos y/o fallas importantes. La estructura de la Cordillera Ibérica en el margen de la Cuenca del Tajo está caracterizada por la presencia de una serie de pliegues escalonados cuya dirección predominante es NO-SE, con vergencia tanto al Noreste como al Suroeste y asociados a importantes cabalgamientos del basamento (De Vicente et al., 2004). Fotografía 8. Unidad Detrítica al Norte de Beleña del Sorbe

NW

SE

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

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

Los afloramientos paleógenos de esta cadena, se localizan en varias zonas de la provincia, si bien donde adquieren mayor representatividad es en las proximidades y borde de la Cordillera Ibérica con la Cuenca del Tajo, aflorando tanto en las proximidades de Cifuentes, como en el Alto Tajo entre Ocentejo, Valtablado del Río y Zaorejas. Además se reconocen otra serie de afloramientos, aunque de forma discontinua, tanto al Noreste de la provincia, cerca del límite con la de Zaragoza como al Este en Checa, cerca de la de Teruel. Algunas hojas geológicas MAGNA que abarcan el borde suroccidental de la Cordillera Ibérica (Fernández Giménez et al., 1989 y Ríos Aragües et al, 2002, Fig. 5) así como los estudios del subsuelo (Figuras 4 y 6) realizados en este sector de la Cuenca del Tajo, (Racero 1988), diferencian sobre el Cretácico marino cuatro unidades: Una primera Unidad basal de carácter evaporítico y carbonatado, que seria equivalente a las facies Garumn. Una segunda unidad denominada T1 ó Serie pretectónica claramente paleógena. Una tercera denominada T2 o Serie sintectónica también paleógena. Una cuarta unidad o complejo somital, denominado Serie postectónica, que equivaldrían para los citados autores a las series neógenas clásicas que conforman el relleno de la Cuenca del Tajo así como de las pequeñas cuencas intramontañosas que se reconocen en esta región. Unidad basal. Los afloramientos más extensos y representativos se localizan en la zona del Alto-Tajo, desde el sector de Cifuentes hasta Zaorejas. Al igual que ocurre en el borde del Sistema Central y en la Sierra de Altomira, sobre el Cretácico marino se dispone en transito gradual con el infrayacente calco-dolomítico, un conjunto de más de 200 m de espesor, formado por una alternancia de brechas calcáreas, margocalizas, calizas oncolíticas, arcillas y margas, más abundantes estas últimas hacia techo. En algunas zonas como en Cifuentes (Fernández Giménez et al., 1989), se pueden diferenciar tres tramos: uno inferior de margocalizas y brechas dolomíticas formadas por colapso por disolución de anhidritas, uno intermedio evaporítico, a veces bastante potente (alrededores de Trillo y Sotoca del Tajo), formado por yesos masivos y anhidritas alternado con margas claras y niveles de conglomerados calcáreos y un tramo superior detrítico-carbonatado, con niveles de margas y calizas lacustres con gasterópodos y oncolitos.

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En los alrededores de Ocentejo se localiza del orden de 100 m de niveles margosos, calcáreos y arcillosos con yesos e intercalaciones arenosas, con characeas que caracterizan al Eoceno inferior (Adell et al, 1979). Todo el conjunto descrito resulta equivalente a la Fm Villalba de la Sierra, aflorante en la Serranía de Cuenca y Sierra de Altomira, y a las series detrítico-evaporíticas del borde Sur del Sistema Central (Unidades de JadraqueCogolludo y Uceda-Torrelaguna), descritas en el epígrafe anterior. Desde el punto de vista de sedimentario estos depósitos corresponden y evolucionan desde ambientes tipo «sebkha» donde se depositarían dolomías y anhidritas a ambientes palustres y lacustres con sedimentación de margas, margocalizas y calizas y donde los episodios fluviales son bastante escasos y efímeros. Serie pretectónica. Por encima de la anterior y en clara discordancia se sitúa una segunda unidad denominada «T1 ó Serie pretectónica» (Fernández Giménez et al., 1989, Ríos Aragües et al, 2002). Fundamentalmente presentan un carácter detrítico formado por conglomerados muy cementados, a veces cuarcíticos en la base, areniscas y arcillas, que hacia techo presentan tramos margosos de tonos asalmonados, niveles oncolíticos y calcáreos con gasterópodos y characeas, que indican ya una edad Oligoceno inferior-medio. Afloran en el anticlinal de Trillo así como en el Alto Tajo, cerca de Zaorejas y en Valtablado del Río. Corresponde a episodios fluviales que evolucionan a ambientes lacustres y palustres similares a los que acontecieron durante la sedimentación del episodio anterior. En base a las características de esta unidad y por su posición estratigráfica se les asigna una edad Rhenaniense

Fotografía 9. Conglomerados y arcillas rojas cerca de Zaorejas Unidad sintectónica en el Alto Tajo.

superior-Arverniense inferior, es decir Eoceno Medio-Oligoceno Medio, por lo que resultaría equivalente a la Unidad Detrítica Inferior de Díaz Molina (1974) aflorante en la Depresión Intermedia y Sierra de Altomira. Serie sintectónica. Dentro de la serie paleógena se reconoce una tercera unidad, también de carácter detrítico aunque algo más restringida y aflorante en las parameras del Alto Tajo y en Alustante, en la zona más oriental de la provincia, cerca del límite con la de Teruel. Es la denominada «T2 ó Serie sintectónica» (Fernández Giménez et al., 1989, Ríos Aragües et al, 2002), que se apoya en clara

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

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 Zaorejas por un conjunto calcáreo de tonalidades claras, ocres y blanquecinas y formado por calizas arenosas, calizas y margas (Fotografía 10), que pueden intercalar delgados niveles de arcillas lignitíferas. Esta unidad corresponde a un medio de sedimentación de tipo abanicos aluviales relacionados con el levantamiento de este sector de la cadena y al desarrollo finalmente de ambientes lacustres bajo condiciones de clima de tipo semiárido. Por su disposición con respecto a los depósitos infrayacentes, estratigráficamente se sitúa a todo este conjunto entre el Oligoceno superior y el Mioceno inferior, resultando equivalente (Adell et al., 1978 y Lendinez et al., 1981) a la Unidad Detrítica Superior de Díaz Molina (1978) o bien la Unidad Paleógena de Torres et al. (2006) aflorante al Este de la Sierra de Altomira. En resumen, los afloramientos paleógenos de este sector de la Cordillera Ibérica, presentan una cierta simi-

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litud litológica con los de los bordes de las otras cadenas circundantes a la Cuenca del Tajo. Es de destacar el carácter continental de todos ellos, encontrándose relacionados con ambientes deposicionales de tipo aluvial y/o fluvial así como lacustres, desarrollados sobre los relieves de la cadena Ibérica y en relación con las etapas de deformación de la misma.

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

2.3. El Paleógeno de la Sierra de Altomira y Depresión Intermedia La Sierra de Altomira es una alineación mesozoica de dirección submeridiana, formada por un estrecho cinturón de pliegues y cabalgamientos, vergentes hacia el Oeste, que se encuentra situada en el interior de la Cuenca del Tajo y que separa a esta de la denominada Depresión Intermedia y cuyo límite oriental lo constituye la Cordillera Ibérica (Fotografía 11). La estructuración de la Sierra de Altomira comenzó a gestarse a comienzos del Terciario, en el Eoceno superior, iniciando su emplazamiento a finales del Paleógeno y terminándolo de hacer en el Mioceno medio-superior (Muñoz Martín, 1997). Su estructuración afecta a los materiales de las cuencas adyacentes (Cuenca de Madrid y Depresión Intermedia) y se pone de manifiesto con la presencia de discordancias progresivas y otras estructuras características de la sedimentación sintectónica. La edad del emplazamiento final de esta unidad se sitúa 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 obtenidos en el borde con la Cuenca de Madrid (RodríguezAranda et al., 1995). En la Sierra de Altomira, la serie paleógena aparece también plegada y está formada por una potente sucesión de evaporitas, con intercalaciones de conglomerados, areniscas y lutitas rojas, que localmente aparecen cobijadas por los cabalgamientos de los materiales cretácicos (Muñoz-Martín, 1997). En Sayatón, en el borde con la Cuenca de Madrid, donde existe un yacimiento de vertebrados de edad Oligoceno superior (Calvo et al., 1990), se observan dos ciclos paleógenos separados por una discordancia angular, a su vez cubiertos por una unidad en disposición subhorizontal que es correlacionable con la serie aflorante al Este de la Sierra de Altomira. Unas relaciones geométricas similares son reconocibles también en el anticlinal de Pareja (Calvo et al., 1990). El Paleógeno del sector occidental de la provincia de Guadalajara posee una reducida representación, sensiblemente inferior a la que tiene tanto el Cretácico como, especialmente, el Neógeno. Sus afloramientos pertenecen al dominio de la Depresión Intermedia y de forma puntual a la Cuenca de Madrid. Como consecuencia de su escasa representación superficial se trata de un periodo con notables lagunas en cuanto al conocimiento de su paleogeografía, especialmente durante sus comienzos. Como puntos de observación de la serie paleógena y de sus discontinuidades, destacan el corte de Sacedón y la discordancia de Pareja (Díaz de Neira et al., 1999; Hernaiz et al., 1999).

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

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(Díaz de Neira et al., 1999). Las areniscas y arcillas rojas y asalmonadas que la conforman alternan con niveles calcáreos blanquecinos (Fotografía 13) desarrollados durante episodios palustres y lacustres, más frecuentes y extensos hacia el Norte de la sierra.

Fotografía 13. Afloramientos de la Unidad Detrítica Inferior (Eoceno superior-Oligoceno inferior) en las proximidades de Sacedón.

En cualquier caso, el inicio del Paleógeno representa en esta zona un periodo de continuidad con relación a los últimos episodios del Cretácico superior, cuyo registro evidencia una clara tendencia regresiva, de forma que la plataforma carbonatada característica de los tiempos cretácicos es reemplazada por un régimen continental que perdura a lo largo de todo el Terciario e incluso hasta la actualidad. El final del Cretácico y el inicio del Terciario en este sector están representados por la Fm Villalba de la Sierra (Fotografía 12), equivalente a la tradicional facies Garumn o a la denominada Unidad Basal de Díaz Molina (1974). Sus afloramientos evidencian que a comienzos del Paleoceno aún no se habrían insinuado los relieves que dominan actualmente la región, de forma que la zona constituiría una extensa llanura costera con zonas a veces con influencia marina en la que se sedimentarían sucesivamente anhidritas nodulares, yesos, dolomías con anhidritas, lutitas yesíferas y arcillas correspondiendo a un ambiente de sebkhas, marismas y llanuras fangosas, instaladas tras la retirada del mar hacia zonas más orientales. El desarrollo de la orogenia alpina (Fase Pirenaica) durante el Eoceno supuso una reactivación de los relieves circundantes de la gran cuenca sedimentaria cretácico-paleocena. En concreto, en la región se instaló una sedimentación fluvio-lacustre, ya sin influencia marina con importantes sistemas aluviales procedentes del Sur, que se correspondería con la denominada Unidad Detrítica Inferior (Díaz Molina, 1974) o Unidad Paleógena

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

La fisonomía del relieve actual comienza a esbozarse durante el Oligoceno como consecuencia de la Fase Castellana o Fase Altomira (Calvo et al., 1991), de forma que la Depresión Intermedia queda ya delimitada por la elevación de la Sierra de Altomira y la Serranía de Cuenca. Ésta constituiría la fuente de los abanicos aluviales que llegarían a la zona desde el Sureste y cuyos depositos integran la Unidad Detrítica Superior (Díaz Molina, 1974) o Unidad Paleógena-Neógena (Díaz de Neira et al., 1999), constituido por una importante y representativa alternancia de areniscas y lutitas ocres y rojas (Fotografías 14 y 15). La cuenca también quedaría compartimentada por la elevación del umbral de CórcolesPareja-La Puerta, al Este del cual se desarrollarían ambientes restringidos, poco energéticos y de tipo palustre-lacustre. Este dispositivo paleogeográfico se mantendría hasta comienzos del Mioceno, cuando con el desencadenamiento de la Fase Neocastellana o Fase Guadarrama (Calvo et al., 1991) se produce el emplazamiento prácticamente definitivo de los cabalgamientos de Altomira y como consecuencia una nueva reactivación de los relieves existentes y de los sistemas aluviales procedentes de la Serranía de Cuenca.

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Desde un punto de vista estructural, el registro sedimentario paleógeno, está caracterizado por una serie de discontinuidades, aunque presenta una deformación solidaria con el sustrato mesozoico, de pliegues de dirección submeridiana y vergentes hacia el Oeste. Tan sólo los niveles superiores (Unidad Detrítica Superior) muestran un carácter claramente discordante sobre la sucesión infrayacente, menos acusado en cualquier caso, que el que se observa en la serie miocena suprayacente. La acusada vergencia de las principales estructuras que se ponen de manifiesto, hace que tanto la Sierra de Altomira, como el anticlinal de Pareja (Fotografía 16), se resuelven geométricamente mediante fallas inversas y/o cabalgamientos. 3. EVOLUCIÓN DE LA PROVINCIA DURANTE LOS TIEMPOS PALEÓGENOS Durante el Terciario, el acercamiento de las placas Africana y Euroasiática, provocaron una deformación generalizada en lo que es hoy la Península Ibérica, denominada Iberia, plegándose y levantándose entre otros los márgenes de la actual Cuenca del Tajo, condicionando el área fuente junto con el clima, la composición y las características de los depósitos que rellenaron dicha cuenca. A comienzos de la Era Cenozoica, durante el Paleógeno, las aguas del mar que habían comenzado a retirarse de la región a finales del Cretácico, lo hacían del todo para no volver nunca más a cubrirla. La causa de este retroceso del mar no fue tanto por un descenso del

nivel de los océanos, sino más bien por el levantamiento del sustrato fruto de las primeras etapas de la formación de la denominada Cadena Ibérica. Los materiales paleógenos en su conjunto tienen un conector pre y sinorogénicos en relación con los movimientos alpinos. Durante los comienzos del Paleógeno los sedimentos depositados pueden ser considerados como preorogénicos. Posteriormente el levantamiento de las cadenas próximas circundantes (C. Ibérica y S. Central), conlleva un proceso de denudación y desmantelamiento de las áreas elevadas, generándose un importante acumulo de depósitos, teniendo estos sedimentos un marcado y claro carácter sinorogénico. La Figura 7 representa un esquema de correlación de las distintas unidades paleógenas aflorantes en las distintas zonas descritas. Los depósitos finicretácicos y paleógenos, tras la retirada progresiva del mar, pueden considerarse como pretectónicos hasta el Eoceno medio, ya que es a partir de entonces cuando comienzan los movimientos y la deformación y empiezan a individualizarse las grandes cuencas. En concreto y por lo que afecta, el relleno sedimentario de la Cuenca del Tajo, esta presenta una fuerte asimetría, coincidiendo con la del propio basamento sobre el que se apoya, reconociéndose espesores de hasta 4.000 metros junto a los bordes del Sistema Central, mientras que en la parte centro-oriental de la cuenca, están sobre los 2.000 metros, según se desprende de las investigaciones llevadas a cabo en esas zonas (Racero, 1988; Querol, 1990). La orogenia Alpina es la responsable de la estructuración principal de buena parte de los relieves de la pro-

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.

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vincia, al margen de las deformaciones variscas más antiguas, que afectaron a los materiales paleozoicos aflorantes en el Sistema Central a favor de los núcleos de las principales estructuras anticlinales y/o de las fallas importantes. Los efectos de dicha orogenia, comenzaron a manifestarse a principio de los tiempos terciarios y no como un evento único, sino que se llevo a acabo en varias etapas separadas en el tiempo, no afectando además por igual a todos los sectores, es decir los movimientos no fueron sincrónicos en todas las cadenas, existiendo una clara diacronía de la deformación entre los acaecidos en el Sistema Central y los de la Cordillera Ibérica o en la Sierra de Altomira. Los primeros movimientos alpinos provocaron la retirada definitiva del mar, retirada que se pone de manifiesto por la presencia de depósitos supramareales con influencia de agua dulce, dando lugar a finales del Cretácico Superior, a las brechas del Pontón de la Oliva y de San Andrés del Congosto (Portero et al. 1990), creándose una serie de umbrales incipientes que separaban amplias cubetas a veces aisladas unas de otras. Durante el Paleoceno y hasta el Eoceno medio, se depositaron potentes niveles de evaporitas que tanto hacia el Norte como al Oeste, estaban interrelacionadas con sistemas deposicionales del tipo abanico aluvial, que incorporarían depósitos groseros procedentes de los relieves paleozoicos y mesozoicos del Sistema Central.

En el Eoceno medio y ya en el superior acontecen una serie de movimientos que dan lugar al levantamiento del Sistema Central por un lado y de la Cordillera Ibérica por otro, con la presencia de una zona subsidente, en lo que hoy día es el territorio alcarreño, es decir en los sectores septentrionales ocupados por las actuales Cuenca del Tajo y Depresión Intermedia. Esto conlleva a la instalación de ambientes sedimentarios de tipo abanico aluvial, playas continentales carbonatadas y 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 deformación de los materiales depositados en sectores próximos al Sistema Central, concretamente, los localizados a lo largo del borde meridional de dicha cadena. Desde finales del Oligoceno y hasta comienzos del Mioceno, continua la actividad sedimentaria, con los mismos ambientes deposicionales y condiciones de aridez, puestos de manifiesto en el sector Sureste de la provincia, en la denominada Depresión Intermedia o Cuenca de Loranca. En el intervalo OligocenoMioceno inferior tiene lugar la denominada «Etapa Ibérica», responsable de la estructuración de la Cordillera Ibérica. A finales del Paleógeno, 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 de Guadalajara.

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Figura 8. Cortes estructurales al Este y Norte de la provincia de Guadalajara según Sánchez Serrano 2004.

Depresión Intermedia, por el emplazamiento de la Sierra de Altomira, si bien por el Norte, en el sector de Cifuentes, existe conexión entre ambas. Durante el Oligoceno y el inicio del Mioceno inferior, se producen una serie de movimientos tectónicos, que se traduce en el establecimiento de varias discordancias que afectan a los depósitos paleógenos con la consiguiente entrada de nuevos materiales terrígenos de tipo aluvial. En la Depresión Intermedia esta deformación afecta a los depósitos de la Unidad Detrítica Superior (Díaz Molina, 1978), observándose una variación brusca en la litología por el cambio en la naturaleza del área fuente. Finalmente una serie de movimientos, atribuidos a la llamada Fase Altomira (Sánchez Serrano, 2004) terminan de configurar la Cuenca del Tajo a finales de los tiempos neógenos. La estructuración de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, Sierra de Altomira y Depresión Intermedia o Cuenca de Loranca aparece representada en la Figura 8.

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EL NEÓGENO: DE LAS CRISIS TECTÓNICAS A LA TRANQUILIDAD 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]

1. INTRODUCCIÓN Los depósitos neógenos de la provincia de Guadalajara, además de estar muy bien expuestos, dejan ver la interrelación entre la sedimentación dentro de la cuenca y la tectónica de sus márgenes. En esta zona de la Cuenca del Tajo están presentes y fueron efectivos durante la sedimentación, al menos tres sistemas montañosos (Fig. 1): El Sistema Central al Norte, La Cordillera Ibérica al Noreste y la Sierra de Altomira al Este. El Sistema Central se había elevado ya durante el Eoceno-Oligoceno, pero no la Cordillera Ibérica y la Sierra de Altomira, cuya estructuración principal se produce entre el Oligoceno y Mioceno Inferior (Capote et al., 1990), en lo que se denomina «Etapa Ibérica». El levantamiento de la Sierra de Altomira dio lugar a la compartimentación de la Cuenca del Tajo, en dos subcuencas la de Madrid y la Depresión Intermedia o Cuenca de Loranca (Fig. 2). Por suerte, en la provincia de Guadalajara se pueden observar y correlacionar los eventos tectónicos y la estratigrafía de ambas cuencas. Aunque, algunos casos es difícil separar lo que se denomina «Ciclo Paleógeno» del «Ciclo Neógeno», pues en algunas veces la discordancia es progresiva y el límite más claro entre los dos se encuentra en la base del Neógeno (Fig.2). Por ello en este capítulo describiremos la estratigrafía y los eventos tectónicos más importantes en la provincia de Guadalajara a lo largo del «Ciclo Neógeno», aunque su base se sitúe por encima del límite Neógeno-Paleógeno.

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

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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 compartimentación de la Cuenca del Tajo en Cuenca de Madrid y Depresión Intermedia. La distribución y cambio de espesores de las distintas unidades neógenas en las dos Cuencas también queda bien patente.

LAS UNIDADES NEÓGENAS EN LA PROVINCIA DE GUADALAJARA El hecho de que la provincia de Guadalajara englobe parte de las dos subcuencas de la Cuenca del Tajo, ha hecho difícil establecer un cuadro estratigráfico sintético para toda la cuenca. A esto hay que unir la escasez de métodos para datar algunas de las unidades, sobre todo las detríticas. Por ello cuando se analizan distintas propuestas de definición de unidades y su cronoestratigrafía, se encuentran algunos desacuerdos. Los trabajos de síntesis más completos se pueden encontrar en la Memoria de la Hoja Geológica de Auñón (Hernaiz et al., (1998) y en Alonso-Zarza et al., (2004). En las zonas marginales de la cuenca es dónde se observa la relación entre las unidades paleógenas y neógenas, aunque es difícil precisar este límite e incluso separar las distintas unidades, pues éstas suelen aparecer dentro de una discordancia progresiva, ya sea en el área de Baides-Villaseca de Henares o en el de Pareja. La mayor parte de los autores están de acuerdo en que la

Unidad Detrítica Superior (Díaz Molina, 1978) se incluye claramente dentro del Ciclo Paleógeno, aunque su techo se sitúe en el Neógeno (Ageniense) (Fig. 3). El rango temporal que abarca esta unidad y su posible división en distintas unidades es un hecho que se ha discutido con cierta frecuencia, si bien pensamos que su situación como techo del «Ciclo Paleógeno» no ofrece ninguna duda (Alonso-Zarza et al., 2004). Las tres unidades definidas clásicamente en la Cuenca de Madrid (Inferior, Intermedia y Superior), están representadas en la provincia de Guadalajara y pueden tener sus equivalentes (Ciclos Primero a Cuarto) en la Depresión Intermedia. La Unidad Inferior en las zonas marginales de la Cuenca de Madrid se sitúa discordante sobre los depósitos paleógenos o mesozoicos. La discordancia puede ser progresiva como en el caso de Baides, o angular como en la zona de Villaseca de Henares. En estas situaciones marginales, la Unidad Inferior está formada por conglomerados y brechas con distintos grados y tipos de cementación (carbonato o yeso). Su máximo espesor visible es de 100 m. En la zona Noreste de la Cuenca de

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

Madrid, área de La Alarilla-Ciruelas se puede observar el tránsito desde depósitos conglomeráticos en las zonas más proximales a lutitas y calizas en las zonas más distales (hacia el Sur). La unidad termina con un nivel de carbonatos muy potente (10 m). Sin embargo lo más común es que la unidad esté formada por conglomerados y brechas cementados por sulfatos y que pasan lateralmente a niveles yesíferos más potentes (Rodríguez-Aranda et al., 1991), que también se sitúan a techo de la unidad, dada la evolución secuencial de la unidad 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 Intermedia en zonas centrales de la Cuenca de Madrid (Rodríguez-Aranda y Calvo, 1997). Las formaciones evaporíticas, a veces muy potentes (500 m), son las facies más características de esta unidad, se sitúan en las partes más centrales de la cuenca, e incluyen sulfatos, carbonatos y cloruros. Su presencia responde al reciclado de formaciones evaporíticas más antiguas, sobre todo las relacionadas con el emplazamiento de la Sierra de Altomira y de la Cordillera Ibérica. Estás formaciones más salinas, casi siempre se han estudiado mediante sondeos (Ordoñez y García del Cura, 1994).

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En la Depresión Intermedia el equivalente a la Unidad Inferior se ha denominado Primer Ciclo Neógeno y tiene muchas características en común con dicha unidad. Este primer ciclo se deposita sobre una discordancia con paleorrelieve o definiendo una ruptura sedimentaria con la Unidad Detrítica Superior. Su potencia puede llegar a 350 m. Está formado por conglomerados, areniscas grises, lutitas, yesos bioturbados y detríticos y calizas. Su techo se sitúa ligeramente más alto que el de la Unidad Inferior y en él también hay un desarrollo importante de los términos evaporíticos. La Unidad Intermedia de la Cuenca de Madrid tiene su equivalente en el Segundo Ciclo Neógeno de la Depresión Intermedia. Su potencia varía entre 50 y 200 m y su base está definida por la penetración de depósitos detríticos sobre los lacustres de la Inferior. En las zonas marginales se observa en algunos casos (área de Jadraque) una discordancia angular suave sobre la Unidad Inferior, a la vez de una progradación de los depósitos detríticos de la Intermedia sobre los de la Inferior. Especialmente dentro de la provincia de Guadalajara, se puede observar que esta unidad está formada por dos secuencias (primera y segunda). En las zonas marginales las dos secuencias detríticas son grano y estratodecrecientes, y pueden terminar en calizas. En las zonas distales, hacia techo de cada secuencia y también en el conjunto de la unidad, hay una tendencia clara a la disminución de los depósitos aluviales y un aumento de los lacustres (Alonso-Zarza et al., 1990a; Hernaiz et al., 1998). Esta unidad es muy compleja y en las distintas zonas de la provincia puede presentar ciertas variaciones, en líneas generales la presencia de evaporitas es mayor hacia en Sur y hacia el Este, mientras que hacia el Norte son dominantes los términos carbonáticos. En general, en las zonas marginales la Unidad Intermedia está formada por depósitos de gravas gruesas, que pasan distalmente a lutitas rojas con muchos niveles edáficos y depósitos lacustres (carbonatos o evaporitas dependiendo de las zonas). El techo de la Unidad está marcado por un importante paleokarst desarrollado sobre las calizas. En la Depresión Intermedia el Segundo Ciclo Neógeno se apoya discordantemente sobre materiales más antiguos (en zonas plegadas) o supone una ruptura sedimentaria con el ciclo inferior (en zonas no marginales). Está formado por areniscas amarillas, lutitas rojas, calizas y yesos bioturbados. En este ciclo dominan como depósitos lacustres los carbonatos sobre los sulfatos. Su potencia es de unos 200 m. Es común que los niveles carbonáticos marquen el techo de este ciclo

(Díaz de Neira y Cabra, 1998), en el que no se reconocen las dos secuencias de la Cuenca de Madrid. En Córcoles, además de la riqueza faunística, hay que destacar el desarrollo de una zona palustre carbonática, que parece estar ligada a aguas epitermales. La Unidad Superior (Cuenca de Madrid) o Tercer Ciclo Neógeno (Depresión Intermedia), parece ser diacrónicos en su techo en las dos cuencas. En ambos casos el espesor máximo es de 50 m y los afloramientos son más discontinuos, pues en muchos casos han desaparecido por erosión. Es importante señalar que se rompe el modelo concéntrico de facies que presentaban las unidades infrayacentes, pues parece que la cuenca intenta ser exorreica y las direcciones dominantes de los sistemas fluviales son N-S para la Cuenca de Madrid y E-O en la Depresión Intermedia. La base en las dos cuencas la constituyen los niveles detríticos fluviales de la denominada «Red Fluvial Intramiocena» y el techo son las «Calizas del Páramo», constituidas por tobas y micritas fosilíferas. La topografía del sistema kárstico infrayacente, condiciona la morfología y distribución de los sistemas fluviales de la Unidad Superior. Estas «Calizas del Páramo» no deben confundirse con las que forman los páramos de la zona NE de la cuenca (valles del Badiel, Tajuña o Henares), que son las del techo de la Unidad Intermedia. Los afloramientos pliocenos son muy discontinuos, y aparecen sobre todo en las zonas Sur y Este de la Cuenca de Madrid, a grandes rasgos pueden ser equivalentes al Cuarto Ciclo Neógeno de la Depresión Intermedia. En la Cuenca de Madrid se reconocen dos unidades. La inferior o «series rojas» (Pérez-González, 1982) están formadas por 40 m (máximo) de lutitas rojas, areniscas y conglomerados, cuyos afloramientos siguen una dirección N-S. La unidad superior del Plioceno está representada en el centro de la cuenca por una calcreta laminar muy potente (Sanz, 1996). Hacia los márgenes de la cuenca se desarrollaron en épocas más recientes las rañas y rampas arenosas. EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA: HITOS ESPACIALES Y TEMPORALES Durante el Terciario la evolución de la Península Ibérica y, en concreto, la de la Cuenca del Tajo estuvo condicionada por los esfuerzos resultantes de la aproximación entre África y Eurasia. Las fases más importantes tuvieron lugar sobre todo durante el Paleógeno, pero también en el Neógeno quedan reflejados algunos de

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estos movimientos. El levantamiento de los márgenes de la Cuenca del Tajo durante el Oligoceno y parte del Mioceno Inferior es el responsable de las distintas discordancias que se observan dentro del Paleógeno y también de la discordancia progresiva y/o angular entre el Ciclo Paleógeno y Neógeno (Fig. 4). Estas discordancias, tanto en la Cuenca de Madrid como en la Depresión Intermedia, ponen de manifiesto la continuidad de la deformación. La disposición de las unidades miocenas en el barranco de Pareja, configurando una discordancia progresiva, indica eventos tectónicos significativos que en momentos determinados rompían la continuidad sedimentaria (Torres et al., 2006).

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

La evolución vertical de la Unidad Inferior y del Primer Ciclo Neógeno desde depósitos detríticos gruesos a sistemas lacustres someros a lo largo de toda la cuenca indica un periodo de escasa actividad tectónica. La amplia presencia de evaporitas responde a la erosión y reciclado de las formaciones evaporíticas más antiguas (Rodríguez-Aranda et al., 1991). El desarrollo del paleokarst indica probablemente un cambio en el nivel de base de la que pudo preceder o incluso ser el resultado de la «Fase Guadarrama» s.l. (Capote et al., 1990; De Vicente et al., 1996). La discordancia angular que se observa entre las Unidades Inferior e Intermedia en algunos puntos de la Cuenca de Madrid o la que se observa entre los dos primeros ciclos Neógenos sería el resultado de estos movimientos tectónicos, que también favorecerían la progradación de los depósitos detríticos de la Unidad Intermedia y Segundo Ciclo Neógeno sobre los lacustres de las unidades infrayacentes.

La discontinuidad entre las dos secuencias de la Unidad Intermedia no queda reflejada en la Depresión Intermedia, quizás puede relacionarse con movimientos en el borde SO de la Cordillera Ibérica, pero también es posible que el clima condicionara esta discontinuidad, aparentemente de orden menor. El límite entre las Unidades Intermedia a Superior o entre el Segundo y Tercer Ciclo neógenos es una discontinuidad muy significativa, marcada en la Cuenca de Madrid por el importante desarrollo del paleokarst y en la Depresión Intermedia por una discordancia. Esta discontinuidad refleja un cambio significativo en la estructuración de las cuencas que pasan de un régimen compresivo a distensivo, probablemente relacionado con un proceso de elevación tectónica regional asociado con fenómenos flexurales relacionados con la compresión NO-SE Bética. Se produjo durante el Vallesiense y causa un descenso significativo y continuado del nivel de base, que se ve en el área de Guadajalara por el relativo encajamiento de sistemas fluvio-lacustres en los carbonatos karstificados de la Unidad Intermedia. En zonas más centrales de la cuenca, ya en la provincia de Madrid, algunos procesos pseudokársticos (tipo «piping») dieron lugar a la formación de cavidades que sirvieron como trampa a algunos grandes mamíferos, cuyos esqueletos han quedado preservados en el yacimiento de Los Batallones (Pozo et al., 2004). Es decir, en un paisaje con relieves intracuencales, no muy acusados, se instalan, a favor de las irregularidades topográficas, importantes sistemas fluviales. La sedimentación fluvio-lacustre continuó rellenando valles previos. Desde el Vallesiense hasta el Plioceno, los cambios más importantes parecen ser climáticos. Así en las etapas más húmedas se favorece el desarrollo de sistemas kársticos, mientras que en las áridas se forman calcretas laminares (Sanz, 1996). La actividad de algunas fallas normales y algunos episodios de deformación que afectan a las calizas de la Unidad Superior, dan lugar a la formación de nuevos surcos sinclinales; a favor de estos surcos se instala la red fluvial pliocena que fosiliza el karst formado sobre la Unidad Superior y, confirma el carácter exorreico de la cuenca para esta etapa. En el tránsito Plio-Pleistoceno, de forma diacrónica, se produce el acoplamiento de los antiguos canales alimentadores de los sistemas marginales detríticos (rañas y rampas arenosas pliocenas) con el drenaje extracuencal atlántico (Silva y González-Hernández, en prensa). Este proceso viene acompañado por un basculamiento generalizado hacia el SO.

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Una gran parte de la evolución de esta cuenca puede observarse de forma sintética en algunos puntos de interés. Uno de ellos es el área de Villaseca de Henares-Baides, que se ha descrito en uno de los itinerarios propuestos en este volumen. Otro punto de interés es el Anticlinal de Pareja y la discordancia progresiva que en él se observa, que incluye los Ciclos Paleógeno y Neógeno de la Depresión Intermedia al completo (Torres et al., 2006). Nos referiremos aquí exclusivamente a las unidades neógenas, que forman una discordancia en abanico. Cada unidad se configura en las áreas proximales como sistemas de abanicos aluviales húmedos, que pasan distalmente a sistemas lacustres que se hacen expansivos a techo de cada ciclo. DESDE LOS RÍOS EFÍMEROS A LOS GRANDES LAGOS SOMEROS DEL MIOCENO Hay algunos depósitos neógenos de la provincia de Guadalajara cuyas características y disposición les dan un indudable interés didáctico, debido a las buenas condiciones de afloramiento y a la conservación de muchos de sus rasgos y geometría iniciales. Por ello, en algunos casos han servido como modelo para interpretar depósitos similares en diferentes cuencas continentales, tanto en España, como en el resto del mundo. En este apartado, se describen los sistemas deposicionales que se desarrollaron durante el Neógeno en este área de la Cuenca del Tajo. Los depósitos aluviales La disposición y evolución de los sistemas sedimentarios clásticos (abanicos, ríos y coluviones) estuvo condicionada por los movimientos, la paleomorfología y las lineaciones 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 paleovalles, condicionados estructuralmente; a partir de ahí entran en la Cuenca del Tajo y presentan características distintas. En la Depresión Intermedia se han caracterizado casi siempre como abanicos húmedos, muy eficientes (Torres y Zapata, 1996). Mientras que en la Cuenca de Madrid, parecen tener menor recorrido. El Abanico del Tajo tiene su salida hacia la cuenca en el área de Trillo, muy relacionado con la zona de máxi-

ma cercanía entre la Cordillera Ibérica y la Sierra de Altomira. Por lo que muy probablemente su cuenca de drenaje pudieron ser estos dos sistemas montañosos y de ahí su gran desarrollo (Torres y Zapata, 1996). Su dirección general es, a grandes rasgos, SE-NO. Son dominantes los depósitos fluviales, funcionó probablemente también durante toda la Unidad Superior y, es el responsable de la presencia de muchos de los niveles detríticos de las dos cuencas. En el caso de la Cuenca de Madrid, sus depósitos (ya netamente fluviales) se localizan a más de 50 km del área de Trillo, sobre todo en las unidades miocenas más altas. Posiblemente otros sistemas de abanicos de la Depresión Intermedia (Júcar, Bolliga y Guadiela) tuvieron un funcionamiento similar (Torres et al., 1997). Ya en la provincia de Cuenca, algunos de los depósitos fluviales meandriformes han servido como modelos no sólo puramente sedimentológicos, sino también como análogos para almacenes de petróleo (Díaz- Molina et al., 1995). En la zona NE de la Cuenca de Madrid, los sistemas aluviales tienen mucha menor envergadura y, es posible caracterizar individualmente los distintos abanicos, sus zonas de sombras e incluso los depósitos de ladera (paleocoluviones) (Alonso-Zarza 1989, Alonso-Zarza et al., 1993). En la Figura 5 se observa que en la Zona NE de la Cuenca de Madrid fueron activas durante el Neógeno cuatro sistemas sedimentarios marginales: La Alarilla, Jadraque, Baides y Cifuentes-Las Inviernas. A las que habría que unir el Abanico del Tajo, situado unos 10 km al Sur de Cifuentes. Las facies proximales del sistema de La Alarilla se sitúan distanciadas de su área fuente principal (Sistema Central), el transporte de los materiales clásticos (de procedencia metamórfica) hasta sus áreas de sedimentación tuvo lugar a través de cañones encajados en el paleorrelieve paleógeno, expandiéndose a la salida de éste. El sistema de La Alarilla sólo fue funcional durante la Unidad Inferior y sus depósitos son observables en la base del Cerro de La Muela. La sucesión está formada por unos 80 m de gravas clastosoportadas y relativamente ordenadas intercaladas entre lutitas arenosas, que se depositaron en una gran llanura en la que se instalaron sistemas fluviales de tipo braided. En una situación similar se sitúa el sistema de Jadraque, cuyos depósitos corresponden tanto a la Unidad Inferior como Intermedia. Los de la Unidad Inferior son aglomerados muy desordenados formados por grandes bloques de cuarcita. Sus afloramientos se pueden observar en la carretera de Jadraque a Castilblanco y en las proximidades de Jadraque. Los depósitos de la Uni-

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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: Paleógeno. 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).

dad Intermedia se sitúan discordantes sobre los de la Unidad Inferior y son los niveles de conglomerados que se reconocen en Jadraque. El sistema de Jadraque es un sistema braided de gravas, con dirección N-S y abastecido a partir de los materiales metamórficos del Sistema Central. A este sistema afluyen abanicos aluviales menores en los que se reconocen depósitos de transporte en masa y depósitos de corrientes menos viscosas. El sistema de Baides también fue funcional durante las Unidades Inferior e Intermedia. Se sitúa en la zona tectónicamente más activa de esta zona NE, encajado entre los materiales mesozoicos y paleógenos que constituyen su área fuente. Fue un sistema aluvial de tipo braided muy amplio. Sus depósitos más caraterísticos se pueden observar en una de las figuras de la excursión realizada en la zona NE en este mismo volumen. En las proximidades de este sistema se sitúa una serie de edificios aluviales menores (Mirabueno, Aragosa, La Cabrera), cuyo depósito tuvo lugar sobre todo a partir de flu-

jos viscosos. Estos depósitos son fácilmente reconocibles desde la carretera de Sigüenza, en las proximidades de estas localidades. En el sector de Cifuentes-Las Inviernas se han reconocido tres sistemas de abanicos aluviales. El mayor es el abanico del Tajuña, que es un sistema aluvial dominado por corrientes de tipo braided (Alonso-Zarza et al., 1990b). En esta zona son característicos los depósitos de ladera (paleocoluviones o paleocanchales), con cuñas de materiales detríticos mal seleccionados, que tapizan el paleorrelieve labrado sobre los materiales Cretácicos. Los grades lagos someros: las calizas palustres Cuando se viaja a través de la Alcarria llama la atención la gran cantidad de niveles tabulares de calizas que se ven (Fig. 6).

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

Estos niveles son muy abundantes en todas las cuencas terciarias de la Península Ibérica, pero en la provincia de Guadalajara la calidad de los afloramientos y los rasgos que en ellas se observan las hacen especialmente interesantes desde el punto de vista didáctico. Estas calizas se observan en casi todos los páramos y también intercaladas dentro de las series terciarias. Casi siempre se habla de ellas como calizas lacustres, es decir depositadas en lagos. Ahora bien, los lagos eran muy someros y se desecaban muy frecuentemente. En cuanto a las dimensiones, se puede decir que habría lagos relati-

vamente pequeños (escasos km) o charcas y grandes lagos de extensiones superiores a 30 km. En realidad corresponderían a zonas húmedas, dentro de un contexto, en general seco. La fauna (Sesé et al., 1990) y flora estarían presentes, pero el paisaje sería más bien abierto. Estos lagos se desarrollarían en las zonas distales de los abanicos, entre abanicos separados espacialmente y en las llanuras de inundación de los sistemas fluviales. Un ejemplo de estos sistemas sería el de Córcoles en donde se han identificado unos 5500 restos de macromamíferos y más de 12000 microvertebrados (Alférez et al., 1999). Los fósiles se encuentran en depósitos de margas y calizas, que se depositaron en un ambiente lagunar de aguas poco profundas, limpias y bien oxigenadas. Un hecho notable es que las calizas depositadas en estos lagos son más abundantes a techo de las distintas unidades, es decir en los momentos de mayor estabilidad tectónica, en los que posiblemente la superficie tan plana de la cuenca favorecía: a) el ascenso del nivel freático, pues al irse rellenando las cuencas cerradas el nivel freático asciende, b) la emersión de dicho nivel freático y c) que los lagos fuesen muy amplios y someros, pues su fondo (base de la cuenca) también era muy amplio y con escasa pendiente. El hecho de que estos lagos fuesen tan someros y amplios condicionó que pequeñas variaciones en su nivel ocasionaran la desecación de algunas de sus partes, bien sólo de sus márgenes o de zonas más amplias (Fig. 7).

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

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Estos cambios en el nivel de los lagos pudieron deberse a variaciones climáticas, cambios menores en el drenaje, o a la misma sedimentación o colmatación. El resultado es que las calizas lacustres, o mejor el barro carbonático que se deposita en el lago, queda expuesto y se puede desecar. Las vegetación que vivía en él o en su entorno necesita más agua, por lo que las plantas tienen que penetrar más el barro micrítico generando porosidad y removilizando el material depositado. En resumen, las calizas lacustres depositadas sufren procesos importantes (edáficos, físicos y mecánicos) debido a que quedan expuestas. Se forman así lo que se denominan calizas palustres, que tienen que tener rasgos de su sedimentación bajo lámina de agua (micrita, gasterópodos, caráceas, ostrácodos, algas, etc.) y rasgos de su exposición (grietas de desecación, moldes y tubos de raíces, tinciones de óxidos de hierro...). Si bien estas calizas palustres son muy abundantes en toda la Cuenca del Tajo, la accesibilidad y los rasgos que presentan hace que algunas secciones del NE sean especialmente interesantes (Argecilla, Castejón de Henares). En esta zona de la cabecera del Río Badiel quedan expuestas más de 70 m de calizas palustres correspondientes al techo de la Unidad Intermedia. La carretera local que une las dos localidades mencionadas ofrece un buen corte de la serie. Como rasgos más significativos destacaremos: 1) la base de la serie de Argecilla, en la que se observan tres pequeñas discontinuidades debidas a la desecación y penetración de las raíces; esto da lugar a la formación de pequeñas cavidades irregulares que después se rellenan por fragmentos de la micrita rota y desecada. A este proceso se le denomina pseudomicrokarstificación y, 2) Las calizas con porosidad vertical (Fig. 8) debida a la putrefacción de las raíces que penetraron el barro micrítico en busca de más agua.

Figura 8. Calizas palustres. Se observan algunos restos de gasterópodos y los huecos verticales, correspondientes a la porosidad dejada por las raíces.

LOS PALEOKARSTS Dos de las grandes discontinuidades sedimentarias del Neógeno de la Cuenca de Madrid están marcadas en sus áreas más centrales por el desarrollo de importantes sistemas kársticos que posteriormente quedaron sellados por los materiales que se depositaron sobre ellos. El paleokarst que limita las unidades Inferior e Intermedia se desarrolla sobre los depósitos lacustres yesíferos del techo de la Unidad Inferior. Se pueden observar algunas secciones de este paleokarst en el área de Pastrana y Pezuela de las Torres (Rodríguez-Aranda y Calvo, 1997). Se ha interpretado que se desarrolló en la interfase roca-aire y dio lugar a una superficie paleokárstica con lapiaces y dolinas como formas superficiales características. Pero también se reconocen formas subterráneas como conductos, cuevas, brechas de colapso y rellenos sedimentarios de esas cavidades. Fue un karst muy superficial, cuyos rasgos se reconocen hasta 5,5 m por debajo del límite superior de los yesos. El karst se cubrió por los depósitos de la base de la Unidad Intermedia (lutitas depositadas en las zonas distales de los abanicos o en las llanuras de inundación), que no presentan evidencias de colapso ni de otros rasgos kársticos. Esto indica que la disolución no continuó y que efectivamente el karst es un paleokarst que se desarrolló previamente a la sedimentación de la Unidad Intermedia. El tiempo necesario para formar un karst en yesos es mucho menor que si se tratara de carbonatos. En este caso la duración del periodo de karstificación se ha estimado en unos pocos miles de años y tendría lugar bajo condiciones climáticas áridas a semiáridas (Rodríguez-Aranda et al., 2002). El paleokarst que limita las Unidades Intermedia y Superior se desarrolla sobre las calizas lacustres del techo de la Unidad Intermedia. En él se reconocen formas endokársticas y exokársticas (brechas, rellenos de depósitos detríticos, espeleotemas, pequeñas cuevas, dolinas,....) (Cañaveras et al., 1996a). El resultado final es la destrucción parcial de la estructura de los carbonatos y transformaciones mineralógicas y texturales de los mismos (Cañaveras et al., 1996b; Rossi y Cañaveras, 1999). Es un karst tabular que generalmente está cubierto por los depósitos de la Unidad Superior, aunque en la zona N está exhumado. Se formó poco tiempo después de depositarse la Unidad Intermedia. Los rasgos característicos indican condiciones climáticas húmedas, y además no hay rasgos de condiciones más áridas, como puede ser la presencia de calcretas.

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La formación de este paleokarst requirió la emersión de los carbonatos lacustres y la posterior modificación de los sistemas sedimentarios de la cuenca. Todo esto coincidió en el tiempo con el cambio de condiciones tectónicas 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 los materiales sobre los que se desarrolla indican que tanto el desarrollo como la fosilización del paleokarst fueron diacrónicos. Los periodos más largos de karstificación (12 millones de años) probablemente se registraron en el NE de la Cuenca (Miralrío-Torija) y los más cortos algo más al Sur (Pastrana). La distribución de este paleokarst está limitada a las zonas en las que el techo de la Unidad Intermedia son carbonatos. Algunas áreas de la cuenca no estuvieron emergidas, por lo que en ellas no se desarrolló el paleokarst (Cañaveras et al., 1996a). Un buen corte y muy accesible del paleokarst se puede observar en la carretera que une la N-320 con el Poblado de Villaflores (Fig. 9). En él se observan el techo de la Unidad Intermedia con dolinas, mucha porosidad y espeleotemas. Todo esto está sellado, según las zonas o por calizas palustres de la Unidad Superior (no carstificadas) o por lutitas rojas, dependiendo de las zonas, indicando el paleorrelieve de la superficie de paleokarstificación.

Figura 9. Calizas del techo de la Unidad Intermedia, fuertemente afectadas por procesos paleokarsticos: disolución y brechificación. Hay algunos espeleotemas pero no apreciables en la foto. Proximidades de Guadalajara.

LAGOS SALINOS CON VIDA: LOS YESOS BIOTURBADOS Una idea muy generalizada es que la formación de yesos requiere condiciones áridas, que impiden la vida de muchos organismos. En la zona Sur de la provincia de Guadalajara, sobre todo a lo largo del valle del río Tajuña, al Sur de Brihuega, se reconocen niveles de yesos de color crema, que presentan claros rasgos de bioturbación. Lo que quiere decir que en esos lagos había vida y que posiblemente no eran tan salinos como se pensaba. Los yesos se presentan en bancos métricos y son de color crema, por ello muchas veces se han denominado «yesos crema». Están formados generalmente por cristales de yeso lenticular, que se han desordenado por efecto de la bioturbación. Estos yesos se depositaron en llanuras lutíticas, y en las zonas marginales y centrales de los lagos. Rodríguez-Aranda (1997) ha descrito la amplia variedad de ichnitas (trazas de la actividad de organismos) en los yesos. Las plantas dan lugar a la formación de chimeneas y túneles, mientras que los insectos y anélidos dan también lugar a chimeneas 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 tubos mayores con ramas verticales y horizontales. Por último, también hay algunas pisadas de vertebrados. Estas formaciones yesíferas están muchas veces silicificadas, pues las bioturbaciones favorecen el proceso de silicificación (Pérez-Jiménez et al., 2004), por ello es frecuente encontrar los tubos de bioturbación silicificados y no el sedimento yesífero donde se encuentran (Fig. 10).

Figura 10. Yesos bioturbados y silicificados del Sur de Brihuega.

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LOS SUELOS FÓSILES O PALEOSUELOS La sedimentación durante el Neógeno no fue ni mucho menos continua, ni en el espacio ni en el tiempo. Dentro de un mismo sistema deposicional, por ejemplo los abanicos, hay zonas con mayor tasa de sedimentación y otras en las que la tasa de sedimentación es nula o reducida. En estas zonas, siempre que no haya procesos erosivos, se pudieron formar distintos tipos de suelos. La vegetación pudo colonizarlas y a partir de ahí acelerar los procesos edáficos. Posteriormente nuevos sedimentos entierran ese suelo, que por tanto pasa a ser un paleosuelo. Las secuencias miocenas de la zona NE tienen muchos horizontes de paleosuelos muy bien conservados, son distintos en las zonas proximales que en las distales (Alonso-Zarza et al., 1992b), pero en general son horizontes muy llamativos y vistosos. Los paleosuelos más característicos se pueden observar en las lutitas rojas tanto de las llanuras de inundación como de las zonas distales de los abanicos. Uno de los paleosuelos más llamativos es el de Muduex (fig. 11), que se sitúa a media ladera de la margen derecha del Río Badiel.

Sobre las lutitas rojas se observan zonas verticales más o menos cilíndricas de color verde y con mayor proporción de carbonato. A veces estas zonas están comunicadas horizontalmente. Corresponden a la zona de influencia de las raíces de las plantas que vivían en esos suelos. Hacia techo la proporción de carbonato es mayor, hasta formar niveles nodulares más compactos. Posteriormente hay un nivel masivo y más duro de carbonato, que fosilizó el suelo y que indica la sedimentación posterior de carbonato en un sistema lacustre somero. En el área de Hita se puede observar otro de estos paleosuelos cortado por un canal fluvial que impidió 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 distales de los abanicos o en las llanuras de inundación se instala una cobertera vegetal. Las zonas próximas a las raíces, debido a la actividad de estas y a los restos de materia orgánica, sufren procesos de reducción, que dan los tonos verdosos. Hita, primera secuencia de la Unidad Intermedia.

CONCLUSIONES

Figura 11. Paleosuelos superpuestos en Muduex. Primera secuencia de la Unidad Intermedia.

Hay muchos aspectos interesantes en el Neógeno de la provincia de Guadalajara, entre ellos destacaremos: 1. Se pueden caracterizar nítidamente las tres unidades Miocenas de la Cuenca de Madrid (Inferior, Intermedia y Superior) y sus equivalentes, aunque algo diacrónicos en la Depresión Intermedia o Cuenca de Loranca (primero a tercer ciclos Neógenos). Además, también hay depósitos pliocenos. 2. Las discontinuidades entre las Unidades están marcadas en los bordes de Cuenca por discor-

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dancias y en las zonas más centrales por el desarrollo de importantes sistemas paleokársticos. La ruptura entre las unidades Inferior e Intermedia, o Primer y Segundo ciclos neógenos, responde a la «Fase Guadarrama» s.l. En el caso del límite entre las unidades Intermedia y Superior, o Segundo y Tercer ciclos, parece que está condicionado por el cambio desde un régimen compresivo a uno distensivo. Posteriormente a cada época de mayor actividad tectónica, hay etapas más largas de mayor tranquilidad que hacen que las secuencias de todas las unidades y ciclos sean positivas y terminen con la instalación de grandes sistemas lacustres muy someros. Su desarrollo queda interrumpido por nuevos eventos tectónicos. 3. Desde los márgenes al centro de la cuenca se desarrolló una importante variedad de ambientes sedimentarios. En las zonas marginales la ubicación de los abanicos aluviales y depósitos de ladera estuvo condicionada por la morfología y elementos estructurales de los bordes de la cuenca, muchos de ellos aún conservados. Se depositaron así importantes espesores de conglomerados que pasan lateralmente al lutitas rojas con intercalaciones de canales arenosos y conglomeráticos. En las zonas más centrales se desarrollaron lagos someros desde carbonáticos a evaporíticos, en los que la fauna y flora dieron lugar a algunos rasgos muy característicos, como las calizas palustres o los yesos bioturbados. Por último, en etapas y zonas con menores tasas de sedimentación se desarrollaron horizontes edáficos (paleosuelos) que quedaron enterrados por los sedimentos suprayacentes. En resumen, los depósitos neógenos de la provincia de Guadalajara presentan una amplia variedad de depósitos, desde abanicos aluviales a lagos salinos. Además, las condiciones de afloramiento, extensión y potencia de los mismos son excepcionales. Todo ello da a esta zona un gran interés didáctico y científico, por lo que ha servido como modelo para otras cuencas continentales similares de otras partes del mundo. AGRADECIMIENTOS Este trabajo es una contribución al proyecto CGL2005-05953-C02-02. Agradezco a J. L. Pérez su ayuda en el diseño final de algunas figuras.

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III. Itinerarios geológicos en la provincia de Guadalajara


UN PASEO POR EL JURÁSICO DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA 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.

2

Museo Geominero, IGME, Ríos Rosas 23, E-28003 Madrid, España. [email protected]

[email protected], [email protected], [email protected]

1. INTRODUCCIÓN Esta excursión, enmarcada en las actividades de carácter geológico del «XV Simposio sobre Enseñanza de la Geología», va a discurrir por una parte del sector central de la Cordillera Ibérica, en la que pueden verse materiales y fósiles del Jurásico. 2. OBJETIVOS Tiene como objetivo principal reconocer la bioestratigrafía y los cambios sedimentarios correspondientes a las transgresiones y regresiones marinas que tuvieron

lugar durante el Jurásico Inferior y Medio, en un área donde la sucesión de fósiles nectónicos y bentónicos ha permitido establecer una biocronoestratigrafía precisa. 3. MARCO GEOLÓGICO La Cordillera Ibérica es una estructura alpina, parcialmente arrasada, situada en el E de la Península Ibérica, en el antepaís de los Pirineos y de la Cordillera Bética (Fig. 1). Es una cadena con tegumento potente y cobertera que presenta un grado de deformación moderado, con una esquistosidad alpina muy escasa y apenas metamorfismo. Figura 1. A) Esquema geológico de las Cadenas Ibéricas. Cordillera Ibérica (RC: Rama Castellana, RA: Rama Aragonesa, SL: Sector Levantino). Cordillera Costero-Catalana (CL: Cordillera Litoral, CP: Cordillera Prelitoral). B) Corte esquemático y transversal de la Cordillera Ibérica (modificado de Sopeña y De Vicente, 2004).

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UN PASEO POR EL JURÁSICO DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA ENTRE PELEGRINA Y FUENTELSAZ

El registro estratigráfico es muy amplio abarcando desde el Precámbrico hasta el Cuaternario. Sin embargo lo que otorga el rasgo esencial a esta cordillera es la existencia de una potente serie sedimentaria del Pérmico superior y sobre todo del Mesozoico (Sopeña y De Vicente, 2004). De acuerdo con estos autores, en ella pueden distinguirse un basamento pre-pérmico, que acomoda una importante deformación cenozoica y los niveles de despegue más profundos, un tegumento hasta las margas yesíferas del Triásico Superior (Keuper) y una cobertera post-Noriense. La acumulación de sedimentos del Pérmico y del Mesozoico, en esta cordillera, está condicionada por sucesivos episodios de tectónica extensional, relacionados con la expansión del Tethys hacia occidente y con la apertura del Atlántico Norte, lo que condujo a un sistema de rifts mesozoicos. Los dos momentos de mayor actividad de la extensión tuvieron lugar durante el Pérmico-Triásico Inferior y durante el Jurásico Superior-Cretácico Inferior.

Figura 2. Itinerario de la excursión con las correspondientes paradas.

El contexto paleogeográfico, la estratigrafía de secuencias y las condiciones paleoambientales durante el Jurásico Inferior han sido descritas en otro capítulo de este libro (Gómez y Canales, 2008). 4. ITINERARIO Esta excursión va a discurrir por una parte del sector central de la Cordillera Ibérica, relativamente cercana a Madrid, en la que pueden verse materiales y fósiles del Mesozoico (Fig. 2). Se mostrarán materiales del Triásico (terrígenos del Carniense-Noriense y carbonatados del Noriense-Rhaetiense) y del Jurásico en la región de Pelegrina (Guadalajara), prestando una especial atención a las variaciones de espesor y facies del Jurásico Inferior y del Aaleniense en los afloramientos de Pelegrina, Turmiel y Fuentelsaz, dentro de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica.

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Parada 1. El Triásico Superior y el Jurásico Inferior en la Hoz de Pelegrina Localización En las inmediaciones de Pelegrina el río Dulce y su afluente el Barranco de las Varenosas excavan sus cauces en rocas del Mesozoico. Los materiales más anti-

guos que nos vamos a encontrar en nuestro recorrido pertenecen al Triásico Superior, Keuper, constituido por arcillas con yesos que incluyen aragonitos y jacintos de compostela. Sobre ellos se dispone una potente serie de materiales carbonáticos del Triásico terminal y del Jurásico Inferior, que son cortados por el río Dulce dando lugar a la espectacular garganta que se observa al Sur del pueblo de Pelegrina (Fig. 3).

Figura 3. Detalle de las formaciones del Grupo Renales. En primer término los materiales del Keuper. Sobre ellos se aprecian las formaciones Imón, Cortes de Tajuña y la parte inferior de Cuevas Labradas.

Descripción Desde la década de los 70, los materiales carbonáticos del Triásico terminal y del Jurásico Inferior de la Cordillera Ibérica han sido agrupados en secuencias y unidades litoestratigráficas que tienen sus localidades tipo en las provincias de Guadalajara y Soria (Fig. 4). Se dis-

tinguen dos unidades mayores: el Grupo Renales, con formaciones dolomíticas y calizas, y el Grupo Ablanquejo, con formaciones margosas y calizas. A continuación, de una manera sucinta, se exponen las características litológicas de estas unidades, así como el contenido fósil más representativo de las mismas.

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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).

Grupo Renales Goy, Gómez y Yébenes, 1976 Unidad carbonática situada sobre el Keuper y formada por dolomías, carniolas y calizas, con escasas intercalaciones 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 al Triásico Superior (Noriense-Rhaetiense). La Formación Cortes de Tajuña incluye muy pocos fósiles de invertebrados y ha sido datada con palinomorfos como Triásico Superior (Rhaetiense)-Jurásico Inferior (Sinemuriense), y la Formación Cuevas Labradas ha podido ser datada con braquiópodos y ammonites como Jurásico Inferior (Sinemuriense superior-Pliensbachiense inferior). Formación Dolomías tableadas de Imón Está constituida por dolomías, en ocasiones oolíticas, que se disponen bien estratificadas. Algunas veces

presentan laminaciones y en la parte superior se encuentran niveles fosilíferos. Tiene una amplia distribución geográfica en todo el E de España. El espesor es relativamente constante, siendo lo más frecuente que varíe entre 20 y 30 m. Contenido fósil: Los invertebrados son escasos, habiéndose citado la presencia de bivalvos y gasterópodos cerca del techo de la unidad, en localidades de las Cordilleras Ibérica y Costero Catalana. Los más representativos son Rhaetavicula, Neoschizodus y Protocardia, entre otros, que están presentes en Renales muy cerca de la región que visitamos. Esta asociación es conocida en materiales del Rhaetiense de numerosas localidades alpinas (Goy y Márquez-Aliaga, 1998). Formación Carniolas de Cortes de Tajuña Se trata de una alternancia de arcillas y dolomías que pasan en la vertical a calizas y dolomías masivas o mal estratificadas. En el área de Pelegrina se distinguen dos miembros: 1) Brechas margosas, que es un tramo poco

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competente respecto a la erosión, constituido por arcillas con intercalaciones calco-dolomíticas y que en esta región no suele sobrepasar los 20 m; 2) Carniolas, que está formado por calizas y dolomías, de aspecto masivo, con tonalidades rojizas o amarillentas, estratificadas en la parte superior (Fig. 5). El espesor es muy variable, pudiendo alcanzar en superficie valores próximos a los 120 m. Esta unidad, tal como ha sido descrita, no se reconoce en los sondeos profundos. En ellos, sobre la Formación Imón, del Triásico Superior, se sitúa un potente conjunto de anhidritas y otras sales con intercalaciones de rocas carbonáticas que representan el equivalente inalterado de una parte de la Formación Cortes de Tajuña (Formación Lécera Gómez y Goy, 1998). Contenido fósil: Los invertebrados son escasos, habiéndose citado la presencia de bivalvos y gasterópodos con mala conservación, que no permiten una datación fiable. En la base de la Formación Cortes de Tajuña se han obtenido asociaciones palinológicas con elementos típicos del Triásico Superior (Rhaetiense) y en la base del Miembro Carniolas asociaciones palinológicas propias del Hettangiense. En consecuencia, es probable que el límite entre los sistemas Triásico y Jurásico se sitúe en el interior de esta formación (Gómez et al., 2007).

distinguen dos miembros: 1) Calizas y dolomías microcristalinas con aspecto tableado que dan un fuerte resalte y tienen un espesor de, al menos, 50 m; 2) Dolomías, calizas y margas verdes, en capas de espesor desigual, que incluyen niveles de margas en la mitad superior del miembro. Terminan con una o más superficies ferruginizadas que incluyen ostreidos. El espesor estimado es próximo a los 45 m. Contenido fósil: En el miembro inferior los invertebrados son relativamente escasos y entre ellos se pueden destacar los braquiópodos que proceden de niveles situados en la base del miembro, encontrados en el área de Olmedillas (Sigüenza): Cuersithyris, Gibbirhynchia, Zeilleria (Cincta), Squamirhynchia, Tetrarhynchia y Lobothyris. A unos 30 m por encima se localizan niveles de conchas fragmentadas de braquiópodos (Figs. 6 AC), que pueden verse en la Hoz del río Dulce al pie de la carretera que conduce a Pelegrina, algo antes de llegar al mirador. Se han podido reconocer Spiriferina, Cuneirhynchia, Piarorhynchia y Squamirhynchia. Estas dos asociaciones son típicas del Sinemuriense superiorPliensbachiense inferior y lo más probable es que la segunda corresponda al Pliensbachiense inferior. Los ammonoideos son muy escasos: se han obtenido Radstockiceras en niveles situados entre las asociaciones de braquiópodos y Uptonia en los niveles superiores. En el miembro superior de la formación, los fósiles de invertebrados son todavía más escasos, habiendo sido citados Prodactylioceras y Aegoceras en áreas próximas de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Ambos géneros son característicos de los niveles más altos del Pliensbachiense inferior.

Figura 5. Panorámica de la Hoz del río Dulce desde el Mirador de Félix Rodríguez de la Fuente. A la derecha y en el fondo del valle, se distinguen las carniolas de la Formación Cortes de Tajuña y sobre estas las calizas tableadas de la Formación Cuevas Labradas. Al fondo, a la izquierda, pueden verse los niveles margosos de la Formación Cerro del Pez.

Formación Calizas y dolomías tableadas de Cuevas Labradas Está constituida por calizas y dolomías estratificadas en capas de espesor variable. En el área de Pelegrina se

Figura 6. Detalle de los niveles con concentraciones de braquiópodos del miembro inferior de la Formación Cuevas Labradas. A) vista de un nivel canalizado; B y C) vista de las conchas fragmentadas en el 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, separadas por una unidad carbonática, la Formación Barahona. Contenido fósil: Los invertebrados son muy abundantes en las tres formaciones. Se puede destacar la presencia de ammonoideos, braquiópodos, belemnítidos y bivalvos, pero también son frecuentes los gasterópodos, equinodermos, corales y otros grupos. Las formaciones Cerro del Pez y Barahona son de edad Pliensbachiense, si bien la parte más alta de la Formación Barahona puede ser Toarciense inferior. La Formación Turmiel es, en su totalidad, de edad Toarciense. Las características litoestratigráficas de detalle de las unidades del Grupo Ablanquejo se verán en la parada siguiente. Parada 2. El Pliensbachiense y el Toarciense en Turmiel La existencia de sedimentos del Jurásico Inferior muy fosilíferos, al NO de Molina de Aragón, es conocida desde el siglo XVIII. Torrubia (1754) cita por primera vez en España fósiles jurásicos procedentes de varias localidades de esta región. En el texto de su obra hace referencia a la localidad de Turmiel, pero no figura ningún fósil de ella. También los autores del siglo XIX citan numerosos fósiles procedentes sobre todo de Anchuela del Campo, sin referirse a la cercana localidad de Turmiel de similar riqueza fosilífera y con secciones más representativas. De Verneuil y Collomb (1853) y Mallada (1885) consideran esta región como una de las más ricas en fósiles de invertebrados, y hacen referencia o describen numerosas especies de ammonoideos, bivalvos, braquiópodos, equinodermos, etc. Así por ejemplo, la especie Telothyris jauberti (Deslongchamps), conocida en todo el margen O del Tethys, fue descrita con ejemplares recogidos por De Verneuil y Collomb (1853) en materiales toarcienses de Anchuela del Campo. Tricalinos (1928) es el primer autor que publica un estudio estratigráfico del Jurásico Inferior y Medio de Turmiel. Realiza dos perfiles detallados, incluye en su obra una lista bastante extensa de fósiles del Pliensbachiense, Toarciense y Aaleniense y utiliza como referencia las divisiones bioestratigráficas propuestas por Dereims (1898) para el bajo Aragón. En una etapa más reciente, Goy (1974), Goy y Robles (1975), Goy et al. (1976), Yébenes et al. (1978)

y Comas-Rengifo (1982), estudian el Jurásico inferior y el Aaleniense, diferenciando varias unidades litoestatigráficas. Eligen dos secciones situadas a 1,5 y 0,5 km al E de Turmiel como localidades tipo de la Formación Cerro del Pez y de la Formación Turmiel, respectivamente, y establecen con detalle la sucesión de ammonoideos y de braquiópodos. En la región de Turmiel (Fig. 7) afloran los materiales de la parte superior del Grupo Renales y están bien representados los materiales del Grupo Ablanquejo. Dentro de este grupo los fósiles característicos suelen ser frecuentes, por lo que su datación puede realizarse de forma precisa. Parada 2.1. La sección tipo de la Formación Cerro del Pez Localización Está situada a 1,5 km al E de Turmiel, junto al valle del río Mesa. En la actualidad, la carretera que une Turmiel con Anchuela del Campo dificulta la visión de los niveles basales de la Formación Cerro del Pez, con la que comienza el Grupo Ablanquejo. No obstante, puede verse que está constituida por 9,40 m de margas grises con intercalaciones de calizas margosas, que son más frecuentes 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 la que termina la Formación Cuevas Labradas en la región. Está compuesta por una alternancia irregular de margas y margocalizas de tonos grises o beiges, y de calizas normalmente «mudstone» o «wackestone», y ocasionalmente «packstone» o «grainstone» bioclásticos. En conjunto dominan los términos margosos, y las calizas suelen disponerse en capas finas o medias. Se organizan en parasecuencias de profundización y de somerización. El techo de las secuencias de somerización puede estar marcado por la presencia de «hard-grounds», costras ferruginosas y colonizaciones biogénicas. La sedimenta-

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Figura 7. Columna estratigráfica del Grupo Ablanquejo en Turmiel. THO: Zona Thouarsense. De izquierda a derecha, ciclos de profundización-somerización, unidades litoestratigráficas, columna estratigráfica, contenido fósil y escala zonal de ammonites.

ción de esta unidad se ha llevado a cabo en una plataforma carbonática de baja energía normalmente situada por debajo del nivel de base del oleaje, aunque afectada ocasionalmente por las corrientes inducidas por las tempestades. Los fondos estaban colonizados por orga-

nismos bentónicos indicadores de salinidad normal y la plataforma estaba comunicada con el mar abierto, lo que permitía la entrada de conchas de ammonites. En el sector visitado el espesor varía entre 8 y 10 m.

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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 Ablanquejo: CP: Fm Cerro del Pez, BH: Fm Barahona, TU: Fm Turmiel, CS: Fm Casinos. Derecha. Detalle de la Fm Cerro del Pez en la localidad tipo: HG: «Hard-ground» de la parte superior de la Fm Cuevas Labradas. CP: Fm Cerro del Pez. BH: Fm Barahona.

Formación Barahona

Unidades bioestratigráficas

Está constituida por calizas «wackestone» y «packstone» bioclásticas, y en menor proporción calizas «mudstone» y «grainstone» bioclásticas. A veces, en la parte inferior, se encuentran intercalaciones de margas grises o beiges. Los carbonatos se disponen en capas que no suelen sobrepasar los 50 cm de espesor, con aspecto nodular. En la parte superior de la unidad y en el techo de ésta se encuentran «hard-grounds» con perforaciones biogénicas y costras ferruginosas. La unidad se organiza en secuencias de somerización estratocrecientes. Con frecuencia se encuentran «rills» bioclásticos intercalados, y la bioturbación es muy abundante. El techo de las secuencias suele estar marcado por la presencia de «hard-grounds» colonizados por organismos infaunales y costras ferruginosas. La sedimentación de esta unidad se ha llevado a cabo en ambientes submareales de una rampa de carbonatos de baja pendiente y de escasa profundidad, intensamente colonizada por organismos bentónicos propios de medios de salinidad normal, que estaba generalmente situada por debajo del nivel de base del oleaje, pero que con cierta frecuencia se veía afectada por eventos de alta energía inducidos por la acción de las tempestades. Esta energía fue capaz de generar y transportar los sedimentos bioclásticos con fango micrítico generando cuerpos de tipo bajío, alguno de los cuales pudo quedar sometido a la acción directa del oleaje, dando lugar de forma puntual a la existencia de ambientes playeros (Gómez, 1991). El espesor más común en la región varía entre 14 y 18 m.

Los macrofósiles son abundantes y muestran una notable diversidad en ambas unidades. Destacan especialmente los bivalvos (Pholadomya, Pleuromya, Pseudopecten, Plicatula, Gryphaea y otros ostreidos, mitílidos, límidos, etc) y los braquiópodos (Liospiriferina, Gibbirhynchia, Lobothyris, Plesiothyris, Aulacothyris y Zeilleria). También se han encontrado, aunque en menor proporción, gasterópodos, belemnites, ammonites y equinodermos. Por su importancia bioestratigráfica se han estudiado de forma particular los ammonites y los braquiópodos (Fig. 9). Dentro del primer grupo, cabe destacar la presencia de Protogrammoceras, Leptaleoceras y Arieticeras. En localidades próximas también se han obtenido Fuciniceras, en los niveles basales, y Amaltheus en la parte superior de la formación. Aunque en esta localidad no se puede demostrar, es probable que la formación comience en la parte superior de la Zona Davoei del Pliensbachiense inferior (Comas-Rengifo et al., 1999). La mayor parte corresponde a la Zona Stokesi definida en la Cordillera Ibérica (Goy, 1985) y la asociación de ammonoideos obtenida: Protogrammoceras celebratum, P. cf. lusitanicum, Leptaleoceras cf. compressum, L. fieldingi, L. ugdulenai y Arieticeras cf. amalthei, permite caracterizar la Subzona Celebratum de la biozonación ibérica, equivalente al horizonte homónimo de la escala estándar del NO de Europa (Meister et al., 2006).

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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 (modificado de Yébenes et al., 1978 y Comas-Rengifo, 1982). DV: Zona Davoei. SP: Zona Spinatum.

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Entre los braquiópodos, los terebratulacéos (51%) y los zeilleriáceos (32,5%) son los que están mejor representados frente a los rinconélidos (11,5%) y los espiriferínidos (5%). Entre los primeros cabe destacar el género Lobothyris (L. thomarensis, L. punctata, L. subpunctata) y entre los segundos, el género monoespecífico Plesiothyris (P. verneuili), que es muy característico en toda la cuenca. Otros zeilléridos, como Aulacothyris y Zeilleria, son frecuentes pero menos abundantes. Por otra parte, el registro de espiriferínidos y rinconélidos es discontinuo en la Formación Cerro del Pez. Estos sedimentos pasan progresivamente a la Formación Barahona, en la que los niveles margosos se van haciendo cada vez menos potentes y las calizas aumentan en contenido bioclástico. Como puede observarse en las Figuras 7 y 9, los fósiles de braquiópodos continúan siendo frecuentes, aunque su registro es discontinuo y se observa un aumento en la diversidad de los rinconélidos respecto a la formación anterior. En los últimos niveles bioclásticos crece la abundancia y la diversidad de los macrofósiles. Entre los ammonites, Pleuroceras cf. spinatum, Emaciaticeras sp. y Canavaria sp. son característicos de la Zona Spinatum (Subzona Hawskerense) del Pliensbachiense superior y Dactylioceras (Eodactylites) aff. simplex y D. (E.) cf. pseudocommune caracterizan la Zona Tenuicostatum (Subzona Mirabile) del Toarciense inferior. Entre los braquiópodos, se pueden destacar algunas especies que son muy características de la Cordillera Ibérica, como Liospiriferina falloti, Zeilleria (Zeilleria) quadrifida con sus dos morfotipos bicórneo y cuadricórneo, Aulacothyris resupinata y Quadratirhynchia attenuata. Parada 2.2. La sección tipo de la Formación Turmiel

Formación Turmiel Está constituida por una alternancia irregular de margas y calizas. Las margas representan la mayor parte del volumen de la unidad. Entre las calizas dominan las calizas «mudstone», encontrándose en menor proporción calizas «wackestone», y calizas «packstone». Se disponen en capas de 10-20 cm de espesor más común, aunque localmente pueden superar 1m. En líneas generales, los miembros superiores de la Formación Turmiel pasan a las facies más carbonáticas de la Formación Casinos (Gómez y Fernández-López, 2004) hacia regiones meridionales de la Cordillera Ibérica. Sin embargo, localmente, como veremos en Fuentelsaz en la Parada 3, las facies margosas persisten en el tiempo hasta el Aaleniense. La unidad está compuesta por secuencias de profundización y somerización y representa la primera inundación importante de la Plataforma Ibérica, lo que condiciona que se implanten ambientes submareales en gran parte del área reconocida, que fueron insuficientes para que se produjera su colonización permanente por los organismos nectónicos. La sedimentación se llevó a cabo en un ambiente de plataforma externa, generalmente de baja energía, cuyos fondos se situaban por debajo del nivel de base del oleaje, aunque existen niveles de removilización y de carbonatos bioclásticos, producto de las corrientes inducidas por las tempestades. En general, los ambientes son bien oxigenados y de salinidad normal, dando lugar a la presencia de una comunidad bentónica abundante y diversificada. Aunque el episodio anóxico reconocido en el Toarciense inferior de otras áreas de Europa y del N de España, apenas tiene representación en este sector de la Plataforma Ibérica, existen evidencias de un evento de extinción masiva que afecta notablemente a todo los tipos de organismos. El espesor más común en la región oscila alrededor de 50 m.

Localización A 0,5 km al E de Turmiel se encuentra una exposición completa de todas las unidades del Grupo Ablanquejo (Figs. 2, 7). En esta parada sólo nos ocuparemos de la Formación Turmiel, ya que las dos primeras formaciones de este grupo se han visto en la parada 2.1. Descripción Unidades litoestratigráficas

Unidades bioestratigráficas La gran abundancia de fósiles de ammonites que contiene las formaciones del Grupo Ablanquejo ha permitido caracterizar, en la sección de Turmiel, casi la totalidad de las zonas y subzonas propuestas para el Pliensbachiense superior y el Toarciense del sector central de la Cordillera Ibérica (Goy 1974; Comas-Rengifo, 1982). En la Figura 7, se detalla la sucesión y distribución de los géneros de ammonites registrados en esta sección.

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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 Margas y 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.

El límite entre el Pliensbachiense y el Toarciense se sitúa en la parte superior de la Formación Barahona por el hallazgo, en el tramo 13, de Dactylioceras (Eodactylites). La Formación Turmiel contiene numerosos ammonites toarcienses, lo que permite realizar divisiones detalladas. En el Toarciense inferior, Protogrammoceras cf. paltum y Dactylioceras (Orthodactylites) semicelatum caracterizan la Zona Tenuicostatum. A esta zona corresponde prácticamente todo el Miembro Margas y calizas margosas. La Zona Serpentinum ha sido reconocida por la presencia de Harpoceras serpentinum, Hildaites, Bouleiceras, Nodicoeloceras, etc. A esta zona corresponde el Miembro Calizas amarillas y margas verdes y la base del Miembro Margas rosas. La Zona Bifrons está definida por la presencia de Hildoceras (H. sublevisoni - H. lusitanicum - H. bifrons - H. semipolitum) a los que pueden estar asociados Harpoceras, Dactylioceras, Porpoceras y Phymatoceras. A ella corresponde la mayor parte

del Miembro Margas rosas y la base del Miembro Alternancia rítmica de margas y calizas (Fig. 11). En el Toarciense superior, la Zona Variabilis ha sido reconocida por la presencia de Haugia cf. variabilis, Pseudomercaticeras, Pseudolioceras, Paroniceras, Pseudogrammoceras subregale, Podagrosites aratum y Merlaites alticarinatus. A ella corresponde la mayor parte del Miembro Alternancia rítmica de margas y calizas. La Zona Thouarsense está caracterizada por la presencia de Pseudogrammoceras bingmanni, Podagrosites latescens, raros Grammoceras y Geczyceras. Corresponde a la parte inferior del Miembro Margas y margocalizas, suele tener poco espesor y con frecuencia su parte basal está asociada a discontinuidades. La Zona Insigne está caracterizada por Hammatoceras insigne, Geczyceras speciosum, Pseudolillia emiliana y Gruneria gruneri. A ella corresponde la mayor parte del Miembro Margas y margocalizas, con el que termina la Formación Turmiel y el Grupo Ablanquejo.

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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.

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Ya dentro de la Formación Casinos del Grupo Chelva (Gómez y Fernández-López, 2004), la Zona Pseudoradiosa ha sido caracterizada por la presencia de numerosas Dumortieria, como Dumortieria levesquei y Dumortieria pseudoradiosa, entre otras, que pueden estar asociadas a Geczyceras. La Zona Aalensis, una de las más ricas en ammonites en la región de Turmiel, ha sido caracterizada por numerosas Pleydellia (P. mactra - P. subcompta - P. aalensis - P. buckmani) y numerosas Cotteswoldia. Más rara vez, en su parte superior, se encuentran también los primeros registros del género Bredyia. Parada 3. El Aaleniense en Fuentelsaz. GSSP del piso Aaleniense y de la serie del Dogger El Estratotipo Global del Límite (GSSP) ToarcienseAaleniense, es decir del límite Jurásico Inferior-Jurásico Medio, fue establecido formalmente en Fuentelsaz (Cordillera Ibérica) por la Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) de la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS) en el 31º Congreso Geológico Internacional (Brasil 2000). Fuentelsaz ha sido el primer GSSP definido en sedimentos marinos en España (Fig. 12). La propuesta y elección de Fuentelsaz como estratotipo de la base del Aaleniense ha supuesto un largo proceso de investigación multidisciplinar que comenzó su trabajo a mitad de la década de los ochenta con la creación del «Aalenian Working Group» (AWG) dentro de la Subcomisión Internacional de Estratigrafía del Jurásico (ISJS).

La propuesta de Fuentelsaz como estratotipo del límite Toarciense-Aaleniense, fue presentada por primera vez en la reunión del AWG celebrada en Skye (Escocia) en 1991. A partir de ese momento ha estado implicada en un largo proceso de 10 años de discusiones y debates desarrollados en diferentes congresos (Poitiers, 1991; Marrakech, 1994; Mendoza, 1994; Nuévalos-Friburgo, 1996 y Vancouver, 1998). Fue en este último congreso de la ISJS, donde se presentó la resolución que establecía el GSSP del Aaleniense en la sección de Fuentelsaz (España). Esta resolución fue finalmente ratificada durante el 31º Congreso Geológico Internacional celebrado en Brasil en el año 2000. Las investigaciones efectuadas durante estos años se centraron sobre los aspectos bioestratigráficos, conduciendo al establecimiento de una escala bioestratigráfica de alta precisión basada en las sucesivas asociaciones de ammonoideos, que en esta sección tienen un registro excepcional. Paralelamente han sido llevados a cabo estudios sobre otros tipos de fósiles, estratigrafía secuencial, paleomagnetismo, caracterización mineralógica de la fracción arcillosa e isótopos de oxígeno y carbono, con objeto de detectar señales sedimentológicas, magnéticas y geoquímicas que sirvieran como elementos de correlación y para calibrar su posición con respecto a la escala bioestratigráfica establecida (García Joral, 1986; Goy y Ureta, 1987, 1990, 1991; Martínez, 1992; García Joral y Goy, 1994; Goy et al., 1994, 1996, 1999; Canales, 2001; Cresta et al., 2001).

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 entre las capas 106 y 107.

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Localización La localidad de Fuentelsaz se encuentra situada al NE de la provincia de Guadalajara en la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Fig. 2). Descripción En la sección de Fuentelsaz el intervalo ToarcienseAaleniense (Fig. 13) contiene una completa y bien pre-

servada sucesión de asociaciones de ammonites junto con un considerable número de fósiles pertenecientes a grupos de organismos con variadas formas de vida. Los estudios realizados se han centrado tanto en los elementos bentónicos, particularmente sensibles a los cambios de la interfase sedimento-agua, como nectónicos y planctónicos. Las litologías desarrolladas durante el tránsito Toarciense-Aaleniense consisten principalmente en alternancias rítmicas de margas y calizas. Esta alternancia se

Figura 14. Distribución estratigráfica de los ammonoideos en las Zonas Aalensis y Opalinum de la sección de Fuentelsaz. La base del Aaleniense está marcada con la aparición del primer registro de Leioceras opalinum (Rein.) (tomado de Goy et al., 1996).

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organiza en secuencias de somerización y profundización, que son congruentes con lo que sugieren los datos paleontológicos. Estos materiales, en los que no se aprecian discontinuidades importantes, se interpretan como sedimentos depositados en ambientes de baja energía, correspondientes a una cuenca subsidiaria más profunda dentro de una plataforma externa. En general los fondos estarían bien oxigenados, permitiendo la colonización de organismos bentónicos. Sin embargo, en algunos intervalos correspondientes a la parte superior de la Subzona Comptum se evidencia una notable disminución de la fracción orgánica, lo que sugiere la instauración de ambientes más restringidos al final de este intervalo.

Las asociaciones de ammonoideos registradas en esta sección (Fig. 14) son relativamente ricas en especimenes y están principalmente compuestas por individuos adultos y juveniles pertenecientes a formas macro y microconcha de las especies consideradas. La sucesión de asociaciones ha permitido establecer con precisión los límites de todas las subzonas de la Zona Aalensis (Toarciense terminal) y de la Zona Opalinum (Aaleniense basal). El límite entre ambos pisos se ha establecido con el primer registro de Leioceras opalinum que tiene lugar en la capa 107. Los braquiópodos ponen en evidencia un episodio de renovación de especies en la Subzona Aalensis, con la aparición, entre otras especies de Homoeorhynchia cynocephala, Praemonticlarella distercica y Stroudithyris

Figura 15. Litofacies, estratigrafía secuencial, magnetoestratigrafía, geoquímica, mineralogía y registro paleontológico de los principales taxones seleccionados dentro de los grupos fósiles estudiados en el límite Toarciense-Aaleniense en la sección de Fuentelsaz (tomado de Cresta et al., 2001).

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pisolithica. Otro episodio muy significativo desde el punto de vista estratigráfico tiene lugar en la base de la Subzona Buckmani, aunque en este caso se trata de modificaciones morfológicas. Sin embargo, justo en la transición Toarciense-Aaleniense, no se aprecian cambios significativos. Los bivalvos se encuentran representados por varios géneros. El máximo de abundancia y diversidad aparece cerca de la mitad de la Subzona Mactra. La diversidad decrece lentamente en la Subzona Aalensis pero esta tendencia se invierte en la Subzona Buckmani. En la Zona Opalinum los bivalvos, en general, son poco abundantes. Las asociaciones de foraminíferos presentan una marcada estabilidad en el límite. El evento más significativo tiene lugar en la Subzona Buckmani con la aparición de las primeras especies típicas del Jurásico Medio, dando lugar a un marcado cambio en la diversidad. Las asociaciones de ostrácodos que se encuentran en esta sección son similares a las descritas en otras cuencas de Europa occidental y no parecen presentar cambios especialmente reseñables. Tanto en la Zona Aalensis como en la Zona Opalinum las asociaciones están dominadas por especies de Praeschuleridea (P. bernierensis, P. angulata y P. ventricosa), Kinkelinella (K. fischeri y K. sermoisensis) y Cytherelloidea (C. cadomensis). Las asociaciones palinológicas muestran una buena preservación. Están constituidas por esporas, polen, acritarcos y otros restos de microplancton de pared orgánica como los Tasmanáceos. Se ha reconocido un total de 18 especies que aparecen en diferentes asociaciones a lo largo de las Zonas Aalensis y Opalinum. El nannoplancton calcáreo está dominado por los géneros Lotharingius, Biscutum, Discorhabdus y Schizosphaerella, mientras que otros como Calyculus, Carinolithus y Crepidolithus, aparecen de forma subordinada. Pueden encontrarse también formas transicionales entre Lotharingius y Watznaueria o entre Biscutum y Discorhabdus. Los estudios magnetoestratigráficos han permitido la identificación de tres magnetozonas en este intervalo. Se ha registrado un intervalo de polaridad normal (N1) en la base de la Subzona Mactra, seguido por un intervalo de polaridad inversa (R1) que llega hasta la base de la Subzona Aalensis. Por encima aparece otro intervalo de polaridad normal (N2) que se extiende desde la base de la Subzona Buckmani hasta la parte media de la Subzona Comptum incluyendo, por tanto el límite Toarciense-Aaleniense.

Los resultados obtenidos de la caracterización mineralógica de los niveles de margas muestreadas, así como los análisis isotópicos de oxígeno y carbono llevados a cabo en este intervalo se han plasmado en la Figura 15, donde se resume también el resto de los resultados anteriormente expuestos, para los niveles del tránsito entre la Zona Aalensis (Subzona Buckmani) y la Zona Opalinum (Subzona Opalinum). 5. AGRADECIMIENTOS Los autores quieren expresar su agradecimiento a los organizadores de XV Simposio sobre Enseñanza de la Geología por su amable invitación a colaborar en las excursiones de este congreso. Este trabajo es una contribución a los Proyectos CGL2005-01765/BTE y CGL200504574/BTE del Ministerio de Educación y Ciencia. 6. REFERENCIAS Canales M.L., (2001): Los Foraminíferos del Aaleniense (Jurásico Medio) en la Cuenca Vasco-Cantábrica (N de España). Revista Española de Micropaleontología, 33, 253-438. Comas-Rengifo M.J., (1982): El Pliensbachiense de la Cordillera Ibérica. Tesis Doctoral Universidad Complutense de Madrid. Colección Tesis Doctorales, Madrid, España, 19/85, 594 p. Comas-Rengifo M.J., Gómez J.J., Goy A., Herrero C., Perilli N., y Rodrigo A., (1999): El Jurásico Inferior en la sección de Almonacid de la Cuba (Sector central de la Cordillera Ibérica, Zaragoza, España). Cuadernos de Geología Ibérica, 25, 27- 57. Cresta S., Goy A., Ureta S., Arias C., Barrón E., Bernad J., Canales M.L., García Joral F., García-Romero E., Gialanella P.R., Gómez J.J., González J.A., Herrero C., Martínez G., Osete M.L., Perilli N., y Villalaín J.J., (2001): The Global Boundary Stratotype Section and Point (GSSP) of the Toarcian- Aalenian Boundary (LowerMiddle Jurassic). Episodes, 24, 166-175. Dereims A., (1898): Recherches géologiques dans le sud de l´Aragón. Faculté Sciences Paris. Thése, 969 p. García Joral F., (1986): Los Braquiópodos del Aaleniense de la Cordillera Ibérica. Tesis Doctoral. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid, 327 p. (Inédita). García Joral F., y Goy A., (1994): Características de la fauna de braquiópodos del Toarciense superior en el sector central de la Cordillera Ibérica (Noreste de España). Estudios geológicos, 40, 55-59.

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EL CONTEXTO GEOLÓGICO DE LOS PRIMEROS POBLADORES 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]

1. INTRODUCCIÓN Comprender y entender tanto la formación como la conservación de un yacimiento paleontológico conlleva no sólo disponer de la información procedente de los resultados del trabajo de un equipo multidisciplinar en el propio yacimiento, sino tener un conocimiento del contexto, geográfico y geológico del entorno. Bajo esta perspectiva se pretende resaltar la importancia que tiene la componente contextual que favorece y por tanto explica el «por qué en un determinado entorno se origina y conserva un yacimiento». En este sentido cobran una especial relevancia los alrededores de la ciudad de Sigüenza (Guadalajara), donde queda constancia de toda una serie de procesos, erosivos (kársticos y fluviales) y de acumulación (fundamentalmente los asociados a cauces fluviales), similares a los que en su momento observaron los primeros pobladores del Páramo, afincados durante el Pleistoceno Medio, en lo que actualmente es el yacimiento arqueopaleontológico de Ambrona (Soria). Algunos de estos procesos están estrechamente relacionados con unas condiciones climáticas de carácter más cálido y húmedo que el clima actual. Este es el caso de las formaciones travertínicas, asociadas en esta área geográfica a terrazas fluviales, como ocurre con el travertino localizado en el pueblo de Horna (Guadalajara), limítrofe con la provincia de Soria, datado a techo en 135±12 ka (series de Uranio). Las implicaciones paleoclimáticas están en consonancia con las inferidas a través de la fauna del yaci-

miento arqueopaleontológico de Ambrona, (a unos 10 Km de distancia) y que junto al yacimiento de Torralba (Sesé, 2005), constituyen un enclave faunístico característico del Pleistoceno Medio. La identificación de una sucesión de terrazas fluviales, es clave para entender la relación entre la potencia de las calizas y el fenómeno kárstico. A ello se une la naturaleza y edad de los materiales aflorantes, que en el caso que nos compete se trata de calizas de edad jurásica desarrolladas sobre margas yesíferas del Keuper o Trías Superior. Por otro lado las terrazas fluviales van a constituir un argumento a utilizar para aplicar el concepto de datación relativa y establecer el orden cronológico, tanto del yacimiento a visitar como de los fenómenos identificados a lo largo del itinerario. Finalmente, el compendio de la información recopilada, permitirá, ya en el propio yacimiento de Ambrona, acotar el tiempo de formación del mismo y las circunstancias bajo las cuales se originó. A través de la secuencia litológica, se identificará el medio sedimentario. El análisis de la acumulación de los restos en el mismo y su relación con el medio, se podrá establecer mediante la observación de los fósiles en el denominado «museo in situ». Además del museo tradicional, presente en el propio yacimiento se podrá obtener una información adicional acerca de la diversidad de la fauna hallada, y de los restos de industria lítica a partir de los cuales, se infiere la presencia del hombre coetánea a la de los grandes mamíferos presentes durante el Pleistoceno Medio.

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2. OBJETIVOS DEL ITINERARIO El itinerario propuesto tiene como objetivo principal la contextualización del yacimiento de Ambrona (Soria) a través de un trayecto circular, cuyo punto de referencia es la ciudad de Sigüenza (Guadalajara). En la Figura 1 (Fig. 1 A), se hace referencia a la situación de la ciudad de Sigüenza con respecto a la carretera Nacional A-2, y las tres vías (Mandayona, Torremocha del Campo y Alcolea del Pinar) de acceso a la misma; de las tres, la entrada correcta se realizará por el desvío a Torremocha y desde allí en dirección Pelegrina (Fig. 1 B), ya que dicha carretera transcurre por el cañón del río Dulce lugar donde se realizará la primera parada, desde el Mirador de Félix Rodriguez de la Fuente, encaminada a centrar el contexto geológico y el marco geográfico del itinerario propuesto. La ruta continuará pasada la ciudad de Sigüenza y en dirección Fuencaliente de Medinaceli, realizando una segunda parada en Sierra Ministra, a 3 km pasado el pueblo de Horna, desde donde se podrá apreciar una panorámica sobre el valle del río Masegar (Fig. 1 C), en el que se ubica el yacimiento de Ambrona. Siguiendo la ruta hasta Fuencaliente 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 localidad, a mano derecha un cartel anuncia el acceso al museo-yacimiento de Ambrona. El regreso, se realizará desandando la misma ruta, en dirección a Sigüenza, con el fin de de visitar la secuencia sedimentaria de la terraza travertínica del pueblo de Horna, sita nada más pasar el puente que deja a nuestras espaldas el pueblo. Para llevar a cabo la contextualización del yacimiento es necesario contar con una serie de objetivos parciales, que irán cubriéndose a lo largo de las diferentes paradas propuestas en el itinerario y que se resumen en, poner de manifiesto la interrelación que existe entre el contexto geológico y la formación y conservación de un yacimiento, en el caso que nos compete, de carácter paleontológico. Se realizará durante la misma, tanto la ubicación temporal del yacimiento (datación relativa y orgánica), el análisis litológico de las secuencias sedimentarias en el reconocimiento de un medio sedimentario. También se llevará a cabo la identificación de indicadores de carácter paleoclimático y finalmente la reconstrucción de carácter paleoambiental y paleoclimática.

A2/E-90 CM-1101

A2 - Sigüenza

GU-118

A2 - Pelegrina

GU-127 SO-133

Sigüenza - Horna - Torralba del Moral

SO-P-4164

Torralba del Moral - Ambrona

Figura 1. Mapa de situación y leyenda de las denominaciones de las carreteras por las que discurre el itinerario. A) Situación de Sigüenza respecto 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.

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3. CONTEXTO GEOLÓGICO El yacimiento arquepaleontológico de Ambrona, así como el de Torralba (Peréz-González et al, 2005; Santonja et al, 2005), se encuentra situado en la mitad septentrional de la rama castellana de la Cordillera Ibérica (provincias de Guadalajara y Soria). Desde el punto de vista fisiográfico, la región presenta escasos contrastes, entre los que dominan antiguas altiplanicies calcáreas disectadas, por la red fluvial cuaternaria, poco densa y alimentada por manantiales kársticos que nacen del contacto entre la caliza Jurásica y las impermeables margas yesíferas del Keuper (Pérez-González et al., 2005). Durante el Pleistoceno Inferior tuvo lugar la degradación, mecánica y química, de la superficie de erosión intraterciaria M1, desarrollada a 1.150 m de altitud. Esta degradación, debida en parte, al río Bordecorex, afluente del Duero, dio lugar al desarrollo de una amplia superficie, de fondo impermeable y escasa pendiente desarrollada a 1.140 m de altitud, y conocida como la superficie de Ambrona (Pérez-González et al., 2005); sobre ella se acumularon, durante el Pleistoceno Medio (Aguirre y Fuentes, 1969; Sesé y Soto, 2005), depósitos de carácter lacustre y fluvial; asociados a ellos, se encuentran restos de fauna y de industria Achelense. La acción remontante del río Masegar, afluente del Jalón, tributario del Ebro, llegó a capturar el valle del rio Bordecorex, dejando al yacimiento de Ambrona colgado a + 40m sobre el cauce actual; la evolución posterior de este valle dejó 4 niveles de terrazas erosivas (Pérez-González et al, 2005), a +7-9 m; +15m; +22m y +35m; entre estas dos últimas se ubica el depósito de Torralba. Por otro lado, la cuenca del río Henares, encuadrada en la mitad noroccidental de la rama castellana de la Cordillera Ibérica, disecta las extensas altiplanicies de edad terciaria y presenta valles con terrazas, tanto aluviales como travertínicas y de erosión, construidas sobre materiales mesozoicos, (Triásico Superior o Keuper y Dolomías de Imón del Jurásico). De acuerdo con las dataciones de las mismas (Parés et al., 2005), el Pleistoceno Medio quedaría definido por las terrazas T2 (+4045m) con una edad superior a 350ka, hasta la T4 (+2025m) datada entre 200-240 ka. Se define así la cronología de las secuencias estudiadas, habida cuenta que las terrazas del río Masegar y por tanto el yacimiento de Torralba, se desarrollan con posterioridad a la sedimentación de la Unidad inferior de Ambrona.

4. ITINERARIO El itinerario propuesto se desarrolla en la provincia de Guadalajara limítrofe con la de Soria (Fig. 1) y consta de 4 paradas; en cada de las cuales se irán cubriendo progresivamente los objetivos propuestos. Parada 1. Mirador de Félix Rodriguez de la Fuente: contexto geográfico y geológico Localización El Mirador de Félix Rodríguez de la Fuente (Fig. 2 A), está situado en la carretera GU-118, que une la A-2 (desvío a Fuensaviñán) con la GU-1108, que une la A-2 con Sigüenza. Descripción Gran parte del trayecto transcurre por la superficie del Páramo y posteriormente por parte del recorrido del cañón del río Dulce, desarrollado sobre calizas de edad Jurásica. En esta parada se pretende analizar: el papel que juega la situación geográfica y el marco geológico del área, a la hora de definir sus características litológicas y estructurales. Así al estar situado en el dominio del Sistema Ibérico, los materiales aflorantes son de edad Mesozoica (Jurásico en este caso), que no han perdido su plasticidad ni su carácter sedimentario. Al tratarse de una «zona de entronque» con el Sistema Central (visible, desde la parada) se explica cómo en la litología aflorante (Fig. 2 B) se observa la existencia de dos direcciones de deformación (NO-SE y SONE), características de cada uno de los sistemas montañosos citados. Igualmente se constata la presencia de fallas, fracturas y diaclasas. el resultado de dicha deformación se relacionará con el fenómeno de la karstificación y nuevamente con la naturaleza de la roca aflorante. Además se hará especial énfasis en la relación que existe entre la 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, y se tratará de constatar la importancia que tiene el hecho de que los materiales que afloran en una zona, sean de una determinada edad (en este caso es importante que las calizas sean de edad Jurásica, ya que por debajo de ellas existen las margas yesíferas del Keuper, de carácter impermeable).

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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) Morfología del cañón del río Dulce.

Parada 2. Pico de Sierra Ministra: ubicación del yacimiento de Ambrona Localización Pico de Sierra Ministra, situado en la carretera comarcal GU-127/SO133 dirección Torralba y a unos 16 Km de Sigüenza (Fig. 3). Siguiendo la ruta trazada, una vez nos hemos incorporado a la GU-1108 en dirección a Sigüenza, al llegar a dicha ciudad desembocamos en un cruce de calles; dejando a la izquierda el ramal que lleva a la estación de ferrocarril de Sigüenza y siguiendo de frente, de acuerdo a las indicaciones proporcionadas por las señales de tráfico. En el siguiente cruce, la catedral quedará a mano derecha, se continua la ruta en dirección a Fuencaliente de Medinaceli. Descripción Situado a 1.140 msnm de altitud, permite observar una panorámica del valle del río Masegar, ubicar el yacimiento de Ambrona y su relación con el cauce actual del

río y con el pueblo de Torralba, donde se ubica el yacimiento del mismo nombre. Además este punto se encuentra en la zona de contacto entre las calizas jurásicas, sobre las que se desarrolla un clareado pinar y las margas 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 parada anterior y relacionarlo con la naturaleza y potencia de las rocas aflorantes. Se trata de materiales de la misma edad, pero en este caso la caliza presenta una menor potencia; ello se traduce en un proceso de karstificación que ha actuado fundamentalmente en sentido horizontal, aportando una mayor anchura al valle, y favoreciendo el desarrollo de depósitos de terraza. Por otro lado el hecho de contar con un valle fluvial amplio (Fig. 3 A), favorece la formación de cauces sinuosos, que si se desarrollan sobre materiales impermeables (mar-

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gas yesíferas como ocurre en este caso), se puede entender la formación de zonas encharcadas, asociadas a esa amplia llanura aluvial. ubicar el pueblo de Torralba y el yacimiento de Ambrona, analizar las laderas del valle, y constatar la irregularidad de las mismas, puesta de manifiesto a través de pequeños cerros, que pueden alinearse, ya que corresponden a retazos de terrazas fluviales. En base a lo anteriormente expuesto, determinar la posición del yacimiento de Ambrona, res-

pecto al cauce actual del río y establecer la edad relativa de dicho yacimiento, aplicando la excepción al principio de la superposición, que representan este tipo de depósitos. finalmente se constatará la naturaleza del paisaje vegetal (Fig. 3 B) en los alrededores del valle y la posición que ocupa el pinar actual, con el fin de poder comparar estos datos con los procedentes del análisis polínico llevado a cabo en la secuencia sedimentaria del yacimiento de Ambrona.

Figura 3. Parada 2. Sierra Ministra. A) Panorámica del valle del río Masegar y localización del pueblo de Torralba y visualización del yacimiento de Ambrona. B) El pinar de Sierra Ministra.

Parada 3. Yacimiento de Ambrona: reconstrucción paleoambiental y paleoclimática Localización Yacimiento de Ambrona. Bajando desde sierra Ministra se toma el desvío a la izquierda (Fig. 4) hacia el pueblo de Torralba por la carretera SO-P-4164 (el yacimiento está indicado) y tras 5 Km un cartel indica el camino asfaltado, a la derecha, que sube al yacimiento, antes de llegar al pueblo de Ambrona.

Descripción El yacimiento se encuentra en lo alto de una pequeña loma (Fig. 4 A) y está constituido por dos casetasmuseo; una de ellas es un museo tradicional con exposición de algunos de los hallazgos y el otro protege un yacimiento «in situ». Constituye junto con el de Torralba un enclave faunístico característico (Sesé, 1986; Sesé y Soto, 2005; Sánchez Marco, 2005; Martínez Solano y Sanchiz, 2005) del Pleistoceno Medio, en el que queda patente la intervención humana.

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Las excavaciones en los yacimientos de Torralba y Ambrona se iniciaron a principios del siglo XX (Santonja et al., 2005), bajo la tutela del Marqués de Cerralbo (1909-1916), en base al interés suscitado por los descubrimientos de Elephas en la localidad de Torralba (1888), con motivo de la construcción de la vía ferroviaria Madrid-Soria. En años posteriores las intervenciones sobre ambos yacimientos son recurrentes, destacando las aportaciones de Menéndez Amor y Flörchutz (1959) sobre: «la existencia de paisajes abiertos constituidos por gramíneas y en donde alternan rodales de pinos y de elementos más templados, como abedules, avellanos» Los descubrimientos africanos para el Pleistoceno generan nueva intervención sobre los mismos, bajo la dirección de F.C. Howell y L. Pricot (1961-63) que dan como resultado la atribución de la misma cronología a ambos yacimientos en base a los huesos de macromamíferos (Aguirre y Fuentes, 1969) y a la presencia de industria lítica; los niveles de cenizas detectados se interpretaron como el resultados de fuegos provocados para atra-

par a los organismos en las zonas pantanosas, y son definidos como «cazaderos del Homo erectus». En los años 70, los avances de la arqueología paleolítica ponen en tela de juicio dichas interpretaciones (se defiende la idea de que los fuegos fuesen naturales y hacen del transporte fluvial el responsable de la acumulación de restos). Posteriormente F.C. Howell, L.G. Freeman y M. Almagro (1980-83) retoman el ritmo de las excavaciones bajo la perspectiva de que el Homo erectus nunca llegó a Europa; pero la falta de hallazgos de restos humanos y las posibilidades que empieza a ofrecer el yacimiento de Atapuerca (Burgos) vuelve a ser motivo de abandono. A partir de 1993, M. Santonja y A. Pérez-González, reinician las excavaciones, con el fin de establecer el marco teórico de interpretación y la musealización del yacimiento (Santonja et al., 2005). En esta nueva etapa se identifican los procesos que han originado el yacimiento y la evolución geomorfológica del entorno así como la ubicación temporal del yacimiento de la Loma de los Huesos (el depósito más antiguo del Pleistoceno Medio de la zona).

Figura 4. Parada 3. Yacimiento de Hambrona, Soria. A) Relación espacial entre ambos museos. B) Secuencia estratigráfica de los Complejos inferior y superior de Ambrona. C) Modo de acumulación de los restos.

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Desde el punto de vista litológico (Fig. 4 B) se diferencian dos unidades denominadas Complejo inferior y Complejo superior. El Complejo inferior, caracterizado por 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 fluviales canalizados, con gravas y arenas, de origen local. Los fósiles hallados son fundamentalmente: Elephas antiqus, adultos y seniles que presentan una distribución muy desigual en la base de la secuencia, a modo de grandes acumulaciones (Fig. 4 C), según un modelo similar al de los cementerios de bóvidos y elefantes en algunas regiones del Sur de África (Haynes, 2005), relacionados con charcas estacionales. Estos restos bien conservados, a veces en posición anatómica, no ofrecen marcas de cortes ni una relación clara con industria lítica (Villa et al., 2005), motivo por el cual no parece que los grupos humanos tuviesen más que un papel muy limitado y siempre marginal en la acumulación. Otros organismos relevantes, presentes en el yacimiento de Ambrona son: anfibios (Discoglosus galganoi, Pelobates cultriples, Pelodytes punctatus, Bufo bufo, Bufo calamita e Hyla sp), reptiles (Natrix sp), aves (Anser anser, Tadoma ferruginea y Fulica cf. atra), y los mamiferos (Crocidura sp, Microtus breciensis, Arvicola

Figura 5. Diagrama polínico del Complejo inferior de Ambrona (Soria).

aff. sapidus, Apodemus aff. sylvaticus, Oryctolagus sp, Macaca sp, Canis lupus mosbachensis, Felix, Lynx lynx, Panthera leo aff. fossilis, Crocuta crocuta, Equus caballus torralbae, Dicerorhinus hemitoechus, Cervus elaphus, Dama dama, Megaceros sp y Bos cf. primigenius), todos ellos típicos del Pleistoceno Medio. Los datos polínicos (Fig. 5) reflejan la existencia de una vegetación constituida fundamentalmente por Pinus, Juniperus y Poaceae, junto a elementos de carácter local, asociados al entorno como es el caso de taxa de ribera (Alnus, Salix y Ulmus) o los acuáticos (Cyperaceas, Ranunculaceas y Typha), característicos de los medios palustres. Se han identificado elementos nitrófilos (Rumex, Plantago) y taxones arbóreos de carácter más templado, como Quercus tipo caducifolio, Betula, Castanea, Corylus, y Juglans, que en la actualidad, no están presentes en el área de estudio, excepto pequeños bosque de Quercus tipo caducifolio desarrollados en las proximidades de la localidad de Conquezuela. De un modo general, se constata la existencia de medios fluvio-lacustres, desarrollados bajo un clima más suave que el reinante en la actualidad. La evolución del paisaje vegetal, muestra un cambio gradual desde medios abiertos (dominados por Poaceae y taxones

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nitrófilos), a un dominio de la masa forestal (fundamentalmente Pinus), pasando por una fase de dominio del matorral, como respuesta a la estabilización de las condiciones climáticas. A techo de la secuencia, se aprecia un retroceso del pinar y la pérdida de los taxones acuáticos y de ribera, asociado al desarrollo de un matorral de Juniperus y a la pérdida de la diversidad; esta imagen culmina con la desaparición total de la información polínica, debido probablemente a un drástico cambio en las condiciones tanto del medio como del clima (Ruiz Zapata et al., 2005). El Complejo Superior, constituido por litologías de tipo limo-arcillosos que alternan con otras de carácter más grosero, se identifican con facies de llanura de inundación y presentan una fuerte alteración edáfica (Fig. 4 B). En dicho complejo, se han identificado un par de niveles arqueológicos con industria lítica bien conservada y con mayor densidad que en el Complejo inferior. Destaca la ausencia de contenido en polen, la ausencia de Elephas y la abundancia de Equus. En cuanto a las actividades a desarrollar, en primer lugar se realizarán una serie de observaciones desde el borde de la loma, con el fin de cubrir los objetivos de dicha parada, encaminados a una mejor comprensión del yacimiento:

constatar la sucesión de pequeñas lomas a lo largo de ambas laderas del valle y como se relacionan por alturas, evidenciando la existencia de terrazas fluviales. determinar la altura del yacimiento con respecto al cauce actual del río y su relación con la parte más alta del valle. analizar la secuencia sedimentaria relacionada estrechamente con la acumulación de los huesos y definir el medio sedimentario. Detrás del Museo se analizará el complejo superior y se establecerá la relación temporal entre ambas secuencias y lo que supone el cambio en la naturaleza litológica de una con respecto a la otra. Se compararán los datos de la vegetación actual con los obtenidos del registro polínico. visita a ambos Museos donde se llevará a cabo el análisis y la observación de la fauna y de la industria lítica; en el yacimiento «in situ» se analizará además la disposición de los restos. Con toda la información se podrá llevar a cabo tanto la reconstrucción del paleoambiente y del paleoclima así como establecer la edad relativa y orgánica del yacimiento.

Figura 6. Parada 4. Terraza travertínica de Horna, Guadalajara. A-B) detalle de la secuencia sedimentaria.

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Parada 4. Travertino de Horna: reconstrucción climática Localización La terraza travertínica de Horma se localiza frente al pueblo de Horna, en la carretera GU-127 y a unos 10 Km de Sigüenza, una vez se ha cruzado el puente que deja a nuestras espaldas el pueblo de Horna (Fig. 6). Descripción Se trata de un depósito desarrollado sobre la terraza T4 (+20-25m) del río Henares y tiene una datación a techo de 135±12 ka, series de Uranio (Howell et al., 1995). La formación de los travertinos está asociada a la actividad orgánica de una comunidad vegetal y condicionada por factores geológicos, climáticos e hidrológicos; en el caso de las terrazas travertínicas, representan la respuesta sedimentaria externa de la dinámica del sistema kárstico. Su presencia es un indicador de climas húmedos y cálidos. Los objetivos de dicha parada se centran en: analizar la evolución litológica del depósito, así como realizar la reconstrucción del medio y del clima, dado que es posible observar un tránsito (Fig. 6 A y 6 B) entre los conglomerados que definen la llanura aluvial, a un paquete de margas, que define un medio de carácter más lacustre y que culmina en el desarrollo del travertino, como expresión de baja lámina de agua, colonización del medio por la vegetación y un clima adecuado para que tenga lugar la precipitación de carbonato sobre los tallos de las plantas colonizadoras. relacionar la edad relativa y numérica del depósito. Correlacionar dicho depósito con el complejo de Ambrona. 5. ACTIVIDADES Y MATERIALES DIDÁCTICOS SUGERIDOS Para llevar a cabo esta salida de campo sería aconsejable, que previamente tuviera lugar una presentación de dicho itinerario en el aula, con el fin de facilitar al alumno la ubicación de aquellos aspectos en los que se incidirá durante la salida. Al inicio del itinerario propuesto se facilitarán los folletos explicativos, que se adquieren en el propio Museo de Ambrona. Se complementará con un mapa de situación general de la zona, donde se irán ubicando las

sucesivas paradas, sencillos esquemas que faciliten la ubicación temporal y espacial del yacimiento y que pueden ser elaborados por el profesor o bien fotocopias de los propuestos por los diversos autores que han trabajado en la zona. Un buen complemento lo constituye el libro monográfico publicado por el Museo Arqueológico Regional de Madrid: Los yacimientos Paleolíticos de Ambrona y Torralba (Soria). ZONA ARQUEOLÓGICA n.º 5 (2005). Se propone llevar a cabo una recogida de los distintos materiales que afloran el la zona, para su posterior identificación en el laboratorio. Se levantarán las columnas estratigráficas en el campo, con la ubicación de los restos orgánicos. El alumno tomará nota de la relación del material fósil, presente en ambos museos y levantará un esquema sobre la posición de los restos del yacimiento «in situ». Se proporcionará la información sobre naturaleza, edad y clima de los organismos. Para más información ver Museo Arqueológico Regional de Madrid: http://www.madrid.org

6. REFERENCIAS Aguirre E. y Fuentes C., (1969): Los vertebrados fósiles de Torralba y Ambrona. Etudes sur le quaternaire dans le monde. VIII Congrés INQUA, vol I, 433-437. Haynes G., (2005): Las acumulaciones modernas de huesos de elefante como modelo para interpretar Ambrona y otras áreas con faun afósil a orillas del agua. Zona Arqueológica, 5, 154-175. Howell F.C., Butzer K.W., Freeman L.G., y Klein R.G., (1995): Observations on the Acheulean occupation site Ambrona (Soria province, Spain) with particular reference to recent investigations (1980-1983) and de lower occupation. Jarbuch des Römisch-Germanischen. Zentralmuseum Maiz, 38, 33-82. Martinez Solano I., y Sanchiz B., (2005): Anfibios y reptiels del Pleistoceno medio de Ambrona. Zona Arqueológica, 5, 232-239. Menéndez Amor J., y Florschütz T., (1959): Algunas noticias sobre el ambiente que vivió el hombre durante el gran 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 Hambrona. Zona Arqueológica, 5, 190-199. Pérez-González A., Santonja M., y Benito A., (2005): Secuencias litoestratigráficas del Pleistoceno medio

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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 formación travertínica de Horna (Guadalajara): análisis polínico e interpretación paleoclimática. Monografía: Karst and Environment, 447-452. Ruiz Zapata M.B., Gil García M.J., Dorado Valiño M., y Valdeolmillos A., (2005): El paisaje vegetal durante el Pleistoceno medio en el interior peninsular. Zona Arqueológica, 5, 214-221. Sánchez Marco A., (2005): Pocos huesos para tanta historia: las aves fósiles de Ambrona y Torralba. Zona Arqueológica, 5, 248-257. Santonja M., Pérez-González A., y Mora R., (2005): Investigaciones recientes (1990-1997) en los yacimientos achelenses de Ambrona y Torralba (Soria, España). Zona Arqueológica, 5, 104-123.

Santonja M., y Pérez-González A. eds., (2005): Los yacimientos paleontológicos de Ambrona y Torraba (Soria): un siglo de investigaciones arqueológicas. Zona Arqueológica, 5. Museo Arqueológico Regional de Madrid, 444 p. Sesé C., (1986): Insectivoros, roedores y lagomorfos (Mamalia) del sitio de ocupación achelense de Ambrona (Soria. España). Estudios Geológicos, 42, 355-359. Sesé C., y Soto E., (2005): mamíferos del yacimiento del Pleistoceno medio de Ambrona: análisis faunístico e interpretación paleoambiental. Zona Arqueológica, 5, 258-281. Villa P., Soto E., Santonja M., Pérez-González A., Mora R., Parcerisas J., y Sesé C., (2005): Nuevos datos de Ambrona: cerrando el debate caza versus carroñeo. Zona Arqueológica, 5, 352-381.


ITINERARIO GEO-DIDÁCTICO POR EL PARQUE NATURAL DEL ALTO TAJO L. Carcavilla1 1

Instituto Geológico y Minero de España. C/. Ríos Rosas, 23. 28003 Madrid. [email protected]

1. INTRODUCCIÓN El Parque Natural del Alto Tajo se sitúa en el extremo suroriental de la provincia de Guadalajara e incluye un pequeño sector de la provincia de Cuenca. Fue declarado como tal en el año 2000 y tiene una extensión de 105.000 ha, a las que han de sumarse otras 70.000 ha de la Zona Periférica de Protección. El río Tajo es el elemento vertebrador del Parque Natural, que presenta una notable diversidad de paisajes, ambientes y ecosistemas muy bien conservados, lo que le convierte en uno de los enclaves de mayor riqueza natural de Castilla-La Mancha. Geodiversidad y potencial didáctico son las claves que hacen del Alto Tajo un lugar con enormes posibilidades para el desarrollo de actividades geo-didácticas e interpretativas. A ello hay que sumar las infraestructuras turísticas, interpretativas y de ocio disponibles en el Parque Natural. Entre ellas, destacan las llamadas Geo-rutas, que fueron puestas en marcha en 2006 y que consisten en nueve itinerarios geológicos autoguiados, diseñados para que el público visitante descubra el significado y valor de la geología del lugar. Este proyecto, creado como una herramienta de interpretación que ofreciera a los visitantes una alternativa de ocio, supuso la instalación de más de 80 elementos estáticos (paneles y placas de cerámica), la edición de diez folletos explicativos (uno por ruta y otro de carácter general sobre la geología del Parque Natural) y una guía de campo.

2. OBJETIVOS DEL ITINERARIO El objetivo de este itinerario es mostrar algunas de las actividades didácticas que pueden realizarse en el Alto Tajo aprovechando la infraestructura existente de las Geo-rutas. 3. CONTEXTO GEOLÓGICO El Parque Natural del Alto Tajo se sitúa en el sector central de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Si bien predominan los materiales mesozoicos, también aflora el basamento y, de manera aislada, depósitos terciarios. El basamento está formado por afloramientos paleozoicos, que generalmente corresponden al núcleo de estructuras alpinas arrasadas por la erosión. En su mayoría se trata de pizarras y cuarcitas ordovícicas y silúricas, que constituyen los relieves más elevados del Parque Natural. Sobre ellos, se disponen discordantemente los sedimentos que marcan el inicio del ciclo orogénico alpino en el centro de la Península. La sucesión del Triásico viene dada por la presencia de los tres grandes conjuntos de facies «germánicas» por su similitud con ellas: Buntsandstein, Muschekalk y Keuper. Son especialmente notables los afloramientos de la primera y tercera de estas formaciones. Los afloramientos del Jurásico y Cretácico ocupan gran parte de la superficie del Parque Natural. Son mayo-

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ITINERARIO GEO-DIDÁCTICO POR EL PARQUE NATURAL DEL ALTO TAJO

ritariamente rocas carbonatadas formadas en las plataformas marinas poco profundas que se instalaron en esta zona fundamentalmente durante el Jurásico y Cretácico superior. Sobre ellos se disponen discordantemente algunos afloramientos poco extensos neógenos. El resultado de esta configuración geológica es una notable geodiversidad, en la que destaca la presencia de importantes series estratigráficas del Silúrico, Ordovícico, Triásico, Jurásico y Cretácico superior.

También la diversidad litológica es notable, con afloramientos de pizarras, cuarcitas, conglomerados, areniscas, calizas dolomías, arenas y rocas volcánicas (dacitas). Pero sobre todo, es destacable la variedad de elementos geomorfológicos. Además del cañón fluviokárstico del río Tajo que da nombre al Parque Natural, destacan otros cañones que ríos como el Arandilla y el Gallo han labrado sobre las areniscas y conglomerados del Buntsandstein. Además, hay buenos ejemplos de diver-

Figura 1. Mapa del itinerario y ubicación del Parque Natural del Alto Tajo y de su Zona Periférica de Protección en la provincia de Guadalajara. El recuadro en rojo señala la parte ampliada.

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sas manifestaciones kársticas (sobre todo relieves formados por la disolución de rocas carbonatadas) como cavidades, dolinas, poljés, lagunas y relieves ruiniformes. Igual de espectaculares resultan otros elementos como pliegues, fallas y cabalgamientos, niveles ricos en fósiles y edificios travertínicos de grandes dimensiones (algunos de los cuales están activos en la actualidad). A todo esto hay que sumar la presencia de cascadas y lagunas de agua salobre, diversas manifestaciones periglaciares como turberas y ríos de bloques, y niveles ricos en minerales como aragonitos y jacintos de Compostela. 4. ITINERARIO El itinerario propuesto (Fig. 1) es un recorrido que visita varios enclaves singulares del Alto Tajo desde el punto de vista geológico y didáctico, aprovechando la existencia de las Geo-rutas. De hecho, el itinerario descrito enlaza varias de ellas seleccionando algunas de las paradas más interesantes e incorporando algunos elementos. El resultado es un largo itinerario que requiere cierta celeridad para ser recorrido en una sola jornada. Se recomienda completarlo con el resto de las paradas de las Geo-rutas visitadas para dar lugar a un itinerario de dos o tres jornadas, mediante un recorrido circular. También se recomienda completar la información aquí proporcionada con las referencias citadas en cada caso, con los folletos de las Geo-rutas (Carcavilla et al., 2006) y la Guía Geológica del Parque Natural del Alto Tajo (Carcavilla et al., 2008), donde vienen descritas, en tono divulgativo, varias de las paradas incluidas en el itinerario. Parada 1. Área experimental de Checa: de todo un poco Localización En la carretera que une las localidades de Checa y Orea, pasada la primera de ellas y cerca del pk 26, se ubica un área experimental y un amplio aparcamiento. Esta parada coincide con la parada 1 de la Geo-ruta 8. Descripción El área experimental de Checa muestra diferentes litologías presentes en el Parque Natural. Para ello, en unas vitrinas se exponen diez muestras de rocas en tres formatos: de mano, pulida y pulida visible a través de

una lupa de diez aumentos. A lo largo del itinerario se visitan afloramientos de todas estas litologías (con excepción de las rocas volcánicas, situadas en Orea, a escasos diez kilómetros de esta parada). Junto a las vitrinas (Fig. 2) se sitúa un panel explicativo sobre fósiles de graptolitos. Estos seres exclusivamente paleozoicos eran organismos coloniales marinos, de los cuales sólo se conserva en forma de fósil el esqueleto colonial de naturaleza orgánica. Son excelentes fósiles guía del Ordovícico y Silúrico, superando en precisión a los métodos de datación radiométricos ya que sus biozonas (conjunto de capas/estratos con la asociación de un grupo de fósiles) datan periodos de 200.000 años para rocas con edades comprendidas entre los 500 y los 410 Ma (millones de años). Para encontrar fósiles de estos organismos, es recomendable bajar la escalera que hay detrás de las vitrinas y girar a la derecha. A unos metros se encuentra una zona vallada, que corresponde con una zona de reserva y uso restringido (exclusivamente científico) del Parque Natural, ya que es uno de los yacimientos de graptolitos más importantes de España. Alrededor de la valla es posible encontrar abundantes fósiles. Cerca de este lugar, al pie de la escalera pero girando a la izquierda, se encuentra el jaulón que protege al llamado «dropstone» de Checa (Fig. 2). Esta roca es un fragmento de arenisca transportada en el hielo de un iceberg durante la glaciación que tuvo lugar a finales del Ordovícico (Gutiérrez-Marco et al., 2002). La roca cayó al fondo del mar al fundirse el hielo que la sostenía, quedando cubierta por sedimentos marinos posteriores. Para evitar su expolio, hubo que construir una reja que, aunque estéticamente no sea lo más adecuado, al menos garantiza su conservación, que estaba seriamente amenazada. Parada 2. Salinas de Armallá: la sal de la vida Localización Las salinas de Armallá (Fig. 3) se ubican en la pedanía del mismo nombre, en la carretera CM-210 que une Molina de Aragón y Taravilla, a unos 15 kilómetros de la primera localidad. En las afueras de la población (en dirección a Taravilla) existe un apartadero donde puede estacionar un autocar. Si se va a realizar la visita con grupos, es posible solicitar a los gestores del Parque Natural que permitan el acceso al interior del molino y del almacén de sal.

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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 una de 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.

Descripción

Figura 3. Imagen aérea de las Salinas de Armallá, con los elementos que las componen. P ) aparcamiento. Fotografía de Rafael Ruiz.

Las Salinas de Armallá son unas de las muchas explotaciones salinas ubicadas en el Alto Tajo. Hoy abandonadas en su mayoría, tuvieron enorme interés en el pasado preindustrial, en especial por la dificultad de las comunicaciones que hacían complejo traer sal procedente de zonas litorales. La sal era utilizada para consumo humano, 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, y sus orígenes se remontan a épocas romanas, si bien los primeros datos documentados se refieren al siglo X (Alba y Aso, 2003). La construcción y estructura actual se remonta al reinado de Carlos III (1759-1788), cuando la Corona se hizo cargo de la gestión de la sal. El nombre del lugar proviene del periodo de ocupación árabe, ya que en esa lengua, mina de sal se traduce por «madin almallaha».

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En Armallá se conservan los almacenes (llamados alfolíes) de sal extraída, el molino mediante el cual se captaba agua cargada en sales, el depósito de concentración y las eras de secado. Al otro lado de la carretera se sitúa el almacén principal de sal. El proceso de extracción de la sal comenzaba con el bombeo de agua cargada en sales. Para ello, en el molino, existía una noria movida por tracción animal, aunque a principios del siglo XX fue sustituida por un motor de extracción. Del molino el agua salía a través de una canaleta hasta el depósito de concentración, también llamado recocedero, de aproximadamente 2.800 m2, donde por evaporación, ganaba salinidad. Desde esta gran balsa el agua se distribuía a las eras a través de una red de canales (llamadas canaletas de alimentación) situadas en los caballones, que eran los diques que separaban cada una de las eras (Fig. 3) por los que las caballerías circulaban para la recogida de la sal. Las eras o albercas eran balsas de poco calado en las que se acumulaba el agua para su evaporación en los meses de máxima insolación. Se agrupaban en quiñones y estaban separadas por diques de madera de sabina albar, que es muy resistente a la putrefacción, llamados tablazones. Al evaporarse totalmente el agua de las eras, se recogía la sal que se acumulaban en los almacenes (llamados alfolíes) para su venta y distribución. Se obtenían aproximadamente 23 kilos de sal por cada cien litros de agua (Alba y Aso, 2003). El origen geológico de la sal hay que buscarlo en el Keuper, formación geológica del Triásico superior rica en sales y anhidrita, si bien existen otros niveles debidos a episodios salinos entre el Triásico inferior y la base del Jurásico. El Keuper está formado por arcillas, margas, yesos y sales. Dan lugar a una formación con predominio de colores rojizos, pero también violetas, morados, verdes e incluso negros. De hecho, la palabra Keuper hace referencia en alemán a los diferentes colores que caracterizan a esta formación geológica. Estos materiales se depositaron hace aproximadamente 230 millones de años cuando durante unas decenas de millones de años la zona fue algo así como una enorme salina natural comunicada con el mar y prácticamente sin aportes de aguas continentales (Fig.4). El clima árido facilitaba la evaporación del agua y la acumulación de depósitos de sal, en unas condiciones que debieron ser muy uniformes (Ortí et al., 1996).

0 km

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Provincia de Guadalajara Ubicación del Parque Natural del Alto Tajo Zona con depósitos salinos del Triásico superior (Keuper) Zonas con mayor espesor de depósito del Keuper Península Ibérica

Figura 4. Representación de las cubetas evaporíticas peninsulares durante 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 izquierda afloran unas arcillas de marcado color rojizo. Se trata de un afloramiento de la parte superior del Keuper donde es fácil encontrar aragonitos, y que constituye la localidadtipo de este mineral. Descripción El aragonito (Fig. 5) es un mineral que fue descubierto en la comarca de Molina de Aragón en el siglo XVIII. Las primeras citas de aragonitos proceden del Padre Torrubia, quien describía a mediados del siglo XVIII los ejemplares encontrados en este afloramiento: «[] en Molina de Aragón, à la otra parte de los Batanes, y Molino, que el Río Gallo (famoso por fus fingularifsimas Truchas afalmonadas) [] hay un Montecillo, donde entre

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la mifma tierra fe cogen muchifsimos crystales hexagonos, (à que alli llaman Torrecillas) de los que en menos de quatro minutos juntò a un Muchacho porciones considerables» (Torrubia, 1754). De este afloramiento también procedían los ejemplares que, en 1788, describió el prestigioso geólogo alemán Werner. La historia de la primera descripción de este mineral está marcada por dos errores: el primero es que se pensó que era una variedad del apatito y no un mineral nuevo para la ciencia, y el segundo error fue pensar que los ejemplares provenían de Aragón, lo que dio nombre al mineral (Jiménez et al., 2005).

Parada 4. Centro de Interpretación de Corduente Localización El Centro de Interpretación Dehesa de Corduente se sitúa a 3 kilómetros de esta localidad, en la carretera que se dirige a Torremocha del Pinar. Cuenta con un amplio aparcamiento, un área recreativa y está abierto todos los días del año excepto los lunes. Descripción El Parque Natural cuenta con dos centros de interpretación en funcionamiento y otros tres cuya construcción está en marcha. El de Corduente es el principal y el de mayores dimensiones, y su exposición se centra en describir las unidades ambientales del Alto Tajo. También cuenta con información geológica en varios paneles, una maqueta que recrea un macizo kárstico, una sección del cañón del Tajo en el que se explica su estructura geológica, una pequeña colección de fósiles, minerales y rocas, y una representación con muestras reales de la columna estratigráfica simplificada de la zona. Parada 5. Barranco de la Hoz: «el mundo en un grano de arena» Localización

Figura 5. Diferentes ejemplares de aragonito encontrados en el afloramiento de la parada 3.

El aragonito es uno de los minerales españoles más representativos, pero no es tan abundante en otros países. Es fácil encontrar cristales de aragonito en la parte alta de la serie del Keuper que aparece en las zonas de Molina de Aragón, Cobeta y Olmeda de Cobeta. Si bien sus colores más frecuentes son el blanco y el grisáceo, en el Alto Tajo es habitual encontrarlo de color rojizo. Los cristales de aragonito a menudo están maclados, es decir, que dos o más cristales aparecen juntos, orientados simétricamente con respecto a un eje o un plano. Tiene un hábito pseudohexagonal, es decir, que las maclas formadas por varios cristales del mineral crecen formando prismas hexagonales casi perfectos, con tamaños de habitualmente oscilan entre 1 y 10 cm.

El Barranco de la Hoz se sitúa en las proximidades de las localidades de Ventosa y Corduente. Para acceder a él, desde esta última localidad deben seguirse las indicaciones hacia la ermita de la Hoz, situada en el interior del cañón. Otra opción para obtener una vista panorámica es seguir desde el Centro de Interpretación las indicaciones al mirador del Barranco de la Hoz, lo que se puede hacer a pie o en vehículo. Descripción Más que «el mundo en un grano de arena», como decía el famoso poema de William Blake, se trata de miles de millones de granos de arena y cantos de cuarcita que forman las areniscas y conglomerados de la facies Buntsandstein, que constituyen las paredes de este espectacular cañón fluvial, por lo que ha sido propuesto como de los lugares de interés geológico españoles de relevancia europea.

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Las areniscas y conglomerados del Buntsandstein son de origen fluvial. Restos palinológicos (pólenes y esporas fósiles) encontrados en este lugar demuestran que la sedimentación del Buntsandstein es heterócrona, y que mientras que en algunos lugares empezó a finales del Pérmico (como ocurre en este lugar), en otros el inicio de su sedimentación se demoró hasta el Triásico medio. El enorme espesor de esta unidad y de las otras que conforman el conjunto del Buntsandstein se debe a la subsidencia que durante millones de años tuvo lugar: la cuenca sedimentaria no se rellenaba a pesar de que a ella llegaban millones de metros cúbicos de rocas arrastradas por ríos y torrentes, ya que la subsidencia (hundimiento) de la cuenca continuaba por procesos tectónicos. Además, la subsidencia no fue homogénea sino diferencial (no igual en toda la cuenca sedimentaria ni durante todo el tiempo), lo que explica las discordancias

internas, las variaciones de espesor y los cambios laterales (Ramos et al., 1986). En este lugar y su entorno se han descrito cinco formaciones que definen el Buntsandstein en el sector central de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Sopeña et al., 1989). La primera de estas unidades, la Formación Conglomerados de la Hoz del Gallo, fue definida precisamente en el Barranco de la Hoz (Fig. 6). Está formada por conglomerados rojos de cuarcita que corresponden a depósitos de un sistema fluvial de canales entrelazados asociados a abanicos aluviales. Por encima de este nivel se sitúa la Formación Areniscas de Rillo de Gallo, compuesta casi exclusivamente por areniscas de color rojizo y dispuesta de manera concordante sobre la anterior. Corresponde a un sistema fluvial de canales entrelazados y carga de fondo arenosa, lo que representa una evolución del sistema hacia redes fluviales más estables y más distales (Sopeña et al., 1989).

Figura 6. Vista del Barranco de la Hoz desde el mirador, marcando el límite aproximado entre las formaciones Conglomerados de la Hoz del Gallo y Areniscas de Rillo de Gallo. Fotografía de David Santiago.

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Parada 6. Pliegues y más pliegues Localización Desde la ermita del Barranco de la Hoz se continúa en dirección a Torete. Se cruza este pueblo y se sigue por la carretera. Poco antes de llegar a Cuevas Labradas sale a mano derecha una pista forestal. Siguiendo por ella, y tras cruzar un vado, se continúa 200 metros hasta llegar a una pérgola donde se ubica un panel. Esta parada coincide con la parada 10 de la Geo-ruta 5. Descripción A lo largo de este trayecto se puede observar como las facies siliciclásticas del Buntsandstein dan paso a la secuencia carbonatada de origen costero del Muschelkalk, que refleja una transgresión marina hacia occidente. Estos sedimentos reflejan el límite occidental del mar de Tethys. A su vez, las facies del Keuper se superponen a las anteriores y sobre ellas se disponen los materiales carbonatados del Jurásico, que reflejan otra transgresión marina que daría lugar a la instalación de plataformas marinas durante este periodo. Por la carretera se pueden ir observando estos cambios que reflejan cómo el mar fue inundando el continente a comienzos del Mesozoico, y cómo actualmente el paisaje y la vegetación cambian simultáneamente con la litología. En esta parada se observan unos espectaculares pliegues que afectan a las calizas de la Formación Cuevas Labradas, del Jurásico inferior. Son debidos a los esfuerzos compresivos de la orogenia Alpina que fundamentalmente en dos pulsos (Eoceno-Oligoceno y Mioceno inferior) dejaron reflejo en este sector de la Cordillera Ibérica. En este lugar se encuentra ubicada un área experimental que recrea el mecanismo de formación de este tipo de pliegues.

Parada 7. Un pequeño Parque Jurásico Localización Unos kilómetros más adelante en la pista, justo antes de llegar a su intersección con la carretera principal. Un panel marca la localización exacta de la parada. Esta parada coincide con la parada 1 de la Geo-ruta 4.

Descripción En este lugar es fácil encontrar restos de fósiles de organismos del Jurásico inferior. A menudo se trata de fragmentos sueltos, que la escorrentía deja al descubierto tras las lluvias. En caso de acudir con un grupo numeroso, debe evaluarse la conveniencia de la visita a este lugar, en todo caso insistiendo en que debe primar la observación frente a la recolección de gran número de ejemplares. Al encontrarse fácilmente restos de diferentes tipos de grupos fósiles: principalmente rinconelas y terebrátulas (braquiópodos), plicatulas y belemnites (moluscos), pueden discutirse diferentes aspectos referidos a su anatomía, ecología y a los mecanismos de fosilización.

Parada 8. El agua construye rocas: la Escaleruela

Localización Se continúa por la carretera hacia Zaorejas y nada más pasar el pk 23 hay un apartadero (en el lado izquierdo de la carretera) donde pueden estacionar varios vehículos o un autocar. Para llegar al pie de la Aguaspeña se debe retroceder andando 100 metros por la carretera hasta encontrar a la derecha una pista ancha (señalizada como Pista del Tajo) durante un kilómetro. A este punto se puede llegar en turismo, pero un autocar no podrá dar la vuelta en este lugar. Esta parada coincide con la parada 2 de la Geo-ruta 4. Descripción La Escaleruela es un edifico tobáceo de grandes dimensiones y perfil escalonado, lo que le da nombre. Está situada al pie del barranco de Ciño Negro, junto al cauce del Tajo. Las tobas o travertinos son muy frecuentes en algunos sectores del Alto Tajo. En la formación de estos grandes edificios tobáceos participan factores geológicos (como la litología, geoquímica o la evolución geomorfológica), hidrogeológicos (evolución del nivel freático y el régimen fluvial) y climáticos (temperatura, humedad, precipitación e insolación). Debido a que sobre estos depósitos pueden aplicarse técnicas de datación, es posible interpretar aspectos relacionados con la evolución geológica, climática y eco-

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lógica reciente, ya que encierran también información paleopolínica, paleofaunística y paleoclimática. La Escaleruela es un edifico tobáceo complejo alimentado por una surgencia kárstica (Fig. 7), de la que drenan las aguas infiltradas en la paramera cretácica. Similares características presenta el edificio tobáceo del Campillo (visible en la parada siguiente), que también muestra diferentes fases de crecimiento durante el Pleistoceno y Holoceno. En la actualidad, ambos edificios presentan un funcionamiento estacional, dependiendo de la cantidad de precipitaciones. Por ello, la precipitación de nuevo carbonato cálcico suele tener lugar en otoño y primavera. En la actualidad, también se está produciendo una nueva toba en el lecho del río Tajo, aunque parece evidente que la precipitación actual es menos importante que la que tuvo lugar en otros periodos pasados pero recientes (Holoceno-Bronce antiguo), hecho demostrado por la existencia de edificios tobáceos bien desarrollados situados colgados entre 2 y 5 metros sobre el cauce actual del río (Ordóñez et al., 1992).

La precipitación de calcita y formación de la toba está controlada física y biológicamente, siendo factores determinantes la temperatura del agua, el ritmo de desgasificación de CO2 disuelto y la presencia de vegetación. El proceso más común de calcificación suele tener lugar en surgencias o a lo largo de cursos de flujo turbulento (rápidos, saltos y cascadas), si bien en remansos y zonas de aguas tranquilas también tiene lugar la precipitación debido a la acción de algas cianobacterianas. La presencia de tobas calcáreas se considera como respuesta sedimentaria de la dinámica kárstica e indicadora de climas húmedos y cálidos, y se asocian a cambios ambientales ocurridos durante el Cuaternario, ya sean éstos naturales o inducidos por la acción antrópica. Quizá uno de los aspectos más interesantes de la visita a este edificio tobáceo es la posibilidad de observar diferentes estructuras de crecimiento de la toba. Incluso es fácil encontrar restos vegetales recientes cubiertos de toba reciente, y a media altura es posible identificar varios elementos de este edificio semifuncional.

Figura 7. Bloque diagrama mostrando la circulación del agua en el macizo kárstico y diferentes elementos que son observados en las paradas 8, 9 y 10.

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Parada 9. A vista de pájaro: el mirador de Zaorejas Localización Continuando por la carretera (en dirección a Zaorejas) en el kilómetro 4,800 sale a la izquierda una pista con el símbolo de mirador. Mediante una pista asfaltada que salva un fuerte desnivel, se llega al llamado mirador de Zaorejas. El acceso en turismo no plantea problemas, pero sí el acceso en autocar, que deberá ser de tres ejes o un microbús para que pueda subir. El mirador fue restaurado en 2007 y está equipado con tres paneles interpretativos (dos de geología y uno de observación de aves). Cuenta con un amplio aparcamiento a 20 metros del mirador. Esta parada coincide con la parada 8 de la Geo-ruta 4.

Descripción Este mirador constituye un punto privilegiado ya que desde él se obtienen magníficas vistas del cañón del Tajo y se pueden observar varias unidades ambientales del Parque 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 ribera del río y los espectaculares cortados labrados por la labor erosiva del río, formados en calizas y dolomías del Cretácico superior. El trazado del río Tajo en este sector responde a la presencia de una compleja estructura tectónica en la que la denominada falla del Alto Tajo es el elemento más destacado. Desde este mirador se tiene una vista panorámica del edifico tobáceo del Campillo, también llamado del Puente de San Pedro. Posee tres niveles horizontales colgados

Figura 8. Panorámica del edifico travertínico de El Campillo (parada 10), visto desde el mirador de Zaorejas. Explicación en el texto.

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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 formar una repisa como tal, formado por retazos discontinuos de travertinos fluviales ubicados a cotas comprendidas entre los +3 y +10 metros (nivel 4 de la Fig. 8). Las dataciones realizadas reflejan que el crecimiento del edificio travertínico tuvo lugar fundamentalmente en tres episodios: uno antiguo hace aproximadamente 130.000 años del que sólo quedan pequeños restos desmantelados por la erosión, un segundo episodio hace entre 110.000 y 80.000 años, en el que se formaron los dos niveles situados a cotas más altas, y un tercer episodio que dio lugar a los niveles tercero y cuarto hace menos de 10.000 años (López Vera y Martínez Goytre, 1989). Estos tres episodios de formación de toba se ven reflejados en otros muchos depósitos tobáceos presentes en el Alto Tajo, coincidiendo con etapas de alta actividad kárstica. Sin embargo, los periodos de destrucción-erosión que los separan están mucho peor identificados, si bien se asocian a periodos más secos (y quizá más fríos) en los que se produjo una disminución de la cubierta vegetal (Ordóñez et al., 1992). Parada 10. Las entrañas del Alto Tajo: la Sima de Alcorón Localización Se continúa por la carretera y se cruza la localidad de Zaorejas. Diez kilómetros más adelante se llega a un cruce, y se deberá tomar el desvío a la izquierda (en dirección a Peñalén, está señalizado). En el pk 5,200 de la carretera está indicado el desvío a la cavidad y existe un apartadero en el que pueden estacionar autocares. Desde este lugar se puede acceder al área recreativa donde se ubica la cueva andando 200 metros o continuar con el vehículo (sólo turismos) hasta el aparcamiento situado junto a ella. Esta parada coincide con la parada 1 de la Geo-ruta 6.

aprovecha el diaclasado vertical para progresar en profundidad y en muy pocos casos avanza a favor de la estratificación, dando lugar a auténticos pozos naturales que actúan como sumideros. De esa manera, en la paramera casi no hay cursos de agua superficial, ya que la escorrentía se infiltra aprovechando las simas. Estas suelen acabar de forma brusca al alcanzar un nivel menos permeable, a menudo la Formación Arenas de Utrillas, si bien otros niveles cretácicos intercalados en las series turoniense y cenomaniense pueden hacer que la circulación subterránea continúe en régimen difuso, sin dar lugar a galerías o conductos espeleológicamente penetrables (González Amuchastegui, 1998). Aunque no hay un inventario realizado, se estima que en la paramera de Zaroejas-Villanueva-Valsalobre las cavidades deben superar el centenar. En los alrededores es posible encontrar otros rasgos kársticos como dolinas (Fig. 7), poljés y relieves ruiniformes, si bien el endokarst está mucho más desarrollado que el exokarst. La Sima de Alcorón está semi-acondicionada para la visita y junto a su boca se sitúa un área recreativa. La cavidad posee una profundidad de 63 metros repartidos en dos secciones. La primera de ellas conduce a un amplio replano de 20 metros de diámetro donde entra la luz del sol. Unos escalones metálicos permiten el acceso a esta gran sala de 15 metros de alto. La segunda sección baja hasta el fondo de la cavidad mediante unas escaleras de hormigón rodeadas de un caos de bloques. Precisamente en su punto más bajo se encuentra una represa artificial que los habitantes de la zona utilizaban para conseguir agua, ya que en la paramera no había fuentes ni arroyos. Para acceder a este lugar derribaban pinos que arrojaban al interior de la cavidad, bajando hasta su interior utilizando las ramas del árbol como escaleras. Para acceder al fondo de la cavidad es recomendable llevar linterna y algo de abrigo.

5. ACTIVIDADES Y MATERIALES DIDÁCTICOS SUGERIDOS

Descripción

Actividad 1. Geodiversidad

La Sima de Alcorón es una de las muchas cavidades que horadan la paramera cretácica. En los alrededores de esta zona se han localizado abundantes cavidades que generalmente constan tan sólo de uno o dos conductos verticales, que alcanzan profundidades superiores a los 200 metros. Se trata de un karst de mesa, que

Las Geo-rutas 8 y 9 recorren los alrededores de Checa (primera parada de este itinerario) y Orea. La diversidad geológica de este lugar permite visitar enclaves de muy diferente naturaleza y significado geológico. Se recomienda consultar los folletos de estas rutas y la Guía geológica del Parque Natural del Alto Tajo para encon-

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trar más información. En Orea existe un Centro de Interpretación dedicado a los usos tradicionales en el Parque Natural. Actividad 2. Museo de la Vida de Molina de Aragón En Molina de Aragón se encuentra el Museo de Molina, que acoge diferentes exposiciones de arqueología, entomología y paleontología. (Ver reseña del Museo en este mismo volumen). Más información en la página web del Museo (http://www.museosdemolina.org/).

agua. Se puede hacer de subida o de bajada, recorriendo las paradas 2 a 8 de la Geo-ruta 4 en sentido normal o inverso. Visitando estos lugares y las paradas 8 a 10 descritas en el presente capítulo se obtiene una visión completa de la circulación del agua en un macizo kárstico (circulación superficial, infiltración en un sumidero, surgencia, circulación superficial con precipitación de toba y llegada a un cauce fluvial) y los diferentes efectos del agua cuando erosiona por disolución y cuando da lugar a la formación de rocas por la precipitación del carbonato. Para el desarrollo de actividades didácticas, el área recreativa de la Sima de Alcorón cuenta con un merendero y con un refugio de libre acceso (interesante para días de lluvia).

Actividad 3. Un viaje hacia el mar La Geo-ruta 5 tiene su comienzo en el Barranco de la Hoz y visita las paradas 5, 6 y 7 del itinerario aquí propuesto. Pero entre ellas, la Geo-ruta 5 propone otras paradas que muestran evidencias de la transgresiones marinas del Triásico medio y comienzos del Jurásico. Se recomienda consultar los folletos de estas rutas y la Guía geológica del Parque Natural del Alto Tajo para encontrar más información y completar el itinerario. Esta actividad tiene el problema de que no es realizable en autocar de 50 plazas, ya que no cabe por las pistas que recorren la ruta. Para grupos, sólo será posible recorrerla en microbús. Además, la Geo-ruta 5 propone la subida al mirador del Barranco de la Hoz, en cuyo camino se encuentran las paradas 4, 5 y 6 de la Geo-ruta. A pesar de ser una fuerte subida por unas escaleras talladas en la roca, merece la pena. Actividad 4. El karst: el poder erosivo y constructor del agua Para completar la última parte del itinerario, referida al karst, se recomienda la visita a la «ciudad encantada» de Hoya del Espino, relieve ruiniforme que constituye la parada 3 de la Geo-ruta 6. Este lugar ilustra magníficamente el desarrollo de un lapiaz y su evolución en el tiempo. También es posible, en vez de visitar tan sólo el pie del edificio tobáceo de la Escaleruela (parada 9 del presente itinerario), recorrerla íntegramente y visitar la surgencia que da lugar a la circulación superficial de

Materiales Los folletos de las Geo-rutas pueden pedirse en los centros de interpretación del Parque Natural y en los puntos de información. También puede solicitarse una copia en versión digital al Parque Natural. La Guía geológica del Parque Natural del Alto Tajo deberá solicitarse en el propio al Parque Natural. La Guía de los Espacios Naturales de Castilla-La Mancha (González Martín y Vázquez González, 2000) dedica un capítulo y un itinerario al Alto Tajo que es un buen complemento a lo aquí expuesto. 6. REFERENCIAS Alba R., y Aso C., (2003): Historia y técnica de una obra pública singular. Las Salinas de Armallá (Provincia de Guadalajara). Cimbra: Revista del Colegio de Ingenieros 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 Natural del Alto Tajo. Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha. Carcavilla L., Ruiz López de la Cova R., y Rodríguez E., (2008): Guía geológica del Parque Natural del Alto Tajo. Consejería de Medio Ambiente y Desarrollo Rural. Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha. Madrid, 296 p. González Amuchastegui M.J., (1998): Geomorfología y etapas de karstificación en la Rama Castellana del Sistema Ibérico. Estudios Geográficos, 59, 232, 423441.

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González Martín J.A., y Vázquez González A., coords., (2000): Guía de los espacios naturales de Castilla-La Mancha. 5ª edición. Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha. Toledo, 740 p. Gutiérrez-Marco J.C., Robardet M., Rábano I., Sarmiento G.N., San José Lancha M.A., Herranz Araújo P., y Pieren Pidal A.P., (2002): Ordovician. En: The Geology of Spain (Gibbons W., y Moreno, M.T., eds.). The Geological Society, London, 31-50. Jiménez R., Calvo M., Martínez Palomares M.A., y Gorgues R., (2005): Yacimientos de aragonito del Triásico Español. Bocamina. Revista de minerales y yacimientos de España, 16, 93 p. López Vera F., y Matínez Goytre J., (1989): Formación travertínica del Puente de San Pedro (Guadalajara): edad, ambiente de formación y evolución. Boletín Geológico y Minero, 100, 248-258. Ordóñez S., García del Cura J.A., González Amuchastegui M.J., y González Martín J.A., (1992): Génesis actual de carbonatos fluviales en el alto valle del río

Tajo (prv. De Guadalajara). III Congreso Geológico de España, Comunicaciones, 1, 158-163. Ortí F., García-Veigas J., Rosell L., Jurado M.J., y Utrilla R., (1996): Formaciones salinas de las cuencas triásicas de la Península Ibérica: caracterización petrológica y geoquímica. Cuadernos de Geología Ibérica, 20, 13-35. Ramos A., Sopeña A., y Pérez-Arlucea M., (1986): Evolution of Buntsandstein fluvial sedimentation in the northwest iberian ranges (central Spain). Journal of Sedimentary Petrology, 56, 6, 862-875. Sopeña A., Ramos A., y Pérez-Arlucea M., (1989): Permian and Triassic Fluvial systems in Central Spain. Exc. Guidebook, n.º 2. 4th. International Conference on Fluvial Sedimentology. Spain. Geològic de Catalunya, 1-82. Torrubia J., (1754): Aparato para la historia natural española. Edición facsímil del Instituto Tecnológico Geominero de España, 1994. Madrid. Sánchez-Moya Y., y Sopeña, A., (2004): El rift mesozoico ibérico. En: Geología de España (Vera, J.A., ed.). Instituto Geológico y Minero de España y Sociedad Geológica de España. Madrid, 484-522.


ECOLOGÍA Y CULTURA DE LAS COMUNIDADES PREINDUSTRIALES EN LA CUENCA SUPERIOR DEL 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]

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Departamento de Geología. Universidad de Alcalá. Edificio Ciencias. 28871. Alcalá de Henares. Madrid

1. INTRODUCCIÓN Este recorrido práctico se localiza en el paraje conocido como La Dehesa, en la localidad de Olmeda de Cobeta (Fig. 1). La razón que lo justifica es doble: por una parte, es uno de los mejores entornos de tipo adehesado preservados en toda la cuenca alta del Tajo; por otra, la riqueza de su patrimonio arqueológico y etnográfico permite seguir con cierto detalle la evolución del poblamiento humano en la zona y la relación que éste ha mantenido con el entorno natural. Por estas razones, desde el año 2005 se viene desarrollando allí el denominado «Proyecto Olmeda»; un programa de investigación interdisciplinar en el que se encuentran involucrados arqueólogos, antropólogos, biólogos y geólogos. Los resultados preliminares de su trabajo son la base sobre la que se desarrollan los contenidos de esta contribución. 2. OBJETIVOS DEL ITINERARIO El objetivo principal de este itinerario es analizar las diversas formas de interacción entre el ser humano y el medio físico en el que se desenvuelve. Para ello se trabajará con los resultados preliminares aportados por el mencionado «Proyecto Olmeda», al objeto de presentar las líneas generales que definen el proceso de utilización del medio físico por parte del hombre desde la Prehisto-

ria a la actualidad. De esta manera, se atenderá simultáneamente tanto a los aspectos culturales (secuencia y evolución de las formas de ocupación así como su huella en el territorio) como a los medioambientales (incidencia de estas ocupaciones en los procesos de cambio paisajístico) que caracterizan este proceso. 3. EL MARCO FISIOGRÁFICO La Dehesa de Olmeda se sitúa en una zona montuosa enclavada al Oeste de la localidad de Molina de Aragón integrada en el Parque Natural del Alto Tajo y, por lo tanto, en un entorno muy accidentado, marcado por una potente disección fluvial excavada en los terrenos secundarios. Esto da como resultado un paisaje agreste, de gran espectacularidad, con profundos valles delimitados por grandes farallones calizos (González Marín y Vázquez González 1991). Desde un punto de vista orográfico, la Dehesa adquiere la forma de una gran meseta de 158 ha., con un ligero buzamiento hacia el Sureste. Sus frentes septentrional y occidental adoptan un aspecto muy escarpado debido a los farallones calizos allí presentes y que, al menos en esos sectores, la aíslan completamente del entorno circundante. En cambio, sus flancos oriental y meridional aún mostrando un desnivel relativamente fuerte respecto a su nivel de base, presentan laderas más suavizadas y, por lo tanto, una mayor accesibilidad.

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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.

Geológicamente se encuentra incluida en una zona de terrenos mesozoicos. La meseta en la que se asienta contiene una secuencia estratigráfica constituida en su base por margas y margo-calizas del Jurásico sobre las que se disponen materiales pertenecientes al Cretácico: las arenas y arcillas del Cretácico Inferior y las calizas y margas del Cretácico Superior. Esta estratigrafía geológica produce una superficie de elevada pedregosidad, con abundantes afloramientos calizos tipo lapiaz, con surcos originados por la escorrentía superficial que son ocupados suelos arcillosos. El comentado carácter cárstico es la causa de uno de los aspectos más significativos que posee La Dehesa de Olmeda, de cara al poblamiento humano: las filtraciones del agua de lluvia que recibe la parte superior de la meseta dan lugar a un nivel freático situado en torno a la hisohipsa de los 1.180 metros s.n.m. Esto produce una red de manantiales dispuestos en las laderas de todo su perímetro exterior. Esta circunstancia no sólo garantiza el abastecimiento hídrico a los eventuales pobladores 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 década de los años 50 del pasado siglo, ha propiciado la recuperación de la masa arbórea, lo que confiere al conjunto el aspecto de un espectacular bosque de robles y encinas (Fig. 2). Efectivamente, la actual cobertera vegetal está compuesta por una masa boscosa relativamente densa de quercineas, con un predominio del roble (Quercus faginea) aunque también se conservan soberbios ejemplares de encina (Quercus ilex). La densidad de la masa arbórea no es uniforme en todo el ámbito de estudio, sino que pueden distinguirse dos zonas: La primera, correspondiente al ámbito de la dehesa boyal propiamente dicha, nunca ha sido roturada por lo que es el área donde se desarrolla un bosque más denso compuesto mayoritariamente de encinas, aunque no dejan de ser abundantes los especimenes de roble; la segunda zona corresponde a los terrenos roturados dedicados a tierras de cultivo. Ahí, la masa arbórea es

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mucho más dispersa y las diferencias de edad entre los especimenes de roble y encina es mucho más acusada, lo que corrobora de forma casi definitiva la existencia de un bosque mayoritariamente compuesto por roble antes de la extensión de la masa de encinas. Además de estas especies es frecuente la presencia de 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 a tomillo, espliego y salvia.

Descripción Esta parada tiene por objeto mostrar la zona de trabajo en su conjunto. El punto de parada elegido permite visualizar la disección fluvial del entorno y los relieves resultantes de esos procesos erosivos. Parada 2. Geomorfología y ocupación humana Localización Se localiza en el Alto de la Dehesa, y más concretamente en el escarpe rocoso de Peña Moñuz, desde donde se percibe un extenso sector del entorno noroccidental de meseta adehesada. Descripción

Figura 2. Vista aérea de La Dehesa desde el Oeste, con la localidad de Olmeda al fondo.

4. ITINERARIO El itinerario propuesto discurre en su practica totalidad por La Dehesa de Olmeda, quedando inscrito por lo tanto en un área de 158 ha. La versatilidad de ese entorno, permite trabajar de forma casi simultánea en diversos aspectos concernientes tanto al medio natural como a la herencia cultural dejada por los habitantes que a lo largo de los siglos han poblado la zona. Parada 1. Agentes naturales y procesos geomorfológicos Localización En la carretera que comunica las localidades de Cobeta y Olmeda de Cobeta, y más concretamente en el punto kilométrico 22 de la carretera CM 944, a la altura del Alto del Monte.

Se comentará la secuencia de ocupación humana de la Dehesa (Fig. 3) desde el puntal de Peña Moñuz que, gracias a su extenso campo visual, permite contemplar una buena parte de los yacimientos arqueológicos localizados, hasta el momento, en el entorno de la Dehesa así como los rasgos esenciales de los entornos físicos en los que se localizan. En este sentido, hay que resaltar que los trabajos de prospección arqueológica llevados a cabo han revelado una secuencia de ocupación que abarca más de diez milenios. La secuencia arranca en los inicios del Holoceno, según parece estar indicando la industria lítica documentada en el yacimiento de Los Pradillos, que es tipológicamente adscribible a un horizonte Mesolítico de tipo macrolítico. Más tarde, en torno al siglo XV a.C., se registra un poblamiento adscribible a la Edad del Bronce materializado en dos asentamientos al aire libre en los que los restos de industria lítica y cerámica nos indica la presencia de grupos que pudieron haber explotando el medio de forma estacional. Pero es en la Edad del Hierro, entre los siglos IV y II a.C. cuando se registran por primera vez evidencias de un poblamiento estable. El elemento más importante de estos momentos es el asentamiento de Peña Moñuz, aunque son otros los enclaves de la misma época detectados que, en conjunto, definen el primer sistema de poblamiento integrado.

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La siguiente fase se sitúa en los siglos I-II d.C, y queda representada por un asentamiento en llano situado a los pies de la meseta principal. La cronología queda indicada por los restos de Terra Sigillata hallados en la superficie, pero el estudio conjunto de material recogido muestra que no se trata de un asentamiento estrictamente romano, sino de un pequeño establecimiento indígena que se abasteció de ciertos productos de lujo que circulaban a través de las redes comerciales de la Hispania de época Imperial. Tras el la fase celtíbero-romana, se detectan diversos asentamientos encuadrados en el periodo islámico,

entre los siglos X y XII d.C. En conjunto, configuran una red de alquerías de carácter básicamente familiar, dedicadas a la explotación intensiva del entorno inmediato. Un sistema de poblamiento que será truncado por la reconquista del territorio por los cristianos a mediados del siglo XII d.C. que dará lugar al abandono de los antiguos núcleos de población islámicos y a la aparición de otros nuevos (como es el caso de la propia localidad de Olmeda de Cobeta) paralelamente al incremento de la especialización productiva como demuestran, por ejemplo, dehesas como la que ahora ocupa nuestra atención (Arenas Esteban 2008a).

Figura 3. Situación de los yacimientos arqueológicos localizados en La Dehesa y su entorno próximo: 1) Poblado celtibérico de Peña Moñuz; 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) Asentamiento 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 del asentamiento al aire libre epipaleolítico de Pradillos I, D) Materiales romanos del Poblado de Hortezuelas I, E) Materiales del poblado de Edad del Bronce de Pradillos.

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Parada 3. El poblado celtibérico de Peña Moñuz Localización La parada se desarrolla íntegramente en el poblado celtibérico de Peña Muñoz, ubicado en el escarpe calizo del mismo nombre situado en el extremo nor-occidental de La Dehesa. Descripción En este yacimiento arqueológico (Fig. 4), actualmente en fase de excavación, se destacarán los siguientes aspectos: su posición, en el extremo del farallón, dominando el valle y la vía de comunicación natural que éste constituye; sus sistemas defensivos que constan de una muralla de piedra de 3,5 m de altura, un foso de sección rectangular, excavado en la roca y un anillo exterior de piedras hincadas, conocido como «caballos de frisia»; finalmente su estructura interna organizada en viviendas y para almacenaje y molienda de productos vegetales.

es.

Un detalle interesante, y que por primera vez nos pone en contacto con la dimensión ideológica de las primitivas comunidades habitantes de La Dehesa, es que el tipo de arquitectura monumental ahí documentado resulta excesivo para las necesidades defensivas de poblados de pequeñas dimensiones como son Peña Moñuz u otros conocidos en su entorno próximo (Arenas Esteban 1999). Este hecho sugiere la posibilidad de que nos encontremos ante un comportamiento cargado de simbolismo, encaminado a delimitar ámbitos de influencia de comunidades concretas a través de la expresión física de su cohesión social, que quedaría materializada, entre otras cosas, en el trabajo colectivo que supone la construcción de estas inmensas defensas. Parada 4. El aprovechamiento del medio físico en el pasado Localización Una vez acabada la explicación de las ruinas celtibéricas, se retornará al escarpe rocoso de Peña Moñuz, desde donde se iniciará la explicación de la potencialidad económica de los recursos litológicos (entre otros) existentes en el entorno de La Dehesa. Desde este punto, y desplazándonos progresivamente hacia el interior de la meseta. Descripción Se analizarán los diferentes recursos explotables que pudo ofrecer el entorno de La Dehesa en el pasado (Figs. 5 y 6). Tales comentarios se basarán en los resultados preliminares de distintas líneas de investigación abiertas. Se comentará la relación existente entre las industrias de época tardiglaciar con las fuentes de aprovisionamiento de sílex; del mismo modo se describirán los análisis en curso encaminados a establecer la relación entre la producción alfarera y los distintos tipos de arcillas locales; por último se abordará el estudio diacrónico de los sistemas de regadío. Parada 5. Acción antrópica y pedogénesis Localización

Figura 4. A) Vista aérea del poblado de Peña Moñuz desde el Norte; B) Planimetría de su sistema defensivo y de las zonas excavadas en el interior del recinto; C) Vista cenital de la Estructura A, una de las viviendas excavadas en el interior del asentamiento.

En la depresión tradicionalmente dedicada a cultivos cerealistas que, en dirección Este-Oeste, discurre por todo el sector septentrional de La Dehesa.

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zontes de tipo A-C, A-R, o en los casos intermedios tipo A-Bk-R, y con mayor grado de evolución A-Bk-Km-Ck.. Se ha realizado un muestreo de los horizontes en los perfiles más interesantes, con el fin de determinar las siguientes propiedades: textura (distribución granulométrica en fracciones arena gruesa, arena fina, limo grueso y fino, y fracción arcilla), pH, conductividad, porcentaje de carbonato cálcico equivalente, caliza activa y capacidad de intercambio catiónico. Desde un punto de vista práctico, se comentarán diversos aspectos relativos a la evolución de los suelos observables en los perfiles de las calicatas efectuadas, algunas de las cuales todavía permanecen abiertas. De la misma forma, se analizarán in situ fenómenos como las diferencias cromáticas y texturales de la superficie derivadas de usos específicos del suelo, así como la pérdida de suelo por causas naturales, la existencia de antiguos suelos agrícolas, etc (Figs. 7 y 8). Parada 6. Acción antrópica y evolución de la vegetación Localización El comentario de estos aspectos se irá haciendo en el transcurso de un recorrido que transcurre por el centro de la masa arbórea preservada en la Dehesa. Descripción Figura 5. A) Delimitación de las posibles áreas de aprovechamiento económico de La Dehesa y su entorno; B) Recogida de muestras para estudios ceramológicos.

Descripción Se comentarán las estrategias de análisis edafológico emprendidas recientemente. Se parte de la descripción del estudio de campo de los perfiles del suelo a partir de la apertura de diversas calicatas, para pasar a la descripción de su propiedades morfológicas, así como del muestreo de los horizontes de los casos más representativos de las condiciones de desarrollo edafogenético en el área de estudio. En las áreas que presentan una mayor estabilidad geomorfológica, el grado de diferenciación de horizontes es máximo, con secuencias del tipo A-Bt1-Btk2-C-R. Las cementaciones calizas en estos casos aparecen a profundidades superiores a los 100 cm, reflejando un intenso proceso de lavado, disolución y reprecipitación del carbonato. En áreas con mayor pendiente, el desarrollo edáfico es más limitado, con secuencias de hori-

Se procederá a la explicación de la secuencia evolutiva de la vegetación, partiendo del análisis de la situación actual para acabar comentando los primeros datos sobre la situación en épocas pasadas obtenidos a partir de polen fósil (Figs. 9 y 10). Estos muestran la existencia de un paisaje vegetal relativamente abierto, que evoluciona hacia la instalación de un bosque más denso, a través de una fase de matorral, lo que aparentemente define cierta estabilidad en las condiciones climáticas y el cese progresivo de la actuación del hombre sobre el territorio. En cuanto a la composición, Pinus es el componente principal de la vegetación arbórea. Con carácter más local y con un desarrollo más esporádico, están presentes ambos tipos de Quercus (caducifolio y perennifolio), Alnus y Ulmus. Se trata de una masa forestal muy empobrecida desde el punto de vista de la diversidad definiendo unas condiciones estables y extremas de carácter mediterráneo, que explican el igualmente empobrecido del grupo arbustivo constituido por Juniperus y Rosaceae. En las últimas muestras del Diagrama se observa una fase de recuperación arbórea, con la reintroducción de ambos tipos de Quercus y de Alnus, lo que define un atemperamiento de las condiciones climáticas. A partir de este momento retroceden los indicadores de deforestación.

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Figura 6. Arriba mapa del sistema de regadío de «Las Hortezuelas» Abajo se muestra la propuesta de evolución diacrónica del mismo (estudio realizado por Julián Ortega Ortega). Las letras A-E corresponden a los distintos subsistemas de regadío documentados; Los números romanos corresponden a asentamientos humanos: I) Alfar celtibérico; II) Necrópolis medieval; III) Peña Moñuz; IV) Las Hortezuelas II; V y VI) Poblado de Las Hortezuelas I.

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Figura 7. Cambios en la coloración y textura de la superficie del terreno derivados de usos diferentes. Abajo, situación de las calicatas efectuadas hasta el momento para la caracterización edáfica de La Dehesa.

Figura 8. A) Análisis in situ de un perfil edáfico; B) Distintos horizontes 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 mecánicos.

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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.

Parada 7. La Dehesa de Olmeda como resultado de estrategias racionales de explotación del medio Localización Esta parada se localiza en una zona de apriscos ganaderos existente en el sector septentrional de La Dehesa. Desde ahí es posible explicar de forma satisfactoria el sistema de explotación pecuaria mantenido en La Dehesa desde la Edad Media. Descripción Tras los aspectos arqueológicos se pasará a comentar los datos sobre los usos tradicionales de La Dehesa, utilizando el material etnográfico disponible.

Se analizarán los paisajes pecuarios generados en La Dehesa en la época de la Repoblación que en la Edad Media afectó a este territorio (Figs. 11 y 12), comentando los sucesivos usos materializados en cerraderos para el ganado (de morfología y dimensiones muy variadas) y en significativos ejemplos de arquitectura pastoril tradicional, derivada de modelos del Norte de la Península Ibérica. En el caso concreto de La Dehesa de Olmeda, se han preservado toda una serie de elementos del sistema productivo de las comunidades campesinas locales (Arenas Esteban, 2008b). La primera impresión que puede extraerse de su estudio es que son el resultado de una explotación intensiva y continuada en el tiempo de un ecosistema cuya morfología actual es producto de una gestión particularmente eficiente de los recursos naturales. Tal gestión está basada en una sectorización de los

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espacios dedicados a la ganadería y a la agricultura, que fueron netamente delimitados y separados por barreras físicas (vallas) permitiendo el desarrollo racional y sin mutuas interferencias de las dos actividades básicas de una comunidad rural: la agricultura y la ganadería. Entre el conjunto de evidencias materiales relacionadas con las actividades ganaderas presentes en La Dehesa, los más importantes son sin duda alguna la zona de pasto propiamente dicha y el sistema de establos para el ganado que se extiende a lo largo de todo su perímetro exterior. Estas construcciones son edificios de planta rectangular u oblonga, construidos con gruesos muros de piedra caliza sobre los que se dispone una cubierta cónica de troncos de madera y una gruesa capa de materia vegetal que aporta una perfecta impermeabilización. Desde una perspectiva cultural, es importante señalar que estos edificios no tienen su origen en la arquitectura del mundo pre-romano local, de la que difieren en muchos aspectos tanto constructivos como funcionales. Por el contrario, hay que buscar su origen en la arquitectura tradicional del Norte peninsular, y su aparición en nuestra zona ha de ponerse en relación con la mencionada repoblación por grupos humanos procedentes de esas áreas a partir de los siglos XII y XIII, y con los nuevos sistemas de explotación del entorno natural que 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 halla mejor conservado. Descripción Por último, se abordará el análisis y comentario de la ritualización del paisaje agrario, un fenómeno fácilmente perceptible en La Dehesa gracias a que se han conservado varios árboles de singular significación, tanto por su gran edad -en todos los casos rebasan los 350 años de edad-, como por la función específica que cada uno de ellos ha cumplido tradicionalmente para la comunidad: La Encina de las Bellotas. Situada entre la zona de pastos y el núcleo urbano de Olmeda. Su función era la de punto de reparto entre la comunidad de los beneficios generados por la dehesa. El Roble Alto. Situado prácticamente en el centro geográfico de la zona de pastos. Su función era la de «punto de encuentro» y lugar para resolver litigios o formalizar tratos.

Figura 11. A) Dispersión de material moderno de origen antrópico y B) Principales elementos del sistema de explotación ganadera.

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Figura 12. Ejemplos de arquitectura pastoril documentados en La Dehesa.

El Roble de las Ermitas (Fig. 13). Situado en el interior de la zona de pastos, en su extremo Noroeste. Su función era religiosa, como punto de devoción mariana gracias a las hornacinas excavadas en su tronco, que contenían y contienen todavía imágenes de la Virgen. Entre ellos destaca el Roble de las Ermitas (Arenas Esteban, 2007), un ejemplar vivo con dos hornacinas talladas en su tronco por el hombre. Se trata de un ejemplo casi único en el ámbito europeo de árbol sagrado cuyo origen se remonta al proceso repoblador iniciado tras la reconquista del territorio a los árabes a mediados del siglo XII. Su aparición en la zona puede vincularse al afán de los nuevos pobladores por cristianizar los lugares de culto pagano relacionados con la naturaleza (Demandt, 2002), que hunden sus raíces en

la Antigüedad. Estos remotos orígenes quedan atestiguados por algunas dedicaciones como las efectuadas en Aquitania a Deo Robori et genio Loci (CIL XIII 1112) y a los Deus Sexarbores (CIL XIII 00129, 00132 y 00175); e incluso podríamos hablar de un culto específico a los robles, a partir de las dedicaciones a las Nymphae Percernae en la Narbonensis o a las Matronae Dervonnae en la Cisalpina (resp. CIL XII 1329 y V 5791). La pervivencia de estos cultos ancestrales durante la Edad Media europea, fruto quizá del fuerte arraigo propiciado por el sincretismo religioso romano-celta, fue objeto de persecución por parte de la Iglesia Católica. Desde mediados del siglo IV de nuestra era, diversos concilios reaccionan contra la adoración a los árboles, considerando sacrílegos los rituales practicados en ellos

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(Rocray, 1997), condenando las prácticas supersticiosas que el pueblo llano llevaba a cabo en ellos (levantando altares en sus troncos, ofreciéndoles alimentos y suplicándoles protección y auxilio). Así, en el Canon 23 del Segundo Sínodo de Arlés del año 452 quedó establecido que «si en una diócesis los incrédulos encendieran antorchas y venerasen árboles, fuentes o rocas, el obispo responsable que no destruyese tales lugares sagrados se hace culpable de sacrilegio. El propietario o administrador del terreno recibe una orden en este sentido y si no la cumple queda excomulgado». Tales disposiciones se repiten a lo largo de los siglos sin que, aparentemente surtan efecto, pues en el Segundo Concilio de Nantes (año 578) se llega a acuñar el término «arbores sacrivi» remarcando la significación pagana del concepto. Sobre este punto es interesante la descrición que en el siglo XVII Johann Jacob Hofmann (1635-1706) incluye en su Lexicon Universale: Arboles Sacrivae: (se llaman así) en el concilio de Autisiodor. (Auxerre) Can. 3. Igual que los árboles consagrados [Arboribus consecratis] mencionados en el concilio de Nantes can. 20, porque los paganos les veneraban como si fueran sacros; de la misma manera Nicetas Paphlagón llama îõëïëÜôñáó [veneradores de la madera] a los idolatras en su Encomio de S. Hyacinthos. Antigua supersticción: entre otros Plinio (XVI, cap. 34) nos cuenta con cuánta adoración los antiguos Galos veneraban el roble/encina [quercus], cf. arriba a la voz Druidibus. Aún después de que la fe en Cristo se propagó por todo el mundo, leemos que el culto a los árboles y bosques ganó en fuerza y vigor en África, Germania, Italia, Galia y otras provincias: en Agustín, sermón 215 & 261, de Tempore; en Gregorio Magno, libro 7, Indict. 1, Epistole 5 & 20; en Gregorio de Tour, Historias, libro 2, capítulo 10; y en otros. Así que los príncipes cristianos se esforzaron mucho para erradicar este culto. Cf. Arriba a la voz Arbor. Por lo que respecta a la Península Ibérica, son muy pocos los datos alusivos al culto a los árboles en la Antigüedad. La alusión más explícita es quizá la mención a un «sacrum Buradonis illicetum» que aparece en los Epigramas de Marcial, aunque debieron existir muchos más, ya que existen testimonios de la perduración en la Bética romana de cultos y ritos indígenas de fecundidad relacionados con las aguas, árboles y bosques (Pastor Muñoz, 2000). En este contexto, es interesante llamar la atención sobre el paralelismo existente entre la situación detec-

tada en Olmeda y la sectorización aparentemente religiosa expresada en el Bronce I de Botorrita. De las diferentes interpretaciones propuestas sobre este epígrafe en lengua celtibérica, la más lograda es la que lo identifica como un decreto para la correcta conservación de un área de carácter sagrado, que muestra correspondencias con otros documentados en la Italia antigua (De Bernardo Stempel y Maid, en prensa). Según esta interpretación, el texto haría alusión a una amplia zona dedicada a los robles/encinas (perkunetakam) dividida en tres partes (trikantam) o lugares de culto diferenciados: el del dios protector Togotis, el del dios del combate Neitos y el de un dios de la justicia y/o de la recompensa Sarnicios. Lo realmente interesante es que en cada uno de estos dominios quedaban reguladas ciertas actividades que parecen girar en torno a la ganadería, la roturación de la tierra y el cultivo. Con este paralelismo no se pretende establecer un vínculo directo, pero sí plantear la posibilidad de que la gestión del territorio sagrado en época celtibérica tuviese unas motivaciones básicas similares a las que se han documentado en Olmeda: las de posibilitar una gestión integral del entorno, optimizando las distintas actividades productivas evitando su mutua interferencia. 5. ACTIVIDADES Y MATERIALES DIDÁCTICOS SUGERIDOS En el marco de este itinerario, las actividades van encaminadas a «descubrir» la evolución de su ocupación y el impacto que la misma ha tenido en el entorno físico.

Actividad 1. Geología y biodiversidad Dado el excelente estado de conservación del entorno de La Dehesa tanto a nivel medioambiental como en lo relativo a patrimonio histórico-artístico y etnográfico, es interesante rastrear cuales son los aspectos fisiográficos y bióticos que han permitido la recurrente instalación de grupos humanos en la zona desde inicios del Holoceno hasta la actualidad. Para ello se procederá a un trabajo práctico basado en la confrontación de la vegetación actual con la que, según los análisis de polen fósil, existió en épocas pasadas.

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Figura 13. El Roble de las Ermitas. Obsérvese la gran hornacina tallada en su tronco.

Actividad 2. Geomorfología y estrategias de asentamiento Es necesario hacer hincapié en los múltiples aspectos perceptibles en La Dehesa que ilustran como las condiciones geológicas condicionan, en un sentido positivo o negativo, las estrategias de poblamiento humano. En este sentido, resulta muy interesante analizar sobre el terreno la relación que guardan los diferentes tipos de asentamiento con otros factores culturales (cronológicos, socio-económicos y políticos) y a su vez las posibilidades que ofrecen entornos naturales determinados, como son cerros testigo, poblamiento en ladera, asentamientos en zonas de vega, etc., y que en conjunto confieren a la zona un alto potencial económico, y haciendo posible la supervivencia de un pequeño grupo como 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 riqueza añadida que justifica las disputas que desde el siglo XIII distintas instituciones, laicas y religiosas, han tenido por ejercer su control y propiedad. Actividad 3. Entorno natural y cultura humana La situación de los distintos asentamientos humanos localizados en el entorno de La Dehesa, el Roble de las Ermitas o la compleja infraestructura de explotación ganadera nos permiten no sólo valorar las estrategias subsistenciales de sucesivas comunidades humanas preindustriales, sino también indagar en los mecanismos simbólicos que utilizaron para «culturizar» el medio natural en el que vivían. En este sentido, se propone verificar sobre el terreno el sistema de marcadores naturales utilizado en 1469 para delimitar el entorno de la Dehesa:

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«Desde el barranco de la Riba hasta el Tajo, y desde allí, por las cañadas, hasta Peña Horadada y hasta las canteras, y señala otros límites que eran árboles determinados o peñas señaladas; todo lo cual comprendía los lugares de Cobeta, El Villar y La Olmeda» (cif. Villar Romero y Villar Romero, 1994). Materiales Al ser un tema prácticamente inédito, los materiales propuestos se localizan en su práctica totalidad en la misma Dehesa de Olmeda. Esto, lejos de ser un «handicap», es una excelente oportunidad de tomar contacto directo y sobre el terreno con fenómenos tanto naturales como culturales que no siempre se encuentran accesibles a la observación del estudiante. 6. REFERENCIAS Arenas Esteban, J.A., (1999): La Edad del Hierro en el Sistema Ibérico: los páramos y sierras de Molina de Aragón (Guadalajara). British Archaeological Reports, International Series, 780. 234 p. Arenas Esteban J.A., (2007): Ancient tree cults in Central Spain. The case of La Dehesa at Olmeda de Cobeta. En: Continuity and Innovation in Religion in the Roman West (Haüsler R., y King A.C., eds.). Journal of Roman Archaeology, Supp. Series 67, I, 189-200. Arenas Esteban J.A., (2008a): El patrimonio Arqueológico del señorío de Molina. En: Actas del Segundo Simposio de Arqueología de Guadalajara (GarcíaSoto E., García Valero M.A., y Martínez Naranjo J.P., eds.), 17-54.

Arenas Esteban J.A., (2008b): Primeros resultados de las investigaciones arqueológicas en La dehesa de Olmeda de Cobeta. En: Actas del Segundo Simposio de Arqueología de Guadalajara (García-Soto E., García Valero M.A., y Martínez Naranjo J.P., eds.), 149163. De Bernardo Stempel P., y Meid W., (en prensa): Lemma Botorrita-Bronzen. In O. Urban et al. (Eds.) Lexikon zur Keltischen Archäologie. Viena, Academia de las Ciencias Austriaca. Demandt A., (2002): Der Baumkult der Kelten. En: Dieux des Celtes (Ternes C.M., y Zinder H., eds.). Etudes Luxembourgeoises dHistoire et de Science des Religions, 1, 1-18. González Martín J.A., y Vázquez González A., coords., (1991): Guía de los espacios naturales de Castilla-La Mancha. Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha. 5ª Edición. 740 p. Pastor Muñoz M., (2000): Los dioses de los difuntos en la Bética romana: ¿miedo o respeto? Milenio: Miedo y Religión. IV Simposio Internacional de la Sociedad Española de Ciencias de las Religiones. Universidad de La Laguna (Tenerife, Islas Canarias). (Disponible en http: //www.ull.es/congresos/conmirel/ pastor1.html) Rocray P.E., (1997): «La symbolique des arbres.» Paper given at the Tree Society of Quebec. (Disponible en: http://misraim3.free.fr/divers/la_symbolique_des_ar bres.pdf) Villar Romero, M:T. y Villar Romero, M.C., (1994):Buenafuente, un monasterio del Cister (siglos Xv-XIX). Silos. Abadía de Santo Domingo. Burgos. 644 p.


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]

Dpto. de Geología. Museo Nacional de Ciencias Naturales (CSIC). José Gutiérrez Abascal, 2. 28006 Madrid. [email protected]

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1. INTRODUCCIÓN Esta salida se realizará en la zona NE de la Cuenca de Madrid, siempre dentro de la provincia de Guadalajara. Es una de las áreas marginales de la cuenca y está situada al pie de la confluencia de dos sistemas montañosos diferentes: el Sistema Central al Norte y la Cordillera Ibérica al Este (Fig. 1). Estas cadenas limitan el Norte y Este de la cuenca. Hacia el Sur, el límite de la zona que visitaremos es el río Tajuña y hacia el Oeste lo constituyen los afloramientos del margen izquierdo del río Henares. En el paisaje de esta zona destacan los profundos valles y barrancos encajados en la gran superficie tabular y sus mesas («páramos» o «alcarrias»), culminadas por potentes niveles de calizas lacustres. Las excelentes condiciones de afloramiento, debidas en parte al encajamiento de los sistemas fluviales, dejan ver más de 300 m. de depósitos neógenos continentales de características muy variadas, entre los interfluvios de los ríos Henares y Tajuña. A lo largo de la excursión se intentará dar una visión amplia de esta zona de la Cuenca de Madrid, en la que se han reconocido las tres las unidades estratigráficas del Mioceno y las relaciones entre ellas. También se analizará cómo la morfología de los márgenes de cuenca condiciona la ubicación y desarrollo de los distintos sistemas aluviales. Se pone de manifiesto que a pesar de ser una cuenca terciaria, muchos de sus rasgos quedan muy bien conservados, por lo que su estudio puede servir para ver cómo se construyen y funcionan los márgenes de otras cuencas sedimentarias. Por último, se han caracterizado algunos de los depósitos más característicos, como son las calizas palustres y los paleosuelos.

2. OBJETIVOS DEL ITINERARIO Esta zona de la Cuenca de Madrid, tiene características diferenciadas debido a su ubicación al pie de dos márgenes distintos de la cuenca y también a las excelentes condiciones de afloramiento. Por ello los objetivos de este itinerario son: a) El estudio de la relación entre los materiales que constituyen los bordes de la cuenca y los distintos depósitos terciarios tanto paleógenos como neógenos. b) El análisis de la evolución vertical de la secuencia miocena para establecer y distinguir las tres unidades sedimentarias (Inferior, Intermedia y Superior) y sus relaciones laterales. c) El estudio de la evolución lateral de los depósitos aluviales y su paso a los lacustres, por medio de llanuras lutíticas con paleosuelos, sobre todo dentro de la Unidad Intermedia del Mioceno.

Figura 1. Situación de la zona NE en la Cuenca de Madrid.

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EL TERCIARIO DEL NE DE LA CUENCA DE MADRID: DISCORDANCIAS, ABANICOS ALUVIALES...

3. CONTEXTO GEOLÓGICO Contexto general La Cuenca de Madrid forma junto con la Depresión Intermedia, o Cuenca de Loranca, la denominada Cuenca del Tajo, cuya extensión total es de unos 20.000 km2. La individualización de las dos cuencas tuvo lugar por el levantamiento de la Sierra de Altomira, que comenzó a emplazarse al final del Paleógeno. La Cuenca de Madrid es una cuenca intracratónica, en la que la estructura de sus márgenes está condicionada por los esfuerzos que afectaron al margen de la Placa Ibérica durante los movimientos alpinos (Álvaro et al., 1979). El margen Norte de la cuenca está constituido por el basamento granítico y las rocas metamórficas del Sistema Central. El contacto con los sedimentos terciarios es mediante un cabalgamiento N60ºE, con un salto de más de 2.000 m, que fue activo desde el Paleógeno al Mioceno Medio. El margen Sur de la cuenca, los Montes de Toledo, está formado por granitos y rocas metamórficas de alto grado, cuyo contacto con los depósitos terciarios es mediante un cabalgamiento E-O que buza unos 45º hacia el Sur. Los márgenes orientales, Cordillera Ibérica y Sierra de Altomira (Fig. 1), están formados esencialmente por formaciones mesozoicas. Hacia el Sur, la cuenca conecta con La Mancha.

El Paleógeno En el área de estudio la serie paleógena, se presenta generalmente como una serie normal, pero al Sur de Baides se encuentra invertida. Sobre ella y en marcada discordancia angular y erosiva afloran los conglomerados miocenos. En líneas generales se han distinguido dos grandes unidades dentro del Paleógeno (Portero y Olivé, 1984; Alonso-Zarza et al., 2004; Fig. 2).

Estratigrafía En afloramientos de superficie lo mas frecuente es observar que los depósitos terciarios del NE de la Cuenca de Madrid están discordantes sobre los materiales más antiguos que constituyen el borde de la Cuenca. Éste se encuentra formado por materiales de naturaleza y edades variadas: formaciones precámbricas, paleozoicas y mesozoicas. En algunos casos, como es el área de Viana de Jadraque, los materiales cretácicos cabalgan sobre los paleógenos. Por su parte los materiales miocenos se sitúan discordantes sobre los paleógenos. La discordancia es generalmente erosiva y angular, aunque en el área de Baides (Parada 4) la discordancia es progresiva, es decir el buzamiento de las capas va disminuyendo progresivamente desde la base de la unidad (o su contacto con la infrayacente) hacia techo. Figura 2. Estratigrafía de los depósitos terciarios de la Cuenca de Madrid.

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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 comprendida 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 Jadraque. Su potencia puede alcanzar 900 m y se puede dividir en tres subunidades: a) unidad de calizas y margas lacustres, de edad Headoniense-Eoceno Superior (Arribas, 1986); b) unidad detrítica de unos 200 m de espesor, que también incluye niveles de yesos crema, margas y calizas, de edad Sueviense-Arverniense; c) unidad de lutitas 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 unidades del Mioceno de la Cuenca de Madrid (Fig. 3): Inferior, Intermedia y Superior (Alonso-Zarza et al., 2004).

Figura 3. Estratigrafía del área NE de la Cuenca de Madrid.

1. La Unidad Inferior, se presenta discordante sobre los materiales paleógenos. Sus afloramientos se sitúan adosados al margen Norte de la Cuenca y a lo largo del valle del Río Henares (La Alarilla-Ciruelas). En las zonas proximales está formada por el apilamiento de niveles conglomeráticos gruesos, mientras que en las distales está formada por sucesiones lutíticas con intercalaciones de conglomerados, areniscas y calizas. La edad de esta Unidad es Ageniense-Aragoniense inferior y su potencia en esta zona es de unos 100 m. 2. La Unidad Intermedia en las zonas marginales se sitúa discordante sobre los materiales más antiguos sobre los que se apoya, incluso sobre los de la Unidad Inferior (Alonso-Zarza et al 1990). En las áreas más distales su base está definida por la entrada de depósitos detríticos sobre las calizas del techo de la Unidad Inferior. El techo de la Unidad Intermedia está marcado por el desarrollo de un paleokarst, sobre sus niveles carbonáticos más altos. La potencia media es de 200 m y está constituida por dos macrosecuencias, que comienzan con materiales detríticos y terminan en carbonatos. La primera macrosecuencia está constituida por la unidad detrítica I y unidad mixta I. La segunda por las unidades: detrítica II, mixta II y carbonática superior.

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Las unidades carbonáticas son expansivas sobre las detríticas. La edad de esta Unidad es Aragoniense inferior-Vallesiense inferior. 3. La Unidad Superior se apoya sobre la superficie de paleokarstificación desarrollada sobre la Unidad Intermedia. Su potencia (40 m) y afloramientos son reducidos. La Unidad incluye un conjunto inferior detrítico equivalente a la «Red Fluvial Intramiocena» y un conjunto carbonático que constituye las denominadas «Calizas del Páramo». La Unidad se depositó durante el Vallesiense y Turoliense. 4. ITINERARIO Está constituido por un total de 6 paradas (Fig. 4). Parada 1. Vista panorámica de la Unidad Intermedia del Mioceno en el Valle del Badiel

Figura 4. Itinerario de la excursión.

Localización La parada se realiza en la Carretera que une la A-2 con Muduex, a unos 4 Km de la A-2, en el cruce hacia Muduex. Descripción En este punto se observa el aspecto más característico de la Unidad Intermedia de la zona NE de la Cuenca de Madrid (Fig. 5). La unidad detrítica I, está formada por niveles detríticos gruesos y lutitas con rasgos edáficos. Se depositó en sistemas fluviales con frecuentes desbordamientos. La unidad mixta I, está constituida por lutitas que intercalan niveles de paleosuelos carbonáticos y también calizas lacustres. La segunda secuencia comienza con la unidad detrítica II, esencialmente lutítica en esta zona, que marca la entrada de depósitos detríticos sobre los lacustres. La

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unidad mixta II, está formada por niveles carbonáticos lacustres intercalados entre lutitas; se depositó en zonas de margen lacustre que se interdigitaban con los sistemas fluviales. La unidad carbonática superior, da los resaltes más importantes y a veces está muy cubierta, localmente está silicificada. Esta unidad marca la máxima expansión de los sistemas lacustres someros y de agua dulce.

Descripción En este punto se observa una panorámica de la discordancia entre el Mesozoico y los depósitos más proximales del abanico del Tajuña. La discordancia es angular, es decir hay un cambio de buzamiento muy brusco entre los materiales mesozoicos y los depósitos terciarios. El afloramiento de la carretera, permite ver la discordancia entre los mismos depósitos mesozoicos y los «depósitos de ladera» miocenos. Los «depósitos de ladera» son cuerpos con morfología de cuña, que se adelgazan desde el borde hacia el interior de la cuenca. Se apoyan discordantemente sobre los materiales mesozoicos y suelen presentar cierta pendiente deposicional. Las facies que observamos en esta parada son brechas, en las que los clastos (todos procedentes del mesozoico) presentan tamaños muy variados. No se observa ningún tipo de selección en cuanto al tamaño de grano y la estratificación es muy grosera. Es muy frecuente la presencia de costras (paleosuelos) laminares. Estos depósitos de ladera son en realidad paleocoluviones, adosados a lo que fue el margen de la cuenca durante el terciario (Fig. 6). Se sitúan sobre todo en zonas de la cuenca en las que el paleorrelieve lo constituían escarpes relativamente continuos. Parada 3. El abanico de Las Inviernas y el tránsito a los depósitos lacustres Localización Vista panorámica desde el pueblo de las Las Inviernas. Descripción

Figura 5. Columna estratigráfica de Muduex.

Parada 2. Discordancia Mesozoico-Mioceno y depósitos de ladera de la Unidad Intermedia en el área de Cifuentes Localización Carretera local de Cifuentes al embalse de La Tajera, unos 5 km al Norte de Cifuentes.

El abanico de Las Inviernas es un pequeño sistema de abanico aluvial (los depósitos más gruesos se disponen formando un semicírculo o abanico) que a pesar de ser mioceno conserva prácticamente intacta su morfología (Fig. 7). Por ello se puede estudiar fácilmente su evolución vertical, lateral y su tránsito a los depósitos lacustres. El abanico tiene una extensión longitudinal (según su eje ENE-OSO) de unos 3 km. El espesor máximo de los depósitos producidos por el abanico es de 70 m, en los que también se observan dos macrosecuencias. La de mayor potencia y tamaño de clastos es la inferior, que es la que describiremos. En esta secuencia los términos

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Figura 6. Esquema de los depósitos marginales. Sector NE Cifuentes-Las Inviernas.

basales se depositaron según la dirección principal del abanico E-O, aunque posteriormente los depósitos más gruesos se sitúan más hacia el Norte, marcando un cambio en esa dirección principal. Los depósitos más gruesos son niveles de 20 a 200 m de anchura y con una potencia media de unos 2 m. El tamaño medio de los clastos es de 6-8 cm con centiles de hasta 40 cm. Estos cuerpos, que se intercalan entre niveles lutíticos, presentan un alto grado de ordenación interna e incluyen, de base a techo: gravas masivas clastosoportadas con o sin imbricación, gravas y arenas con estratificación cruzada de surco, arenas con estratificación cruzada planar y a veces arenas con «ripples». Hacia techo y hacia el Norte estos niveles pasan a otros más finos y con más matriz lutítica, que son sólo escasamente erosivos. Los términos más distales están formados por potentes sucesiones lutíticas con paleosuelos, que intercalan niveles arenosos (0,5 m de potencia).

Todos estos depósitos caracterizan la variedad de facies que se generan en un abanico aluvial, desde las más gruesas en su ápice, a las más finas según nos adentramos en la cuenca. La sedimentación en el abanico de Las Inviernas se produjo mediante canales de tipo «braided» o trenzados en las etapas iniciales, mientras que gradualmente hacia techo se hacen más abundantes los depósitos de más viscosidad «debris flows» o flujos de cantos y barro. En esta parada se puede observar además la presencia de un nivel de calizas (unidad carbonática superior) y se ve como aumenta de espesor desde el borde al interior de la cuenca y como su ubicación se adapta a la morfología del abanico. La potencia de la unidad carbonática superior en este punto es muy pequeña (50 cm), pero lateralmente puede tener hasta 70 m de espesor. De alguna forma, en este punto estamos viendo el lugar donde «nacieron» estas calizas, que en la actualidad, configuran los páramos o alcarrias característicos de esta zona de la Cuenca de Madrid.

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Figura 7. Vista aérea del abanico de Las Inviernas.

Parada 4. Discordancia Paleógeno-Neógeno en el área de Baides. Unidad de Beleña de Sorbe-Torremocha de Jadraque y Unidades Inferior e Intermedia del Mioceno Localización Pueblo de Baides y Carretera Baides-Viana de Jadraque. Descripción En esta parada se observa gran parte de la sucesión terciaria, que forma una discordancia progresiva (Fig. 8). Dentro de la misma se reconocen las unidades paleóge-

nas de Torrelaguna-Uceda (esencialmente evaporítica) y la de Beleña de Sorbe-Torremocha (unidad muy heterolítica de calizas, lutitas, margas, areniscas y conglomerados). La serie culmina con los niveles conglomeráticos gruesos de la Unidad Inferior del Mioceno. Los depósitos miocenos (abanico aluvial de Baides) se sitúan en una paleodepresión terciaria, limitada al Norte por el cabalgamiento de Huérmeces (Cretácico sobre Paleógeno), al Oeste por el anticlinal de Baides (que afecta sobre todo a materiales paleógenos) y al Este por los materiales mesozoicos de la Cordillera Ibérica. La presencia de estos materiales dentro de la discordancia progresiva indica que el plegamiento (desde el Oligoceno Superior al Mioceno Medio) fue contemporáneo con la sedimentación de los mismos.

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Figura 8. Discordancia progresiva en el área de Baides, incluyendo Paleógeno y Mioceno: 1) Unidad de Torrelaguna-Uceda; 2) Unidad de Beleña de Sorbe-Torremocha; 3) Unidad Inferior del Mioceno.

El abanico de Baides es un sistema aluvial de tipo «braided» de gran amplitud, que se extiende con una dirección principal 210-230º. Su anchura es de unos 3 km y su longitud de 10 km. El espesor de los sedimentos miocenos es de 140 m (Fig. 9). Las facies proximales están formadas por niveles conglomeráticos muy gruesos, que forman cuerpos muy tabulares o más lenticulares (barras, canales). En las par-

Figura 9. Facies características del Abanico de Baides.

tes medias hay intercalaciones de arenas, a veces muy edafizadas y con costras pisolíticas. Los pisolitos son partículas redondeadas que tienen un núcleo sobre el que se disponen cubiertas carbonáticas finas e irregulares. Las facies distales están formadas por lutitas moteadas y muy edafizadas con intercalaciones de canales de areniscas y gravas.

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Parada 5. Calizas palustres del techo de la Unidad Intermedia Localización Carretera local que une las localidades de Castejón de Henares con Argecilla. En las proximidades de Argecilla. Descripción Se observa aquí la misma unidad carbonática que se ha visto en las proximidades de Las Inviernas. El espesor de esta unidad puede llegar a 70 m, todos ellos de calizas lacustres con rasgos de edafización. La transición desde los depósitos aluviales finos se hace a través de una serie de paleosuelos carbonáticos con muchos nódulos, marmorización y huellas de raíces (Fig. 10). Las calizas lacustres se presentan en bancos de potencia métrica. Suelen contener restos fósiles de gasterópodos y, en ocasiones, de algas caráceas y ostrácodos. Las calizas se depositaron bajo lámina de agua, posteriormente cada nivel se desecó, formándose distintos rasgos característicos de ambientes palustres (AlonsoZarza et al., 1992): pseudomicrokarst (calizas con moldes verticales de raíces), calizas nodulosas y marmorizadas por desecación.

Hacia la parte media de esta serie carbonática se observa la entrada de un nivel detrítico que anegó el área lacustre y que también presenta rasgos edáficos. Todos estos rasgos palustres caracterizan a esta unidad y a muchas de las calizas lacustres del terciario de la Península Ibérica. También hay que señalar que estas calizas no corresponden en edad con las «Calizas del Páramo», que son más recientes y del Turoliense. Estas calizas del techo de la Unidad Intermedia serían de edad Aragoniense superior o Vallesiense, muy probablemente Vallesiense inferior. Parada 6. Paleosuelos sobre depósitos detríticos. Unidad Intermedia Localización En la carretera que une Hita con Cogolludo, a unos 400 m de Hita. Descripción En este pequeño corte de carretera se observan los depósitos detríticos de la unidad detrítica I. Están formados por lutitas rojas casi siempre marmorizada y entre ellas se intercalan canales gruesos de gravas. El interés de este punto es la observación de un paleosuelo carbonático que queda erosionado por uno de estos canales. El paleosuelo se desarrolla sobre depósitos rojos lutíticos y arenosos a los que se superpone un red de rizotúbulos con tendencia vertical. La densidad de los rizotúbulos aumenta hacia techo y también sus conexiones horizontales, dando lugar a un entramado ortogonal. Los rizotúbulos se forman por la precipitación de carbonato en torno a los sistemas radiculares, que también son los responsables del tono más verdoso (marmorización). El color más verdoso es debido a la presencia de la materia orgánica de las raíces que favorece la formación de un microambiente reductor en sus alrededores. 5. ACTIVIDADES Y MATERIAL DIDÁCTICO SUGERIDO O DE CONSULTA ADICIONAL

Figura 10. Columna estratigráfica de Ariecilla.

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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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 sedimentológico de las facies de abanicos aluviales del Neógeno en el sector NE de la Cuenca de Madrid y su relación con las facies más centrales, provincia de Guadalajara. Tesis Doctoral Universidad Complutense de Madrid. Publicada en 1990. 473 pp. Alonso-Zarza A.M., Calvo J.P., García del Cura M.A., y Hoyos, J., (1990): Los sistemas aluviales miocenos del borde noreste de la Cuenca de Madrid: sector Cifuentes-Las Inviernas (Guadalajara). Revista de la Sociedad Geológica de España, 3, 213-229. Alonso-Zarza A.M., Wright V.P., Calvo J.P., y García del Cura M. A., (1992): Soil-landscape relationships in the middle Miocene of the Madrid Basin. Sedimentology, 39, 17-35. 6. REFERENCIAS Alonso-Zarza A.M., Calvo J.P., y García del Cura M.A., (1990): Litoestratigrafía y evolución paleogeográfica del 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 features grainification and pseudo-microkarst in the Middle Miocene (Intermediate Unit) of the Madrid Basin, 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 de evolución geotectónica para la Cadena Celtibérica. Acta Geológica Hispánica, 14, 174-177. Arribas M.E., (1986): Estudio litoestratigráfico de una unidad de edad Paleógena. Sector N de la cuenca terciaria del Tajo (provincia de Guadalajara). Estudios Geológicos, 42, 103-116. Portero J.M., y Olivé A., (1984): El Terciario del borde meridional del Guadarrama y Somosierra. En: Geología de España. IGME, Madrid, II, 527-543.


EL MESOZOICO Y CENOZOICO AL SUR DEL SISTEMA CENTRAL 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].

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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)

1. INTRODUCCIÓN El medio natural de la Provincia de Guadalajara posee un potencial en recursos geo-científicos y didácticos del que debe ser conscientes y participes los centros educativos de Enseñanza Media de la provincia, de la Comunidad, así como de otras unidades administrativas. Teniendo en cuenta la eficacia de las excursiones de campo como complemento y refuerzo en asignaturas del Medio Natural, en este artículo se presenta un interesante itinerario de campo orientado a docentes y estudiantes de 2º ciclo de ESO y de Bachillerato. A partir de la selección de seis paradas, se reconstruye una importante parte del registro estratigráfico de este sector, poniendo de relieve como la mayor parte de los materiales que constituyen el relleno de la cuenca del Tajo no son solo los que actualmente afloran horizontales en el entorno de las ciudades de Guadalajara y Madrid, sino los que se reconocen en su borde septentrional a favor del encajamiento de la red fluvial de los ríos Sorbe, Jarama y Henares, encontrándose plegados en continuidad con las sucesiones sedimentarias del Cretácico Superior. 2. OBJETIVOS DEL ITINERARIO El propósito del itinerario es servir como guía de campo para el análisis del medio natural por las estribaciones meridionales del Sistema Central y las septentrionales de la cuenca del Tajo (Fig. 1), reconociendo los materiales aflorantes del Cretácico Superior marino, así como los depósitos cenozoicos que constituyen parte

del relleno de la cuenca del Tajo. Para ello, se analiza un variado conjunto de rocas sedimentarias, se desarrollan conceptos estratigráficos básicos para el reconocimiento de las sucesiones sedimentarias y su ambiente deposicional y se reconstruye la sucesión tipo, analizando sus características litoestratigráficas y geomorfológicas, su evolución geológica y la del relieve actualmente observable. 3. CONTEXTO GEOLÓGICO El borde meridional del Sistema Central está constituido por una sucesión sedimentaria de materiales mesozoicos (Sopeña y Moya, en este volumen; Segura et al., en este volumen) y paleógenos plegados (López Olmedo et al., en este volumen) que afloran a lo largo de una franja paralela a la dirección de la cadena y cuya distribución y extensión actual es el resultado del rejuvenecimiento del relieve y de las directrices alpinas del Sistema Central, de los procesos erosivos que afectaron a esta cobertera durante su plegamiento y del relleno cenozoico postoro-génico de la cuenca del Tajo. La sucesión del Cretácico Superior está formada por un conjunto inferior fundamentalmente terrígeno y mixto (arenas, arcillas, margas y dolomías rojas), y un conjunto superior carbonatado (dolomías, dolo-mías arenosas y margas). Por encima aflora un tercer conjunto, de naturaleza detrítico-evaporítica que representan el Cretácico terminal y el paso al Paleógeno. La sucesión de estos tres grandes conjuntos sedimentarios es reflejo indudable del gran episodio transgresivo-regresivo desarrollado durante el Cretácico Superior a escala mundial (Haq et al., 1988).

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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 y Canarias a escala 1:2.000.000 (Rodríguez Fernández et al., 2007).

La correlación de secciones estratigráficas locales a lo largo de la alineación de afloramientos cretácicos descrita, muestra como el espesor de la sucesión general disminuye hacia el SO, dibujando una geometría en cuña debido básicamente a la reducción de espesor del conjunto inferior terrígeno (Gil y García, 1996, García-Hidalgo et al., 2003, 2007). Estos afloramientos representan la terminación hacia el margen costero del Macizo Ibérico de las plataformas marinas carbonatadas que se desarrollaron en la cuenca Ibérica, actualmente Cordillera Ibérica (Gil, 1994; Gil y García, 1996). Los materiales cretácicos yacen discordantes hacia el NE de la provincia sobre depósitos del Triásico, y sobre diferentes unidades del basamento paleozoico hacia SO, aumentando la amplitud temporal de dicha discordancia en el mismo sentido. Los materiales paleógenos corresponden a depósitos continentales sedimentados en grandes sistemas aluviales, fluviales y lacustres, a veces salinos, que durante esos tiempos ocupaban buena parte de la región, quedando posteriormente en buena parte ocultos por los depósitos neógenos más modernos que conforman dicha cuenca. En general, la sucesión paleógena está relacionada con la evolución y el desmantelamiento parcial de los relieves circundantes,

teniendo un marcado carácter pre y sinorogénico. La naturaleza y composición de los sedimentos paleógenos pone en evidencia, tanto el área que se estaba levantando, como la naturaleza de la misma. Están formados por conglomerados poligénicos, areniscas y arcillas de ambientes aluviales y fluviales, que se indentan con yesos y carbonatos de ambientes lacustres evaporíticos y húmedos. Los materiales neógenos aflorantes en buena parte de la provincia, en particular los que forman parte del relleno de la cuenca del Tajo ocultan bajo ellos ambas sucesiones, cretácica y paleógena, siendo reconocidas en los sondeos profundos que en la región se han realizado (Baides, Santa Bárbara, Torralba) (Querol y Abad, 1989; Segura et al., 2006). ESTRATIGRAFÍA Las unidades estratigráficas que componen las sucesiones del Cretácico Superior y del Paleógeno en el área de estudio se sintetizan en las Figuras 2 y 3, donde se muestran sus diferentes denominaciones, relaciones laterales y verticales y atribuciones de edad. Una explicación más detallada de cada una de ellas se recoge en Tejero y Fernández-Gianotti (2004).

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Posteriormente, nos dirigiremos a Uceda y Puebla de Beleña por las extensas plataformas de Uceda conformadas por los distintos niveles de rañas, bajando al valle del Sorbe, donde aflora la serie paleógena. Continuaremos en dirección a Cerezo de Mohernando y Humanes, ya en el valle del Henares, para observar la serie neógena y los depósitos cuaternarios en este sector, regresando a Guadalajara, donde finaliza la excursión.

Figura 2. A) Cuadro litoestratigráfico del Cretácico Superior en el borde meridional del Sistema Central, mostrando las unidades litoestratigráficas en los diferentes sectores (SO, centro, NE), sus relaciones laterales, edad y diacronía de unos sectores a otros. B) Sección estratigráfica tipo del Cretácico Superior en el sector centro (TorrelagunaPontón de la Oliva). I) Fm Villa de Vés; II) Fm Picofrentes; III) Fm Ciudad Encantada; IV) Capa Alcorlo; V) Fm Muñecas; VI) Fm Tranquera. Modificado de Gil et al. (2004).

Figura 3. Columna estratigráfica sintética del Paleógeno de Beleña de Sorbe y de sus equivalentes laterales.

4. ITINERARIO Se trata de un recorrido geológico de jornada completa y de unos 120 km a realizar en general por buenas carreteras. El itinerario detallado entre paradas se describe e ilustra en cada una de ellas. La excursión transcurre por los valles de los ríos Jarama, Sorbe y Henares, de forma paralela al borde meridional del Sistema Central. Comienza reconociéndose los materiales cretácicos aflorantes en los alrededores Patones, concretamente el barranco de las Cuevas, para visitar a continuación el paraje donde se localiza el embalse del Pontón de la Oliva.

Parada 1. Barranco de las Cuevas. Patones Localización Este afloramiento se encuentra en la provincia de Madrid, término de Patones (Coordenadas UTM 459.700; 4.524.725), y se halla recogido en los mapas geológicos nacionales de Segovia (1:200.000, nº 38) y de Valdepeñas de la Sierra (1:50.000, nº 485).

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El acceso se realiza desde la carretera que une Patones de Abajo con Patones de Arriba (Fig. 4). Poco después de cruzar esta vía, por debajo de las conducciones del sifón del Canal de Isabel II, sale a la derecha una pista de servicio a través de la cual se accede al afloramiento.

Figura 4. Itinerario desde Patones de Abajo (A) al afloramiento del barranco de las Cuevas (C). Recorrido de 2,5 kms.

Descripción En este sector (TorrelagunaValdepeñas de la Sierra), el Cretácico aflora según una banda de dirección NE-SO con buzamientos de 25-35º SE, definiendo un relieve en «cuesta» característico en la zona, cortado por barrancos perpendiculares más o menos angostos y equidistantes entre sí (barrancos de Torrelaguna, Mortero, San Román, Patones, Las Cuevas, Valdentales y Pontón de la Oliva). El barranco de las Cuevas es sin duda uno de los afloramientos más importantes del Cretácico del borde meridional del Sistema Central, ya que muestra un corte muy completo de la sucesión cretácica (Fig. 5), donde en la que mejor se puede describir el tramo superior carbonatado del Cretácico de este borde de la sierra. Es el único

punto donde los procesos de dolomitización han sido menos intensos, pudiendo reconocerse con mayor claridad las características originales de los materiales y las unidades estratigráficas. No en vano, ha sido propuesto como Punto de Interés Geológico y Didáctico de la Comunidad de Madrid (Gil et al., 1999; Corvea et al., 2006) por su interés estratigráfico y sedimentológico, cualidades que resaltan su valor como recurso geo-didáctico. También destaca por su especial valor paleontológico, ya que en él se han realizado las primeras determinaciones bioestratigráficas con valor cronoestratigráfico (Gil et al., 2002) del conjunto carbonatado superior de todo el borde meridional del Sistema Central. El conjunto inferior terrígeno se dispone en discordancia angular y erosiva sobre un notable paleosuelo desarrollado sobre pizarras paleozoicas. La sucesión da comienzo con las arenas del Mb Atienza de la Fm Utrillas (Fig. 2), representado por un conjunto de arenas blancas y amarillentas de unos 4 m de espesor, que a techo presenta un nivel ferruginoso con rizocrecciones de origen edáfico. Por encima aflora la Fm Castro de Fuentidueña, constituida por una sucesión de arcillas, arenas limosas y arenas micáceas, con intercalaciones de dolomías y dolomías arenosas rojas que se hacen más frecuentes hacia techo. Alcanza un espesor de 53 m y finaliza en una brecha carbonatada de naturaleza erosiva, fácilmente observable en el flanco occidental del barranco. Sobre los materiales anteriores aflora un conjunto de unos 6 m de espesor, constituido por arenas (Mb Segovia) y margas verdes (Capa Alcorlo). Las arenas y areniscas son de grano medio a fino con estratificación cruzada, que afloran de forma discontinua a modo de cuerpos lenticulares con bases canalizadas y escasa continuidad lateral a lo largo de todo el borde sur del Sistema Central, reduciendo su espesor hacia el NE en beneficio de las margas de Alcorlo. Este conjunto constituye un horizonte guía de correlación regional y marca una discontinuidad estratigráfica mayor a su techo delimitando dos ciclos sedimentarios mayores y el final del conjunto inferior terrígeno de la sucesión. El tramo carbonatado intermedio da comienzo con la Fm Caballar compuesta por dolomías tableadas en bancos separados por superficies ferruginosas y pequeñas juntas de arcillas. Algunos bancos presentan bioturbación, ripples y laminación paralela. Definen un monótono conjunto de 30 m de espesor que no resalta morfológicamente en el relieve a pesar de su naturaleza carbonatada. Corresponden a ambientes submareales de plataforma somera carbonatada.

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Figura 5. Vista panorámica del afloramiento del Barranco de las Cuevas (flanco oriental), mostrando la sucesión de unidades litoestratigráficas. (*) Mb. Arenas de Segovia de la Fm Utrillas, que con un espesor muy reducido, está siempre asociado en el borde Sur del Sistema Central a la Capa Margas de Alcorlo.

Otra discontinuidad estratigráfica identificada a la base del primer escarpe morfológico, y materializada en sondeos por una brecha calcárea (Gil et al., 2000), da paso a la Fm Hortezuelos, compuesta por calizas bioclásticas de rudistas y otros bivalvos, y calizas micríticas en bancos tabulares con abundantes miliólidos, alternando con niveles de margas grises ricas en materia orgánica y calizas margosas nodulares. La existencia de uno de estos niveles margosos a techo de la unidad ha actuado a modo de paraguas protegiendo a los materiales infrayacentes de los procesos de dolomitización penetrativa que ha afectado a las unidades superiores. Esto hace del afloramiento de las Cuevas un caso excepcional ya que en afloramientos adyacentes, este nivel superior margoso no aflora al encontrarse erosionado por las materiales suprayacentes. En uno de los bancos se han identificado ramilletes de rudistas en posición de vida (no removilizados, ni fragmentados), habiéndose constatado la presencia de Bourgonia gardonica (TOUCAS) que caracteriza el Coniaciense Superior (Fig. 6; Gil et al., 2002). Esta determinación es importante, además de por su valor bioestratigráfico, porque constituye la primera identificación en España de una especie descrita con anterioridad en otras áreas circummediterráneas, razón por la cual el barranco de las Cuevas se convierte en su localidad de referencia a nivel nacional.

Los términos carbonatados de la Fm Hortezuelos se interpretan como depósitos submareales de una plataforma carbonatada en la que alternan episodios de baja energía que favorecen el desarrollo de los términos micríticos y los ramilletes de rudistas, y otros de tormenta que producen la removilización y fragmentación de los rudistas y el desarrollo de los términos bioclásticos. Los términos margosos se interpretan en un contexto litoral de plataforma somera restringida, que favorezca la acumulación de arcillas y restos vegetales. Una nueva interrupción sedimentaria, materializada por una discordancia erosiva, da paso a la Fm Hontoria del Pinar, compuesta como en su localidad tipo por calizas bioclásticas y calcarenitas estratificadas en bancos gruesos totalmente dolomitizados, reconociéndose sombras de bioclastos y abundante porosidad móldica. En afloramientos próximos (Barranco de Patones), se reconocen superficies de estratificación cruzada de gran escala, que permite interpretarlas como depósitos de grandes barras litorales que migran sobre una plataforma carbonatada somera bajo unas condiciones energéticas mediasaltas debido a la ausencia de materia orgánica y de niveles micríticos. La unidad finaliza con un nuevo nivel de margas grises con materia orgánica, de presencia discontinua en los afloramientos próximos por procesos nuevamente erosivos.

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tal del barranco, donde puede observarse la parte final de la sucesión sedimentaria del Cretácico y las primeras unidades paleógenas (Fig. 8).

Figura 6. Bournonia gardonica (TOUCAS). A) Sección de la muestra PUAB-43.946 cortando transversalmente varias valvas inferiores. Las valvas están incluidas en una matriz carbonatada de grano fino que también rellena los huecos internos. B) Vista ventral externa de un ejemplar juvenil PUAB-43.932. La barra de escala representa una longitud de 5 mm. Modificado de Gil et al. (2002).

Por encima, y a favor de una nueva discordancia erosiva, aflora la Fm Burgo de Osma, representando el techo morfológico de la cuesta y la última unidad de la sucesión cretácica en el afloramiento del barranco de las Cuevas. El resto de la sucesión puede reconocerse en afloramientos próximos, como el del barranco de Patones o el del Pontón de la Oliva, este último objeto de la Parada 2. Parada 2. El Pontón de la Oliva. Patones Localización Se localiza en el extremo oriental del término municipal de Patones, coincidiendo con los límites provinciales de Madrid y Guadalajara (Coordenadas UTM 463.022; 4.527.140). Se recoge en los mapas geológicos nacionales de Segovia (1:200.000, nº 38) y de Valdepeñas de la Sierra (1:50.000, nº 485). El acceso se realiza a través de un camino peatonal que sale a la derecha de la carretera M-128, 500 m después de tomar el desvío hacia Valdepeñas de la Sierra (Fig. 7). Existe un aparcamiento señalizado. Avanzando por este camino se accede a la cerrada del embalse del Pontón de la Oliva, al tiempo que se descubre una excelente vista panorámica del flanco orien-

Figura 7. Itinerario desde el barranco de las Cuevas (A, Parada 1) a El Pontón de la Oliva (B, Parada 2). Es un recorrido de 5 kms que iniciamos regresando a Patones de Abajo, y una vez allí nos incorporamos de nuevo a la M-102 girando a la izquierda.

Descripción En este punto es el río Lozoya el que atraviesa la franja SO-NE de afloramientos cretácicos definiendo un angosto barranco, que fue aprovechado en el siglo XIX para construir la presa más antigua de la Comunidad de Madrid (1858), con el objeto de abastecer 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 carbonatado presenta un aspecto mucho más compacto y homogéneo que el que hemos observado en el barranco de las Cuevas (Parada 1). Ello se debe a la desaparición de los niveles margosos descritos en las Fms Hortezuelos y Hontoria del Pinar, generalmente al techo de las mismas, debido procesos erosivos que resaltan el carácter discordante de las unidades que las cubren. El contacto entre las Fms Hontoria del Pinar y Burgo de Osma (Fig. 2) está materializado por una superficie ferruginosa significativa a favor de la cual se ha desarrollado una disolución cárstica importante; puede reconocerse en el flanco occidental del barranco, al pie de la cerrada. Por encima, la Fm Burgo de Osma está constituida por 25 m de calizas micríticas y calcareníticas muy recristalizadas dispuestas en bancos gruesos bien definidos. Estos se vuel-

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Figura 8. Vista panorámica del afloramiento del Pontón de la Oliva (ladera oriental), mostrando la sucesión de unidades estratigráficas en el tránsito entre el conjunto intermedio carbonatado y el superior detrítico de la sucesión general del Cretácico en este sector. (*) Situación de una cantera de yesos.

Figura 9. Aspecto de campo (A) y detalle (B) de las brechas del Mb Pontón de la Oliva .

ven más tableados (20-40 cms) en los 3 m finales, mostrando un contacto neto con las margas suprayacentes. Por encima, la Fm Valle de Tabladillo está básicamente constituida por margas blancas con niveles de arcillas rojas y algunos bancos calcáreos decimétricos. Define un tramo blando de 17 m de espesor, de pobre expresión morfológica y semicubierto, identificable por un cambio de pendiente (rellano) lo largo de la ladera, a favor del cual discurre las tuberías del Canal (Fig. 8). A techo se reconoce una superficie de karstificación que marca una discontinuidad estratigráfica importante. Esta discontinuidad da paso al Mb Pontón de la Oliva, constituido por 15 m de brechas calcáreas muy dolomitizadas, con cantos angulosos de diferente tamaño (Fig. 9). La brechificación y la karstificación

que afecta al conjunto borra cualquier vestigio de estratificación. Sólo localmente se reconocen restos de bioturbación y fantasmas de bioclastos. Esta unidad pone fin al conjunto carbonatado superior de la sucesión del Cretácico Superior. Por encima aflora el conjunto superior de naturaleza detrítico-evaporítica, representado por una potente sucesión de arcillas rojas y violáceas con niveles de yesos de la Unidad Torrelaguna, fácilmente reconocibles en el paisaje por el cambio de coloración, vegetación y relieve. Estos materiales afloran generalmente cubiertos, pudiéndose realizar observaciones de detalle a lo largo del camino que asciende por la ladera, así como en una antigua cantera de yesos situada en el fondo del Arroyo de la Lastra.

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Parada 3. El Cenozoico de Uceda y el Valle del Jarama. La interpretación de un paisaje de ida y vuelta Localización Esta parada se localiza en la carretera CM-1002 de Uceda a Puebla de Beleña antes de llegar a la localidad de El Cubillo de Uceda, justo cuando se alcanza el alto que conforman los llanos de Uceda (Fig. 10). Se aprovecha el cruce de un camino rural para aparcar y se realizan observaciones de detalle de aspectos litológicos, sedimentológicos y estratigráficos de las unidades que afloran en el escarpe del talud de la carretera y de una pequeña cantera. Asomándose al borde septentrional del escarpe de estos llanos, se divisa el valle del río Jarama donde, analizando el paisaje, se pueden hacer observaciones generales de carácter estratigráfico, tectónico y geomorfológico relacionadas con la evolución de ese borde de la cuenca del Tajo.

dos formadas por gravas y cantos sub-redondeados, frecuentemente imbricados, con un tamaño máximo de canto en la fracción bloque y la mediana entre los 17 y 50 cm, con espesores que varían entre los 2-5 m, y en los que los conjuntos arenosos, cuando aparecen, suelen situarse hacia la parte inferior de los mismos (Fig. 11); litológicamente su composición es mayoritariamente cuarcítica, con algún canto de cuarzo en los tamaños más pequeños. La matriz es arcillosa, de color rojo, con algo de arena y limo.

Descripción Desde un punto de vista fisiográfico o mejor físicogeológico el contexto de la parada tiene lugar en el borde septentrional de la Cuenca del Tajo, y por tanto muy próxima a otra gran unidad geológico-estructural como es la Sierra, que constituye el Sistema Central, y dentro de éste, en el sector de Somosierra. Los llanos de Uceda Morfológicamente los llanos de Uceda forman parte del piedemonte de ese sector, es decir conforman una unidad de tránsito entre la Sierra y la Depresión. La característica de este piedemonte es que está conformado por varias plataformas de amplias dimensiones que se encajan unos pocos metros entre sí y que se extienden en dirección N-S por más de 25 km, quedando topográficamente colgadas a unos 200 m sobre el cauce del Jarama. Los perfiles longitudinales, suavemente cóncavos de cabecera a pie, tienen pendientes que oscilan entre el 2% y 0,2%. Se trata de superficies que se configuran (aparecen soportadas) sobre depósitos detríticos gruesos de origen fluvial. Este conjunto de altas plataformas con depósito asociado es lo que se conoce como la Raña de la Alta Campiña (Vadour, 1979). Son depósitos clasto-soporta-

Figura 10. Itinerario desde el Pontón de la Oliva (A) Parada 2 a la Parada 3 (B) cerca de Uceda. Es un recorrido de 8 kms que iniciamos regresando a Uceda, primero por la M-102 hasta el cruce con la CM-1002. Siguiendo por esta vía, la parada se realiza a unos 2 kms al S de Uceda.

Estratigráficamente en esta zona se apoyan, erosionándolos, sobre materiales también detríticos de la Unidad Superior, en este caso representados por los depósitos silíceos de Valdepeñas-Retiendas. Sedimentológicamente representan una llanura aluvial de piedemonte con facies de canales entrelazados de cierta sinuosidad, de un ambiente semiárido mediterráneo (Pérez González y Gallardo, 1987). Estos autores identifican dos plataformas aluviales escalonadas RJ1 y RJ2 de dirección (y origen) Jarama, situándose la parada de la excursión en el extremo noroccidental de la más baja, es decir la RJ2.

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El relleno Neógeno

Figura 11. Depósito de Raña (RJ2) constituido por gruesos cantos cuarcíticos, discordante sobre arcosas con cantos correspondientes a la Unidad Superior neógena. En el corte se aprecia la imbricación de los clastos y los horizontes característicos del perfil edáfico superpuesto.

Sobre estos depósitos se desarrolla un perfil edáfico característico que consta de: (i) un horizonte A desarrollado sobre sedimentos removilizados; (ii) un Btg de color ocre con moteados rojos en la zona inferior y pequeños nódulos milimétricos de Fe-Mn en la parte superior; (iii) un Bg que destaca por la intensa segregación del hierro en bandas o moteados rojos y blancogrisáceos; (iv) un Bt de color rojo con arcilla y algunas decoloraciones en forma de bandas verticales a favor de la estructura; y (v) un horizonte Cg que muestra un moteado grueso pardo rojizo. Estos suelos tienen gran espesor (4-7 m) y sobrepasan al propio depósito aluvial si este es poco potente, alcanzando el sustrato neógeno. Se les ha clasificado como suelos fersialíticos ácidos hidromorfos (ultic palexeralf). La edad de esta Raña es problemática, es anterior a las primeras terrazas altas de los ríos Jarama y Sorbe y sin duda posteriores a la unidad en la cual se encajan, y que por criterios cronoestratigráficos regionales esta datada como Plioceno Inferior (Rusciniense). Pérez González y Gallardo (1987) las atribuyen al Plioceno Superior, concretamente les asigna una edad Villafranquiense, alrededor de los 2 m. a.

Los taludes del corte de la carretera permiten la observación, por debajo de la Raña, de los depósitos silíceos de la Unidad Superior (Fig. 12; López Olmedo et al., in press). Sin duda alguna se trata de una de las unidades más características del sector oriental de la cuenca del Tajo y que aflora ocupando la parte alta del interfluvio Jarama-Sorbe. Litológicamente se trata de un conjunto formado por arcosas con niveles de cantos o gravas silíceas de cuarcita y cuarzo con intercalaciones de arenas y lutitas rojas y ocres, o eminentemente conglomeráticos y de aspecto masivo en las zonas más septentrionales y proximales. Por la posición topográfica que ocupan y el carácter suelto y deleznable de sus litologías son fácilmente erosionables dando espectaculares paisajes de cárcavas en las cuencas de cabeceras de los cursos torrenciales que imprimen al paisaje un carácter muy peculiar fácilmente identificable. Constituyen una unidad heterogénea en cuanto a composición y facies, lo que ha hecho que se hayan denominado «facies rojas y ocres», predominando las primeras en los sectores septentrionales y las segundas en las zonas meridionales, más alejadas de las zonas de aporte. Todo el conjunto se encuadra en un contexto de abanicos aluviales coalescentes de marcado carácter retractivo, procedentes de los relieves situados inmediatamente al norte y cuyos ápices se localizan en el interior del macizo, en los valles de los ríos Jarama y Sorbe. Las facies ocres, que son las que aparecen en el talud de la carretera corresponden por tanto a facies medias de alguno de éstos abanicos, están constituidas por arenas arcósicas finas y limos arcillosos de tonalidades ocres y pardo-rojizas, de 3 a 5 m de espesor, que intercalan niveles de gravas cuarcíticas. El valle del Jarama: La interpretación de un paisaje de ida y vuelta Una vez depositada la Raña, la jerarquización de la red fluvial cenozoica, ya en un claro contexto exorreico de la cuenca del Tajo, originado por el retroceso y captura de la misma, al Oeste de Talavera, por la red atlántica, da lugar a un cambio morfodinámico muy importante y transcendental en la cuenca sedimentaria, y es el paso de condiciones de agradación (relleno de sedimentos) que se han mantenido durante todo el Cenozoico, a condiciones de degradación (erosión y transporte de los mismos). La morfogénesis fluvial desencadena un importante proceso de vaciado erosivo tanto del relleno sedimen-

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además nos permite observar parte del relleno sedimentario de la cuenca del Tajo en este sector; por lo que también podemos interpretar los diferentes paisajes que se iban conformando a lo largo de la historia de construcción en dicho piedemonte. La cuesta de Torrelaguna-Patones

Figura 12. Talud de la carretera donde aparecen expuestos los depósitos silíceos de la Unidad Intermedia neógena. Se aprecian varias secuencias de arcosas y niveles de cantos.

tario de la cuenca como de sus bordes. Este proceso erosivo da lugar al desarrollo y construcción de los valles fluviales en el interior de las cuencas, considerados ya cuaternarios por algunos autores, y la profundización de los que ya existían previamente en su periferia. El valle del Jarama y sus terrazas A lo largo de este proceso de erosión y encajamiento, durante el Pleistoceno y hasta la actualidad, el río Jarama ha ido dejando abandonados sucesivos niveles de depósitos fluviales, (no menos de 17), que se disponen escalonadamente a lo largo de su margen izquierda, dando un marcado carácter asimétrico a su valle. Estos depósitos escalonados de origen fluvial son morfológicamente denominados terrazas (Fig. 13). En el entorno del valle que se divisa desde esta parada, se reconocen no menos de siete niveles distribuidos entre las cotas de +160 m y +4 m sobre la llanura aluvial (+3,5 m) del cauce actual. Los más representativos corresponden a los de +150 m, +90 (Uceda), +70, +35 y +10 m ya en la vega baja. La disposición espacial de estos niveles respecto a su grado de encajamiento sucesivo, ofrece diversas variedades: en general, los niveles más antiguos se presentan colgados, dejando aflorar entre los mismos el sustrato en el que se encajan; los intermedios están encajados y los más recientes se 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

«Cuesta» es un término español ampliamente adoptado y que morfológicamente se aplica o sirve para describir una elevación asimétrica de carácter lineal producida por erosión diferencial de estratos de buzamiento (inclinación) suave a moderado, en los que la ladera larga (dorso o revés) es generalmente concordante con el buzamiento de los estratos; mientras que la otra ladera es más corta y de pendiente mayor (frente). El vaciado de parte del relleno cenozoico de la cuenca por el río Jarama, ha profundizado en su margen izquierda, hasta exhumar las resistentes calizas de la cobertera mesozoica adosadas al borde de la misma, dando lugar a una espectacular cuesta estructural en dirección NE-SO, con dorso hacia el SE e inclinación entre 30º y 45º, que corresponde a los planos inclinados de la vertiente que observamos (Fig. 14); mientras que el frente de la misma, da lugar a un discreto escarpe o cantil rocoso, por delante del cual, y en el contacto con el macizo se desarrollan pequeñas depresiones periféricas u ortoclinales. Pequeños cursos fluviales procedentes del relieve de la sierra han excavado valles que discurren transversalmente a esta serie monoclinal a favor del buzamiento (cursos cataclinales, consecuentes). Estos arroyos han incidido enérgicamente cortando totalmente la cuesta de Torrelaguna-Patones dando lugar a gargantas (cluses). Éstas aparecen distribuidas de tal forma, que cortan espaciada y regularmente la cuesta en una serie de elementos con forma de facetas trapezoidales de cima bastante nivelada. La cartografía geológica muestra que este relieve en cuesta no es producto únicamente de la erosión reciente, sino que representa un antiguo relieve (paleorrelieve). Ello es especialmente observable entre la garganta del río Lozoya y el pueblo de Valdepeñas de la Sierra en este sector, donde la cuesta aparece fosilizada por los sedimentos de la Unidad Superior neógena. Esto mismo es apreciable a simple vista desde la panorámica que hacemos en esta parada. El porqué de esa isoaltitud de cumbres que presenta la arista cimera de este relieve, tiene también su explicación, aunque ésta ya no es tan evidente en el paisaje.

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Figura 13. Bloque diagrama en la zona borde macizo-cuenca (entorno de Patones), donde se señalan las unidades fisiográficas definidas para la fosa del Tajo. Leyenda de símbolos: 1) gravas pizarrosas (conos de deyección, Cuaternario); 2) gravas, arenas y limos (fluvial, Cuaternario); 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 centro de la imagen y sobre el replano de la terraza de +90 m). El relieve en cuesta aparece segmentado en sucesivos planos trapezoidales al estar cortado por barrancos cataclinales.

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Los procesos erosivos neógenos que tenían lugar en los relieves periféricos a la cuenca sedimentaria y cuyos productos resultantes eran los sedimentos que se acumulaban en la misma, dieron lugar a una superficie de erosión poligénica tipo rampa que biselaba no sólo los materiales del zócalo hacia el interior de los relieves, sino también los de su cobertera sedimentaria en el borde, que ya se encontraba plegada e inclinada hacia la cuenca. Restos de esta superficie se conservan precisamente al Norte de Valdepeñas de la Sierra, hacia el Oeste, truncando el cierre periclinal del anticlinal de El Vellón y al Norte de Cabanillas de la Sierra. El relleno sedimentario de la cuenca En la cuenca del Tajo el espesor de sedimentos cenozoicos llega alcanzar los 3.500 m en la parte noroccidental de la cuenca, en las proximidades del Sistema Central, reconocido mediante perfiles sísmicos y sondeos profundos (Querol y Abad, 1989) con un registro estratigráfico muy completo todo él en facies continentales, desde el tránsito Cretácico superior-Paleoceno hasta el Plioceno Superior. En este sector de la cuenca, aparecen bien expuestos los 200 m superiores de la sucesión neógena horizontal a lo largo de los valles de los principales cursos fluviales. Por otra parte el registro sedimentario paleógeno corresponde a depósitos pre-tectónicos, anteriores al levantamiento del Sistema Central y que individualizó las cuencas del Tajo y Duero. Los sedimentos paleógenos se disponen en aparente continuidad estratigráfica, o en suave discordancia erosiva, con niveles del Cretácico Superior, por lo que afloran de forma discontinua, a lo largo de este borde, plegados junto a ellos. Están constituidos por lutitas rojas, yesos y conglomerados. Estos depósitos detríticos y sulfatados representan ya la retirada del mar cretácico de la zona centro peninsular; la presencia de cantos calcáreos indica ya el inicio del desmantelamiento parcial de la cobertera cretácica en relación con los primeros movimientos alpinos. La edad de esta unidad es Cretácico Superior-Eoceno. En la panorámica del valle del Jarama, esta unidad la identificamos en la parte baja de los relieves de su margen derecha, aguas arriba de su confluencia con el Lozoya y que en conjunto se denominan como Cerro de Mingo Negro. El tramo superior de dicha unidad conforma el escarpe inferior de color gris-blanquecino junto a la margen derecha del río. Por encima de esta unidad suavemente plegada y claramente discordante sobre ella, se disponen las «arcosas de Uceda», en general de colores ocre-anaranjados y con

un espesor máximo visible de 100 m. Se interpretan como depósitos de zonas medias de abanico aluvial. Esta unidad se dispone también a lo largo de gran parte de la vertiente de la margen izquierda del Jarama. En los relieves de ambas márgenes, por encima de las Arcosas de Uceda y mediante un contacto aparentemente concordante, aunque puede encerrar un hiato importante, se disponen los «depósitos silíceos de Valdepeñas-Jadraque correspondientes ya a la Unidad Superior, de edad Turoliense superior-Plioceno, ya vistos en 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 cerrada del embalse próximo a la pequeña localidad de Beleña del Sorbe (Fig. 15), en los taludes de la carretera que con motivo de la realización de tal obra se ha construido. Se accede desde el Cubillo de Uceda por la carretera CM-1001 se llega a Puebla de Beleña, donde se toma la CM-1004 en dirección Tamajón, desviándose a la derecha por la GU-189 hacia la localidad de La Mierla, para posteriormente y tras 5 km llegar a un alto sobre el valle desde donde se divisa el río Sorbe.

Figura 15. Itinerario de desde la Parada 3 (A) a la Parada 4 (B, Beleña de Sorbe). Es un recorrido de 40 kms.

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Figura 16. Vista general de la Unidad detrítica en el núcleo del sinclinal de Cogolludo. Embalse de Beleña.

Descripción El corte de Beleña del Sorbe es uno de los más representativos y completos del Paleógeno de este sector del borde de la cuenca del Tajo. Muestra los términos estratigráficamente más altos de la sucesión paleógena. Permite además, reconocer la disposición y estilo de plegamiento que afecta a estos materiales. Se localiza en el flanco Norte de un anticlinal (anticlinal de Aleas), en cuyo núcleo afloran los términos margo-yesíferos más bajos de toda la serie (Fig. 17), equivalentes a los aflorantes entre el Pontón de la Oliva y Valdepeñas de la Sierra. El corte transcurre por la margen izquierda del río Sorbe. En la parte septentrional del corte se realiza la parada y se reconoce una potente serie conglomerática que se encuentra organizada en una alternancia estrato y granocreciente de conglomerados y areniscas. Como se muestra en la Figura 3, sobre el complejo dolomítico terminal del Cretácico Superior, se sitúan dos grandes unidades atribuidas clásicamente al Paleógeno y que se caracterizan por su notable espesor y extensión a lo largo de todo el borde del Sistema Central (Portero y Olivé, 1984; Arribas, 1986; Alonso-Zarza y Calvo, 2002; Alonso-Zarza et al., 2004) que son:

Unidad de lutitas rojas, yesos y conglomerados de TorrelagunaUceda y su equivalente lateral, la Unidad yesos de Cogolludo Unidad mixta terrígeno-carbonatada de Beleña de Sorbe-Torremocha de Jadraque La Unidad Torrelaguna-Uceda conforma el núcleo del anticlinal de Aleas. Se reconoce bien a lo largo de la carretera por la que se discurrirá, tras realizar esta parada. Presenta un carácter yesífero y margoso, extendiéndose hasta la localidad de Cogolludo («Unidad Yesos de Cogolludo»; Fig. 17). Estos materiales históricamente han sido objeto de explotación como rocas ornamentales. Por encima, la Unidad Beleña de Sorbe-Torremocha de Jadraque se dispone discordante sobre la anterior. En la cartografía a escala 1:200.000 López Olmedo et al. (in press) y Arribas et al. (2004) diferencian y caracterizan a su vez en dos unidades: Unidad Carbonatada Inferior y Unidad Detrítica Superior (Fig. 3). La Unidad Carbonatada Inferior, con espesores entre 200-500 m, se dispone discordante sobre la Unidad Yesos de Cogolludo (Portero et al. 1990). Corresponde a ambientes lacustres de fan delta, pasando hacia el noreste a medios palustres y lacustres. Se reconoce muy bien en la margen izquierda del río (Fig. 18), y ha sido datada como Eoceno Medio (Crusafont et al., 1960, Portero et al. 1983 y 1990).

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Figura 17. Cantera de yesos (Unidad Yesos de Cogolludo) aflorantes en el flanco septentrional del anticlinal de Aleas, en las proximidades de Beleña del Sorbe.

Figura 18. Detalle de los términos inferiores de la Unidad Carbonatada en Beleña de Sorbe. Margen izquierda del río Sorbe, aguas abajo de la cerrada del embalse.

La Unidad Detrítica (Arribas et al. 2004) se sitúa discordante sobre la anterior, mostrando un carácter detrítico grosero y granocreciente que destaca morfológicamente en el paisaje a modo de resaltes (Figs. 16 y 19). Se encuentra formada por conglomerados polimícticos, con cantos y bloques redondeados cementados por carbonatos, que a veces alternan con areniscas. Constituye

la unidad más característica del Paleógeno de este sector de la cuenca del Tajo, y sus afloramientos se distribuyen a lo largo de todo el borde meridional del Sistema Central. La edad de estos depósitos se sitúa en el Oligoceno Superior, si bien pudieran llegar en alguna zona al Mioceno inferior.

Figura 19. Unidad Detrítica en el embalse de Beleña de Sorbe.

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Parada 5. El techo del Paleógeno en el Valle del Henares Localización La parada se sitúa en el valle del río Henares, en su margen derecha a unos 900 m al Sur de Cerezo de Mohernando (Fig. 20).

Figura 20. Itinerario desde Beleña de Sorbe (A) Parada 4, a la Parada 5 (B) cerca del Valle del Henares. Es un recorrido de 14 kms que iniciamos en dirección a Torrebeleña, Cogolludo y desde aquí a Cerezo de Mohernando a través de la carretera GU-179. Desde esta última localidad, nos incorporamos a la Carretera CM-101 en dirección a Humanes, y recorremos 1 km para llegar a la parada.

Descripción Los taludes del Valle del Henares constituyen excelentes afloramientos para reconocer las unidades terminales del Paleógeno y las del Mioceno, identificándose varias discordancias que las separan (Fig. 21). En el valle del Henares, el Paleógeno está representado por la Unidad Detrítica Superior (Fig. 3). Esta unidad culmina la serie paleógena en la región y muestra

facies más distales (areniscas, conglomerados, lutitas y calizas) respecto a los conglomerados masivos de la misma unidad ubicados más al norte en Beleña de Sorbe (Fig. 19). Los depósitos miocenos de la cuenca de Madrid se han dividido clásicamente en tres unidades estratigráficas denominadas: Unidad Inferior, Unidad Intermedia y Unidad Superior (Junco y Calvo 1983). La Unidad Inferior está compuesta por un apilamiento de conglomerados en cuerpos de 2-6 m de base erosiva. Presentan granoselección positiva y están constituidos por fragmentos de carbonatos y cuarcitas y una matriz arenosa con cemento carbonatado. Aparecen intercalaciones de lutitas rojas bioturbadas de hasta 10 m de potencia. Intercalados con estos cuerpos, aparecen niveles de lutitas rojas bioturbadas cuya potencia llega a los 10 m, así como niveles de arenas finas y gravas (Najarro et al, 2006). Entre ambos depósitos (paleógenos y miocenos) existe un límite estratigráfico puesto de manifiesto por varias observaciones (Fig. 22): a) Una discordancia angular que se aprecia por un suave cambio en la inclinación de las capas de los materiales miocenos que descansan sobre los paleógenos. b) Un cambio en la granulometría de los sedimentos del Mioceno que pasan a ser más conglomeráticos que los del Paleógeno los cuales incluyen materiales de litología mas fina como lutitas o margas. c) El cambio litológico anterior, viene acompañado también por un sensible cambio de color en los sedimentos, que pasan de ser más claros en el Paleógeno (las margas y las calizas son de color blanquecino) a más rojizos en el Mioceno (los conglomerados y sobre todo las lutitas, son de color rojo). Desde el mismo punto, y más hacia el Sur es posible observar en el frente del relieve acantilado una segunda discordancia angular que limita las Unidades Inferior y Media del Mioceno (Fig. 23). La Unidad Intermedia en este sector es también básicamente conglomerática y está formada por paleocanales con base erosiva siendo sus cantos principalmente de cuarcita, caliza y fragmentos de roca metamórfica, envueltos en una matriz arenosa de grano medio a grueso y un cemento carbonatado.

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Figura 21. Esquema estratigráfico de las unidades del Paleógeno terminal y Mioceno inferior en el valle del Henares (modificado de Najarro et al., 2006), con la situación de las discordancias que se observan en la Parada 5 y la panorámica de la Parada 6.

En este caso la Unidad Inferior es la infrayacente y sus capas buzan entre 10º-15º. La Unidad Intermedia se sitúa encima de forma casi horizontal, produciendo un truncamiento de las capas perfectamente observable. A diferencia de la anterior discordancia, apenas hay diferencias en la litología y el color de los sedimentos, por lo que el límite estratigráfico solo se deduce por la angularidad entre las capas. Como principio general, las unidades estratigráficas que se encuentran plegadas o inclinadas, es por que han sufrido los efectos de la tectónica, mientras que las unidades que están horizontales, apenas se han visto afectadas por dichos movimientos tectónicos. Así pues, en la presente parada puede deducirse que tanto los sedimentos paleógenos pertenecientes a la Unidad Detrítica Superior (Oligoceno Superior-Mioceno Inferior) como los sedimentos de la Unidad Inferior de la cuenca de Madrid (Mioceno inferior-medio), dado que se encuentran deformados (inclinados), han sido afectados por movimientos tectónicos (últimos movimientos de la orogenia Alpina), mientras que los depósitos de la Unidad Intermedia, puesto que se encuentran prácticamente horizontales, se depositaron en un contexto de inactividad tectónica.

A su vez la orogenia Alpina es la responsable de la creación del relieve de las sierras y cordilleras que jalonan a la cuenca del Tajo en la provincia de Guadalajara, por lo que de lo dicho anteriormente, puede deducirse que el relieve de los bordes de la cuenca del Tajo que puede verse en la actualidad estuvo creándose hasta el Mioceno Medio, edad de los últimos sedimentos plegados (Unidad Inferior). El resto de los sedimentos miocenos más modernos y dispuestos horizontalmente (Unidad Intermedia y Superior), se depositaron como consecuencia de la erosión de dichos relieves ya creados y en un contexto de tranquilidad tectónica.

Parada 6. El Cenozoico de Humanes Localización La parada se localiza en la margen derecha del río Henares cerca de la localidad de Humanes, aguas abajo de la anterior (Fig. 24), al pie del cerro de la Alarilla.

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Figura 22. Límite estratigráfico entre la Unidad Detrítica Superior y la Unidad Inferior. La discordancia viene dada por la ligera angularidad que 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 Intermedia suprayacente y horizontales truncan a las de la Unidad Inferior que se hayan inclinadas hacia el Sur.

Descripción Sobre las terrazas del río Henares, que muestran diversos aspectos geomorfológicos a destacar, se observa el Cerro de la Alarilla que expone en excelentes condiciones de observación casi toda la serie representativa del 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 de la Alarilla están representadas las dos unidades más antiguas (Unidad Inferior e Intermedia). La edad con-

junta de ambas abarca desde parte del Mioceno Inferior, hasta parte del Mioceno Superior. En la figura 25 aparece la situación de la panorámica con respecto al esquema estratigráfico general de las unidades del Paleógeno terminal y Mioceno inferior en el valle del Henares. Las capas básales del cerro pertenecen a la Unidad Inferior, destacando en afloramiento por su color anaranjado. Su límite superior viene marcado por un nivel carbonatado blanquecino que resalta por encima de las copas de los árboles de la ribera del Henares. Este nivel

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es equivalente a la discordancia entre las unidades Inferior e Intermedia identificada en la Parada 5 (Fig. 23). Por debajo de dicho nivel y hacia la izquierda del cerro, aparecen una serie de capas discontinuas que resaltan en el paisaje y que corresponden a cuerpos conglomeráticos de base erosiva (Fig. 26) descritos en la parada anterior.

Figura 24. Itinerario desde la Parada 5 (A) a la Parada 6 (B), situada en la base del cerro de Alarilla. Recorrido de 8 kms que se inicia en la CM-101 en dirección a Humanes hasta alcanzar el cruce con la Carretera GU-183; la parada se realiza 3 Kms después de dicho cruce, a pie del río Henares.

En frente de la ubicación de la parada y hacia la derecha de los afloramientos anteriores, los cuerpos de conglomerados se adelgazan y dan paso a areniscas, niveles carbonatados, y sobre todo, a lutitas de color anaranjado (Fig. 25). Este cambio lateral de facies representa el paso de las partes terminales de abanicos aluviales procedentes de los relieves del norte (paleocanales de conglomerados), hacia una llanura fangosa (luti-

tas anaranjadas) con encharcamientos de agua esporádicos (niveles carbonatados), que conformarían el paisaje en aquella época de la cuenca sedimentaria del Tajo. El nivel carbonatado blanquecino que culmina la Unidad Inferior, se originó por procesos edáficos (paleosuelo), como lo atestiguan los moldes de raíces y en general las características de la roca (caliche). Hacia el Sur, este mismo nivel se hace cada vez mas carbonático cambiando sus características (facies), convirtiéndose en una caliza de color gris, que contiene restos de gasterópodos de agua dulce, algas caráceas y restos de vertebrados (Najarro et al, 2006). Este tipo de calizas se interpretan como lacustres someras. Este nuevo cambio lateral de facies permite reconocer para la época la existencia de una zona vadosa donde se enraizaban plantas en un suelo que se encharcaba esporádicamente y otras veces se secaba, formándose en este proceso un depósito en forma de costra (paleosuelo). Más al sur y al mismo tiempo se desarrollaría una zona que tenía un nivel más estable en la lámina de agua, formándose zonas palustres poco profundas donde vivían gasterópodos, algas, plantas juncáceas, y vertebrados del tipo que actualmente habitan las sabanas de África, como son roedores, conejos, rinocerontes, gacelas, etc. Esto último se deduce por los estudios paleontológicos de los numerosos yacimientos que se hallan en la cuenca del Tajo, uno de los cuales se encuentra unos centenares de metros más al sur de la ubicación de la parada (yacimiento del Arroyo de la Magdalena; Najarro et al, 2006). La Unidad Intermedia, se distingue por el color más rojizo con respecto a la Unidad Inferior. Se divide a su vez en tres secuencias sedimentarias que empiezan con facies detríticas y lutíticas rojizas, bioturbadas y edafizadas, y acaban en capas continuas de yesos o carbonatos de color más claro que dan resalte. La primera secuencia culmina con una primera capa de yesos que resalta en el cerro por su tono blanquecino (Figs. 25 y 26), y que se relaciona con zonas palustres de aguas salinas, indicando un clima cálido y árido propicio para la precipitación de las evaporitas de yeso. Los términos carbonatados que culminan las otras dos secuencias son de origen lacustre somero y contiene restos de gasterópodos, algas caráceas y moldes de raíces de plantas (Fig. 27).

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Figura 25. Panorámica del cerro de la Alarilla cerca de Humanes mostrando las litologías de las unidades Inferior e Intermedia del Mioceno de la cuenca del Tajo, el límite entre ambas (paleosuelo) y las secuencia estratigráficas en que a su vez puede subdividirse la Unidad Intermedia.

Figura 26. Fotos de detalle de algunas de las facies sedimentarias que pueden observarse en el cerro de la Alarilla en las unidades Inferio r e Intermedia. Obsérvese la gran continuidad del paleosuelo que marca el límite entre las dos unidades del Mioceno.

La alternancia de depósitos aluviales y lacustres representaría cambios cíclicos en la humedad, temperatura y cantidad de sedimento disponible en la cuenca, factores todos ellos, directamente relacionados con el clima. Así, los sedimentos rojizos aluviales (conglomerados, areniscas y lutitas rojas) corresponderían a periodos de mayor temperatura y aridez con flujos de agua torrenciales y discontinuos. Condiciones aun más extre-

mas, corresponderían los depósitos de yeso donde la intensa evaporación de las aguas originaría la precipitación de sus sales disueltas. Los sedimentos carbonatados sin embargo, corresponderían a un clima mas húmedo y de menor temperatura que permitía una cierta estabilidad en la lámina de agua y la precipitación de carbonato cálcico.

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Figura 27. Aspecto de campo de uno de los niveles carbonatados lacustres del cerro de la Alarilla, mostrando los moldes de raíces de plantas hacia la parte superior.

Finalmente, y al margen de las características de la serie neógena, otra de las observaciones a realizar en esta parada es la de reconocer los distintos niveles de terrazas que el río Henares, en su curso medio y en su proceso de encajamiento, ha desarrollado en este sector. Los niveles relativamente más altos (terrazas medias) se desarrollan preferentemente en la margen derecha del río, mientras que las bajas se localizan indistintamente sobre ambas márgenes. Todas ellas dan lugar a extensas plataformas escalonadas sobre las que frecuentemente se llevan a cabo tareas agrícolas, así como explotaciones de áridos naturales. En los últimos años la alta demanda para la construcción de obra civil, ha motivado la extracción intensiva de dichos materiales desde la localidad de Humanes 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 2

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]

3

Dpto. de Biología Vegetal, Universidad de Alcalá. 28871-Alcalá de Henares (Madrid). E-mail: [email protected]

4

Dpto. Geología. ETS Ingenieros Agrónomos, Universidad Politécnica de Madrid. 28040-Madrid. E-mail: [email protected]

5

Departamento de Geología. Escuela Politécnica Superior de Ávila. Universidad de Salamanca. C/. Sto. Tomás, s/. 05003-Avila. E-mail: [email protected]

6

Dpto. Geología, Museo Natural de Ciencias Naturales, CSIC. José Gutiérrez Abascal, 2. 28006-Madrid. E-mail: [email protected]

1. INTRODUCCIÓN 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 realmente conocemos como La Alcarria: una comarca natural elevada y con poca vegetación, limitada por los cursos fluviales del Henares, Jarama y Tajo, y por las Sierras Ministra y de Altomira (Fig. 1), que se extiende por las provincias de Guadalajara, Cuenca y Madrid. Se caracteriza por ser una unidad topográficamente elevada (altitud media de entre 700-1000 m), con una morfología plana u ondulada y disectada por numerosos cursos fluviales fuertemente encajados en ella. La abrupta topografía de estos valles siendo el Tajuña quizás el más representativo- modifica factores abióticos tan influyentes sobre el paisaje vegetal y los usos humanos como son la geomorfología, el clima y el ciclo del agua. Las características termopluviométricas, sitúan a esta comarca dentro de la región climática denominada continental extremada (Font Tullot, 1983), con inviernos fríos y veranos calurosos, aunque la presencia de la Sierra de Altomira imprime una mayor diversidad climática que en otras zonas del interior de la península. Toda esta zona presenta una marcada variabilidad estacional pluviométrica propia de los climas mediterráneos, con mayores concentraciones en primavera y otoño y una fuerte sequía estival; así como una marcada oscilación térmica anual, con unas mínimas inferiores a -10ºC, y máximas que pueden llegar a superar los 55ºC (Bartolomé et al., 2002).

Figura 1. Localización del área de estudio y principales unidades geológicas. 1 a 7: paradas del itinerario

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ITINERARIO GEOAMBIENTAL POR LA ALCARRIA

En el valle del Tajuña son notables las diferencias microclimáticas entre las laderas de solana y las de umbría y entre éstas y el altiplano superior. Las condiciones térmicas resultan más severas en la plataforma, así como el efecto desecante del viento. Las umbrías guardan mejor la humedad, en tanto que las solanas, con mayor evaporación, constituyen el ambiente menos resistente a la erosión, el más frágil. Los fondos de valle, que se van ampliando cuenca abajo, constituyen el espacio de mayor productividad biológica por su topografía plana y disponibilidad de agua. Una cierta, aunque limitada, diversidad geológica favorece el desarrollo de una serie de rasgos geomorfológicos y edáficos, que unidos a las características climáticas de este sector peninsular, determinan la diversidad biológica y ecológica, que hacen de la Alcarria un paraje singular. 2. OBJETIVOS La Alcarria constituye un lugar idóneo para analizar cómo la interacción de diversos factores tales como geología, geomorfología, suelos, paisaje vegetal y actividad antrópica condicionan el desarrollo de unidades específicas de paisaje y usos asociados a las que hemos denominado unidades ambientales. Las características concretas que definen a cada una de ellas están por tanto 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 actividades antrópicas. Se hará especial hincapié en la actividad antrópica a la que ha estado sometida la zona de estudio, y que ha modificado apreciablemente el paisaje. El cambio en los usos del suelo acarrea nuevos e importantes cambios en el sistema socio-natural, con abandono de actividades agropecuarias, desarrollo de infraestructuras, procesos urbanísticos, etc que serán abordados también a lo largo del itinerario propuesto. 3.1. Contexto geológico El Mioceno de la Cuenca de Madrid ha sido objeto de numerosos estudios (ver Alonso Zarza y López, Capítulo de este volumen) y se caracteriza por registrar una serie de ciclos climáticos que unidos a la influencia de la tectónica y la diferente litología de los relieves circundantes, han condicionado el desarrollo y evolución de una gran diversidad de medios sedimentarios continen-

tales (Alonso Zarza et al., 2002). Esta interacción entre clima, tectónica y áreas fuente se materializa en la definición de tres unidades: Inferior, Intermedia y Superior. La Unidad Inferior (Mioceno inferior inicio del Mioceno medio) es predominantemente evaporítica, y en origen representaba un gran lago salino somero bordeado por depósitos aluviales de carácter detrítico. La Unidad Intermedia (Mioceno medio inicio del Mioceno superior) cuyos límites inferior y superior se caracterizan por el desarrollo de superficies paleokársticas, y que presenta dos secuencias bien diferenciadas, caracterizadas por un mayor desarrollo de depósitos aluviales en su base, que pasan gradualmente a depósitos lacustres de carbonatos y/o evaporitas. Paleogeográficamente representan una orla discontinua de abanicos aluviales, con paleosuelos y calcretas, y con desarrollo de charcas carbonatadas y evaporíticas durante momentos de menor escorrentía. Por último, la Unidad Superior (Mioceno superior) se registra casi exclusivamente en los sectores central y oriental de la Cuenca de Madrid, y presenta una parte inferior de carácter fluvial, que hacia techo pasa a sedimentos carbonatados, que fueron depositados en pequeños lagos someros de agua dulce. 3.2. Contexto Geomorfológico El Páramo de La Alcarria puede definirse como una superficie poligénica compleja, resultado de sucesivos procesos de erosión-sedimentación (Bardají y Silva, 1989; Pérez González y Portero, 1991) previos a la disección fluvial cuaternaria. Esta superficie no representa el sediplano de colmatación neógena, sino que es un superficie de erosión compleja, basculada hacia el SO y conformada por materiales geológicamente heterogéneos (Gutiérrez Elorza et al., 2005; Portero y Pérez-González, 2004), (Fig. 1, Fig.2). La Alcarria septentrional está constituida por la superficie erosiva exhumada, del techo de la Unidad Intermedia Miocena (Parada 4), mientras que hacia el SO, está formada bien por las calizas lacustres del techo de la Unidad Superior (Parada 2), que realmente representan el fin de la sedimentación neógena, o bien por los conglomerados fuertemente cementados de la base de dicha Unidad Superior, la denominada red fluvial intramiocena (Parada 1), (Fig. 2). La evolución durante el Plioceno de todo este sector de la Cuenca de Madrid, ha sido descrita por Pérez González (1982, 1994), principalmente en la Alcarria más meridional. Según este autor, el páramo de La Alcarria

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presenta dos superficies poligénicas diferentes (Fig. 2), con depósitos asociados diferentes y desarrolladas tras diferentes fases de deformación tectónica. La más antigua de estas superficies presenta un depósito asociado constituido por una costra clástica roja, que rellena las ondulaciones suaves generadas por la fase de deformación Iberomanchega I, así como huecos de disolución rellenos por «terra rossa». La más moderna tiene como formación superficial asociada una costra laminar bandeada y multiacintada, que representa el cierre del ciclo Plioceno. Entre ambas superficies y únicamente en la zona más meridional de La Alcarria tiene lugar el depósito de las denominadas series fluviales rojas de la Mesa de Ocaña, deformadas a su vez por la fase Iberomanchega II. La ausencia de esta última formación sedimentaria en el sector central de la Alcarria, hace que en realidad la superficie del páramo sea una superficie multipoligénica (Pérez González, 1994), generada por dos procesos poligénicos de erosión-sedimentación, separados en el tiempo por las series rojas de la Mesa de Ocaña.

A partir de este momento, y tras el depósito de la Raña, comienza la incisión de la red fluvial cuaternaria, dando como resultado un marcado encajamiento fluvial con desarrollo de importantes sistemas de terrazas, como son los casos del Henares, Jarama y Tajo que delimitan La Alcarria, y el Tajuña (Paradas 3 y 5) que la atraviesa y constituye su principal eje fluvial, a lo largo de cuyo sector más septentrional se desarrollan terrazas travertínicas y edificios tobáceos (Paradas 6 y 7). 3.3. Ecosistemas: Factores condicionantes y conservación Desde un punto de vista biogeográfico el territorio a recorrer pertenece a la provincia Mediterránea Ibérica Central, subprovincia Castellana y sectores Manchego y Celtibérico-Alcarreño con sustratos básicos. El clima y la naturaleza de los sustratos determinan la distribución de los principales tipos de bosques con sus comunidades vegetales a escala regional. Estos bos-

Figura 2. Esquema sintético de las relaciones espaciales y temporales de las superficies poligénicas de La Alcarria septentrional y meridional (esta última basada en Pérez González, 1982, 1994).

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ques podemos dividirlos en: encinares sobre yesos, encinares sobre calizas más térmicos, encinares más fríos sobre calizas, a más altitud, y quejigares. Sus correspondientes matorrales y prados que sirven como información sobre las variaciones térmicas y edáficas existentes en el territorio. El efecto microclimático solana-umbría condiciona, a su vez, la distribución de las comunidades a escala local. En la parte baja del valle los coscojares y espartales se localizan en el ambiente más xérico de las solanas y los encinares en la umbría. Hacia la cabecera, los quejigares se establecen en las umbrías y los encinares en las solanas. El ciclo del agua, que gobierna los procesos de producción biológica y algunos geomorfológicos, presenta diferencias apreciables en los ambientes mencionados. Las plataformas superiores son infiltradoras netas dada la permeabilidad de las calizas, por lo que constituyen el ámbito regulador del agua en el territorio. Una parte del agua captada en las partes altas aflora como escorrentía superficial en las laderas en el contacto con niveles impermeables, quedando a disposición de la vegetación y de los usos humanos y proporcionando un valor paisajístico, escénico y emocional muy elevado al territorio alcarreño. Los altiplanos carbonatados serían pues como grandes embudos que concentrarían la humedad pluvial en los estrechos valles fluviales, lo que resulta favorable para la producción ecológica y la diversidad de formas de vida y de los aprovechamientos humanos. La estrategia de la naturaleza en los ambientes con recursos limitados pasa por concentrarlos a fin de maximizar la producción y la diversidad. El aprovechamiento del agua es más eficiente en las umbrías, donde la vegetación controla en gran medida el flujo hídrico. Las

menores pérdidas por evaporación han permitido el desarrollo de comunidades forestales y de suelos que favorecen la infiltración del agua y su consumo por los organismos. Sin embargo, en las solanas, la menor capacidad de recuperación de la vegetación frente a la explotación humana (pastoreo, carboneo, leñas) ha dado lugar a un paisaje vegetal más ralo, con áreas de suelo desnudo, donde el control biológico del flujo hídrico es menor. En estas condiciones hay menos infiltración, circulando una parte del agua de lluvia como escorrentía superficial, lo que implica salidas del recurso de la ladera y erosión hídrica superficial intensa. Este esquema de heterogeneidad de ambientes se va diluyendo hacia la Comunidad de Madrid, cuando los valles se abren, el altiplano calcáreo pierde continuidad quedando reducido a relieves residuales, la topografía se suaviza y las restricciones climáticas disminuyen con la menor altitud. La consecuencia es una mayor homogeneidad de hábitats. Las principales transformaciones de los ecosistemas se produjeron en épocas históricas por su conversión en agroecosistemas. Las plataformas superiores se encuentran ampliamente deforestadas y transformadas en extensos campos de cultivos con manchas de bosquetes de encinas y quejigos. En las laderas de umbría el ambiente forestal se conserva apreciablemente, persistiendo manchas de quejigar y encinar, aunque muy intervenidos. En las solanas la cubierta forestal es muy escasa habiendo sido sustituida por cultivos en ladera y en terrazas (olivar, cereal) y comunidades de matorral de sustitución. En lo que respecta al Río Tajuña, el fondo de valle ha resultado drásticamente alterado sobre todo a partir de

Figura 3. Catena riparia celtibérica en el tramo superior y medio del Tajuña: 1) carrizal; 2) saucedas arbustivas; 3) chopera negra con sauces arbóreos; 4) olmedas; 5) encinar (fuera de la ribera); 6) quejigar (fuera de la ribera.).

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su entrada en la Comunidad de Madrid. Del primitivo bosque de ribera (Fig. 3) queda una estrecha franja, el cauce fluvial ha sido estrechado y rectificado en algunos lugares, para impedir el desbordamiento del río sobre la llanura de inundación, ocupada por cultivo. Las estrechas bandas de álamos y chopos que flanquean los ríos suelen ser residuos, casi hileras, de lo que debieron ser hermosos bosques de ribera. Sin embargo, si algo caracteriza al cauce del Tajuña, a lo largo de su curso por la provincia de Guadalajara es el buen estado de conservación de su vegetación riparia, por lo que se ha incluido en la Red Natura como ZEC (Zona de Especial Conservación) y por tanto es uno de los espacios que figura en la red de espacios protegidos de Castilla-La Mancha. La vegetación de ribera sigue una estratificación característica en función de su lejanía o acercamiento al cauce (Fig. 3). Todas las formaciones, que describimos en el espacio dedicado a la vegetación de ribera, se encuentran en buen estado de conservación prácticamente en todo el recorrido del Tajuña por la provincia de Guadalajara. Estos ambientes son visibles a lo largo de todo nuestro itinerario desde Brihuega hasta Cifuentes. En cuanto al ecosistema fluvial hay que destacar el efecto negativo que ejerce la piscifactoría situada en Anguita, a unos 13 km de su nacimiento, sobre la calidad del agua y las comunidades biológicas. Los efluentes orgánicos, que desbordan la balsa de sedimentación, hacen aumentar la concentración de nutrientes, disminuyendo el oxígeno disuelto y afectando a las comunidades de macroinvertebrados. La recuperación del río de estos efectos se produce un kilómetro aguas abajo del vertido. Otro factor de degradación del medio acuático se produce por la contaminación agrícola difusa en el tramo medio y bajo del río.

Descripción El paisaje ondulado y abierto de la Alcarria madrileña se encuentra dedicado a los cultivos de secano: vid, olivo y cereal, con almendros en los ribazos. Resulta interesante observar la reforestación efectuada en una ladera y vaguada próximas con pies de encinas cubiertos por protectores que las defienden de la herbivoría de los conejos. En esta parada se analizarán las características de suelos desarrollados sobre los conglomerados de la red fluvial intramiocena (parte media de la Unidad Superior).

4. ITINERARIO El itinerario propuesto se articula en torno a las dos grandes unidades fisiográficas que definen La Alcarria: la alta superficie divisoria y los valles fluviales encajados en 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.

Figura 4. Situación de las paradas 1 y 2.

Los suelos desarrollados sobre los materiales conglomeráticos y arenosos de las facies detríticas miocenas, presentan un alto grado de evolución marcado por el desarrollo de horizontes de acumulación de arcillas (Bt) y de carbonato cálcico (Bk, Bkm, Ck), pudiéndose describir el perfil tipo en esta unidad como Ap-Bt1-Bk2-

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Bkm3-Ck en los casos en los que presenta el grado máximo de preservación, aunque como es obvio se pueden observar distintas variantes de esta secuencia. (Perfiles TA1, TA2, TA4; Fig. 5). En la Figura 5 se observa la distribución de arcilla y de carbonato cálcico equivalente con la profundidad (Roquero et al., 1999). Destaca una descalcificación completa en los horizontes superiores (hasta profundidades máximas de 100 cm, en el caso del perfil TA1), y un inicio de la acumulación carbonatada a profundidad variable pero siempre por debajo de los horizontes argílicos bien definidos por el incremento en el contenido de arcilla. No existen en todos los casos cementaciones, pero en parte se debe a que pueden aparecer a profundidades no observables. Todos los perfiles presentan la misma secuencia de procesos edafogenéticos: un lavado reiterado y completo del carbonato cálcico; un proceso largo de traslocación de arcillas (argiluviación) y un enrojecimiento muy intenso (rubefacción), ligado a la deshidratación de los óxidos de hierro (Fe2O3, hematites). Las acumulaciones y/o cementaciones calizas (horizontes cálcicos y petrocálcicos) aparecen a distintas profundidades. La ocurrencia prolongada de todos estos procesos determina el alto grado de evolución de lo suelos, favorecido obviamente por la situación geomorfológica de esta superficie, elevada y de baja pendiente.

Figura 5. Diagramas de distribución de CaCO3 equivalente y arcillas en tres perfiles edáficos realizados sobre la Unidad fluvial intramiocena (Roquero et al., 1999).

Parada 2. Pozuelo del Rey Localización Carretera M-224 en dirección a Valdilecha, a 2km por la pista forestal que sale a 100m del cruce con la M219 (Fig. 4).

Descripción El paisaje es muy similar al de la parada anterior. Destaca el cromatismo del sustrato rojo de la «terra rossa» y el verde del olivar y los almendros en primavera. Las «terras rossas» son formaciones superficiales ligadas a la alteración de rocas calcáreas. Las calizas son rocas insolubles en agua pura, es necesario que exista CO2 en disolución en el agua de infiltración para que pueda producirse esta «disolución». Una vez que el CaCO3 desaparece queda un residuo insoluble que normalmente es arcilloso. El paso del tiempo y unas condiciones climáticas adecuadas favorecen por un lado la decarbonatación de las calizas (cierta humedad) y por otro el enrojecimiento por deshidratación de los óxidos de hierro (rubefacción) asociados a las arcillas (estación seca muy marcada). El resultado final son estas «terras rossas» muy características del clima mediterráneo y tan abundantes en la superficie de la Alcarria. La existencia de dolinas o antiguas canteras facilita la observación de la «terra rossa» desarrollada sobre las calizas lacustres que representan el techo de la Unidad Superior Miocena. Los suelos desarrollados sobre esta superficie suelen presentar unas secuencias de horizontes no muy desarrolladas. En general se puede identificar el horizonte superior con mayor contenido de materia orgánica (A), en algunos casos un segundo horizonte caracterizado por el desarrollo de estructura (Bw, estructural), y localmente horizontes de acumulación de carbonato cálcico (Bk) (Fig. 6). La presencia de horizontes argílicos es muy limitada, puesto que no existe acumulación de origen iluvial, es decir que no ha sido traslocada lo largo del perfil edáfico, sino que en general es heredada de las formaciones sobre las que se desarrollan con contenidos similares de las fracciones limo y arcilla.

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ten aporte externos de arcillas ya decarbonatadas se favorece la formación de estos horizontes, alcanzándose un mayor grado de desarrollo de los perfiles en menos tiempo. Parada 3. Tramo medio del valle del Tajuña. Localización Carretera CM-2005 (PK. 15), cruce a Tomellosa y Balconete (Fig. 1). Descripción

Figura 6. Perfil desarrollado sobre la «terra rossa» en las cercanías de Pozuelo del Rey.

Los procesos edafogenéticos que actúan sobre estas formaciones son fundamentalmente los relacionados con la acumulación del materia orgánica y su degradación (humificación), la descarbonatación parcial (lavado incompleto de los carbonatos) en los horizontes superficiales, y en algunos caso el desarrollo de una estructura incipiente. Es importante destacar la posible influencia que estas «terras rossas» pueden haber tenido en el grado de evolución tan significativo de los suelos analizados en la Parada 1. Esta influencia es particularmente significativa en el contenido en arcillas, que en este caso no sólo estaría ligado a una actuación intensa y larga de la edafogénesis. La erosión de las formaciones de «terra rossa» puede haber dado lugar a la superposición de materiales arcillosos descarbonatados, fácilmente traslocables por tanto a lo largo del perfil del suelo, acelerando el desarrollo de horizontes de acumulación de arcillas (argílicos). Es conveniente recordar que el lavado previo de carbonatos es un requisito indispensable para que las arcillas del suelo estén dispersas y así sea posible la argiluviación (traslocación de arcillas). Si exis-

La carretera CM-2005, discurre a lo largo del tramo medio del río Tajuña, pudiéndose apreciar la transformación agraria del fondo del valle con un bosque de ribera exiguo. La solana, ampliamente deforestada, está dominada por el cultivo de olivares en distinto estado de uso o abandono. Los síntomas de erosión hídrica superficial son evidentes: erosión laminar en amplias zonas de suelo desnudo especialmente las convexidades- y erosión en regueros producida por las surgencias de agua procedentes del nivel freático colgado de la plataforma calcárea superior. La umbría también está dominada por el olivar, aunque la matriz de vegetación natural es más densa y los síntomas de erosión, menos intensos. En esta margen izquierda se abre el valle afluente del río Peñón. Pocos kilómetros antes de la parada se aprecian, en la solana frente a Valfermoso de Tajuña, las infraestructuras para el abastecimiento de agua a la Mancomunidad de Mondéjar. Consisten en un depósito de elevación del agua que generó algunos vertederos que fueron más tarde restaurados, algunos con más éxito que otros, lo que indica la dificultad para el establecimiento de 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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Figura 7. Localización de las paradas 4, 5, 6 y 7.

Descripción La Carretera CM-2011 discurre por la alta superficie divisoria de La Alcarria septentrional que en esta zona está constituida por la superficie erosiva exhumada labrada sobre las calizas del techo de la Unidad Intermedia Miocena (ver Fig. 1). Esta carretera marca el eje a partir del cual se desarrolla este curso fluvial meandriforme de alta sinuosidad, fuertemente encajado en el sustrato rocoso, que es el río Ungría. Desde el mirador de Fuentes de la Alcarria, el encajamiento de este afluente del Tajuña resulta espectacular. El caserío todavía se ubica sobre la plataforma superior, sin embargo sus tierras más fértiles se encuentran

Figura 8. Encajamiento del Río Ungría en Fuentes de La Alcarria.

en el fondo del valle. La umbría conserva en la cabecera amplias superficies de quejigar-encinar, más o menos intervenidos, aunque valle abajo hacia Valdesaz, está deforestada, cubierta por matorrales colonizadores de antiguas superficies de cultivo, al igual que la solana (Fig. 8). La génesis de este sistema fluvial meandriforme encajado debe relacionarse con un doble proceso de levantamiento/encajamiento. En primer lugar hay que tener en cuenta el levantamiento regional al que ha estado sometida la zona central de la cuenca de Madrid como consecuencia del progresivo vaciado de la misma por parte de los sistemas fluviales a lo largo del Cuaternario.

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En segundo lugar, la erosión remontante en las zonas de cabecera por parte de los sistemas fluviales principales favorecida por el mencionado levantamiento regional. En muchos casos, como es el del río Ungría, esta erosión remontante ha provocado la captura de un sistema de drenaje superficial, muy poco encajado, que discurre por la alta superficie divisoria de la Alcarria, y que podría relacionarse con la red previa al encajamiento cuaternario. Al volver hacia Brihuega por la Carretera CM-2011, se puede observar este súbito encajamiento a la altura del Palacio de San Luis. La izquierda de la carretera se caracteriza por presentar una superficie ondulada pero de baja pendiente, mientras que a la derecha el río Ungría inicia su encajamiento y profundización.

Parada 5. Valle del Tajuña. Cantera de silex Localización Carretera CM-2005 que une Brihuega con Masegoso del Tajuña, pk 28.3 (Fig. 7). Descripción Antigua cantera de sílex explotada para la construcción de trillos u otros usos. El sílex es una roca formada por un mosaico de cristales de cuarzo de pequeño tamaño (SiO2), aunque a veces este término se utiliza para denominar rocas con cantidades variables de ópalo (SiO2 nH2O).

Figura 9. Rasgos macro- y microscópicos de la caliza y silex observados en la Parada 5. A) Raíces silicificadas en la superficie de un nódulo de sílex. B) Bioturbación de insecto que dejó un relleno con laminación cóncava hacia arriba (en menisco) marcada por lentículas de yeso reemplazadas por calcita; C) Imagen de microscopio óptico del sílex. La imagen de la izquierda está tomada con luz polarizada y se distingue el borde irregular del sílex (Sx) en contacto con la roca que lo contenía (ahora desaparecida). Este borde tiene pequeñas esferas, que son 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 en dos direcciones, se distinguen los pequeños cristales de cuarzo que forman el sílex; D) Cristales de calcita (Cta) formados por reemplazamiento de las arcillas (Arc) que aún están presentes entre los cristales, y en menor mediada dentro de ellos.

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El sílex se encuentra formando grandes nódulos de color blanco o transparente, a veces con tonos azulados, de hasta 2 m de diámetro y superficie externa irregular, incluidos en niveles de caliza de la Unidad Intermedia miocena. La fractura de los nódulos forma aristas agudas, pero que no generan la llamada fractura concoidea (tan útil en la fabricación de herramientas de corte como las puntas de flecha paleolíticas). Las calizas presentan bioturbación de raíces (Fig. 9 A), grietas de desecación, cristales lenticulares de yeso reemplazados por calcita y bioturbaciones de insectos con rellenos en menisco (Fig. 9 B). La formación del sílex se debe a procesos diagenéticos, que provocaron el reemplazamiento de la caliza por silice (Fig. 9 C). Posibles orígenes de esta silice son el reemplazamiento de arcillas por calcita (Fig. 9 D) o aportes de agua son silice en disolución. Parada 6. Valle del Tajuña Cívica Localización Carretera CM-2005 que une Brihuega con Masegoso del Tajuña, pk 25.6 (Fig. 7). Descripción 6.1. Edificios tobáceos Espacio natural incluido en la Red Natura 2000 como LIC, zona de protección especial dentro de la Red de espacios protegidos de Castilla La Mancha. Estos enclaves son muy sensibles y peculiares desde el punto de vista geológico, faunístico y florístico. Pertenece al grupo 7.2 de la Directiva Hábitats, y comprende fuentes, manantiales y paredes rocosas rezumantes (Fig. 10) en las que el afloramiento de aguas saturadas de carbonatos da lugar a la formación de precipitados de calcio que reciben distinta denominación (tobas, travertinos, tufos, etc). El desarrollo de formaciones tobáceas, en su mayoría no funcionales, es el rasgo más característico del sector del valle del Tajuña situado entre Brihuega y Masegoso, cuyo origen se relaciona con surgencias kársticas situadas a diferentes alturas en las laderas del valle. Estas formaciones han sido descritas y estudiadas ampliamente 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 diferentes alturas con respecto al cauce actual del Tajuña, sin que la altura respecto del cauce sea siempre un indicativo de la edad de formación, que abarca tanto el Pleistoceno como el Holoceno, sin que las dataciones radiométricas realizadas permitan precisar más su edad. La vegetación de estos medios se caracteriza por la abundancia de musgos, con especies de los géneros Cratoneuron, Eucladium, Philonotis, etc, que forman un tapiz bajo el que se desarrolla la toba calcárea. Este precipitado, tiene lugar al disiparse los gases (CO2) disueltos en el agua como resultado de la emergencia del agua a la atmósfera o por la influencia del intercambio gaseoso que se produce en las hojas de las plantas verdes como consecuencia de los procesos fotosintéticos. Estos medios de humedad permanente presentan sustratos calcáreos brutos, muy puros, en consecuencia pobres en determinados elementos nutritivos como el nitrógeno o el fósforo. El musgo dominante aquí es el Eucladium verticillatum que se suele ver acompañado por helechos como Adiantum capillus-veneris o por especies de Pinguicula

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(ausentes en este rezume), muchas de ellas endemismos peninsulares o del mediterráneo occidental, como P. longifolia, P. mundi, P. vallisnerifolia, etc. Las «grasillas» (Pinguicula) capturan pequeños artrópodos en la superficie pegajosa de sus hojas, tapizadas por pelos glandulares provistos de enzimas con las que digieren los tejidos animales y obtienen distintos nutrientes escasos en estos medios. 6.2. Vegetación de ribera Este sector del río Tajuña es un enclave inmejorable para la observación de este tipo de vegetación. La primera comunidad a destacar son las olmedas de Ulmus minor que debieron existir en aquellos puntos de las vegas suficientemente alejados del agua como para evitar el establecimiento de los álamos, pero no tanto como para permitir la entrada de la encina, propia de suelos completamente secos. En esta parada puede todavía observarse fragmentos de olmedas relativamente bien conservados. Después de las olmedas y conforme nos acercamos al cauce, aparecen las alamedas con Populus alba. Las alamedas bien conservadas muestran un ambiente nemoral muy cerrado que filtra la entrada de la luz al suelo por lo que sólo pueden vivir en el sotobosque herbáceas resistentes a las condiciones umbrosas, como el aro (Arum italicum), la rubia de tintes (Rubia tinctorum), Smyrnium perfoliatum, Alliaria petiolata y varias gramíneas de óptimo centroeuropeo. Existen también algunos arbustos caducifolios, muchos espinosos, pero siempre en escasa cantidad debido a la falta de luz en el interior de las choperas y alamedas, pero bien visibles como orla en el entorno de Cívica. La zarzamora (Rubus ulmifolius), el majuelo (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 las especies más representativas. Hay tramos concretos del río entre Valdeavellano y Romanones donde este tipo de bosque presenta una protección autonómica, pues el cambio microclimático que se experimenta en este valle, llegando al municipio de Brihuega es el causante de que Populus alba desaparezaca del territorio dejando el dominio al chopo, Populus nigra, con el que comparte territorio en las partes más altas del cauce. Las lujuriosas choperas de Populus nigra acompañadas de las especies anteriormente mencionadas, desde Brihuega hasta prácticamente Cifuentes, ha permitido proteger estas comunidades a nivel autonómico.

La chopera, en su contacto con la ribera, suele ser reemplazada por una sauceda, si bien la dinámica y la concatenación espacial de ambos tipos de comunidades a menudo son mucho más complejas de lo que habitualmente se enseña en los libros de texto. Los especies más comunes son: Salix eleagnos subsp angustifolia, Salix alba y Salix triandra subsp. discolor. Como es sabido, los sauces, son muy buenos rebrotadores, como las mimbreras (Salix viminalis), que han sido explotados por el hombre en este territorio desde Brihuega hasta su nacimiento. Con las saucedas suele aparecer el taray o tamariz (Tamarix gallica). En nuestro territorio tan sólo aparecen como poblaciones dispersas e individuos aislados, más abundantes en la parte baja del cauce. Los cañaverales y carrizales son otra de las formaciones típicas ligadas a los ríos, pero aquí ya no cabe hablar de ribera ya que los carrizales viven completamente metidos en el agua, y el carrizo (Phragmites australis), pero también la enea (Typha angustifolia y otras), hace asomar sus cañas sobre la superficie en los remansos del Tajuña mostrando sus órganos reproductivos, sus inflorescencias, necesitados de aire donde dispersar su polen. Todas estas formaciones, se encuentran en buen estado de conservación desde Brihuega hasta prácticamente el nacimiento por ello se ha incluido en la Red Natura como ZEC (Zona de Especial Conservación) y por tanto es uno de los espacios que figura en la red de espacios protegidos de Castilla La Mancha. Parada 7. Mesa de Ruguilla Localización Carretera CM-2021 (Cifuentes a Canredondo), en el pk. 3.1 desviarnos por la GU-9057 hasta Ruguilla, pk. 3, (Fig. 7). Descripción La Mesa de Ruguilla constituye un buen ejemplo de inversión del relieve, dado que los depósitos tobáceos que conforman su superficie representan depósitos de fondo de valle del Pleistoceno Inferior (González et al., 1989; Bardají y Silva, 1989; Pedley et al., 2003). Estas formaciones tobáceas han sido definidas como «tobas palustres» (Pedley et al., 2003), llegando a alcanzar

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espesores de 10-15 m, en cuya secuencia sedimentaria se pueden observar capas tobáceas muy horizontales interrumpidas por pequeños canales erosivos. Las condiciones ambientales para su formación debieron ser en primer lugar favorables a la karstificación de las calizas del borde ibérico, y en segundo lugar a una fitoestabilización de las vertientes de un valle de fondo plano por cuyo fondo discurrían flujos de agua de gran caudal y muy baja energía, con escasas crecidas y prácticamente nulo arrastre de material detrítico. Estas características han facilitado la conservación de numerosos moldes de tallos de plantas a lo largo de toda la secuencia sedimentaria, interrumpidos y cortados por superficies de truncación, que han sido interpretadas como hiatos estacionales desarrollados en otoño-invierno.

5. ACTIVIDADES Y MATERIALES DIDÁCTICOS SUGERIDOS Actividad 1. Geodiversidad Como hemos podido ver en el contexto geológico y geomorfológico (Apdos. 3.1 y 3.2), y aunque aparentemente parezca bastante homogénea, La Alcarria presenta una marcada diversidad geológica y geomorfológica. Es importante tener una visión general y clara de todas las unidades geológicas que afloran a lo largo de todo este itinerario para poder interpretar su influencia en determinados ecosistemas. Se recomienda hacer una sesión previa en el aula donde se puedan analizar las diferentes unidades geológicas que van a observarse tanto en la alta superficie de La Alcarria como en las márgenes del valle del Tajuña. Para este fin se pueden consultar la bibliografía propuesta más abajo así como alguno de los capítulos de este volumen. Los mapas geológicos de toda la zona pueden descargarse de la página web del IGME (www.igme.es).

para la realización de investigaciones que buscan mejorar la comprensión de lo que ocurre en el ambiente y en el sistema Tierra. La identificación de horizontes o la interpretación de procesos edáficos, son tareas que, a veces, pueden acarrear una cierta dificultad conceptual para los estudiantes. La utilización de los protocolos y guías de campo que distribuye el programa GLOBE (www.globe.gov) puede facilitar el aprendizaje e investigaciones de los estudiantes a partir de sus propias observaciones, lo que implementará su motivación e interés. El Programa GLOBE tiene dentro de sus objetivos uno dedicado expresamente a Investigación en Suelos. Por ello se propone utilizar parcialmente el protocolo de Mediciones de Campo para la caracterización de los Suelos, para realizar unas sencillas prácticas de identificación de horizontes y procesos, http://www.globe.gov /sda/tg97es/suelos/Suelos.pdf) Como soporte para el estudio de suelos se propone también la página creada por el Departamento de Edafología de la Universidad de Granada, donde se accede a un curso on-line sobre suelos, así como a numerosas imágenes e informaciones relacionadas con el tema, (http://edafologia.ugr.es). Actividad 3. Solana y umbría El clima y la naturaleza de los sustratos determinan la distribución regional de las principales comunidades vegetales. Pero a escala local es el efecto microclimático solana-umbría el principal condicionante de su distribución. El recorrido por la carretera CM-2005, entre la parada 2 y la 4 discurre por el tramo medio del Tajuña, a lo largo del cual se observa muy claramente el efecto de la solana y la umbría en la densidad y tipo de vegetación. Se recomienda aprovechar el recorrido en autobús entre la parada 2 y 3 para centrar la atención en este hecho y favorecer la observación de las márgenes del valle, lo que servirá de preparación para la parada 3.

Actividad 2. Programa GLOBE: Caracterización de suelos

Actividad 4. Cívica

El Programa GLOBE (Global Learning and Observations to Benefit the Environment) es un Programa científico y educativo práctico que se desarrolla a nivel mundial con escuelas de primaria y secundaria. Se potencia la colaboración de estudiantes, maestros y científicos

La parada 5 se sitúa en Cívica, un caserío muy particular formado por una serie de pequeños edificios que se adosan a la ladera del valle, cubierto de frondosa vegetación con arroyos y cascadas surgiendo por todas partes, con grutas manantiales, escaleras, terrazas,

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paseos, balaustradas de piedra, rellanos, etc., que le confieren un aire misterioso y atrayente, en definitiva un sitio curioso y pintoresco al que se deben dedicar unos minutos. Para conocer un poco la historia de este caserío se recomienda buscarlo en la página de Pueblos de España (http://www.pueblos-espana.org/). Actividad 5. Espacios Naturales en Castilla La Mancha EUROPARC-España (http://www.europarc-es.org/) es una organización en la que participan las instituciones implicadas en la planificación y gestión de los espacios naturales protegidos del Estado español. Constituye el principal foro donde se discuten y elaboran propuestas para la mejora de estos espacios. Por su parte, la Red Natura 2000 agrupa un conjunto de espacios naturales designados y delimitados por los Estados europeos (en España son propuestos por las Comunidades Autónomas) que pretende proteger los principales ecosistemas representar europeos. Para más información sobre la gestión de los espacios naturales en Castilla la Mancha se recomienda visitar la página de espacios naturales de la Comunidad de Castilla La Mancha. http://www.castillalamancha.es/medioambiente/SP/ contenidos/EspaciosNaturales/)

6. REFERENCIAS Alonso-Zarza A.M., (1989): Estudio petrológico y sedimetológico de las facies de abanicos aluviales del Neógeno en el sector NE de la Cuenca de Madrid y su relación con las facies más centrales, provincia de Guadalajara. Tesis Doctoral de la Universidad Complutense, Madrid, 436 p. Bardají T., y Silva P.G., (1989): Cartografía y Memoria Geomorfológica. Mapa Geológico de España

1:50.000 (2ª Serie), hoja nº 512 (Cifuentes). IGME, Madrid. Bartolomé C., Rejos F.J., y Alvarez J., (2002): Flora y vegetación de la Baja Alcarria de Guadalajara. Unión FENOSA, 204 p. González Martín J.A., García del Cura M.A., y Ordóñez S., (1989): Formaciones tobáceas en los valles Tajuña y Tajo. Libro Guía Excursión C-4. 2ª Reunión de Cuaternario Ibérico, Madrid, 57p. Gutiérrez Elorza M., Gutiérrez Santolalla F., Nozal Martín F., Pérez González A., y Salazar Rincón, A., (2005): Las Cuencas Cenozoicas. En: Mapa Geomorfológico de España y del margen continental a escala 1:1.000.000 (Martín Serrano A., ed.). IGME, Madrid, 107-134. Ordóñez S., González Martín J.A., García del Cura M.A., (1990): Datación radiogénica (U-234/U-238 y Th230/Th-234) de sistemas travertínicos del Alto Tajo (Guadalajara). Geogaceta 8, 53-55. Pedely M., González Martin J.A., Ordóñez S., García del Cura M.A., (2003): Sedimentology of Quaternary perched springline and paludal tufas: criteria for recognition, with examples from Guadalajara Province, Spain. Sedimentology 50, 23-44. Pérez-González A., (1994): Depresión del Tajo. En: Geomorfología de España (Gutiérrez Elorza M. coord.). Ed. Rueda, Madrid, 389-436. Pérez-González A., y Portero J.M., (1990): Mapa Geológico de España 1:50.000, hoja nº 511 (Brihuega). IGME, Madrid. Pérez-Jiménez J.L., (2004): Silcretas en depósitos palustres de la zona NE de la Cuenca de Madrid. Diploma de Estudios Avanzados (DEA). Universidad Complutense de Madrid, 88 pp. Portero J.M., y Pérez-González A., (2004): Mapa Geológico de España 1:50.000, 2ª Serie, hoja nº 560 (Alcalá de Henares). IGME, Madrid. Roquero E., Pérez Arias J., Martín Serrano A., (1999): Influence of morphological slope evolution in red soil genesis. Madrid Basin, Central Spain. 6th Internacional Meeting on Soils with Mediterranean Type of climate. Extended Abstracts, 483-485.


GEOLOGÍA, HIDROGEOLOGÍA Y PAISAJE EN EL PARQUE 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 2 3

4

Departamento de Geología, Universidad de Alcalá. 28871, Alcalá de Henares ([email protected])([email protected]) Departamento de Geografía, Universidad Autónoma de Madrid. 28049, Madrid, ([email protected]) delegación Provincial de Guadalajara de Medio Ambiente y Desarrollo Rural. Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha ([email protected]) Departamento de Estratigrafía, Universidad Complutense. 28040, Madrid. ([email protected])

1. INTRODUCCIÓN El Parque Natural del Barranco del Río Dulce (PNBRD) está situado en la zona centro-septentrional de la provincia de Guadalajara, a unos 50 km de la ciudad de Guadalajara y a unos 100 km de la de Madrid, junto al corredor de comunicaciones MadridZaragoza. Su proximidad a la villa turística de Sigüenza hace que sea un enclave natural rodeado por vías de comunicación (Fig.

1). Su límite SE coincide en buena parte con la autovía A-2, sus límites NO y O lo hacen también en parte con la carretera comarcal CM-1101 de la A-2 a Sigüenza y la carretera CM-110 de Sigüenza a Estriégana, y el límite E discurre próximo y paralelo a la carretera GU-171 de Sauca a Estriégana. Un poco más alejados discurren por el S las vías del AVE y por el N el ferrocarril Madrid-Zaragoza a lo largo del valle del río Henares. Es un territorio, pues, muy bien comunicado (Fig. 1).

Figura 1. Localización geográfica del Parque Natural del Barranco del Río Dulce (en verde) y situación de las paradas de la excursión.

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GEOLOGÍA, HIDROGEOLOGÍA Y PAISAJE EN EL PARQUE NATURAL DEL BARRANCO DEL RÍO DULCE

Para adentrase en el interior del Parque Natural hay varias posibilidades. La carretera GU-118 de Torremocha del Campo a Sigüenza lo cruza con dirección N-S por su parte media; existen además cortas y estrechas carreteras que dan acceso a las pedanías de Pelegrina y Aragosa y a los poblados de Los Heros y La Cabrera, que están en el interior del Parque Natural (Fig. 1). Además hay un ancho camino limitado a peatones y bicicletas que comunica Pelegrina con Aragosa. Es por tanto un espacio natural de fácil y múltiples posibilidades de acceso. En las proximidades del Parque, inmediatamente al Norte 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 su monumentalidad e historia. En cuanto a la pequeña historia del PNBRD hemos de decir que su creación se contempla por primera vez en el ya casi olvidado Plan de Conservación del Medio Natural de Castilla La Mancha, aprobado mediante «resolución no de ley» por las Cortes de Castilla-La Mancha en 1995. Este Plan contemplaba un proceso de selección de espacios a proteger, si bien admitía la declaración de dos en la provincia de Guadalajara antes de que este proceso de selección se desarrollara, éste y el PN del Alto Tajo. Y así se hizo. Primero se inicia el proceso de declaración del PNBRD, e inmediatamente a continuación el del Tajo, con la siguiente magnitud superficial y secuencia temporal: 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

De la anterior tabla se entiende que en la provincia de Guadalajara se considere al PNBRD como el hermano menor del gran PN del Alto Tajo, tanto por su menor extensión como por su posterioridad temporal. Al igual que el PN del Alto Tajo, el PNBRD es forma parte de la Red Natura 2000 porque es Lugar de Importancia Comunitaria (LIC) y Zona de Especial Importancia para las Aves (ZEPA). Un hito importante en la historia de este espacio fue el rodaje de la serie de películas «El Hombre y la Tierra» del Dr. Félix Rodríguez de la Fuente, en los años 70 y principios de los 80, del siglo anterior. Este gran divulgador alcanzó un acuerdo con la Sociedad de Propietarios de Baldíos de Pelegrina para cercar la salida de la cerrada ubicada bajo el actual mirador, denominado por ello de Félix Rodríguez de la Fuente. La mayor parte del perímetro de la cerrada son cortados que impiden el escape, por lo que cercando la salida por el río, generó una superficie de unas 10 Ha en la que podía soltar animales y filmarlos. Una parte importante de esta serie se filmó en esta cerrada del Barranco del río Dulce. Y otra parte importante de estas películas se filmaron en las parameras adyacentes al castillo de La Torresaviñán. Valores ambientales relevantes del PNBRD Este Parque Natural responde al planteamiento clásico, o romántico, de lugar «pintoresco». El río Dulce ha excavado una profunda hoz, que genera relieves de elevada verticalidad, y, por consiguiente, de incuestionable espectacularidad. Por este motivo desde hace varias décadas ha sido un paraje candidato a la categoría que actualmente ostenta, desde antes de que la Directiva de Hábitats o el Plan de Conservación del Medio Natural de Castilla-La Mancha implantaran los criterios científicos por los que se guía la selección de espacios a proteger actualmente. También por este motivo de la espectacularidad de su paisaje se trata de un tipo de paraje geomorfológico frecuentemente candidato de ENP en nuestro País. Así podemos recordar que otros ENP, como la Foz de Lumbier o el Duratón, o el propio Alto Tajo responden al mismo tipo geomorfológico. Si a esta agraciada geomorfología se le añade un río, como es el Dulce, con elevada calidad en sus aguas porque sufre pocos vertidos contaminantes, comprobamos que se cierra el círculo de la disponibilidad de biotopos aptos para la presencia de buena parte de las especies más significativas de la fauna ibérica.

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En los cortados de la hoz nidifican parejas de casi todas las especies de rapaces rupícolas, que probablemente es el grupo faunístico más amenazado. Así, está presente el águila perdicera, águila real, halcón peregrino, alimoche, buitre leonado y búho real. Aunque menos espectaculares, pero igualmente interesante, es la nidificación en cortados del avión roquero, roquero solitario, gorrión chillón y acentor alpino. Y con casi lo mismo nos encontramos en el río, en el que están presentes todas las especies exigentes con la calidad del agua y por ello normalmente amenazadas, como la nutria, el mirlo acuático, el martín pescador, o la trucha común. En cuanto a peces también están presentes el barbo, el cacho o la bermejuela. Está sin confirmar una cita antigua de Desmán de los Pirineos. Sin embargo, lo que probablemente más emocione al visitante sea, además de la espectacularidad, la autenticidad del paisaje. La mayor parte del Parque se ubica a 1.000 m de altitud, lo cual genera atmósferas frías, limpias, trasparentes, con amplísimas visuales. El ambiente que se percibe es duro, continental, frío, seco. La vegetación enmascara poco, lo que facilita descubrir la esencia de los ambientes y de los paisajes. La reducida presión antrópica, menor aún en las últimas décadas por la carencia de actividad económica, permite percibir con nitidez la huella de tiempos pasados. Ahí está, casi tal y como lo dejaron sus pobladores, el castro celtíbero de El Gollerío. En Pelegrina su castillo indica claramente el omnímodo poder que Alfonso I El Batallador, en el siglo XIII, otorga al mitrado de Sigüenza. También en Pelegrina se puede apreciar la omnipresente influencia en la Baja Edad Media de la abadía benedictina de Cluny, a través de los encantadores elementos románicos de su iglesia parroquial. Las manifestaciones de arquitectura popular son omnipresentes en los tres cascos urbanos ubicados en el interior del Parque: Pelerina, La Cabrera y Aragosa. Calizas cretácicas en las fachadas y arcillas triásicas en las cubiertas, evidentemente modeladas y cocidas como tejas, apeladas árabes. Complementadas con cargueros de sabina, imputrescentes, y por tobas o travertinos talladas a golpe de hacha y colocadas en los puntos de más difícil realización arquitectónica, bóvedas, arcos o esquinas. Ideas generales sobre la gestión de este ENP En la gestión actual se mantiene el concepto de espacio menor o pequeño, y carece de personal dedicado a tiempo completo. El Director Conservador simulta-

nea esta actividad con otras en materia de conservación del medio natural. Para facilitar la comprensión de cómo es la gestión de un ENP, podemos afirmar que aborda tres grandes ámbitos. Son los siguientes: En primer lugar supervisión y control de la actividad socioeconómica. El PORN y la Ley de creación someten bien a autorización, bien a evaluación de impacto ambiental, o simplemente prohíben, un amplio elenco de actividades. Gracias a este dispositivo el Director Conservador controla lo que se hace, y cómo se hace, en aras de la conservación de los valores que justificaron en su día la creación del ENP. En segundo lugar acciones de fomento de los valores del ENP. Pongamos algunos ejemplos muy sencillos para entenderlo rápidamente: (i) creación de vivares de conejos, o palomares, para mejora de las disponibilidades tróficas de las rapaces; (ii) cultivo de ejemplares de especies de flor amenazadas; (iii) retirada de elementos degradantes del paisaje, como escombreras o naves agrícolas; etc. En tercer lugar organización del uso público y creación de las infraestructuras necesarias para el mismo. Como centros de interpretación, rutas guiadas, paneles interpretativos, guías, trípticos, páginas web, etc. Si leemos el PORN del PNBRD deducimos que es un espacio sin apenas usos económicos en su interior, lo cual facilita su conservación, si bien, por su reducido tamaño y proximidad al gran eje de comunicación que es la autovía A2, el uso público puede generar perturbaciones importantes. Son las siguientes: Proyecto de construcción de un hotel en El Portacho. Perturbaciones en la reproducción de la pareja de águila perdicera de Aragosa por observaciones indiscriminadas de ornitólogos. Perturbaciones en la reproducción de las rapaces rupícolas en el resto del cañón hasta la carretera de Pelegrina por excesiva presencia de visitantes, tanto abajo en el río como en los alcores de los cortados. Volviendo a la simplificación de considerar la gestión de un ENP dividida en tres ámbitos, en este caso del PNBRD vemos lo siguiente. Primer ámbito: Como la actividad socioeconómica en el interior del Parque es muy reducida, la supervisión y control de estas actividades apenas genera necesidades de gestión. Apenas hay agricultura, tan solo unas 100 ha. Hay muy poco ganado. Y lo mismo podemos decir del sector secundario (industrial), y del sector ter-

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ciario (servicios). El sector secundario sólo está representado por la minicentral hidroeléctrica de Aragosa, de muy reducidas dimensiones. Y el sector servicios por alguna casa rural, bar o restaurante, siempre pequeños. Segundo ámbito: Hoy por hoy las medidas activas de conservación se están centrando en el parque del Alto Tajo y no parece factible que se acometan en el PN BRD. Tercer ámbito: Es el más importante ya que por una parte el Parque presenta una importante demanda, y por otra, si no se conduce adecuadamente esta demanda se genera un riesgo alto de degradaciones significativas. Actualmente está muy avanzado el proyecto de adaptación de un ala del colegio público de Mandayona para Centro de Interpretación. También está muy avanzada la guía de visitantes. Hace pocos años se editó un tríptico, se marcaron 4 rutas para recorrido a pié, y se instalaron 7 carteles interpretativos. 2. OBJETIVOS A lo largo de la excursión se pretenden como objetivos generales: reconocer los aspectos fundamentales de la Geología de la región y comprender su evolución reciente; y, a partir de ello, valorar la influencia de la Geología sobre las actividades humanas y entender la influencia sobre el paisaje. De una forma más específica se pretenden distinguir los procesos de encajamiento que han dado lugar al valle del río Dulce, identificando por un lado los elementos geomorfológicos regionales y, por otro lado, valorar, reconocer e identificar las unidades hidrogeológicas (a partir de datos geológicos), introduciendo la interpretación de parámetros hidrogeológicos. Con todo ello se puede realizar una interpretación de los paisajes de esta región, basada en todos los elementos anteriores. 3. GEOLOGÍA DEL PN DEL RÍO DULCE Desde un punto de vista geológico el Parque se sitúa en el borde occidental de la Cordillera Ibérica en su límite con la cuenca cenozoica del Tajo (Fig. 2). Estratigrafía Los materiales más abundantes del Parque Natural son los depósitos continentales y marinos someros del

Mesozoico, pues el Cenozoico sólo está presente en su extremo occidental. Las unidades del Mesozoico que afloran en el Parque son, de muro a techo: las arcillas del Keuper, aunque en áreas muy próximas (Sigüenza) también se reconocen por debajo de ellas las areniscas del Buntsandstein, y las margas y calizas del Muschelkalk; una alternancia de formaciones calcáreas (más potentes) y de formaciones margosas (menos potentes), marinas someras, del Jurásico; y unos materiales cretácicos que comienzan con una unidad basal terrígena litoral («arenas de Utrillas»), le siguen una unidad de margas y calizas margosas, y culmina con los crestones calcáreos del Cretácico más alto. En los materiales cenozoicos se diferencian claramente dos conjuntos, ambos de carácter continental. Uno basal, plegado (anterior o contemporáneo a los movimientos alpinos), de edad Cretácico final a Neógeno Inferior, compuesto por un conjunto de formaciones conglomeráticas, arcillosas, calcáreas y salinas. Y un conjunto superior, sin plegar (posterior a la orogenia Alpina), de edad Neógeno superior, compuesto por formaciones conglomeráticas y arcillosas que culminan en unidades carbonatadas de gran influencia en el relieve («calizas del páramo»). En el Parque los materiales que más superficie ocupan son los del Jurásico, del que sólo está presente su parte inferior. Es un conjunto principalmente calcáreo y consistente, que da relieves prominentes, pero que pueden ser muy variados dependiendo de la homogeneidad de las formaciones, de la presencia y espesor de las formaciones margosas y de la estructura tectónica. Le siguen en importancia los materiales del Cretácico, que por su carácter consistente también da lugar a relieves prominentes y a parte de las hoces del río Dulce. Sus unidades basales inconsistentes, arenas y margas, condicionan el desarrollo de barrancos y vaguadas. Los materiales mesozoicos que menos superficie ocupan en el Parque son los triásicos, situados en el fondo de unos pocos valles de origen estructural, en los que a favor de su carácter arcilloso e inconsistente se ha desarrollado una morfología agrícola plana, en la que destaca en determinadas épocas del año las coloraciones vinosas, que contrastan fuertemente con las apagadas tonalidades grisáceas de los materiales jurásicos contiguos. Los materiales cenozoicos tienen una presencia muy limitada en el Parque, dando relieves más suaves por su carácter más inconsistente, pero aportando coloraciones rojizas a los paisajes. El conjunto inferior, principalmente Paleógeno, sólo ocupa una estrecha banda dis-

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continua en su zona occidental, por estar principalmente cubierto por el Neógeno Superior discordante. Este conjunto superior ocupa otra pequeña franja en su extremo más occidental. El pequeño protagonismo de estos materiales por cuestiones legales de definición de los límites del Parque, no se corresponde con la presencia visual y las panorámicas que el observador tiene en relación con el Parque, esto es desde el Parque o visto el Parque desde fuera de sus límites. En la definición de los límites de los espacios naturales protegidos influye mucho la ecología, se tiene en cuenta la economía y se considera muy poco el paisaje, aunque sea su componente más inmediato y perceptible.

Estructura tectónica La estructura tectónica mayor es un gran pliegue monoclinal vergente hacia el OSO, originado por inversión tectónica, durante la orogenia Alpina, de una fractura terdihercínica del basamento (Fig. 2). Esta fractura ha diferenciado dos dominios para la sedimentación durante el Mesozoico. Por un lado, la Cuenca Ibérica (convertida en Cordillera por la orogenia Alpina), donde existe un registro sedimentario más continuo y potente, y el Macizo Hespérico, con un registro más discontinuo, menores espesores y facies más marginales. En la orogenia Alpina hace de límite entre la Cordillera Ibérica y la Cuenca cenozoica del Tajo.

Figura 2. Corte geológico interpretativo de la estructura entre la Cuenca del Tajo y la Cordillera Ibérica. Escala vertical 1:10.000, escala horizontal 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 localización de las diferentes paradas P1-P6.

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En el entorno geológico del Parque dicha fractura (falla de Sierra Pela) condiciona los espesores del Triásico, depositándose hasta 600 m en el bloque oriental y sólo unos 100 en el occidental. También hace de límite occidental de los afloramientos del Jurásico, desaparecidos por erosión durante el Jurásico medio y superior, y el Cretácico Inferior (Fig. 2). Los materiales del Cretácico Superior muy condicionados por el eustatismo no presentan variaciones importantes. Los materiales sin y post orogénicos (Cretácico final a Neógeno Inferior), son contemporáneos o posteriores a la inversión tectónica, y por eso presentan un mayor espesor en las zonas occidentales de esta fractura (Fig. 2). Debido a esta estructura, en el borde occidental del parque aparecen materiales neógenos sin plegar, a continuación aparecen materiales del Neógeno Inferior al Jurásico subverticales y en la mayor parte del parque afloran materiales jurásicos suavemente plegados Geomorfología La configuración geomorfológica fundamental es un conjunto de penillanuras finimiocenas sobre la que se encajado la red fluvial cuaternaria; sin embargo, el relieve del Parque en detalle es más complicado (Fig. 3). Hay más de una penillanura finimiocena, alguna de las cuales está tan degradada que sólo deja algunos relieves isla, algunas zonas de las penillanuras han sido modificadas por la red fluvial y se presentan ahora como zonas alomadas de relieves suaves, en forma de campiñas. El encajamiento de la red fluvial no ha sido un proceso lineal y simple sino que se ha desarrollado en sucesivos episodios como demuestra el sistema de terrazas que se han desarrollado en el curso medio de los ríos de esta región, fuera ya del Parque. Por ello, dentro del territorio del Parque existen valles activos y valles colgados, casi sin funcionamiento fluvial y diferentes tipos de estructuras de valles según la edad y condiciones de su formación. A pesar de que el Parque se encuentra en las zonas de cabecera de la red fluvial, en donde predominan, con mucho, los procesos erosivos sobre los de sedimentación, no existen terrazas fluviales, pero si se reconocen hombreras y cauces fluviales por encima de la red fluvial actual, que permiten reconstruir alguna de las situaciones fluviales anteriores. Además de las penillanuras y los valles fluviales propiamente dichos, buena parte de la superficie del parque está ocupada por formas de transición de las primeras a los segundos.

Hidrogeología En el entorno del Parque Natural existen una serie de unidades hidrogeológicas con influencia directa sobre este territorio. Son todas de naturaleza carbonatada y corresponden a los cuerpos sedimentarios de esta naturaleza de edades Jurásico y Cretácico. Para el establecimiento de sus límites se ha considerado a las arcillas con yesos del Keuper como material impermeable (prácticamente impermeable) y a las arenas de Utrillas como material semipermeable, ya que existen datos que apuntan a que dichas arenas, en el área de estudio, transmiten una cantidad apreciable de agua subterránea. Consideramos que las calizas del Muschelkalk no contribuyen al funcionamiento hidrogeológico general del sistema. También se han considerado fundamentales los aspectos derivados de las estructuras geológicas que afectan a los materiales y la altura de la descarga frente a estas. Así se definen 3 unidades con influencia hidrogeológica en el Parque, cuya extensión general se señala en la Figura 4; son las siguientes: Acuífero de Sierra Ministra (Jurásico) Acuífero de Sauca (Jurásico) Sistema hidrogeológico Pelegrina-La Cabrera-Aragosa: 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 concretarse gracias a la interpretación de un conjunto de perfiles hidrogeológicos, uno de los cuales se muestran en la Figura 5. En la Figura 4 se indica la posición de los puntos de agua de descarga principal, la mayoría manantiales, los pozos perforados que intersectan a las unidades establecidas (que por escasos, constituyen puntos del mayor interés el nivel piezométrico se encuentra por debajo de los 100 metros en muchas zonas) y al menos un punto representativo de descargas subsuperficiales de niveles colgados, que son muy frecuentes en el Jurásico ya que existen estratos margosos en sus unidades litológicas superiores (Fig. 5). En la Figura 6 se muestra un modelo conceptual de flujo subterráneo para las unidades acuíferas anteriores, a excepción de Sierra Ministra por su baja influencia, y que se basa en los datos pizométricos tomados sobre los puntos del inventario, hasta enero de 2007. Este modelo muestra las trayectorias que sigue el flujo subterráneo de forma preferente y junto con los cortes hidrogeológicos permite describir las características y funcionamiento 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 de puntos (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.

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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 acuíferos y sistemas hidrogeológicos.

A continuación se describen las principales características de los diferentes acuíferos y subunidades que los conforman. Acuífero de Sierra Ministra y acuífero de Sauca Son acuíferos de carácter libre formados por las unidades basales del Jurásico inferior (carniolas, calizas tableadas y calizas y dolomías tableadas). La descarga del acuífero de Sierra Ministra se produce hacia la cuenca del río Jalón aunque posee algunos manantiales que drenan a la cuenca del río Dulce (Fig. 4) un volumen de agua de escasa importancia. El acuífero de Sauca, por su parte, tiene una superficie aflorante de 19 km2 (Fig. 4) y un espesor máximo de 160 metros; su espesor saturado oscila entre 75 y 16 metros. Se recarga por infiltración del agua de lluvia y por las filtraciones del arroyo Viejo en su sector central y del arroyo de Valgordillo al norte. Descarga naturalmente en los manantiales de Estriegana y de Sauca.

Sistema acuífero Pelegrina-La Cabrera-Aragosa Lo forman las unidades cretácicas y jurasicas que se encuentran al oeste del meridiano de Jodra del Pinar (Fig. 4). Constituye el sistema acuífero sin duda más importante y de mayor influencia sobre el Parque. Las Unidades Pelegrina-Torremocha (Norte y Sur) están constituidas por el Jurásico carbonatado que aflora al N y al S del Río Dulce entre Jodra y La Cabrera. Sus limites N y E lo marcan los afloramientos del Keuper (Triásico); hacia el Oeste se hunde por debajo del Cretácico y el Terciario ya en la cuenca del Tajo; y la primera gran fractura de dirección Ibérica en el Terciario marcaría su borde occidental. Su límite Sur es complejo y viene a coincidir con la traza del anticlinal de Renales. El trazado anticlinal en el eje Pelegrina-Jodra marca el lugar donde se encuentran los menores espesores del Jurasico. En ese eje estructural el Keuper se encuentra próximo a la superficie y marca un umbral para el paso de agua ya que el nivel freático regional se encuentra

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por debajo; entendemos que el Jurásico situado al N de dicho eje descarga al Henares, y no al Dulce. El Jurásico situado al S y hasta la traza del anticlinal de Renales sí debe descargar en parte al Dulce. La unidad Pelegrina-Torremocha Norte se recarga por infiltración del agua de las precipitaciones y por el aporte del río Dulce, que filtra parte de su caudal procedente de la descarga de la unidad de Sauca, antes de alcanzarse la traza del eje anticlinal de Pelegrina-Jodra del Pinar. Su descarga se realiza en su extremo Oeste, donde es seccionada por el río Henares; esta es difusa al cauce y puntual a través de algunos manantiales, el más importante de los cuales es Fuente Jimena. Se estima que aproximadamente el 70% del agua que transporta el río a la altura de Jodra del Pinar, debe filtrarse y aparecer posteriormente en el Henares; el resto circula aguas abajo. Cuando las aportaciones no son suficientes, no se produce un régimen de flujo continuo. La unidad Pelegrina-Torremocha Sur se recarga tanto por infiltración del agua de lluvia en su superficie aflorante de 102 km2, como por parte del agua infiltrada en las unidades cretácicas suprayacentes a través del acuitardo de la arenas de Utrillas (o directamente, en aquellas zonas donde no están presentes estas arenas) y también por infiltración de parte de la escorrentía superficial. La descarga regional de esta unidad se produce al río Dulce en el manantial del Mirador de Pelegrina y, sobre todo, entre La Cabrera y Aragosa. Si bien en una cantidad que no se puede cuantificar, esta unidad junto con el resto de unidades que conforman el sistema acuífero de Pelegrina-La Cabrera-Aragosa debe descargar parte de sus aguas subterráneas a la cuenca Terciaria y parte al río Henares que se encuentra inmediatamente al norte del Dulce a menores cotas. Posee numerosos manantiales colgados allí donde afloran las unidades margosas, en su mitad Sur. La unidad Algora-La Cabrera, esta conformada por las unidades cretácicas que se encuentran estratigráfica y topográficamente por encima de las arenas de Utrillas en el sinclinal de Algora, y su prolongación hacia el sur hasta el eje del anticlinal de Renales. Hacia el Noreste su límite es el río Henares. Esta unidad descarga aproximadamente 2/3 de sus recursos a través del manantial de La Cabrera (Parada 5), en el contacto entre las arenas de Utrillas y los carbonatos suprayacentes, el resto lo hace al Jurásico de la unidad Pelegrina-Torremocha Sur a través de las arenas de Utrillas y finalmente al Dulce y al Henares. Por último, la unidad de Aragosa funciona como libre en su totalidad, con una superficie de 44 km2. Sus

aguas pasan en parte al Jurásico subyacente. Sin embargo una gran parte del agua infiltrada, descarga al río Dulce de forma difusa o puntualmente en «Las Fuentezuelas» o «El Portacho». Los resultados obtenidos de transmisividad y permeabilidad a partir de la interpretación de ensayos de bombeo, muestran una importante diferencia entre los materiales del Jurásico y el Cretácico, estimada en dos órdenes de magnitud en cuanto a la transmisividad y uno en relación a sus valores de permeabilidad. Es así como la permeabilidad de los materiales del Cretácico Superior posee valores medios, en torno a 1 m/d, los del Jurásico poseen valores bajos, en torno a 0,015 m/d, que podemos considerar propios de acuíferos muy pobres. Las transmisividades obtenidas también reflejan un mejor comportamiento acuífero del Cretácico Superior. Se ha intentado estimar el valor de la escorrentía subterránea a partir del análisis de los hidrogramas de la estación 3254 en el río Dulce (Fig. 4). Para ello, es necesario, en primer lugar, concretar qué superficie de cada unidad descarga al río Dulce e influye, por tanto, en dicha estación (lo que se puede determinar a partir del modelo de flujo expuesto en la Figura 6). El balance global obtenido para el área de estudio y para años hidrológicos húmedos es el siguiente (considerando despreciables las salidas del sistema por bombeos): Precipitación (P) 100% = Evapotranspiración (ET) 64% + Escorrentía Directa (ED) 15% + Escorrentía de Base (EB) 20% Los acuíferos carbonatados jurásicos y cretácicos que influyen en el Parque poseen aguas subterráneas bicarbonatadas cálcico-magnésicas, con clara influencia del Keuper en los puntos de descarga regional en los carbonatos jurásicos, y con conductividades entre 500 y 800 µS/cm como valores promedio. No se observan variaciones hidrogeoquímicas estacionales de relevancia. Se observa que existe mayor tasa de disolución de carbonatos cuanto mayor es el caudal circulante por los acuíferos ya que el Índice de Saturación en calcita aumenta en la misma dirección. Existe un contenido notable en nitratos en todas las muestras que se han recogido en los acuíferos diferenciados (entre 10 y 90 mg/l) que se encuentra estratificado en la vertical y que atribuimos a la actividad agrícola en la región; contrasta esta concentración en nitratos con los valores de referencia de hace 20 años. El contenido en 18O y 2H de

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las aguas subterráneas de puntos pertenecientes supuestamente a una misma línea de flujo, muestra una notable regularidad en sus valores, independientemente de su altitud y posición relativa, lo que certifica el modelo conceptual de flujo propuesto. 4. ITINERARIO Esta excursión consta de 6 paradas (Figs. 1 y 3). La primera se realizará fuera del PNBRD para obtener una perspectiva general del mismo; mientras que las otras 5 se realizarán en su interior; tres en el tramo medio del río (paradas 2 ,3 y 4; Figs. 1 y 3), en las proximidades de Pelegrina. Las paradas 5 y 6 se realizarán por la tarde, una en 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 reconocible del territorio. En este sentido el territorio se transforma en paisaje cuando se expresa en términos de características fisiográficas o ambientales, haciendo del paisaje un importante recurso ambiental, de creciente valorización 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 territorio rural se caracterizan por la gran variedad de sus paisajes, y su principal atractivo reside en el equilibrio entre los componentes ecológicos, históricoculturales y estéticos que los conforman. Estos territorios, y por tanto sus paisajes, han estado sujetos, fundamentalmente, a unos aprovechamientos tradicionales agrícolas, ganaderos y/o forestales, por lo que sus modificaciones más importantes se han limitado casi exclusivamente a la transformación y eliminación de la cubierta vegetal. Los impactos constructivos son cuantitativamente minoritarios, frecuentemente muy aminorados por su concordancia con el entorno, y sólo existen ligeras modificaciones del relieve, en muchos casos ya naturalizadas. La dinámica social y la previsible continuidad del desarrollo económico, hacen inviable la pretensión de conservar a ultranza la totalidad de los paisajes estrictamente naturales, que por otro lado ya no existen en sentido estricto. En este sentido, hay que entender el paisaje como algo dinámico; de forma que la preocupación por su mantenimiento y conservación deberían dirigirse hacia su gestión adecuada (más que hacia su protección «estática», como en muchos casos se propone). La conservación, gestión y recuperación (en su caso) de los paisajes rurales requiere la articulación y aplicación de medidas legales específicas. Una de ellas es la creación de «Espacios Protegidos» como es el caso del PNBRD. A lo largo de la presente excursión vamos a reconocer desde un punto de vista integral este Parque.

Figura 7. Vista en Google Earth desde Mirabueno (parada 1) hacia el Norte. Se puede observar el valle del río Dulce, en primer plano, que entra hacia el E por la localidad de Aragosa (parada 6), y las superficies de parameras (al fondo).

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Parada 1. Mirador de Mirabueno. Vista panorámica del valle del Río Dulce y su entorno Localización

que ocupa actualmente la mayor parte de la extensión del Parque Natural. Por la naturaleza dura de su sustrato, no apta para cultivo, y por su aridez, debido a su porosidad y a su nivel freático bajo, se las dedica a bosques de muy bajo rendimiento, y a estepas de pastoreo ovino (Fig. 8).

La primera parada consiste en una vista general del valle del río Dulce desde su borde S en la localidad de Mirabueno a la que se accede desde la A-2 (Fig. 7). Descripción El PNBRD se halla en la zona septentrional del Sistema Ibérico (Fig. 2), este territorio forma parte del conjunto de llanuras y relieves suaves, que entorno a los 1.000 de altitud (Fig. 3), se extienden en continuidad desde el Páramo de la Alcarria hasta las Parameras de Sigüenza y Molina de Aragón. Tiene por ello un clima templado mediterráneo, algo degradado por las condiciones de continentalidad y altura del territorio. La temperatura media anual de la zona está en torno a los 910 ºC. Los inviernos tienen episodios muy fríos (el observatorio de Molina ha registrado uno de los valores mínimos históricos de España, - 28 ºC), y los veranos son calurosos. Las precipitaciones son moderadas, alrededor de 600 mm/año. Su componente orográfico más destacado son las «parameras», planicies y superficies de relieve suave situadas entre los 900 y los 1.100 m de altitud (Figs. 3 y 8). Sobre ellas se elevan unos cuantos relieves de pequeña extensión hasta los 1.300 m. Esta compacta estructura orográfica está compartimentada por los valles de una red fluvial muy encajada (unos 150 m de promedio) y de trazado irregular; pertenecientes a los ríos Henares, Dulce y Salado (Fig. 3), afluentes en última instancia del río Tajo, cuyo nombre es muy significativo de esta situación. El valle del río Dulce es el más angosto y menos antropizado de ellos, lo que causa su singularidad, su naturalidad y ha originado su actual régimen de protección. Las parameras son llanuras subplanas y ligeramente inclinadas, salvo en las proximidades de los cerros testigos, donde pueden tener una mayor inclinación cuando se han desarrollado sobre un sustrato más heterogéneo, presentan una leve irregularidad. Tienen una mediana extensión, y están generalmente esculpidas sobre las consistentes y homogéneas formaciones calcáreas del Jurásico (Fm. Cortes de Tajuña y Fm. Cuevas Labradas) o del Cretácico superior. Esta superficie es la

Figura 8. Superficie de paramera en el Parque del Río Dulce.

Destacando claramente sobre el resto de los paisajes están los valles del Dulce y Henares, este último fuera del Parque Natural, y del que el Dulce es uno de sus principales afluentes. Llama la atención en un mapa topográfico la existencia de dos hoces tan desarrolladas y de dos ríos tan importantes situados tan próximos. No es una zona tan lluviosa como para necesitar dos sistemas de evacuación de aguas. Esta situación es fruto de una larga historia en la implantación de la red fluvial actual, en lo que también influyen las heterogeneidades geológicas del territorio. Los valles, son las segundas formas que ocupan mayor superficie en el Parque. Agrupan todas las morfologías erosivas de forma cóncava, existiendo diversos tipos de valles, barrancos, formas múltiples de relieve (conjuntos de barrancos, crestas y barrancos) y pequeños elementos cársticos (dolinas, etc.). Hay bastantes elementos, de tamaños muy diferentes, con diversidad de formas, y diferencias importantes en la magnitud del encajamiento. Todos son más o menos funcionales en la actualidad, pero muchos de ellos son el resultado de la evolución de formas antiguas más activas. Se puede establecer una cronología relativa a tenor de los siguientes principios: a) desde el Mioceno Superior se han sucedido diversas etapas de erosión fluvial sobre la Cordillera Ibérica, progresivamente con un nivel

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de base más bajo, por lo que las formas más antiguas son las más altas; b) las formas de erosión más antiguas son las funcionalmente más desconectadas y geográficamente más alejadas del sistema fluvial actualmente activo; c) las etapas de mayor actividad erosiva se correlacionan con los episodios de sedimentación áridos en la Cuenca del Tajo, que han generado formaciones terrígenas; y, d) las etapas de mayor estabilidad se correlacionan con los episodios de sedimentación húmedos fluvio-lacustres en la Cuenca del Tajo, que allí han generado formaciones carbonatadas, y sobre las que en su caso, se han desarrollado páramos (parte alta del Mioceno Medio, y Mioceno Superior). Por último, el encajamiento de la red fluvial durante el Cuaternario ha puesto de manifiesto la diferencia en la morfología de los valles entre la Cuenca del Tajo y la Cordillera Ibérica (Fig. 7). Sobre los materiales principalmente arcillosos de la Cuenca del Tajo, menos resistentes a la erosión, los ríos han excavado anchos valles, que hoy en día aparecen fuertemente antropizados por cultivos, poblaciones y vías de comunicación. Por el con-

trario, sobre los materiales más resistentes del Mesozoico, fundamentalmente calizas y dolomías, los ríos han excavado valles más estrechos y menos fáciles de colonizar (Fig. 7). Parada 2. Perspectiva conjunta sobre la vega de Torremocha y la hoz del río Dulce: el contraste entre dos geologías, dos historias y dos paisajes Localización Para acceder a la segunda parada hay que volver a la A-2 y pasado Torremocha del Campo tomar el desvío a Sigüenza por la carretera GU-118. En el km. 8,9 de esta carretera, entre Torremocha y Pelegrina, antes de empezar a bajar para cruzar el río Dulce, se realiza la segunda parada para la que hay que andar unos cientos de metros por un pequeño valle hacia el Oeste.

Figura 9. Localización de la parada 2 mediante una vista en perspectiva de Google Earth. Se puede observar el trazado meandriforme del valle 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 de campiñas laterales que enlazan este valle con la superficie de las parameras.

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Descripción Hacia finales del Mioceno la Cuenca del Tajo es todavía funcional, se están sedimentando en última instancia los materiales carbonatados de las calizas del Páramo. En este momento la Cordillera Ibérica es un área muy arrasada en la que quedan algunos relieves residuales (Cerro de San Cristobal, Algora), pero algunos sistemas fluviales debían drenar estas áreas. Con el desarrollo y encajamiento de la red fluvial cuaternaria algunos de estos sistemas se reactivan y son capturados por erosión remontante por el sistema de valles fluviales ligados directamente a lo que actualmente denominamos río Tajo. En este momento comienza la evolución fluvial de la región y muchos de los relieves anteriores van a ir siendo erosionados. En el desarrollo de esta evolución algunos valles dejan de ser activos, porque al disminuir el nivel de base, los niveles freáticos también descienden y por cuestiones hidrogeológicas algunos valles son abandonados y quedan prácticamente inactivos como valles colgados. Estos valles colgados presentan formas de transición laterales hacia las parameras en las cuales estaban incididos, que desarrollan paisajes de tipo campiña, suavemente alomados. Las campiñas son áreas de relieve moderado y de formas suaves. En parte es una orografía de origen antrópico desarrollada sobre conjuntos de materiales blandos de consistencia variable y de distribución espacial variable. La textura de su orografía original resulta muy difícil de reconocer o reconstruir, tras actividades agrícolas continuadas, al menos desde la Edad Media. Altitudinalmente se sitúan por debajo de las parameras, pueden estar horizontales (paramera degradada), o presentar todo el conjunto una pendiente moderada (glacis degradado). Según la naturaleza del sustrato y la intensidad y tipología de las actividades agrícolas presentan una gran variedad en el tipo, tamaño y distribución de sus elementos. En general son paisajes con una estructura bastante isótropa. Están desarrolladas a favor de las formaciones calco-margosas del Jurásico y arenosas del Cretácico Inferior. Pueden presentar localmente afloramientos de unidades calcáreas consistentes, a favor de fracturas o de pliegues, zonas que se dedican al pastoreo, por lo que están cubiertas por praderas de aromáticas. La proporción, tamaño y orientación de estas zonas consistentes, que forman los elementos más sobresalientes en el relieve de las campiñas son las causantes del origen de las diferencias entre estas 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 y fondo plano, que aunque tienen un cierto control litoestructural, son sin duda el resultado de la divagación de un curso fluvial de cierta importancia. Estos valles aparecen colgados sobre el encajamiento de la red fluvial actual y su articulación con ella es por escarpes, salvados por los cursos de agua por encajamientos y mediante cascadas (Fig. 10). Además, en el caso del valle de la vega de Torremocha puede comprobarse que el fondo del valle está a la misma altura aproximadamente que el segundo nivel de páramo. Por otro lado, entre este valle y la caliza del páramo de la depresión terciaria existen formas de erosión colgadas que permiten reconstruir la traza de este antiguo valle. Por ello, este valle colgado se puede interpretar como una forma de 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 momentos muy lluviosos lleva suficiente cantidad de agua y se puede ver la cascada en actividad.

Parada 3. El cañón del río Dulce desde el Mirador de Félix Rodríguez de la Fuente: El corazón del Parque Destacando claramente sobre el resto de los paisajes anteriores está el valle, en gran parte de su recorrido con morfología de cañón, del río Dulce. En el valle del río Dulce se distinguen 2 partes. Desde la carretera de Sigüenza hacia el Este el valle es más pequeño y responde fundamentalmente a una estructura mean-

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driforme encajada sobre un sustrato subtabular a inclinado. Cuando la estructura es inclinada el valle es fuertemente asimétrico, con una ladera muy verticalizada que corta las estratificaciones y una ladera menos inclinada siguiendo la estratificación (zona más de cabecera). Cuando la estructura es subtabular las heterogeneidades de las formaciones litológicas dan lugar a valles en graderío. En ambos casos con una fuerte sinuosidad del cauce y de la traza alta del valle, con numerosos meandros encajados. Todo esta parte del valle está encajada en las formaciones calcáreomargosas del Jurásico inferior. De la carretera de Sigüenza hacia el Oeste el valle es más ancho y profundo, y esta excavado en formaciones litológicamente más variadas del Jurásico, Cretácico y Terciario, teniendo una traza en ocasiones subperpendicular y en otros subparalela a la estructura tectónica.

«en cofre» en el que el flanco derecho del pliegue esta afectado por una falla inversa que le da esa forma tan característica, con la culminación del pliegue anticlinal presentando una morfología donde los estratos parecen estar relativamente planos y con poco buzamiento (Fig. 13); una de estas fracturas inversas puede reconocerse también en los materiales de la carretera.

Localización Desde la segunda parada continuamos por la GU118 en dirección a Sigüenza, la tercera parada se realiza en el Mirador de Félix Rodríguez de la Fuente, un mirador sobre la parte media del río Dulce (Fig. 11).

Figura 11. Vista del valle del río Dulce desde el mirador de Félix Rodríguez de la Fuente.

Descripción En este punto el valle del río Dulce está labrado sobre un suave pliegue N-S, transversal a la dirección del río y perpendicular a la dirección estructural principal en este sector, en las facies calco margosas del Jurásico (parte superior de la Fm. Cuevas Labradas y la Fm. Cerro del Pez). Por ello, la mayor parte del valle tiene unas formas más homogéneas y suaves, presenta unas tonalidades más pardas y las laderas aparecen parcialmente cubiertas por aromáticas. La franja más próxima al cauce está encajada sobre las Calizas de Cuevas Labradas, tiene una traza meandriforme, un fuerte desnivel y forma una sucesión de pequeñas hoces y cascadas. En los alrededores del mirador aflora una alternancia de calizas en bancos tabulares de espesor deci a centimétricos y pequeños niveles de margas (Fig. 12); lateralmente los bancos calcáreos están afectados por pequeñas fracturas. La deformación tectónica que afecta a estos materiales puede verse desde el propio mirador, pudiendo observarse la existencia de unos pliegues

Los materiales calcáreos son susceptibles de disolverse por la circulación de aguas meteóricas. Esta circulación va disolviendo las rocas y generando cavidades de tipos, tamaños y morfologías diversas. En algunas zonas de este Parque todavía pueden reconocerse en superficie la presencia de dolinas. Cuando los materiales calcáreos forman grandes macizos estos procesos karsticos de disolución pueden llegar a generar grandes cavidades. Con el nivel freático alto, la mayoría de estas cavidades están rellenas con el agua lo que facilita también la propia disolución de los materiales. Pero, cuando el nivel freático desciende, estás cavidades quedan vacías y, con el tiempo pueden llegar a colapsar. Estos colapsos, si están cerca de la superficie generan valles con una morfología ruiniforme característica, como la que tenemos en el valle de río Dulce delante del mirador (Fig. 11). El topónimo «corrompido» con el que se conoce a este valle podría referirse a este proceso y al aspecto que ha generado en el paisaje.

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Figura 12. Vista de los materiales jurásicos en la carretera a Sigüenza. 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.

Parada 4. Vista sobre Pelegrina y su vega: otra geología da lugar a otro valle

Corrompido (ver parada 3), del que le separa tan solo una estrecha cuerda. En dicha cuerda se identifican tres puntos de comunicación entre estos dos valles del mismo río, representados por una serie de hombreras escalonadas en el paisaje (Fig. 14), que se interpretan como restos de una actividad erosiva fluvial más antigua. La hombrera más alta representa la comunicación más antigua; el cauce del paleorío Dulce podía pasar entonces por ese collado durante posiblemente el Plioceno. Debido a la posición de la cota de este collado es posible que este cauce estuviera relacionado tanto con el valle colgado de Torremocha (que en esta época era funcional y no debía estar colgado), varias campiñas y una extensa zona del páramo situado al S del Parque. Posiblemente durante el Pleistoceno antiguo el encajamiento de la red fluvial y el consiguiente descenso de los niveles freáticos deja abandonada ese collado y se genera un nuevo valle (por el centro de la cuerda, al E del cerro del Castillo de Pelegrina), es posiblemente relacionado con este cambio cuando queda abandonado el valle colgado de Torremocha (puesto que su cota es superior a la de este collado). Por último, y durante parte del Pleistoceno y en la actualidad, el encajamiento prosigue y queda abandonado ese valle, que ahora reconocemos como un collado donde se sitúa parte del pueble de Pelegrina (Fig. 15), pasando el río Dulce a su posición actual por el Oeste del cerro del Castillo de Pelegrina. La comunicación del Plioceno está situada a una altura topográfica que previsiblemente nunca alcanzó el Keuper en ningún punto de este anticlinal, por lo que este no llegaba a aflorar aquí en ese estado de evolu-

Localización Cruce de la carretera a Pelegrina con la GU-118. Descripción Otro tipo de valle fluvial dentro del parque del río Dulce son los valles en artesa, formados por la erosión longitudinal de anticlinales del Jurásico más inferior. Suelen ser valles grandes, rectos y simétricos; con fondo muy plano y fuerte contraste de formas, colores y vegetación entre las laderas y el fondo. Formados a favor de la erosión de amplios anticlinales del Jurásico, con laderas sobre las Carniolas de Cortes de Tajuña, y el fondo de arcillas rojas del Keuper. El fondo del valle está ocupado por cultivos agrícolas. Los únicos puntos del valle donde es ancho, plano y recto, lo que permite la implantación de cultivos de cereal (Fig. 14), y por ello tienen en sus márgenes los dos únicos núcleos de población del parque, las villas de Peregrina y Jodra, emplazamientos históricos como atestigua el castillo de Peregrina. La vega de Pelegrina (Fig. 15) se ajusta rigurosamente a la traza de un anticlinal, aflorando en el centro los materiales rojos e inconsistentes del Keuper, y en las laderas las rocas grisáceas y consistentes del Jurásico. En alguna de sus laderas se reconocen las Dolomías de Imón (p.ej., cerro del castillo de Pelegrina). Casi la mitad de su traza es paralela y está adosada al Valle del

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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 imagen en la carretera a Sigüenza. Se pueden observar las superficies de parameras (izquierda y fondo) y el valle colgado de Torremocha (derecha, en segundo plano). Las diferentes hombreras que presenta la cresta que va desde la paramera hacia la localidad de Pelegrina se interpretan como sucesivas posiciones del antiguo cauce del río Dulce.

ción del valle. La configuración del valle debió ser entonces diferente, y su configuración actual en artesa debe considerarse Pleistocena. La extensión del afloramiento del Keuper en el fondo del valle, del centro del anticlinal (aproximadamente frente al Castillo de Pelegrina) hacia el Este, según se ha ido profundizando el valle del Plioceno a la actualidad (por el progresivo encajamiento de la red fluvial), debió ser la causa principal de las sucesivas «capturas» hacia el Oeste de la comunicación entre los dos valles. Por ello se le considera, en su configuración en artesa, como un valle relativamente más moderno (Fig. 15). Parada 5. El manantial de La Cabrera y las aguas subterráneas en el Parque del Río Dulce

Figura 15. Vista de Pelegrina y su vega desde la Parada 4.

Localización

Descripción

Manantial del antiguo molino de La Cabrera, situado unos cientos de metros aguas arriba de la localidad de La Cabrera a la que se accede por una carretera local desde la carretera CM1101 desde Sigüenza a la A-2.

Desde el punto de vista de las aguas subterráneas La Cabrera (Fig. 16) es uno de las paradas más interesantes del recorrido al situarse en esta localidad el manantial (de entre los accesibles) más caudaloso del parque,

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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.

con un solo punto de descarga (Fig.17). Sus aguas son aprovechas por una piscifactoría antes de verterse al río Dulce, 400 metros hacia el Oeste de su posición. Se sitúa a 150 m del cauce del río y aproximadamente 5 m por encima de éste, en el contacto entre las calizas de la Unidad cretácica Algora-La Cabrera y las arenas en facies Utrillas. Dado su importante caudal el aforo de este manantial requiere la medida de la velocidad de la corriente a través de una determinada sección. Estas medidas se pueden hacer en el canal que transporta el agua desde el origen a través de un canal artificial hasta la piscifactoría. Los datos disponibles de aforo del manantial se exponen en la Tabla 1; los que corresponden al año hidrológico 2005/06 (año entre medio y seco, considerando la serie disponible de precipitaciones registradas en la zona) son representados en la Figura 18. Varían entre 30 y 80 l/s y suponen una aportación anual próxima a los 2 hm3.

Figura 17. Manantial de La Cabrera.

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Tabla 1. Caudales registrados en el Manantial de La Cabrera.

Figura 18. Variación de caudales del manantial de La Cabrera durante el año hidrológico 2005/06.

Con los datos correspondientes a los meses de junio, julio, agosto, septiembre y octubre de 2006 se puede estimar el valor del factor de agotamiento de esta surgencia, que es igual a 0,00270588 días-1, claramente inferior al calculado para los manantiales de descarga de los acuíferos jurásicos. Según este factor, durante el estiaje del año 2006 se vació una cantidad de 0,3 hm3. En medios kársticos los hidrogramas de los manantiales de descarga revelan la existencia con frecuencia de varios coeficientes de agotamiento ya que durante el estiaje en primer lugar llegará al manantial el agua que circula por los conductos principales y en último lugar la que circula más lentamente por los conductos más

finos (agotamiento «escalonado»). Aun siendo previsible, no se observa este comportamiento en el manantial de La Cabrera en el año de observaciones bien por que el estiaje no se ha prolongado lo suficiente como para provocar el vaciado de los canales principales o bien porque la estructura de cavidades del acuífero es homogénea. Según datos históricos (Tabla 1) la aportación de este manantial en años húmedos (como el año hidrológico 1996/97) puede mantenerse entre 80 y 110 l/s lo que supone una descarga próxima a los 5 hm3 anuales. Por interpretación de varios cortes hidrogeológicos hemos estimado que la Unidad Algora-La Cabrera debe descargar al Dulce entorno a un 80% del agua que se infiltra en su superficie; el resto lo hace al Henares y al Terciario detrítico y no pasa, evidentemente, por la estación de aforos 3-254. Por balance con los datos de esta estación se deduce que la Unidad Algora-La Cabrera aporta al Dulce en torno a 6 hm3 en años húmedos, 1 hm3 más de lo que aporta en esos años el manantial de La Cabrera que no debe ser por tanto el único punto de descarga al Dulce de la Unidad. En términos generales, los recursos renovables de este manantial, se estiman entre 4 y 5 hm3/a en años húmedos y entre 1 y 0.5 hm3/a en años secos. Los puntos de recarga o de procedencia del agua de los manantiales de descarga de acuíferos kársticos, como el de la Cabrera, se pueden localizar a partir de un ensayo con trazadores naturales (isótopos del agua) o artificiales (que pueden ser químicos, colorantes, fluorescentes o radiactivos) ya que se supone que el agua circula por conductos relativamente bien definidos. Si el agua de La Cabrera se colorea un tiempo después de la introducción, por ejemplo, de fluoresceína por alguna de las simas cuya entrada se localiza en los alrededores de Algora, habremos confirmado en parte el modelo de flujo propuesto para la unidad a la que pertenece. Parada 6. Aragosa y su toba Son abundantes las formaciones carbonatadas continentales que bajo la dual denominación de «tobas» o «travertinos» se han desarrollado, desde los tiempos neógenos hasta los actuales, en diversas regiones kársticas del centro de la Península Ibérica. Su génesis coincidió con las etapas templado-húmedas pleistocenas en el continente europeo y Norte del Mediterráneo. Entre aquellas destacan las incluidas en los territorios del Sistema Ibérico tanto en su rama Castellana como en la Aragonesa.

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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 mesozoicos plegados pertenecientes a la Cordillera Ibérica y en este punto pasa a discurrir por los materiales neógenos, horizontales de la Cuenca del Tajo, que al ser mucho más inconsistentes originan un cambio en el tamaño del valle (primer plano). Se pueden observar también las superficies de paramera (al fondo) y el Cerro de San Cristobal.

Conjuntos tobáceos de distintas facies geomorfológicas sobresalen en el paisaje de los numerosos valles modelados en sus roquedos. Ofrecen dimensiones de sus cuerpos muy contrastadas y sus cronologías abarcan desde el Pleistoceno inferior hasta los tiempos actuales. Conjuntos de esta naturaleza se hayan incluidos en el Alto Tajo y también en los valles de sus afluentes más próximos (Gallo, Cifuentes, Tajuña, Guadiela, Trabaque, etc), así como en los de otros más lejanos como el Henares y su red de tributarios (parajes de Horna, al norte de Sigüenza, valle del Dulce, etc.). Su origen hay que buscarlo en la existencia de importantes volúmenes de agua subterránea albergados en el interior de un enjambre de múltiples acuíferos kársticos, generalmente de naturaleza libre y colgada, compartimentados por el acentuado encajamiento de la red fluvial. Aquellos dotados de mayor superficie y espesor son los más aptos para incorporar aguas cuya lenta circulación por su seno ha favorecido su potencial capacidad para disolver notables cantidades de carbonatos a partir de las formaciones calizas y dolomíticas mesozoicas. La descarga de las aguas por los manantia-

les suele incorporar abundantes materiales disueltos, en los que no faltan los carbonatos, a la vista de la facultad de las aguas para que, como dicen los popularmente los ribereños de los ríos alcarreños, «críen toba» en sus lechos. Estos acuíferos kársticos mesozoicos pueden ser de dos tipos: el primero, corresponde al conjunto jurásico constituido por litofacies carbonatadas muy heterogéneas pertenecientes al Lías y al Dogger, y que aflora con una notable extensión en las parameras de Molina de Aragón, de Sigüenza y otras. En él, las aguas de lluvia se infiltran en profundidad hasta alcanzar a las facies Keuper que se comportan como un acuitardo regional. De aquí que la mayor parte de sus surgencias se emplacen en posiciones estratigráficas no muy lejanas a su techo y casi siempre colgadas sobre los fondos de valle debido a que la incisión fluvial ha encajado los cauces en sus lábiles y deleznables materiales donde no faltan arcillas, margas y evaporitas. El segundo corresponde a los acuíferos vinculados a las potentes series del Cretácico superior que asoman con profusión en la arrasada superficie que la erosión neógena labró en las áreas

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cimeras de la Cordillera Ibérica. Al igual que el anterior, son numerosos los ejemplos de tobas localizadas de modo colgado en las vertientes y articuladas en diversos replanos escalonados delimitados por vistosas cascadas en épocas de humedad. El origen de las aguas se relaciona con la salida de importantes flujos subterráneos localizados, ahora, cerca del contacto de los estratos calizos suprayacentes con las facies Utrillas.

En el pasado, la formación de tobas tampoco ha revestido una gran eficacia. Los testigos tobáceos más representativos curiosamente se emplazan a la salida del río, concretamente a partir del estrecho de Aragosa por donde sus aguas abandonan los farallones cretácicos y entran en los terrenos miocenos del borde oriental de la Cuenca de Madrid.

Localización Localidad de Aragosa a la que se accede por una carretera local desde la CM-1101 (Fig. 19). Descripción El valle del río Dulce es uno de los peor dotados en lo que respecta a la presencia de formaciones tobáceas, a pesar de sus inicialmente idóneas condiciones estructurales al avenar diversos acuíferos karsticos mesozoicos a lo largo de su recorrido. Así, en la actualidad, las aguas de su lecho apenas precipitan carbonatos y lo hacen en parajes muy concretos del valle (Fig. 20), siendo el más notorio el localizado en las inmediaciones de la localidad de Mandayona donde puede advertirse un pequeño salto de agua. Tampoco sus manantiales han sido capaces de recubrir con briofitas petrificadas alguna pared del valle y tan sólo una pequeña surgencia, de funcionamiento esporádico y emplazada en su cabecera, ha precipitado toba en un reducidísimo afloramiento.

Figura 20. Acumulaciones tobáceas embrionarias en el lecho del río Dulce, aguas abajo de Pelegrina.

Figura 21. Niveles carbonatados incluidos entre los sedimentos detríticos del fondo de valle del río Dulce (inmediaciones del «Molino de la Fábrica de Papel»).

Así, a los tiempos holocenos hay que vincular genéticamente la existencia de pequeñas acumulaciones ubicadas en el mismo fondo del valle y que asoman de modo muy 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 «Molino de Papel» y aguas arriba y abajo del citado núcleo de Mandayona donde pudieran asimilarse a la denominada «Formación de Campiña» (Holoceno) detectada en el fondo del valle del Henares. A este mismo momento pudiera corresponder el edificio de barrera situado en el citado estrecho de Aragosa y del que se conserva su estribo derecho. Reviste la morfología y las características propias de otros conjuntos semejantes desarrollados en los valles del Sistema Ibérico (Fig. 22). Las acumulaciones tobáceas pleistocenas se asocian geomorfológicamente a varios replanos de terrazas que se alzan a +40-50 m en ambos lados del valle y dominan la vega de Mandayona. Desde el punto de vista estratigráfico, los carbonatos fluviales se apoyan sobre niveles de gravas y cantos arrastrados por el cauce del Dulce suponiendo su presencia un brutal cambio en el potencial morfogenético de aquel lecho que, tras movilizar ingentes masas de aluviones, pasó a precipitar carbonatos a causa de un importante cambio ambiental. A pesar de la escasez de tobas en el valle, la arquitectura popular del valle, e incluso la de naturaleza

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levantada en tiempos árabes, ha utilizado profusamente este recurso como material de construcción (Fig. 23).

Figura 22. Tobas holocenas (Edad del Bronce) en el cauce del río Tajo, aguas arriba del Puente de San Pedro; 1, edificio de barrera; 2, edificio de retención.

Figura 23. Utilización de las tobas como material de construcción recubriendo un vano en una vivienda de Aragosa.

5. ACTIVIDADES Y MATERIALES DIDÁCTICOS SUGERIDOS No nos ha dado tiempo a ver otras muchas cosas, como: la captura del Dulce y su valle abandonado en Jodra; los meandros encajados y la dolina cortadas por el Dulce al S de Jodra; el valle en escalera al N del puente de la carretera de Sigüenza; la dolina colgada frente a Pelegrina; las hombreras del encajamiento del Dulce al N de La Cabrera; las hoces entre La Cabrera y Aragosa pero ya conocéis el PN del Barranco del Río Dulce y podéis volver con vuestros alumnos cuando queráis.

Entre las actividades que se pueden sugerir como elementos complementarios para realizar con esta excursión están los siguientes: 1) Para comenzar y tener un mejor conocimiento de los valores ambientales de este ENP se recomienda la lectura del Plan de Ordenación de los Recursos Naturales (PORN) disponible en la página web de la Junta de Comunidades de Castilla La Mancha. http://smascintra.jccm.es/inap/archivos/ dulce_enp_parh_1.pdf. 2) Realizar un perfil topográfico del río Dulce desde su unión al Henares hasta su cabecera en las proximidades de Alcolea del Pinar basándose en los mapas topografícos 1:25.000 del IGN. Se necesitan los mapas 487-I, 487-II, (aunque el río sólo cruza este mapa por su esquina NO), y 461-IV. Si queremos estudiar su cabecera y discutir cual puede ser su nacimiento, según la hoja 461-IV el río Dulce parece que debe continuar hacia el E, por Estriégana, hacia la hoja 462-III, donde ya no aparece con esta denominación sino como Arroyo Viejo que continúa hacia Alcolea del Pinar. Otra posible continuación del río Dulce en la hoja 461-IV sería por el río de la Vega hacia el norte de Estriégana, pasando a la hoja 462-III como Arroyo de la Vega (sólo en su esquina NO) y finalmente a la hoja 462-I donde continúa por el pueblo de Bujarrabal hacia Sierra Ministra (el punto más elevado de la comarca). Como este perfil es relativamente largo, se puede dividir la los alumnos en grupos para que realicen el perfil en secciones. Los mapas topográficos también pueden ser útiles para 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 maneras para visualizar elementos geográficos (relieve), geológicos (principalmente pliegues; por ejemplo, el sinclinal de Algora aparece claramente representado), e incluso usos del suelo. La posibilidad de usar vistas en 3D permite hacer visitas virtuales, aunque las unidades geológicas quedan localmente muy deformadas por la herramienta informática. La herramienta regla (ruta) permite medir distancias fácilmente lo que permite medir la longitud de los diferentes cauces. La regla de esta herramienta permite además realizar perfiles topográficos transversales al valle en diferentes puntos, lo que permite visualizar sus diferencias. Así, por ejemplo, los valles en la parte alta del río (sobre Jurásico), presentan un perfil en V y parameras a ambos lados (Fig. 24, Mirador); el valle de Pelegrina (Triásico) presenta un perfil en artesa, fondo plano

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y parameras a ambos lados (Fig. 24, Pelegrina); el valle en 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 Terciario (Mandayona), aunque ya está fuera del Parque se puede observar un valle muy abierto con fondo relativamente plano y muy amplio (Fig. 24, Mandayona).

4) Todos los elementos anteriores se pueden complementar con la información geológica, mapa y cortes disponibles en las Hojas geológicas correspondientes, que se pueden consultar y descargar on-line en la páginas web del IGME (http://www. igme.es).

Figura 24. Perfiles topográficos perpendiculares al río Dulce en cuatro posiciones diferentes de su cauce, mostrando las diferencias de perfil. 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 la Fuente.

IV. Geología aplicada y sociedad


HIDROGEOLOGÍA DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA 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]

EL AGUA EN LA PROVINCIA DE GUADALAJARA La mayor parte del territorio que conforma la provincia de Guadalajara se halla enclavado en la cuenca hidrográfica del río Tajo (Fig. 1). Los principales ríos que recorren la provincia son el Jarama afluente del Tajo por su margen derecha, el Henares y el Tajuña afluentes del Jarama por su margen izquierda, y el propio río Tajo, al que contribuye en caudal con sus primeros tributarios el río Gallo, que nace en la sierra del Tremedal,

entre Teruel y Guadalajara, y el río Guadiela unos 150 km aguas abajo. Hacia el NE de la provincia parte de su territorio se localiza dentro de la cuenca del Ebro, donde nacen los ríos Mesa y Piedra. Al Norte la divisoria hidrográfica entre el Tajo y el Duero es prácticamente coincidente con el límite administrativo de la provincia de Guadalajara (Fig. 1), si bien ésta cuenta con un pequeño enclave que vierte a la cuenca del Duero. El macizo calcáreo de la Sierra de Pela está dividido por este trazado; en su vertiente soriana nacen

Figura 1. Localización de la provincia de Guadalajara en la cabecera de la cuenca hidrográfica del Tajo. Obsérvese que el sector más Nororiental 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).

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HIDROGEOLOGÍA DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA

los ríos Tiermes, Caracena y Talegones, pertenecientes a la cuenca del Duero. En su vertiente alcarreña nacen los ríos Bornova y Cañamares, tributarios del río Henares, y el arroyo de La Dehesa, que rinde aguas al Sorbe. También el tramo alto del río Jarama, uno de los afluentes principales del Tajo, y receptor de las aguas del Henares que, a su vez, engrosa su caudal con las del Sorbe-, discurre por el sector noroccidental de la provincia de Guadalajara, tras su nacimiento en Somosierra. El propio río Tajo desarrolla la mayor parte de su cuenca alta por esta provincia, en parajes de extraordinaria belleza y singularidad, como es el Parque Natural del Alto Tajo, donde recibe las aguas del río Gallo. En la Confederación Hidrográfica del Tajo (CHT, 2002) puede encontrarse abundante información de los ríos guadalajareños pertenecientes a esta cuenca. A excepción del río Jarama y de los principales afluentes del río Sorbe, todas las corrientes fluviales que transcurren por la provincia de Guadalajara deben su nacimiento al alumbramiento natural de las aguas subterráneas de los acuíferos de naturaleza carbonatada de la Cordillera Ibérica; en su camino hacia el río que tributan ganan caudal al captar las aguas superficiales de otras corrientes y/o las aguas subterráneas de otros acuíferos, bien detríticos o también carbonatados, que descargan en ellos. El Henares, en su tramo guadalajareño,

es el río más completo en este sentido, ya que recibe las aguas del Sorbe que drena el macizo ígneo-metamórfico en los relieves de las sierras de Ayllón y del Alto Rey, las aguas de los acuíferos mesozoicos situados en la cabecera del Bornova, Cañamares, Salado y Dulce, y en su tramo medio la descarga del acuífero detrítico de la cuenca del Tajo y del calcáreo de la Alcarria. Son numerosos los embalses que jalonan los ríos guadalajareños, entre los que destacan los de El Vado y Pontón de la Oliva en el Jarama, Pozo de los Ramos y Beleña en el Sorbe, Alcorlo en el Bornova, Pálmaces en el Cañamares, Atance en el Salado, La Tajera en el Tajuña, Buendía en el Guadiela, y Entrepeñas, Bolarque, Zorita, Almoguera y Estremera en el propio río Tajo. El sistema de Entrepeñas-Buendía, hiperembalse de 2.394 millones de m3 de capacidad total, construido para la de regulación de la cabecera del río Tajo, es el punto de partida del acueducto Tajo-Segura, mediante el cual se trasvasa agua hacia el Sureste peninsular para contribuir a cubrir las necesidades de riegos de aquella zona. En relación con las aguas subterráneas de la provincia de Guadalajara, a lo largo de este trabajo hacemos una descripción de forma separada según la edad de los dominios rocosos principales, lo que coincide más o menos con su naturaleza litológica y, por tanto, con su comportamiento frente al agua al incidir esa condición litológica en su permeabilidad.

Figura 2. Región central del Mapa Hidrogeológico de España, con indicación de los límites de la provincia de Guadalajara (Tomado de ITGE, 1991).

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Figura 3. Región central del Mapa de Unidades Hidrogeológicas de España publicado por SGOP (1990) y modificado según la información recogida en IGME (2008), con indicación de los límites de la provincia de Guadalajara.

Comenzamos describiendo la hidrogeología en los sectores correspondientes a los materiales paleozoicos, de escaso interés hidrogeológico a escala regional. Posteriormente lo hacemos de los materiales mesozoicos y cenozoicos, que constituyen auténticas unidades hidrogeológicas. La Figura 2 muestra el mapa hidrogeológico general de España, con indicación de la localización de la provincia de Guadalajara. En la Figura 3 se representan las Unidades Hidrogeológicas enclavadas en la provincia, conforme a la división establecida en IGME (2008). Siguiendo las indicaciones de la Directiva Marco del Agua (Directiva 2000/60/CE), los organismos de cuenca españoles han establecido las masas de agua subterráneas y superficiales que se encuentran en cada demarcación hidrográfica (unidad territorial de

gestión para esta Directiva, que viene a coincidir con las cuencas hidrográficas). Los límites de las masas de agua subterránea no coinciden exactamente con los de las unidades hidrogeológicas formales, ya que son conceptos distintos, el primero asociado al uso del agua y el segundo de carácter científico general. A lo largo de este trabajo -que pretende ser divulgativo, sin profundizar en aspectos de gestión- nos referimos exclusivamente a las unidades hidrogeológicas oficialmente reconocidas. No obstante, y a título de ejemplo, se muestran en la Figura 4 las masas de agua subterránea que la Confederación Hidrográfica del Tajo ha delimitado en dicha cuenca en los sectores correspondientes a la provincia de Guadalajara y sus contiguas, documento que puede consultarse en CHT (2008).

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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).

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LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA Las aguas subterráneas en el dominio ígneo-metamórfico Existen pocos trabajos sobre las aguas subterráneas en el dominio ígneo-metamórfico de Guadalajara; destaca entre ellos el de Yélamos (1993). De hecho, en este sector, donde dominan las rocas metamórficas de bajo grado, no está reconocida ninguna unidad hidrogeológica ni se distingue ningún acuífero o masa de agua subterránea de mínima entidad (ver Figs. 2 y 3). Los materiales metamórficos del Paleozoico y del Precámbrico de Somosierra oriental, Ayllón y de la Sierra de Alto Rey en la provincia de Guadalajara son prácticamente impermeables. En ellos, no obstante, se desarrollan zonas de alteración superficial que suelen asociarse a zonas fracturadas que pueden drenarse a través de pequeños manantiales de régimen marcadamente estacional. También puede circular el agua a través de fracturas abiertas en zonas someras, que se cierran en profundidad debido a la presión. En macizos rocosos de este tipo pueden aparecer igualmente algunas pequeñas surgencias de agua de mineralización singular y/o temperatura más elevada que el conjunto general; suelen ser consecuencia de la descarga de agua que ha alcanzado notable profundidad. En los macizos ígneo-metamórficos de la provincia de Guadalajara no nos consta ningún manantial de estas características, a diferencia de lo que ocurre en la zona del Sistema Central que corresponde a Madrid y Toledo. En algunos casos, los manantiales en estos macizos tienen una importancia singular como fuentes de abastecimiento a pequeñas poblaciones. Las aguas de estos manantiales, que son muy poco mineralizadas y de carácter bicarbonatado sódico y/o cálcico, pueden ser la única fuente o complementar a otras (Yélamos et al., 1992). Ocurre, sin embargo, que los materiales en que se localizan se extienden por las zonas más elevadas de la provincia y bajo influencia climática atlántica; así, reciben abundantes precipitaciones y puntualmente pueden mantener un caudal cercano a los 0,5 litros/segundo en el estiaje. Efectivamente, en la cabecera del río Sorbe (Fig. 5) se registran unos 900 mm de precipitación media anual, frente a los 500-600 mm de Sierra Ministra y los Altos de Barahona, de sustrato sedimen-

tario en el dominio de la Cordillera Ibérica. Además una parte importante de las precipitaciones recibidas en este sector lo son en forma de nieve, garantizando también la presencia de caudales apreciables en los ríos de la cuenca del Sorbe durante tiempos prolongados.

Figura 5. Río Lillas (en la cabecera de la cuenca del río Sorbe) a su paso por el Parque Natural de Tejera Negra (Fotografía de Luis Monje).

Unidades hidrogeológicas de la provincia En la provincia de Guadalajara se localizan parte de ocho unidades hidrogeológicas reconocidas oficialmente por los respectivos organismos de cuenca (la Confederación Hidrográfica del Tajo, la del Ebro y la del Duero); sus características básicas se encuentran señaladas en las Tablas 1 y 2, y su localización en la Figura 3. Estas unidades pueden agruparse en función de la naturaleza litológica de los materiales que las constituyen, por su edad o su pertenencia a uno u otro de los grandes dominios geológicos que incluye la provincia. Hemos optado por agruparlas según la edad de sus materiales, lo que a excepción de los depósitos cuaternarios, coincide con los grandes dominios geológicos de la provincia. Agrupadas por edad existen unidades mesozoicas (formadas por materiales correspondientes al Triásico, Jurásico y Cretácico) y unidades cenozoicas (constituidas por materiales del Terciario y del Cuaternario). En los párrafos siguientes se hace una descripción general del funcionamiento y características hidrogeológicas de las Unidades en estos grandes grupos por poseer mucho en común; haremos mención explícita a las circunstancias particulares que puedan afectarles.

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Unidades Mesozoicas En la provincia de Guadalajara se encuentran parte de seis Unidades Hidrogeológicas constituidas por sus-

trato sedimentario mesozoico de la Cordillera Ibérica, del reborde Norte del Sistema Central y de la Sierra de Altomira (Tabla 1).

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 arcillas. 5 = 1 + arenas.

Descargan al río Tajo o a alguno de sus tributarios las unidades 03-01 Albarracín Cella - Molina de Aragón, 03-02 Tajuña - Montes Universales, 03-03 Torrelaguna - Jadraque y 03-07 Entrepeñas. Por otro 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 su posición aproximada. La descarga de estos sistemas, efectuada de forma natural a través de manantiales, da lugar al nacimiento y la alimentación subterránea de los primeros kilómetros de los ríos Henares, Bornova, Salado, Dulce y Tajuña, todos ellos en la cuenca del Tajo; del Jalón, del Mesa y del Piedra hacia el Ebro; y del Tiermes, el Caracena y el Talegones, que vierten al Duero. Entre todas las formaciones geológicas que componen el conjunto mesozoico de estas unidades, las más importantes desde el punto de vista del agua son las correspondientes a las masas calcáreas del Jurásico y del

Cretácico. Las restantes unidades aportan menos recursos hídricos a escala regional, aunque pueden tener importancia a escala local; es el caso de las calizas triásicas de facies Muschelkalk, que aportan agua para abastecimiento (captadas mediante pozos perforados) a un número no despreciable de poblaciones pequeñas (Alcolea del Pinar, Bujarrabal y otras). En conjunto estos sistemas pueden asimilarse a una serie de acuíferos libres, desconectados total o parcialmente entre sí, que pueden pasar a tener un carácter confinado hacia el centro de la cuenca terciaria de Madrid (Fig. 6), o hacia la del Duero en el caso de la Unidad 02-16. Esto explica que muchos de los pozos perforados que atraviesan el conjunto hasta la unidad Torrelaguna - Jadraque son o eran surgentes, en virtud de la presión que en su momento soportaba el agua subterránea procedente de los materiales detríticos mucho menos permeables del Terciario (Corchón, 1976).

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Figura 6. Corte hidrogeológico al Sur de Sigüenza, desde Saúca a Mandayona (Tomado de Martín-Loeches, 2008).

El funcionamiento hidráulico de estas unidades hidrogeológicas viene condicionado por los niveles impermeables de arcillas con yesos del Trías en facies Keuper, que se encuentran en la base del Jurásico, y por el nivel semipermeable de la Formación Arenas de Utrillas, en la base de las masas calcáreas del Cretácico. Su continuidad espacial puede romperse, dependiendo de si la erosión o la tectónica han forzado el afloramiento de alguno de estos niveles. Se recargan por infiltración del agua de lluvia y descargan a través de los manantiales o surgencias que aparecen en el contacto con los materiales del Keuper (Fig. 7) o de la Formación Utrillas (Figs. 8 y 9); también pueden descargar de forma difusa en los ríos. Figura 7. Nacimiento del río Henares, en los alrededores de Horna (Fotografía de Miguel Martín-Loeches).

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Figura 8. Manantial de La Cabrera (al fondo se observa el antiguo molino) (Fotografía de Miguel Martín-Loeches).

Figura 9. Surgencia kárstica que da nacimiento al río Bornova, en los alrededores de Somolinos (Fotografía de Luis F. Rebollo).

En la Tabla 1 se indican los volúmenes estimados de agua infiltrada anualmente en estas unidades carbona-

tadas; destacan los 642 hm3/año que se recargan de media en la unidad 03-02 (Tajuña-Montes Universales), de los cuales aproximadamente 400 hm3/año alimentan el acuífero por infiltración a través de la superficie correspondiente a su sector guadalajareño. Estas masas calcáreas del Mesozoico pueden mantener su continuidad y extenderse en régimen de confinamiento por debajo de las cuencas terciarias, descargando en ellas parte de sus aguas subterráneas (MartínLoeches, 2008). Al ser permeables (por karstificación), estos materiales constituyen unos auténticos reguladores naturales de los caudales de los ríos, ya que retardan y ponderan la escorrentía. Las aguas de estos sistemas mesozoicos son de dureza media a muy alta. Su mineralización depende de si están o no influidas por las sales del Keuper; en general los manantiales que surgen en el contacto entre los materiales del Triásico y los del Jurásico lo están y alcanzan una salinidad de hasta 700 miligramos/litro. Por el contrario, las aguas subterráneas de los macizos cretácicos no guardan relación con las sales triásicas y lo normal es que su mineralización sea mucho más débil, con concentraciones del total de sólidos disueltos en torno a los 200 miligramos/litro. En todos los casos se trata de aguas bicarbonatadas cálcicas, pero con un claro carácter sulfatado en los niveles jurásicos. En estas extensas regiones mesozoicas de la provincia se localizan algunas manifestaciones geológicas singulares relacionadas directa o indirectamente con las aguas subterráneas, bien al aflorar éstas en superficie o al constituir su agente modelador principal (formas kársticas). Las tobas calcáreas son quizás las más espectaculares; consisten en acumulaciones de carbonato de calcio que pueden llegar a formar auténticos edificios rocosos (con volúmenes de hasta un millón de metros cúbicos, según García Quintana et al., 2006), que se forman en los manantiales al precipitar los carbonatos que el agua surgente lleva disueltos después de circular a través del acuífero. Las tobas calcáreas más conocidas de Guadalajara son las de La Escaleruela (Fig. 10) y las terrazas tobáceas localizadas en la confluencia del río Gallo con el Tajo en el paraje del Puente de San Pedro (Fig. 11); ambas formaciones se encuentran entre Zaorejas y Villar de Cobeta, en el Parque Natural del Alto Tajo (ver itinerario en este mismo volumen), contribuyendo a la espectacularidad del paisaje. También destaca el edificio tobáceo de Aguaspeña, cerca de la localidad de Checa (Fig. 12).

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Figura 10. La Escaleruela (Zaorejas) (Fotografía de Juan Antonio González).

Figura 11. Depósitos tobáceos en las proximidades del Puente de San Pedro (Fotografía de Juan Antonio González).

Entre las manifestaciones kársticas localizadas en la provincia debe mencionarse la Cueva del Tornero (muy cerca de Checa), que es la de mayor recorrido de Guadalajara y una de las más importantes del centro peninsular, la Sima de Alcorón, de 88 metros (en Villanueva de Alcorón), el poljé del Cubillo (con 70 m de hundimiento), en cuya zona central se extiende una laguna en épocas lluviosas, y la ciudad encantada de la Hoya del Espino. Las acumulaciones tobáceas pueden represar el agua de las surgencias kársticas, originando lagunas de gran belleza; Guadalajara posee notables ejemplos, como la laguna de Somolinos (Fig. 13), muy cerca del nacimiento 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 de Checa (Fotografía de Ildefonso Barreda).

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pueden localizarse entre Estriégana y Bujarrabal, donde hemos medido valores de conductividad eléctrica en el agua próximos a los 10.000 µS/cm. Las sales del Keuper se han explotado desde hace siglos a través de salinas donde se vertía y dejaba desecar el agua que entraba en contacto con esta unidad arcilloso-yesífera (Sastre et al., 2003); son estas salinas una manifestación hidrogeológica puesta en escena con el concurso del hombre. Guadalajara cuenta con un número importante de ellas, entre las que cabe mencionar 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 13. Laguna de Somolinos (Fotografía de Miguel Martín-Loeches).

Figura 15. Salinas de Imón (Fotografía de Miguel Martín-Loeches).

Unidades Cenozoicas

Figura 14. Laguna de Taravilla (Fotografía de José Francisco Martín-Duque).

También existen manifestaciones naturales del agua asociadas a las arcillas del Keuper, como la laguna de La Salobreja (cerca de Orea) y pequeños manantiales que, procediendo el agua de otras litologías, lavan y se cargan en sales en el material triásico; algunos de ellos

Las unidades hidrogeológicas cenozoicas diferenciadas son las denominadas 03-04 Guadalajara y 03-06 La Alcarria (Tabla 2). Los depósitos aluviales cuaternarios de los ríos se incluyen dentro de estas unidades y constituyen importantes masas de agua que satisfacen necesidades de diverso tipo en gran parte de la provincia (Fig. 2). Todos estos materiales, emplazados en las tierras medias de las subcuencas hidrográficas del Henares y del Tajuña, poseen una permeabilidad que los califica, al menos, como acuíferos pobres o formaciones geológicas donde el agua subterránea circula lentamente pero en cantidades significativas. Todos ellos se encuentran en conexión hidráulica; se diferencian por el contraste que ofrecen en el valor de los respectivos parámetros hidrogeológicos y su diferente comportamiento.

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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.

Las terrazas y llanuras aluviales del Cuaternario abarcan, sólo en la cuenca del Henares, una superficie del orden de 400 km2, y su espesor no supera los 6 m. Se superponen en gran medida a los materiales miocenos de la cuenca terciaria del Tajo. Entre los materiales que conforman la Unidad 03-04 hemos de mencionar a los depósitos de la raña (MartínLoeches et al., 2006), que se extienden como piedemontes entre las sierras y la campiña de los afluentes más norteños del río Henares (fundamentalmente en la divisoria entre las cuencas del Henares y del Jarama). El conglomerado de cantos de cuarcita y matriz arcillosoarenosa que constituye su depósito presenta espesores de hasta 7 m y puede definirse como la primera terraza para los ríos Jarama y Henares. Como esta matriz es muy poco permeable y su topografía es casi plana, la raña presenta numerosas lagunas que son en realidad grandes charcas que reciben el nombre de navajos. Las más conocidas son las lagunas de Beleña (Puebla de Beleña). Los depósitos del Mioceno detrítico de la Unidad 0304 conforman un sistema acuífero de tipo multicapa, constituido por los sedimentos detríticos de borde

correspondientes a la denominada facies Guadalajara del Terciario. Se trata de un conjunto heterogéneo de arenas arcillosas, arcillas, margas y arenas con intercalaciones e interdigitaciones de yesos, conglomerados y calizas de escasa permeabilidad, coronado localmente por depósitos de rañas de escaso espesor. El sistema se puede asimilar a una agrupación de acuíferos, acuitardos y acuicludos que tienen entre ellos conexión hidráulica. En su conjunto se han estimado valores medios de permeabilidad de 0,2 m/día, transmisividades de unos 7 m2/día (Tabla 2) y caudales específicos comprendidos entre 0,02 y 0,7 litros por segundo y metro de descenso (Villarroya y Rebollo, 1976; Villarroya, 1977). Los primeros 180 m de esta unidad son algo más permeables que el resto (de hecho, algunos autores diferencian dos unidades dentro de ella). En relación a su comportamiento hidrogeológico debemos destacar lo siguiente: 1. En las zonas centrales de interfluvio se observa que a medida que los pozos aumentan su profundidad, el nivel del agua dentro de los mismos va disminuyendo. 2. En los valles ocurre lo contrario, de manera que por lo general los niveles son tanto más altos cuanto

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más profundas sean las obras de captación. Hasta hace pocos años eran muy numerosos los pozos de carácter surgente en la franja correspondiente al valle fluvial (Fig. 16) y las dos primeras terrazas (en la actualidad este es un fenómeno poco frecuente por la intensa explotación de las aguas subterráneas de la región).

Figura 16. Pozo surgente en las proximidades de Azuqueca de Henares (Fotografía de José Ignacio Galán).

3. En las zonas intermedias situadas entre las divisorias de aguas y los fondos de valle no se observan variaciones significativas del nivel con independencia de la profundidad de los pozos. 4. Se observa igualmente que existe una desigual composición química de las aguas subterráneas de esta Unidad, que varía de los interfluvios a los fondos de los valles, siendo cada vez de carácter más sulfatado -incluso clorurado- y menos bicarbonatado. En las zonas altas de los interfluvios las aguas son bicarbonatadas cálcicas de mineralización media-baja y en los valles bicarbonatadas sódicas con alta mineralización. 5. Las aguas subterráneas localizadas en los interfluvios son más modernas que las que se localizan en los fondos de valle. Villarroya (1977), a partir del análisis de la composición isotópica de esta agua en Carbono-14, obtiene para las primeras una edad aproximada de 2.500 años y para las segundas de 13.000 años, en un perfil que pasa por la ciudad de Alcalá de Henares. Todo ello apoya la hipótesis de funcionamiento hidráulico en el que existe una infiltración del agua de lluvia en los interfluvios, con flujo vertical descendente en la zona saturada en esa franja, y una descarga en los fondos de los valles, después de un recorrido variable, con flujo vertical ascendente. Este funcionamiento se esquematiza en la Figura 17, que representa un corte idealizado de esta Unidad trazado entre Talamanca del Jarama y Aldeanueva de Guadalajara.

Figura 17. Corte esquemático con indicación del funcionamiento hidrogeológico general de las unidades cenozoicas (Tomado de MartínLoeches et al., 2006).

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La Unidad Hidrogeológica 03-06 «La Alcarria» está formada por un conjunto de materiales detríticos y calcáreos dispuestos de forma tabular, que culminan la serie del Terciario aflorante de las unidades centrales de la cuenca del Tajo (Formación Vallecas, Formación Villarejo y Formación de las Calizas del Páramo, de mayor a menor edad). De entre estos materiales, destacan por su condición acuífera las Calizas del Páramo (de espesor variable entre 10 y 30 m). Constituyen éstas un sistema kárstico de mayor permeabilidad que los materiales del Mioceno infrayacente, por lo que el agua de lluvia que se infiltra desde su superficie es descargada en parte a través de manantiales en la franja de contacto de esta unidad con el conjunto detrítico (Fig. 18), y el resto progresa en su infiltración para recargar el sistema del Mioceno detrítico. En la Figura 17 se muestra también el funcionamiento general de estos materiales.

Figura 18. Manantial de descarga de las Calizas del Páramo en la localidad de Mirabueno (Fotografía de Luis Miguel del Campo).

Los valores de transmisividad de esta formación kárstica oscilan entre 90 y 550 m2/día (Villarroya y Rebollo, 1978). El tiempo medio de tránsito del agua subterránea por la Formación de las Calizas del Páramo parece estar comprendido, en general, entre 15 y 30 años (Maestro et al., 1986), lo que pone de manifiesto su rápida circulación en contraste con la de la Unidad 03-04. En el mismo trabajo se estima en 9 mm cada 1.000 años el ritmo de disolución de las Calizas de los Páramos. 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 a 250-300 miligramos/litro de CaCO3) y de naturaleza bicarbonatada cálcica y bicarbonatada magnésica. Lo normal es que la concentración salina de estas aguas no supere los 300 miligramos/litro. Finalmente, las terrazas del Cuaternario, constituidas por conglomerados, gravas y arenas, poseen mayor permeabilidad que los materiales detríticos del Mioceno, de manera que, si se encuentran colgadas, en sus escarpes descarga a través de manantiales el agua que se infiltra en su superficie superior. Sus aguas presentan también un carácter bicarbonatado cálcico pero con menor dureza que en el caso de las Calizas de los Páramos. Los pozos excavados en estas terrazas pueden proporcionar caudales específicos de hasta 12 litros por segundo y metro de descenso. El material aluvial del fondo de los valles fluviales, también del Cuaternario, posee las mismas características hidrogeológicas que las terrazas pero el agua subterránea que contienen se encuentra en conexión con el río; la hidrogeoquímica en estos aluviales se puede ver afectada por la descarga a los mismos de aguas subterráneas del sistema del Terciario con diferente mineralización. Por comparación de los caudales de base registrados en las estaciones de aforo de Humanes y de Espinillos, ambas en el curso del río Henares, se estima que en la cuenca terciaria detrítica de este río el 81% de la lluvia se evapotranspira, el 9% se convierte en escorrentía directa y el 10% es escorrentía subterránea (Villarroya, 1977); de manera que se igualan las aportaciones al Henares procedentes del escurrimiento superficial con las que acceden al cauce por vía subterránea. Las aportaciones en régimen natural de los ríos alcarreños son muy sensibles a los periodos secos, tanto más cuanto más prolongados sean éstos; el nivel de descarga más bajo de los acuíferos (que está determinado por el cauce del río o los puntos de afloramiento del agua subterránea en las cabeceras de los principales afluentes) puede llegar a encontrarse por encima del nivel freático, como ocurrió en el mes de agosto del año hidrológico 1953-1954, en que el río Henares se secó, al carecer de aportaciones subterráneas en ese periodo. CONCLUSIÓN La mayor parte de la provincia de Guadalajara cuenta con un variado patrimonio hidrogeológico, que pone a disposición de la naturaleza y de la propia sociedad

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abundantes recursos hídricos subterráneos; el papel que éstos juegan es determinante en el mantenimiento de los cauces fluviales que surcan su territorio particularmente aquellos que nacen en las estribaciones de la Cordillera Ibérica, muchos de ellos a partir de surgencias kársticas-, así como de los ecosistemas acuáticos a ellos ligados. También estos recursos permiten satisfacer, al menos parcialmente, las necesidades de suministro de agua a pequeños núcleos de población y atender algunas demandas de regadío. A todos corresponde mantener este legado natural, que hace de esta provincia una de las de mayor diversidad de paisajes en España merced a la presencia de las aguas subterráneas, que sólo emergen al exterior en algunos de sus singulares parajes. REFERENCIAS CHT (2002): La cuenca del Tajo en cifras. Oficina de Planificación Hidrológica de la Confederación Hidrográfica del Tajo, Ministerio de Medio Ambiente. Madrid. CHT (2008): Informe resumen de los artículos 5 y 6 de la Directiva Marco del Agua. En Directiva Marco del Agua (acceso al documento en Ultimas novedades, de la web http://www.chtajo.es. Corchón, F. (1976): Estudio hidrogeológico del Cretácico de los alrededores de Torrelaguna (Madrid y Guadalajara). Bol. Serv. Geol., 40, 189 pp. García Quintana, A.; Abad, M.P.; Aguilar, M.; Alcalá, L.; Barrera, I.; Cebrián, M.; Fernández de Villalta, M.C.; García-Hidalgo, J.F.; Giménez, R.; Godfrey, A.E.; González-Martín, J.A.; Lucía, A.; Martín-Duque, J.F.; Martín-Loeches, M.; Quijada, E.; Rodríguez-Borreguero, J.M.; Ruiz López de la Cova, R.; Solís, A. (2006): The role of geosciences and landscape in the management of Natural Parks of Guadalajara (Central Spain): in search of suitable applications. In: Geo-Environment and Landscape Evolution II. Martín-Duque, J.F.; Brebbia, C.A.; Emmanouloudis, D.E. & Mander, U. (eds.). WIT Transactions on Ecology and the Environment, vol. 89: 317-328. WIT Press, Southampton, Boston. IGME (2008): Unidades hidrogeológicas de España. Datos básicos. Instituto Geológico y Minero de España. En: http://aguas.igme.es/uhe/extcall.asp?clave. ITGE (1991): Mapa hidrogeológico de España. Escala 1:1.000.000. Instituto Tecnológico Geominero de España. Ministerio de Industria, Comercio y Turismo. Madrid. 25 pp. + Mapa.

Maestro, M.T.; Llamas, M.R., y Rubio, P.L. (1986): Contribución al conocimiento hidrogeológico de las calizas de los Páramos. En: Jornadas sobre la explotación de las aguas subterráneas en la Comunidad de Madrid. PIAM 12: 173-184. CAM, Canal de Isabel II. Madrid. Martín-Loeches, M. (2008): Hidrogeología de los acuíferos carbonatados con influencia en el Parque Natural del Barranco del río Dulce, Guadalajara. IX Simposio de Hidrogeología. Asociación Española de Hidrogeólogos. Elche. En prensa. Martín-Loeches, M.; Acaso, E.; Moya, M.E. y Rebollo, L.F. (2006): I. Geología, Geomorfología e Hidrogeología. Ecología y conservación del río Henares y sus tributarios. En: Camargo, J.A. (ed.). Universidad de Alcalá e IberCaja. Madrid, 233 pp. Sastre, A.; Moya, M.E.; Acaso, E.; Centeno, J.D. y Barea, J. (2003): Paisajes geológicos de Guadalajara. En: Nuche, R. (ed.). Patrimonio geológico de Castilla La Mancha. 260-333. Enresa, Madrid. SGOP (1990): Unidades hidrogeológicas de la España peninsular e islas Baleares. Servicio Geológico. Dirección General de Obras Hidráulicas. Publicaciones del MOPU. Madrid. Villarroya, F. (1977): Hidrogeología regional del Neógeno detrítico y Cuaternario de la cuenca del río Henares. Tesis Doctoral. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid. 249 pp. + Anejos + Planos. Villarroya, F. y Rebollo, L.F. (1976): Contribución al conocimiento hidrogeológico de la cuenca del río Henares. Hidrogeología y Recursos Hidráulicos, Vol. I: 421-436. Ed. A.G.E., Valencia. Villarroya, F. y Rebollo, L.F. (1978): Funcionamiento hidrogeológico del Karst de la Alcarria: la Mesa de Chinchón-Villarejo de Salvanés (Madrid). Estudios Geológicos, Vol. 34, nº 3: 231-240. Madrid. Yélamos, J.G. (1993): Hidrogeología de las rocas plutónicas y metamórficas en la vertiente meridional de la Sierra de Guadarrama. Tesis Doctoral. Edición en microfichas. Memoria, 334 pp. Ediciones de la UAM. Yélamos, J.G.; Herráez, I. y Villarroya, F. (1992): Importancia social de las aguas subterráneas en materiales de baja permeabilidad: rocas metamórficas y plutónicas en la vertiente meridional de la Sierra de Guadarrama (provincias de Madrid y Guadalajara). V Simposio de Hidrogeología. Hidrogeología y Recursos Hidráulicos, XV: 163-176. Alicante.


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] y [email protected]

2

Unidad de Medio Ambiente y Geología, INYPSA, General Díaz Porlier 49, 28001 Madrid, [email protected]

3

Dpto. de Ciencias Ambientales y Recursos Naturales. Universidad San Pablo CEU, Urbanización Montepríncipe, Ctra. Boadilla del Monte km 5,300, 28668 Madrid, [email protected]

1. INTRODUCCIÓN La provincia de Guadalajara, a pesar de haber sufrido múltiples catástrofes y desastres naturales históricos asociados a la consumación de situaciones de riesgos geológicos, no se encuentra entre los territorios españoles, y ni mucho menos mundiales, en los que se producen las mayores pérdidas socio-económicas asociadas a la interacción entre los procesos geológicos activos y las actividades humanas. Así lo ponen de manifiesto las cifras resultantes del estudio realizado por el Consorcio de Compensación de Seguros (Ministerio de Economía y Hacienda) y el Instituto Geológico y Minero de España (Ministerio de Ciencia e Innovación; Ferrer et al., 2004): no se produjeron pérdidas económicas por terremotos en el periodo 1987-2001, y la previsión de daños asciende a 29.472 euros para los próximos 30 años (20042033), tan sólo el 0,001% del total nacional; en el caso de las inundaciones, las pérdidas en el periodo 19872002 ascendieron a 22.639.910 euros (0,2% del monto en España, concentrado en eventos singulares, como las avenidas de Yebra y Almoguera), y la previsión para las próximas tres décadas es de 23.248.182 euros, menos del 0,1% del total estatal. Entre las diferentes tipologías de peligros geológicos de las clasificaciones habituales, en la provincia de Guadalajara se manifiestan fenómenos tanto del ámbito de la geodinámica interna (endógenos, por ejemplo los sismos o terremotos), como correspondientes a la geodinámica externa (exógenos), entre los que cabe destacar las avenidas e inundaciones y los movimientos de ladera;

todo ello sin olvidar aquellos fenómenos, que si bien están vinculados a la dinámica exógena, tienen relación con los tipos de rocas en los que se producen, como los colapsos y hundimientos asociados a la carstificación, arcillas expansivas, radón y radiactividad natural, o fenómenos de halocinesis y subsidencia. Por último, también cabe citar la existencia de situaciones de riesgo ligadas a peligros 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, se encuentran representadas en la provincia de Guadalajara casi todas las modalidades de esta fenomenología: los desprendimientos, tanto en los escarpes rocosos en las rocas metamórficas de la Serranía como en los cortados de las rocas carbonáticas en cresterías, hoces, cañones y bordes de la Sierra de Altomira y los páramos; los deslizamientos, tanto traslacionales en rocas con pizarrosidad o superficies de estratificación, como rotacionales en las litologías detríticas finas (arenas, arcillas y limos) de los sectores centrales de las cuencas sedimentarias neógenas; y los flujos y reptación, que afectan a depósitos recientes (coluviones, manto edáfico...) en zonas con marcados y frecuentes ciclos humectación-desecación y helada-deshielo. Entre los episodios históricos registrados destacan los del entorno del valle de Torija, Brihuega, Lupiana, Sacedón (año 1980), Sigüenza (1999) o la propia Guadalajara capital (2002) (Fig. 1). Las zonas con mayor susceptibilidad a los movimientos de ladera, por sus características litológicas y pendientes, son los bordes de los páramos de La Alcarria que dan paso a las laderas de los valles (Fig. 2).

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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 infrayacentes detríticas. 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 las pendientes. Aparecen señalados algunos de los que produjeron pérdidas económicas.

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Respecto a los fenómenos de hundimiento asociados a la presencia de litologías carstificables (rocas carbonáticas y evaporíticas), destaca la formación repentina de

torcas (dolinas) y simas de colapso en los páramos y parameras calcáreos y en los yesos triásicos (keuper) y neógenos (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 cultivo 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 litológicas y la dirección preferente de percolación según la pendiente de la ladera.

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2. AVENIDAS E INUNDACIONES Como ocurría con los movimientos de ladera, en la provincia de Guadalajara está representada prácticamente toda la casuística de tipologías de inundaciones continentales o terrestres: inundaciones por desbordamiento de ríos durante crecidas (márgenes del río Tajo y sus principales afluentes), avenidas torrenciales en pequeños arroyos y barrancos (sierras y campiñas), y anegamiento por encharcamiento in situ en zonas llanas y endorreicas (superficies culminantes de la raña y fondos de depresiones). Además, al participar la provincia en varias de las principales cuencas hidrográficas peninsulares (Tajo, Duero, Ebro, Turia...), se producen variadas situaciones meteorológicas y configuraciones fisiográficas susceptibles de desencadenar inundaciones: precipitaciones frontales atlánticas invernales, sistemas y complejos convectivos otoñales, núcleos convectivos estivales (tormentas), fusión de cobertura nival en primavera, etc. Históricamente se ha producido en Guadalajara un número considerable de eventos de inundación, que supera la treintena en los últimos tres siglos (Fig. 7). Las referencias documentales fiables más antiguas, aunque con escasa precisión, se remontan a inundaciones acontecidas a finales de los siglos XVIII (Alcocer, años 1779 y 1785) y XIX (Sigüenza, Cifuentes y Brihuega 1877; Herrería 1879; Sigüenza 1881; Embid y Maranchón 1888). Más abundantes son las informaciones y detalles de las inundaciones acontecidas en la primera mitad del siglo XX, gracias a la proliferación de los diarios escritos (Potenciano, 2004; Pascual y Bustamante, 2008): Riba de Saelices 1909; Guadalajara capital 16-22/02/1936, el río Henares arrastra varios postes eléctricos y afecta a una central y un puente, produciendo cortes de electricidad; 22-26/01/1941 y 02-06/03/1947, el río Henares alcanza 10-12 y 4,5 m sobre su nivel ordinario, respectivamente; y 07/09/1949, el río Henares alcanza dos metros en una fábrica de aceite y produce daños en casas y tapias; Sigüenza 1947; y Torija 1949. La segunda mitad del siglo XX se ha caracterizado por un menor número de eventos, pero muy virulentos: Embid y Maranchón 1956; Maranchón 1966; Alhóndiga 1985; Almoguera, 25 de julio de 1987, una avenida del arroyo de la Vega provocada por lluvias torrenciales genera importantes daños (Camarasa y García-Abad, 1996); Guadalajara capital 1990; múltiples localidades en los años 1995 (Albares, Escariche, Almoguera, Yebra, Escopete, Fuentenovilla, Mazuecos, Pozo de Almoguera y Valdeconcha) y 1997 (Guadalajara capital, Brihuega, Cifuentes y Azuqueca de Henares). Entre todas las inundaciones recientes destaca la avenida del 9 de agosto de 1995, que produjo 10 víctimas mortales en Yebra, al coincidir con un funeral, e importantes daños materiales en Almoguera (Figs. 5 y 6).

Figura 5. Detalle de una vivienda en Almoguera con graves desperfectos como consecuencia del zapado de su cimentación durante la avenida torrencial de 1995, cuando el arroyo retomó un antiguo cauce desviado artificialmente. Foto: Gerardo Benito.

Figura 6. Marcas dejadas por la carga sólida en suspensión (arcillas y limos) transportada por la corriente de la avenida torrencial de 1995, en las paredes del frontón de Almoguera, que actuó como barrera perpendicular al flujo y produjo cambios en su régimen de corriente. Foto: Gerardo Benito.

Por esta incidencia histórica de las inundaciones, los estudios realizados hace más de 20 años para la prevención y reducción de daños (CTEI, 1985) delimitaron varias zonas de riesgo potencial en la provincia de Guadalajara, con diferente rango de prioridad (de 1 a 3, mayor a menor): río Tajo en Peralejos de las Truchas, hasta el embalse de La Chorrera (3), aguas abajo de este embalse (3) y aguas abajo del embalse de Entrepeñas (3); río Tajo en Zorita, aguas abajo del embalse (3), y aguas abajo del embalse de Almoguera (3); río Tajo en Estremera (3); ambas márgenes del río Cifuentes (3); río Cuervo aguas arriba y río Guadida aguas abajo del embalse de La Tosca (3); río Guadiela aguas abajo del embalse del Molino de Chicha (3); ambas márgenes del

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río Trabaque (3); río Tajuña en Brihuega (3); río Henares en Sigüenza (2); río Henares entre Humanes y Alcalá (2); río Henares aguas abajo del embalse de Beleña (3); y río Jarama aguas abajo del embalse de El Vado, hasta la confluencia con el río Lozoya (3). Recientemente se ha realizado un pormenorizado estudio sobre las inundaciones en Castilla-La Mancha (Díez et al., 2008) para el futuro Plan Especial de Protección Civil de ámbito autonómico en el que se ha estudiado la peligrosidad o inundabilidad teniendo en cuenta más de media docena de factores para las distintas modalidades de inundación (probabilidad de desbordamiento con las ratios QT/Qb, caudal sólido transportado, intensidad de encharcamiento en zonas llanas y endo-

rreicas, rotura de presas...), del que ha resultado un mapa de peligrosidad para todos los núcleos de población y municipios de Guadalajara (Fig. 7). También se han estimado a partir del Censo más de una treintena de variables sobre la exposición y vulnerabilidad de la población ante las inundaciones (población total expuesta, densidad de población, permanencia temporal por edades, grado de ocupación de la vivienda, población vulnerable en hospitales, accesibilidad de los edificios, número de plantas bajo rasante, posible interrupción de vías de comunicación, existencia de zonas de evacuación...), que ha permitido obtener un auténtico mapa de riesgo social integrado ante las inundaciones en la provincia de Guadalajara (Fig. 8).

Mapa de Peligrosidad de Inundaciones por desbordamiento de cauces fluviales según la Directiva de Inundaciones de P. Civil

N

A1. Peligrosidad Desbordamiento Alta A2. Peligrosidad Desbordamienton Media-Alta

N.º de Eventos Históricos A3. Peligrosidad Desbordamiento Media

Km 10

0

10

1

3

2

5

20

B. Peligrosidad Desbordamiento Media-Baja C. Peligrosidad Desbordamiento Baja

Figura 7. Mapa de peligrosidad de inundaciones por desbordamiento de cauces fluviales en los términos municipales de Guadalajara, según las clases de la Directriz Básica de Planificación de Protección Civil. Los puntos y su dimensión representan eventos de inundaciones históricas y su número, respectivamente.

Experiencias como la llevada a cabo en Castilla-La Mancha permiten obtener una visión de conjunto de los niveles de riesgo asociados a procesos naturales, cuya ocurrencia en la mayoría de los casos escapa del control del hombre, y la jerarquización del territorio con respec-

to a los mismos. Estos análisis nos permiten conocer los peligros y de esta forma poder actuar sobre las posibles afecciones y daños a la población, aspectos en los que deben centrarse, por su capacidad, las políticas institucionales.

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Mapa de Riesgo Integrado por Inundaciones según la Directiva de Inundaciones de P. Civil A1. Zonas de riesgo alto frecuente A2. Zonas de riesgo alto ocasional

N

A3. Zonas de riesgo alta excepcional B. Zonas de riesgo significativo

Km 10

0

10

20

C. Zonas de riesgo bajo

Figura 8. Mapa de riesgo social por inundaciones, integrando peligrosidad, exposición y vulnerabilidad en los términos municipales de Guadalajara, y según las clases de la Directriz Básica de Planificación de Protección Civil.

3. TERREMOTOS A tenor de los datos existentes de sismicidad histórica e instrumental en la provincia de Guadalajara, ésta no ha sido muy importante, al menos desde que hay un registro fiable (año 1500 d.C.; Fig. 9). Antes de este intervalo no hay estudios que indiquen la presencia de grandes terremotos en la Provincia. Pero, en el registro geológico sí que existen algunos indicios que marcarían la posibilidad de la existencia de terremotos importantes no registrados por el hombre, acaecidos durante el Pleistoceno-Holoceno. Para tener un conocimiento más realista de la peligrosidad sísmica, en zonas de baja sismicidad como es Guadalajara, serían necesarios estudios de geología de terremotos que sacasen a la luz sismos importantes en el pasado geológico de la Provincia (al menos en los últimos 10.000 años). Todos tenemos la imagen de un terremoto asociada a los daños en edificios, millares de desplazados, víctimas, etc. Pero éstos son los efectos, no es el terremoto en sí mismo. Si recurrimos a un mapa de epicentros esta-

remos contemplando una simplificación del fenómeno, ya que estamos observando los puntos desde donde hemos asumido que se propaga la liberación de la energía del terremoto ¿Podemos entonces visualizar un terremoto y su huella? La respuesta es afirmativa: los terremotos son liberaciones bruscas de energía elástica acumulada en fallas, y por tanto, si tenemos la imagen de una falla, tendremos la representación de un terremoto. Si combinamos un mapa de fallas con la proyección de los epicentros de una zona, tendremos una imagen de la sismotectónica de la Provincia (Fig. 9) y podremos observar qué fallas han sido las que han liberado una mayor cantidad de energía sísmica. El hecho de que haya fallas sin epicentros no quiere decir que no hayan producido terremotos, o que no los vayan a producir; todo dependerá de su orientación con respecto al campo de esfuerzos tectónico, que en este caso está condicionado por la dirección NO-SE del acercamiento de la placa Africana a la Eurasiática (Fig. 9). Habría que recurrir a técnicas de Paleosismología para localizarlas y calcular, tanto la edad de los terremotos producidos, como sus parámetros sísmicos.

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Mapa de las principales fallas y epicentros de terremotos en la provincia de Guadalajara

N

Epicentros de terremotos (1755-2008) Fallas de primer orden Fallas de segundo orden Situación sismo escopete (ver figura 11)

Km 10

0

10

20

Figura 9. Distribución epicentral de terremotos en el intervalo temporal 1755-2008 y principales fallas de la provincia de Guadalajara. La flecha roja indica la dirección de máximo acortamiento en la horizontal producida por el acercamiento de la placa Africana y la apertura de la dorsal Centroatlántica.

Las principales fallas de la Provincia (Fig. 9) están localizadas en el NO, dentro de la comarca de la Sierra Norte, perteneciente al extremo NE del Sistema Central español; y en el límite NE, donde se encuentra la Cordillera Ibérica, especialmente en la comarca del Alto Tajo. Otras zonas interesantes son la Sierra de Altomira y las elevaciones de la Alcarria Alta, en el centro de la Provincia (Muñoz Martín et al., 2004; Giner, 1996). En el Sistema Central y la Sierra de Altomira la componente de la deformación es esencialmente compresiva, por lo que las estructuras principales son fallas inversas y cabalgamientos (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 Cordillera Ibérica la componente principal es de desgarre, es decir, movimientos de cizalla con desplazamiento en la horizontal (Guimerá et al., 2004; Rodríguez Pascua et al., 1993). En todos estos casos hay fallas que podrían ser susceptibles de movimiento, ya que presentan orientaciones preferentes al campo de esfuerzos, pero se desconocen las velocidades de movimiento de estas fallas, así como los periodos de recurrencia y retorno. Existe una relación empírica entre la longitud de la falla y la energía que puede liberar, así como el salto de falla

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correspondiente (Wells y Coppersmith, 1994), por lo que es factible calcular las magnitudes máximas que podrían generar estas fallas. Ahora vamos a ver algunos ejemplos de terremotos interesantes, estudiados desde distintas perspectivas: primero terremotos descubiertos por estudios geológicos; y luego los sentidos por el hombre, empezando por los registrados mediante crónicas históricas y, ya a partir de principios del siglo XX, mediante sismógrafos. Un buen ejemplo de terremotos estudiados desde una perspectiva geológica lo constituyen las deformaciones recientes de materiales cuaternarios en las proximidades del embalse de Entrepeñas (Fig. 10), donde una falla de desgarre está cortando a materiales del Cuaternario y está fosilizada por las terrazas más recientes del río Tajo. Con el siguiente movimiento, romperá las capas superiores y quedará registrado un nuevo movimiento en la falla (Giner, 1996); éste es un ejemplo de paleosismicidad en la Provincia. En cuanto a sismicidad histórica, en la provincia de Guadalajara también se han dejado sentir terremotos

lejanos, no sólo los que están dentro de sus límites provinciales; como es caso del terremoto de Lisboa del primero de noviembre de 1755, uno de los terremotos más importantes percibidos por el hombre, y que se dejó notar en toda la península Ibérica. En Guadalajara fue sentido con intensidad IV-V (EMS-98; Escala Macrosísmica Europea de 1998) y podemos citar un fragmento de la descripción hecha por el Alcalde de Sigüenza en la Catedral y alrededores: « se vio generalmente un movimiento de la fábrica de la Santa Iglesia, y en las rejas del coro, y cuyo movimiento alteró a todos los que estaban en la Iglesia También se notó movimiento en las torres, sin que haya hecho quiebra alguna Y después se vio que, por espacio de algunas horas, salía el agua de las fuentes, muy turbia, y que creció su corriente, lo cual duró pocas horas» (Martínez Solares, 2001). Otro terremoto histórico, este sí acaecido dentro de Guadalajara, es el que tuvo lugar a las 6 de la madrugada del día 6 de febrero de 1804 en Cogolludo. No hay muchos datos sobre este terremoto, salvo que la intensidad sentida 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 la falla por sedimentos no deformados en la parte superior (tramo A). La figura muestra un corte vertical y perpendicular a la dirección de la falla.

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2002). En la actualidad se está investigando la posible relación entre ese terremoto y unos derrumbes parciales del Palacio de los duques de Medinaceli a principios del siglo XIX. En la figura 9 podemos observar la distribución de la sismicidad instrumental e histórica de la Provincia, dentro de la cual se encuentra el terremoto del 7 de junio de 2007 (Fig. 11), de magnitud 4,2. Este terremoto, que tuvo lugar en Escopete, pone de manifiesto la necesidad de profundizar en los estudios geológicos que amplíen el registro sísmico de la Provincia, ya que la aceleración que produjo en el terreno fue superior a la calculada en los mapas de peligrosidad mediante el uso exclusivo de sismicidad histórica e instrumental por la NCSE (1994): 0,04 g para un periodo de retorno de 500 años. Los análisis realizados muestran que la falla que ha producido

este terremoto, es una falla en dirección con componente normal, es decir, una falla mixta (Fig. 11d), con un movimiento principal en dirección (Fig. 11a), pero con ligero movimiento normal en la vertical (Fig. 11b). Esta falla sería similar a la que se localiza en el afloramiento próximo al embalse de Entrepeñas (Fig. 10). Por tanto, para tener un completo conocimiento del fenómeno sísmico en zonas intraplaca, con bajas tasas de deformación, es necesario aplicar técnicas de geología de terremotos para ampliar el catálogo más allá de la época histórica. Porque, en una zona en la que el hombre no ha registrado terremotos, no quiere decir que no se hayan producido o que no se vayan a producir; para saberlo tendremos que recurrir a ese paleosismógrafo que es la geología y tendremos una idea mucho más aproximada del futuro sísmico de una zona.

Paleógeno

Figura 11. Esquema tectónico de la zona epicentral del terremoto de Escopete del 7 de junio de 2007. Este terremoto parece estar producido por una falla mixta (d) entre una falla en dirección (a) y una falla normal (b).

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4. AGRADECIMIENTOS Los autores quisieran agradecer la cesión de material gráfico a M.G. Garzón (UCM) y Gerardo Benito (CSIC), y de cartografía litoestratigráfica de base a Miguel del Pozo y Leticia Vega (IGME). La Consejería de Justicia y Protección Ciudadana de la Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha cofinanció, junto al IGME, el estudio del riesgo de inundaciones citado en el texto.

5. REFERENCIAS Camarasa, A.M. y García-Abad, J.J., (1996): La inundación de Almoguera (Guadalajara) del 25 de julio de 1987. En: Sexto Congreso Nacional y Conferencia Internacional de Geología Ambiental y Ordenación del Territorio, III, 9-27. CTEI, (1985): Estudio de las Acciones para Prevenir y Reducir los Daños Ocasionados por Inundaciones. Cuenca del Tajo, vol I, Comisión Técnica de Emergencia por Inundaciones, Madrid, 21 p. De Vicente, G., Vegas, R., Muñoz Martín, A., González Casado, J.M., Carbó, A., Álvarez, J., Cloetingh, S., Andriessen, P., Elorza, F.J. y Olaiz, A., (2004): El Sistema Central. En: Geología de España. Ed. Sociedad Geológica de España, Madrid. 621-626. Díez, A., Garrote, J., Baíllo, R., Laín, L., Llorente, M., Mancebo M.J. y Pérez. F., (2008): Análisis del riesgo de inundación para planes autonómicos de protección civil: RICAM. En: El estudio y la gestión de los riesgos geológicos (Galindo, I., Laín, L. y Llorente, M., eds.), Instituto Geológico y Minero de España y Consorcio de Compensación de Seguros, Las Palmas de Gran Canaria, 53-70. Ferrer, M., González de Vallejo, L.I., García López-Davalillo, J.C., Rodríguez, J.A., Estévez, H. y Trimboli, M., (2004): Pérdidas por terremotos e inundaciones en España durante el periodo 1987-2001 y su estima-

ción para los próximos 30 años (2004-2033). Instituto Geológico y Minero de España y Consorcio de Compensación de Seguros. Madrid, 126 p. Giner, J.L., (1996): Análisis sismotectónico y neotectónico en el sector centro-oriental de la Cuenca del Tajo. Tesis Doctoral, Univ. Complutense de Madrid, 268 p. Guimerá, J., De Vicente, G. y Rodríguez Pascua, M.A., (2004): La Rama Castellano-valenciana (Cordillera Ibérica). En: Geología de España. Ed. Sociedad Geológica de España, Madrid, 610-612. Martínez Solares, J.M., (2001): Los efectos en España del terremoto de Lisboa. Monografías IGN, 19. IGN. Madrid, 756 p. Martínez Solares, J.M. y Mezcua, J., (2002): Catálogo Sísmico de la Península Ibérica. Monografías IGN, 18. IGN. Madrid, 253 p. Muñoz Martín, A., De Vicente, G. y Guimerá, J., (2004): Las Sierras de Altomira y Bascuñana. La Cuenca de Loranca. En: Geología de España. Ed. Sociedad Geológica de España, Madrid, 612-614. NCSE, (1994): «Norma de Construcción Sismorresistente, Parte General y de Edificación, Comisión Permanente de Normas Sismorresistentes», Real Decreto 2543/1994 del 29 de diciembre de 1994. Pascual, G. y Bustamante, A., (2008, Coords.): Catálogo Nacional de Inundaciones Históricas. Fascículos 1 y 2. Dirección General de Protección Civil y Emergencias, Ministerio del Interior, Madrid, edición en CD-ROM. Potenciano, A., (2004): Las inundaciones históricas en el centro-sur de la península Ibérica. Condicionantes geomorfológicos y climáticos. Tesis Doctoral, Universidad Complutense de Madrid, 442 p. Rodríguez Pascua, M.A., De Vicente, G. y González Casado, J.M., (1993): Cinemática y Dinámica de las deformaciones alpinas en la zona del Alto Tajo (Guadalajara). Cuadernos del Laboratorio Xeolóxico de Laxe, 19, 163-174. Wells, D.L. y Coppersmith, K.J., (1994): New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement. Bull. Seismol. Soc. Amer., 84, 4, 974-1002.


EL REGISTRO PALEONTOLÓGICO AL NOROESTE DE GUADALAJARA 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]

1. INTRODUCCIÓN La Paleontología, ciencia que estudia los fósiles, es considerada cada vez por más personas como un recurso natural de tipo científico, educativo y cultural que debe ser estudiado, catalogado y protegido, a la vez que utilizado como un componente más del medio natural, con valor intrínseco, en las diversas actividades que se realizan en él. En esta línea, la provincia de Guadalajara es testigo de muchos de los grandes acontecimientos paleontológicos y de otros eventos naturales, sin los que actualmente no se podrían entender los distintos ecosistemas que han existido en el pasado y que han condicionado los presentes. Este hecho la convierte en un enclave excepcional debido a la abundancia de yacimientos paleontológicos y a otros Puntos de Interés Geológico que en ella existen. Así, el registro paleontológico de la provincia de Guadalajara ha sido objeto de estudio desde hace tiempo por multitud de investigadores debido a su riqueza, a sus buenas condiciones de afloramiento y al buen estado de conservación de los fósiles. Su gran interés científico queda evidenciado por la cantidad de estudiantes y docentes cuya principal fuente de información es la provincia alcarreña, donde encontramos materiales con edades que abarcan desde el Paleozoico al Cua-

ternario, y que fueron depositados en ambientes tanto marinos como continentales. Como ejemplo de este contexto paleontológico se han seleccionado los materiales cretácicos que aparecen en las estribaciones del Sistema Central, en una serie de cerros que van desde Cantalojas, pasando por Galve de Sorbe, Condemios de Arriba, Condemios de Abajo, Albendiego y terminan en Somolinos (Fig. 1). La serie se prolonga por Somolinos a la provincia de Soria y desde Cantalojas a la provincia de Segovia, pero no de forma continua como ocurre en la denominada Mesa de Condemios» (Noroeste de la provincia de Guadalajara). Al itinerario propuesto se accede desde la carretera Nacional 114 que une Atienza con Ayllón, y desde ésta se toma la carretera local que une Albendiego con Cantalojas. Existe una extensa bibliografía que incluye esta zona como por ejemplo Calderón Palacios (1879), Castell (1881), Mallada (1892), Schroder (1930), Sánchez de la Torre et al., (1971), Wiedmann (1974), Aguirre y Rábano (1999), etc. Desde el punto de vista patrimonial puede ser considerado como uno de los Puntos de Interés Geológico más notables del Cretácico alcarreño debido a la abundancia y excelente conservación de los ejemplares fósiles.

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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 Geológico de España a escala 1:50.000.

OBJETIVOS En este itinerario se pretende dar a conocer la diversidad del patrimonio paleontológico del Noroeste de la provincia de Guadalajara. El objetivo principal del itinerario consiste en despertar interés y transmitir una visión general de la Paleontología como aquello que se puede comprender. La «Mesa de Condemios» constituye una propuesta muy adecuada para iniciar el estudio y reconocimiento de los principales grupos fósiles, fundamentalmente 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 Superior a través del registro fósil. Valor patrimonial: potenciar formas de gestión que puedan favorecer la protección del material paleontológico situado a la intemperie y expuesto a una inminente destrucción. Valor divulgativo: dar a conocer de una forma sencilla el registro fósil de la zona, algunos caracteres generales sobre la riqueza paleontológica, con el objetivo de sensibilizar a la población. Este factor es clave por lo que la propuesta debe ser amena y asequible al público en general.

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Figura 2. Vista general de la «Mesa de Condemios».

CONTEXTO GEOLÓGICO Se trata de una mesa alargada ó cerros que corresponderían a una cadena montañosa situada frente al Pico del Alto Rey (Fig. 2) y se sitúa en la zona de entronque de la Cordillera Ibérica con el Sistema Central sometida a las interferencias entre ambos sistemas. Los materiales cretácicos se apoyan de forma discordante sobre las arcillas del Triásico Superior. Se han diferenciado cinco unidades cretácicas que de base a techo son las siguientes (Fig. 1): 1. Conjunto de arenas y arcillas versicolores con nódulos de hierro denominadas Arenas en facies «Utrillas». La ausencia de restos fósiles impide precisar su edad que estaría comprendida entre el Albiense y el Cenomaniense Inferior. 2. Constituída por aproximadamente 3 metros de dolomías, margas y arcillas dolomíticas de color gris. Se trata de un tramo muy fosilífero donde destaca la capa de margas con ostreidos que forma un resalte muy característico en la zona fácil de reconocer. Su edad es Cenomaniense. 3. Corresponde a un tramo de arcillas y margas dolomíticas cuyo espesor varía entre los 30 y los 60 metros. Es una unidad muy rica en restos fósiles tales como equinodermos, ammonites y bivalvos que permiten incluirla en el Turoniense Inferior. 4. Formada por entre 3 y 6 metros de dolomías y calizas dolomíticas tableadas de edad Turoniense Medio y Superior en función de la datación proporcionada por Wiedman (1974) para el tramo inferior. 5. Se reconocen al menos 3 metros visibles de dolomías y calizas brechoides masivas a las cuales se les ha atribuido edad Coniacense ya que carecen de fósiles. En esta zona los materiales cretácicos en facies «Utrillas» aparecen sobre el Triásico, lo que implica un proceso erosivo y/o en algún punto con ausencia de sedimen-

tación, por lo que en algún momento del final del Jurásico o del principio del Cretácico estuvo emergida. Tras la sedimentación de los depósitos continentales en facies «Utrillas» propios de ambientes fluviales y lacustres (tramo 1) comienza una etapa transgresiva caracterizada por depósitos carbonatados con intercalaciones margosas propias de aguas someras. Esta situación sublitoral queda caracterizada tanto por la reducción del espesor de series sedimentarias cretácicas observadas hacia el Sur, así como el mayor desarrollo en esta zona de las facies calcáreas en lugar de las margosas con fauna pelágica, existentes al Norte. Es de destacar que la transgresión del Cretácico Superior, penetró desde el Golfo de Vizcaya integrando una gran parte del Sistema Central en zona marina. En el Cretácico Superior hubo una gran invasión marina, el nivel del mar subió hasta uno de los niveles más altos de la historia de la Tierra, la transgresión marina provocó que zonas continentales desde hacía cientos de millones de años se volvieran a ver cubiertas por el mar. Como consecuencia de este avance del mar se produjeron importantes depósitos sedimentarios con abundantes y variados fósiles. Al final del Cretácico se produce una rápida regresión y la sedimentación se hace de carácter continental con facies litológicas variadas propias de este medio.

DESCRIPCIÓN DEL REGISTRO FOSIL A continuación se relaciona y describe el registro de invertebrados fósiles, la mayoría corresponde a moldes, por lo que la clasificación es dificultosa. Celentéreos Aplophillia marini (Figura 1, lámina I) Descripción: polipero colonial de forma faceloide de hasta 10 cm de longitud, cilíndrico (8 mm de diámetro), costillas claras sólo en los márgenes del

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cáliz, recubierto por una densa granulación. Cáliz poco profundo. Briozoos Stichopora clypeata (Figura 2, lámina I) Descripción: forma colonial incrustante, retiporiforme 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 sección puede apreciarse las cámaras divididas por tabiques en camarillas. Tabiquillos en zig-zag. Braquiópodos Sellithyris phaseolina (Figura 4, lámina I) Descripción: conchas de tamaño pequeño a mediano, biconvexas, de contorno subpentagonal redondeado; el umbo es voluminoso poco incurvado; la superficie de la concha es lisa, surcada por muchas y concéntricas líneas de crecimiento y la comisura frontal es recta. Gibbithyris semiglobosa (Figura 5, lámina I) Descripción: conchas pequeñas, lisas, biconvexas, de contorno subpentagonal alargado, umbo ventral poco incurvado y la comisura frontal es antiplegada. Carneithyris carnea (Figura 6, lámina I) Descripción: conchas pequeñas, lisas, biconvexas, de contorno pentagonal alargado; la comisura frontal está plegada débilmente y el umbo ventral poco incurvado. Moluscos Bivalvos. Familia Arcidae Arca passyana (Figura 1, lámina II) Descripción: concha subtrapezoidal a subrectangular, alargada, muy inequilateral. Carena posterior prominente y área cardinal ancha. El costado bucal es corto y redondeado. Familia Mytilidae Mytilus indifferens (Figura 2, lámina II) Descripción: concha alargada, picos terminales, cicatriz alargada bajo el umbo. Superficie lisa o con líneas radiales que no están encorvadas.

Familia Pinnidae Pinna bicarenata (Figura 3, lámina II) Descripción: concha muy alargada con una o dos quillas en cada valva. La región paleal es casi lisa con líneas de crecimiento. Familia Inoceramidae Inoceramus concentricus (Figura 4, lámina II) Descripción: concha oval, transversa, muy inequivalva. Valva mayor muy convexa y la menor aplastada. Región bucal truncada. Ornamentación que consiste en estrías concéntricas desiguales. Familia Pectinidae Pecten raulinianus (Figura 5, lámina II) Descripción: concha oval, transversa, deprimida. Las dos valvas igualmente abombadas. Está ornamentada con muchas costillas salientes redondeadas. Pecten dutemplei (Figura 6, lámina II) Descripción: concha oval, transversa, deprimida. Las dos valvas igualmente abombadas. La valva superior está adornada por costillas muy marcadas y con láminas imbricadas. Familia Limidae La característica más típica de esta familia consiste en 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 estrecha. Lima canalifera (Figura 8, lámina II) Descripción: concha moderadamente convexa, oval o subtriangular. Umbos más bien cortos. Ornamentada por 18 costillas. Familia Gryphaeidae Esta familia posee valvas muy desiguales y el manto está abierto a lo largo de todo el margen. En esta zona 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 ornamentos. La concha superior es cóncava en el centro.

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Exogyra olisiponensis (Figura 10, lámina II) Descripción: concha exogiriforme, inequivalva, curvada en arco. Contorno oval o subcircular Valva inferior muy gruesa y muy gibosa. Valva superior operculiforme oval y ligeramente irregular. Exogyra tuberculifera (Figura 11, lámina II) Descripción: concha exogiriforme muy variable, oval muy transversa, estrecha y arqueada. Valva inferior profunda y muy elevada. Valva superior operculiforme ligeramente contorneada pero aplastada. Exogyra (Ostrea) overwegi (Figura 12, lámina II) Descripción: concha exogiriforme, muy inequivalva, arqueada, alargada, adherente por la cima y muy variable en su forma, curvada en arco de círculo. Valva inferior de costillas radiantes y rugosas. Valva superior operculiforme con pliegues regulares y muy próximos. Exogyra (Ostrea) columba (Figura 13, lámina II) Descripción: cocha muy inequivalva. Valva izquierda lisa y muy convexa. Valva derecha es de suborbicular a horizontal elíptica, más larga que alta. Familia Trigoniidae Presentan conchas de borde cuadrado, oval o subtriangular, muy variable en ornamentación y formas. Trigonia caudata (Figura 14, lámina II) Descripción: concha en forma de media luna, más larga que ancha. Región bucal muy corta y aplastada; región anal prolongada en rostro y adelgazada. Trigonia auresensis (Figura 15, lámina II) Descripción: concha triangular, gruesa, marcada en los costados con costillas longitudinales, muy inequilateral. El costado anal es ancho y el bucal es corto.

Familia Cardiidae Poseen conchas de forma semicircular a cuadrangular, inflada ó deprimida, rara vez elíptica. Cardium villeneuvianum (Figura 17, lámina II) Descripción: concha pequeña, casi circular, forma típica por sus costillas y las pequeñas espinas. Familia Articidae Esta familia tiene conchas equivalvas, inequilaterales con ornamentación, si aparece, de finas costillas concéntricas. Tenea (misia) parilis (Figura 18, lámina II) Descripción: concha equivalva, subcircular a suboval con umbos claros y con seno paleal estrecho y profundo. Charnela con dientes anchos. Anisocardia (Isocardia) hermitei (Figura 19, lámina II) Descripción: concha gruesa, inequilateral, trapezoidal, un poco más larga que ancha. La concha es más elevada en la región anterior que en el costado anal. Las valvas son regularmente abombadas. Familia Radiolitidae Moluscos bivalvos inequivalvos, normalmente unidos al estrato por una de las dos valvas. La valva fija al estrato es cónica, lisa o convexa con bandas sifonales; la valva libre es operculiforme. Durania (Hippurites) cornupastoris (Figura 20, lámina II) Descripción: concha inequivalva, la valva fija es cilíndrica con bandas sifonales, cóncavas, lisas ó con surcos y la valva libre es operculiforme.

Familia Astartidae La característica más típica de esta familia consiste en conchas de forma trapezoidal o redondeada a trigonal. Ornamentación de costillas y estrías con disposición concéntrica.

Familia Pholadomydae La característica más típica de esta familia consiste en conchas equivalvas de forma oval, oblonga ó subtriangular.

Astarte amígdala (Figura 16, lámina II) Descripción: concha trígono-elíptica a subtrapezoidal. Ornamentación con costillas u ondulaciones concéntricas espaciadas. Charnela con dientes cardinales muy desarrollados.

Pholadomya collombi (Figura 21, lámina II) Descripción: concha equivalva, gruesa, de tamaño medio a grande; forma oval a subtriangular. Presenta estrías regulares y costillas transversas. Abertura anterior estrecha o ausente. Borde paleal redondo.

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Gasterópodos Familia Pleurotomariidae Pleurotomaria sp. (Figura 1, lámina III) Descripción: concha grande, algo alta, con numerosas vueltas de crecimiento lento y regular, aplanadas en la parte superior. Familia Nerideidae Nerinea bauga (Figura 2, lámina III) Descripción: conchas alargadas, no umbilicadas, lisas ó con algunas líneas de crecimiento. La espira está formada por vueltas anchas. Boca muy estrecha y alargada. Nerinea perogordina (Figura 3, lámina III) Descripción: conchas alargadas y gruesas. Espira formada por vueltas muy anchas, no infladas, adornadas con costillas a lo largo. Boca comprimida más alta que ancha. Familia Pseudomelaniidae Tylostoma torrubiae (Figura 4, lámina III) Descripción: concha oval, de espiras salientes, compuesta por siete u ocho vueltas convexas. El ángulo espiral es de 65º. Tylostoma globosum (Figura 5, lámina III) Descripción: concha casi esférica, de espira muy corta, formada por seis vueltas redondas, lisas. El ángulo espiral es de 100º a 110º. Familia Turritellidae Glauconia kefersteini (Figura 6, lámina III) Descripción: posee ornamentación de cordones longitudinales muy tuberculados; las estrías de crecimiento son muy sinuosas. La espira es corta. Familia Volutidae Voluta guerangueri (Figura 7, lámina III) Descripción: concha oblonga, alargada; espira formada por un ángulo regular. Adornada a lo largo por surcos poco marcados. Voluta renauxiana (Figura 8, lámina III) Descripción: cochas alargadas y fusiformes. Espira que forma un ángulo regular, con vueltas convexas y nueve costillas salientes. Cefalópodos Familia Douvillaiceratidae Douvilleiceras sp. (Figura 1, lámina IV)

Descripción: concha evoluta; la sección de la vuelta suele ser redonda deprimida o poligonal. Costillas al principio fuertes y numerosos tubérculos umbilicales y ventrolaterales que desaparecen progresivamente. Familia Lyelliceratidae Stoliczkaia sp. (Figura 2, lámina IV) Descripción: concha discoidal, evoluta, con muchas costillas fuertes o débilmente curvadas con otras numerosas intercaladas, que hacen que la ornamentación sea de costillas desiguales más marcadas en la periferia que en el ombligo. Familia Acanthoceratidae Acompsoceras sharthense (Figura 3, lámina IV) Descripción: concha moderadamente evoluta, comprimida, con vientre plano o de naciente quilla. Costillas de moderadas a fuertes que surgen cerca del ombligo. Ombligo rodeado de tubérculos redondeados. Lotzeitess lotzei (Figura 4, lámina IV) Descripción: concha de tamaño medio, coronatiforme de crecimiento rápido, dejando visible un ombligo de anchura media. Ornamentación formada por costillas cortas, rectilíneas y separadas. Schindewolfites inaequicostatus (Figura 5, lámina IV) Descripción: concha evoluta. La sección de las vueltas subcuadradra o redondeada con una ornamentación muy irregular. Las costillas se curvan hacia atrás sobre los flancos. Romaniceras deverianus (Figura 6, lámina IV) Descripción: presenta una concha más bien evoluta con una sección cuadrada y ancha, vientre fuertemente redondeado. Metoicoceras swallowi (Figura 7, lámina IV) Descripción: concha muy comprimida con costillas planas. La sutura es simple; hay formas lisas o costuladas. Mammites nodosoides (Figura 8, lámina IV) Descripción: Poseen una concha bastante gruesa, de mediano enrollamiento, los flancos poseen fuertes 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 Vascoceratidae Paravascoceras cauvini (Figura 9, lámina IV) Descripción: concha comprimida, inflada, débilmente involuta. Sección redonda más ancha que larga. Ombligo de tamaño mediano con bordes redondeados y la pared vertical. La ornamentación desaparece en los adultos. Vascoceras gammai (Figura 10, lámina IV) Descripción: forma globosa, más o menos evoluta, con la sección de la vuelta ovalada subtriangular o redondeada. Ombligo de tamaño medio. En individuos adultos la última vuelta es casi lisa. Vascoceras douvillei (Figura 11, lámina IV) Descripción: concha comprimida, inflada, débilmente involuta. Sección redonda más ancha que larga. Ombligo de tamaño mediano con bordes redondeados y la pared vertical. La ornamentación desaparece en los adultos. Familia Tissoiidae Pseudotissotia gallienei (Figura 12, lámina IV) Descripción: concha muy gruesa e inflada en el medio y adelgazada alrededor. La superficie de las vueltas es a veces lisa y otras presenta costillas sencillas o bifurcadas. Leoniceras segne (Figura 13, lámina IV) Descripción: concha lenticular de bordes cortantes, vueltas de sección lanceoladas, con mayores espesores en el borde del ombligo. Los flancos son lisos sin costillas ni tubérculos. Reymentoceras hispanicus (Figura 14, lámina IV) Descripción: concha de vueltas más altas que anchas, redondeadas y sin ornamentación en el adulto. Equinodermos Se han reconocido las siguientes familias: Familia Cidaridae Stereocidaris cenomaniensis (Figura 1, lámina V) Descripción: especie mediana, abombada y circular. Poros redondos y separados por una especie de gránulo. Áreas ambulacrales estrechas y con cuatro hileras de gránulos.

Stereocidaris figuerensis (Figura 2, lámina V) Descripción: forma circular elevada, poros separados por un pequeño gránulo y las áreas ambulacrales son estrechas y sinuosas. Stereocidaris pretiosa (Figura 3, lámina V) Descripción: forma circular inflada, deprimida por debajo y por encima, y posee unos tubérculos ambulacrales bastante desarrollados. Familia Pedinindae Micropedinao lisiponensis (Figura 4, lámina V) Descripción: caparazón subesférico, de tamaño medio (25-40 mm) y placas no imbricadas. Posee poros por pares formando arcos de tres pares. El peristoma es hundido y muy pequeño. Pedina sublaevis (Figura 5, lámina V) Descripción: presenta un caparazón frágil de tamaño medio ó grande, de forma hemiesférica mas o menos deprimida. Pares de poros dispuestos en pares de tres. Familia Pseudodiadematidae Tetragrama ornatum (Figura 6, lámina V) Descripción: forma subcircular, alta y deprimida en la parte baja, poros simples, áreas ambulacrales anchas con dos líneas de tubérculos finamente crenulados. Peristoma muy hundido, aparato apical grande y subpentagonal. Tetragrama variolare (Figura 7, lámina V) Descripción: forma subcircular, ligeramente pentagonal y deprimida por las dos caras, con poros redondeados. Áreas ambulacrales estrechas y con hileras de tubérculos gruesos. Peristoma circular y poco desarrollado. Aparato apical grande, pentagonal y anguloso. Familia Orthopsidae Orthopsis miliaris (Figura 8, lámina V) Descripción: especie de talla pequeña, caparazón alto, subcircular, abombado en la parte posterior y aplanado por la cara oral. Familia Holasteridae Holaster perrezzii (Figura 9, lámina V) Descripción: caparazón globoso, cordiforme y muy deprimido. Surco anal muy pronunciado. Sistema apical central alargado. Peristoma anterior circular.

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Holaster suborbicularis (Figura 10, lámina) Descripción: caparazón oval, cordiforme y muy deprimido, más largo que ancho. Ambulacros visibles sólo cerca del ápice. Ano oval. Tubérculos pequeños e iguales; gránulos muy pequeños y espaciados. Holaster latissimus (Figura , lámina V) Descripción: caparazón cordiforme, muy deprimido, más ancho que largo. Surco ambulacral impar ancho y profundo. Ano longitudinal. Tubérculos superiores pequeños e iguales. Familia Hemisteridae Hemiaster bufo (Figura 11, lámina V) Descripción: caparazón tan ancho como largo, redondeado en la parte delantera y el área anal truncada casi en vertical; ano oval longitudinal. Hemiaster delgadoi (Figura 12, lámina V) Descripción: forma casi tan ancha como larga. Peristoma semilunar, pequeño y poco hundido. Aparato apical subcentral y algo excéntrico hacia delante. Hemiaster palpebratus (Figura 13, lámina V) Descripción: forma oval, alargada, redondeada delante y truncada detrás, contorno anguloso. Aparato apical excéntrico hacia atrás. Hemiaster subtilis (Figura 14, lámina V) Descripción: forma oval, de anchura casi igual detrás que delante. Cara inferior casi plana. Aparato apical excéntrico hacia atrás. Hemiaster tumidosus (Figura 15, lámina V) Descripción: caparazón oval, redondeado, ampliamente truncada detrás. Las cuatro áreas interambulacrales pares son muy estrechas y redondeadas en el ápice. Aparato apical subcentral, algo excéntrico hacia atrás. Hemiaster scutiger (Figura 16, lámina V) Descripción: caparazón subcordiforme, ancho y algo estrecho detrás. Contorno poligonal, con ángulos muy marcados, redondeados y abultados. Aparato apical subcentral.

AGRADECIMIENTOS Este trabajo ha sido realizado gracias a los proyectos PBI-05-005 (Consejería de Educación y Ciencia de la Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha) y EM2006-001 (Consejería de Educación y Ciencia de la Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha), así como al apoyo de la Asociación Paleontológica Alcarreña NAUTILUS (Guadalajara). REFERENCIAS Aguirre, E. y Rábano, I., (Coord.) (1999). La huella del pasado: Fósiles de Castilla-La Mancha Patrimonio Histórico. Arqueología Castilla-La Mancha; 16. Servicio de Publicaciones, Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha. Toledo. 381 pp.. Castel, C., (1882): Descripción física, geognóstica, agrícola y forestal de la provincia de Guadalajara. Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España, 8, 1-270. [Edición facsímil conmemorativa y estudio introductorio acompañante, Ed. A. Morcillo San Juan, Guadalajara, 1998, lxxi+270 p]. Palacios, P., (1879): Reseña física y geológica de la parte N.E. de la provincia de Guadalajara. Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España, 6, 321352. Sánchez de la Torre, L., Agueda, A. y Goy, A., (1971): El Jurásico en el sector central de la Cordillera Ibérica. Cuadernos de Geología Ibérica, 2, 309-320. Schroder, E., (1930): Das Grenzgebiet von Guadarrame und Mesperischen. Ketten (Zentralspanien). Abh. D. Ges. De Wiss. Gottingem, Meth.-Phys. Kl. N. F., 76 (3), 119-180. Wiedmann, M.E., (1974): Subdivisiones y precisiones bioestratigráficas en el Cretácico superior de las Cadenas Celtibéricas». I Simposium sobre el Cretácico de la Cordillera Ibérica. Cuenca. 99-111.

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RESEÑA DEL MUSEO DE MOLINA DE ARAGÓN M. Hombrados1 1

S. Francisco, 9. Molina de Aragón - Guadalajara. [email protected]

1. INTRODUCCIÓN El Museo de Molina de Aragón está ubicado en uno de los edificios emblemáticos de la Ciudad: el Convento de San Francisco. Notable por la torre que se elevó en el siglo XVII, las fachadas de su cuadrado alzado están orientadas a los cuatro puntos cardinales, rematada su cúpula ortogonal por una veleta de madera de sabina, popularmente llamado «El Giraldo» (Fig. 1). En este impresionante marco, presentamos lo que hemos venido a llamar Museo de la Vida, ocupando parte de las dependencias que se usaron como Cárcel y el claustro del Convento, gracias a la iniciativa de la Asociación de Amigos del Museo de Molina de Aragón.

En la actualidad la provincia alcarreña se despuebla progresivamente y este hecho produce paralelamente un vacío cultural por lo que se hace necesario encontrar puntos de encuentros entre los distintos pueblos de la provincia. En este ámbito nació en el 2002 la idea de crear un espacio cultural en Molina de Aragón y se iniciaron las gestiones que culminaron con la inauguración del Museo de Molina de Aragón. 2. OBJETIVOS La principal finalidad de este Museo es servir de punto de encuentro para cualquier acontecimiento cultural que, con una calidad científica contrastada, demande un espacio. Nuestro trabajo pretende ser eminentemente científico, para lo cual contamos con personal altamente cualificado y con una motivación y entusiasmo en diversos campos tales como la gestión, la enseñanza, el trabajo científico, la investigación y, en definitiva, el Amor a la Cultura. 3. 3 DESCRIPCIÓN DE LAS SALAS

Figura 1. Vista panorámica del Convento de San Francisco.

Una de nuestras principales preocupaciones ha sido suscitar el interés del público más joven por lo que el Museo está estructurado en cuatro salas que incluyen un espacio infantil diseñado a la medida de este público. A continuación se describe la distribución de las distintas salas.

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RESEÑA DEL MUSEO DE MOLINA DE ARAGÓN

Figura 2. Diversas vitrinas de la sala de paleontología.

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 vida ya desaparecidas. Estos restos fósiles abarcan desde los primeros organismos productores de oxígeno (por ejemplo los estromatolitos), pasando por ammonites, trilobites, dinosaurios, hasta los antecesores de los actuales

mamíferos, aves y artrópodos. La magnifica exposición nos depara un viaje en el tiempo mientras paseamos por el Claustro del Convento. A continuación la segunda Sala, de Entomología, nos adentra en el desconocido y poco explorado mundo de los Insectos y nos acerca a la fauna Lepidóptero-lógica (mariposas diurnas). La tercera Sala presenta una visión de la vida silvestre del Parque Natural del Alto Tajo, tales como mamíferos y aves de nuestros días, que podremos ver al natural, con un poco de suerte, visitando el Parque Natural del Alto Tajo (ver itinerario por el Alto Tajo en este mismo volumen). Hemos de agradecer a la Consejería de Medio Ambiente de Castilla - la Mancha la donación de ejemplares muertos en accidentes y los permisos necesarios para su naturalización. La cuarta Sala dedicada a la Arqueología (Fig. 4) abarca desde el Paleolítico a la Edad del Bronce y pretende motivar al visitante para que entienda como es posible la formación de la sociedad moderna, entendiendo por tal la que aparece entre los pueblos prerromanos, de los cuales la cultura Celtibérica es una de las joyas que esconde este Museo. La muestra habla por sí misma.

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4. AGRADECIMIENTOS Este trabajo ha sido realizado con el apoyo de la Asociación Paleontológica Alcarreña NAUTILUS (Guadalajara). 5. REFERENCIAS Monasterio Cruz, M., (2004): Museos de Molina. Nautilus, Revista de divulgación paleontológica, 1, 33-34. Figura 4. Vista general de la Sala de Arqueología.

Completamos las Salas de exposiciones con una Sala de arte gráfico de carácter permanente. Dichas exposiciones se centran en los principios que se plantearon desde la Asociación Gestora, dentro de ese espíritu divulgador, que pretende ser sede de cualquier acontecimiento Cultural que con una calidad científica contrastada nos demanden.


LOS MUSEOS EN ATIENZA A. González1 1

Párroco de Atienza

1. INTRODUCCIÓN Atienza es una villa con un contenido histórico-artístico importante y, en consonancia, con una gran dosis de cultura. Su enclave tiene un valor estratégico. En lo más alto, 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 aproximamos 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 los días luminosos de primavera se puede adivinar la ciudad del Doncel: Sigüenza.

Tan pronto como queramos adentrarnos en la villa, observamos tres grandes murallas-fortaleza, que se dan la mano hasta llegar al castillo. Ellas nos hablan de la importancia histórica de Atienza. La época de su mayor esplendor fue en el siglo XII cuando contaba con unos 10.000 habitantes. Durante la Reconquista pertenecía al reino de Castilla y era paso fronterizo para árabes y cristianos. De este período histórico nos han quedado diversos legados como la existencia de quince templos parroquiales y varias ermitas atendidas por un cabildo de ochenta sacerdotes. Con el tiempo fue perdiendo relevancia estratégica y civil, así en 1940 su censo se redujo a 1.400 habitantes. A comienzos del siglo XXI, incluidos los cuatro pueblos anejos (Casillas de Atienza, Bochones, Madrigal y Alpedroches), el número de habitantes no llega a 500. Pero esas gestas históricas nos han legado, hasta la actualidad, una gran riqueza de edificios religiosos y un considerable patrimonio de obras artísticas. Actualmente se conservan cinco iglesias románicas del siglo XII y principios del XIII en buen estado de conservación. Además Atienza cuenta con otras dos iglesias renacentistas, un ábside y el resto de la iglesia de San Francisco (de estilo gótico inglés) y tres ermitas, también renacentistas. Entre los edificios civiles cabe resaltar la puerta de la muralla y el Arco de Arrebatacapas que da entrada a la Plaza del Mercado. Este último era el espacio reservado para el intercambio de bienes, alimentos, animales y otros objetos, en los días de mercado y ferias. En esta plaza porticada del siglo XVI, se ubican la Casa del Cabil-

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LOS MUSEOS EN ATIENZA

do, el antiguo Concejo y la actual Iglesia Parroquial de San Juan Bautista que, para no ser una excepción, también contiene objetos artísticos de valor. La parte inferior de la plaza del Ayuntamiento, que es irregular en alturas, da vistas a la Posada del Cordón, cuya portada y ventanales son góticos, a una fuente romana del siglo II y a callejas de sabor medieval. Han sido precisas la ayuda de organismos oficiales, y la generosa colaboración de los vecinos, para conseguir en las últimas décadas, la restauración de sus monumentos y la puesta en marcha de tres museos, que son el orgullo de los «atencinos» y la admiración de los turistas y estudiosos que nos visitan.

Figura 3. Detalle de la vitrina con ajuar celta.

2. MUSEO DE SAN GIL Situado en la antigua iglesia parroquial del barrio de San Gil llegó a convertirse en un almacén de trigo y, luego, en unas dignas ruinas. Actualmente está totalmente restaurado (Fig. 2). Conserva un ábside románico, la puerta de entrada de estilo plateresco y una nave renacentista que posee el artesonado de madera de la misma época. Se inauguró a finales del siglo XX, en concreto el año 1990.

Figura 2. Vista general de la Iglesia de san Gil.

En él podemos contemplar dos vitrinas con abundantes objetos de orfebrería en plata: cálices, custodias, cetros y cruces. Algunas son de nácar, marfil y de otros materiales. Su estilo suele ser barroco y renacentista y, entre otros orfebres, encontramos la firma de Vicente Gavilanes, Vicente Simioli o Pedro de Frías. En total se exponen más de cincuenta piezas (Fig. 3).

Si es posible animamos a detener la mirada en una mini-colección de pinturas sobre lienzo y tabla, con firmas tales como las de Matías Jimeno, Alonso del Arco o Matías de Torres. Destaca una tabla de la Virgen de Belén, de Juan de Juanes y cuatro tablas de profetas y sibilas de Juan de Soreda. En la sección de tallas policromadas de madera, destaca un Cristo gótico, un San Sebastián de la escuela de Berruguete y dos bellos ejemplares, del siglo XVI, representando a la Sinagoga y la Iglesia. En total hay expuestas aproximadamente treinta imágenes. No faltan retablos renacentistas, uno dedicado a Santiago, cuya pintura es de Pedro de Andrade, con trazas y escultura de Juan de la Sierra y, el otro, recuerda a la Virgen del Pilar. También hay que resaltar los pergaminos de papas o reyes que, junto a los cantorales, completan el arte religioso del museo. En el coro es posible admirar una buena colección de fósiles fundamentalmente de la zona de Atienza. Pertenecen a la era Mesozoica y en concreto al período Cretácico (Cenomaniense). Hay muy buenos ejemplares de erizos tales como Tetragramma malbosi, Hemiaster tumidosus y Cidaris figueroensi (un ejemplar difícil de conseguir), gasterópodos (Tylostoma torrubiae y Tylostoma globossum), ammonites, bivalvos entre los que se identifican exogyras (las más abundantes corresponden a las especies Exogyra flabellata y Exogyra columba), etc. Asimismo el Museo cuenta con una buena representación del Paleozoico (Devónico), como por ejemplo un Orthoceras de gran tamaño, y braquiópodos de diferentes especies procedentes de lugares próximos a la villa. En cuanto al Jurásico de esta zona hay una escasa representación de ejemplares.

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Por lo que respecta a los yacimientos de la provincia de Guadalajara posee una buena representación especialmente de taxones del Paleozoico y Mesozoico. De otras áreas también hay fósiles de considerable valor. Tal es el caso de una tortuga adquirida en Estados Unidos e identificada como Stylemys sp. del Cenozoico, una mandíbula de Ichthyosaurio con su dentición y una placa de crinoides procedentes de Marruecos. Una vitrina está dedicada a los minerales de la zona en la que aparecen muy buenos ejemplares de aragonitos, muy abundantes en la zona, pirita, andesita, yeso cristalizado, ágata, etc. En el baptisterio, alrededor de una pila románica bautismal, está representada la prehistoria de la zona con hachas del paleolítico, abundante material de sílex (cuchillos, núcleos preparados y puntas de flecha), urnas de incineración celtibéricas y monedas romanas e ibéricas. Una de ellas, acuñada en Atienza por el rey Titíaco durante el siglo III a. de C.; de dicho nombre regio, se cree que procede el nombre de Atienza. Completa la exposición unos broches de cinturón y fíbulas visigodas de bronce y otros muchos utensilios y adornos romanos. 3. MUSEO DE SAN BARTOLOMÉ Se encuentra situado fuera de las murallas en la parte inferior de la villa y fue construida a principios del siglo XIII. En sus avatares ha sufrido las heridas de la guerras y, por ende, diversas modificaciones (Fig. 4). En esta iglesia se encuentra la talla del famoso Cristo de Atienza: con las figuras de José de Arimatea bajando a Cristo de la cruz junto a la Virgen y a San Juan. Es un conjunto original del siglo XIII y goza de gran popularidad y devoción por ser el patrono de la villa. Preside la parte central de una capilla lujosa de estilo rococó, fruto de la aportación del pueblo.

A la entrada de la Iglesia-museo se puede contemplar una columnata románica y un magnifico ábside de la misma época. La nave central y capillas sirven de expositor a numerosas pinturas sobre lienzo y tablas del siglo XVII, junto con tallas de madera policromada de los siglos XVI-XVII y gran cantidad de vasos sagrados y objetos de culto en plata. Hay una muestra de ornamentos litúrgicos valiosos. Aquí también sorprende la colección de fósiles en su mayoría invertebrados. Hay más de tres mil especies distintas y unos diez mil ejemplares muy bien conservados. Cabe destacar la colección de trilobites especialmente del Cámbrico, algunos de gran tamaño. Así como otros ejemplares de épocas diversas que llegan hasta el Plioceno y, en particular, la de ammonites procedentes de Cocentaina, pequeños, ferruginosos y con mucha variedad de especies. Existe una vitrina dedicada a los peces con decenas de clases, entre los que destaca por su singularidad el acorazado del Devónico ya que se trata de una especie muy rara y bien cotizada. Los erizos del género Clipeaster también sobresalen por su belleza, junto al resto de erizos del Mesozoico y Cenozoico. Otros moluscos (lamelibranquios) se pueden observar junto a la pila románica del bautismo. Pero como figura especial de esta exposición sobresale el anfibio identificado como Rana pueyoi del Mioceno (Fig. 5) que procede de las minas de Libros (Teruel). Todos estos fósiles fueron donados generosamente por D. Rafael Criado Puigdoller, gran experto y profundo conocedor de la Paleontología. En el coro se halla el resto de la colección: braquiópodos, con cientos de especies fosilizadas en calcita y pirita, nummulites, belemnites, tallos y cálices de crinoideos, vertebrados y plantas. Como en el museo anterior, el de San Gil, aquí encontramos una pequeña exposición arqueológica pero con buenas piezas: vasija neolítica dotada de un rico ajuar, hachas de sillimanita y cuchillos de 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 ciencia y las humanidades. 4. MUSEO DE LA SANTÍSIMA TRINIDAD

Figura 4. Vista general de la Iglesia-museo de San Bartolomé.

Es de reciente creación y se encuentra situado en la iglesia románica más bonita de Atienza, junto a la muralla y al comienzo de la subida al castillo (Fig. 6). Resulta ser el centro de la Cofradía «Santísima Trinidad y San Julián», conocida popularmente como la Caballada. Su

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LOS MUSEOS EN ATIENZA

fiesta, considerada de interés nacional, tiene un origen lejano ya que se remonta al siglo XII cuando los arrieros atencinos dedicados al comercio, con su audaz protección, salvaron a un niño, que más tarde sería el rey Alfonso VIII de Castilla y le protegieron frente a las ambiciones de su tío Fernando, rey de León.

Figura 5. Ejemplar de Rana pueyoi cedida al Museo por D. Rafael Criado Puigdoller.

Figura 6. Vista general de la Iglesia de la santísima Trinidad.

Agradecido por este motivo una vez elegido rey quiso favorecer a la villa de Atienza con tierras y otros privilegios, como el arreglo de las murallas y la construcción de esta iglesia. Al llegar la fiesta de Pentecostés, coincide pues con El Rocío, cada año bajan los cofrades, vestidos con capas y trajes de colores, desde el entorno monumental de Atienza camino de la ermita de la Estrella, con sus caballos engalanados. Allí hay música, danzas y oraciones, luego comida campera y, por la tarde, carrera de caballos con los jinetes más avezados. Esta fiesta de la Caballada es siempre muy concurrida. El museo consta de cinco retablos barrocos. El retablo mayor dedicado a la Santísima Trinidad lo componen doce lienzos de Matías de Torres, de gran calidad y belleza, del año 1640. También son dignos de contemplar los cuatro relieves dedicados a Santos Padres y cuatro pinturas sobre tabla de mártires de los primeros siglos. Todos ellos son de época renacentista. El baptisterio, de pila románica, lo preside un Cristo del siglo XII acompañado de la Virgen y San Juan del siglo XIII. Conviene detenerse en las capillas laterales, una con decoración rococó dedicada a la Inmaculada y otra renacentista dedicada a la Sagrada Familia. Y a continuación pararse a observar con detenimiento una talla exenta, el Cristo del Perdón de Luis Salvador Carmona, uno de los mejores imagineros del siglo XVIII del que nos llevaremos una grata impresión y recuerdo. En la sacristía, muy espaciosa, se muestra toda la documentación de la Caballada desde las ordenanzas del siglo XII o principios del XIII, a muchos pergaminos con cartas de reyes, vestimentas y otros detalles, que recorren el itinerario de dicha Cofradía multicentenaria. Finalmente citaremos otros argumentos de interés artístico de la villa de Atienza como la balconada-mirador de la Trinidad que es fácil de contemplar. Asimismo, invitamos a callejear y admirar los escudos en muchas casonas, las plazas porticadas, las calles empinadas con su bello empedrado, las balconadas y rejerías, etc. Todo ello indica que estamos en una villa rural que conserva, alegre y orgullosa, su patrimonio, con sabor a arte y cultura por todos los costados, pero que quiere compartir su historia con el visitante.


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.

1. INTRODUCCIÓN La Sierra de Atapuerca está situada casi en el límite entre las cuencas geológicas del Ebro y del Duero, en el extremo oriental del corredor de La Bureba. Constituye una modesta elevación en la llanura burgalesa (con una cota máxima de 1080 metros en el alto de San Vicente) que sobresale menos de 300 metros por encima de los materiales neógenos, que colmatan la cuenca del Duero y que constituyen el techo de la ya de por sí elevada meseta castellana (unos 800 metros de altitud en el área de la Sierra de Atapuerca). En un esquema regional amplio (Fig. 1), la Sierra de Atapuerca es una elevación apenas visible por estar rodeada por los altos relieves de las cordilleras Cantábrica (Sierras de Ubierna y Santa Casilda) 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 de Atapuerca en su vertiente meridional, y forma parte de la red del Arlanza, Este del Pisuerga y todo el conjunto conforma parte de la red hidrográfica del Duero. Las cuevas de Atapuerca son parte de un complejo sistema kárstico que empezó a desarrollarse en el Neógeno. Durante el Pleistoceno, las cuevas se fueron colmatando con los materiales de los alrededores, producto de la denudación de pendientes y el retroceso de las paredes y techo de las cuevas. Junto con los sedimentos llegaron restos de animales y plantas procedentes de las inmediaciones de las entradas.

Figura 1. Esquema de situación de la Sierra de Atapuerca y sus alrededores.

Los productos de la actividad biológica de los predadores, especialmente las carcasas de los animales consumidos, las egagrópilas y las heces son la principal fuente de acumulación de los restos de vertebrados fósiles que forman parte de los yacimientos cársticos. Los materiales de menor tamaño llegaron por las entradas y por las numerosas fisuras de menor envergadura que se abren en el techo y las paredes del sistema cárstico. 2. CONTEXTO GEOLÓGICO La Sierra de Atapuerca es un pequeño relieve fundamentalmente calcáreo situado en el extremo Nordeste

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LOS YACIMIENTOS DEL PLEISTOCENO INFERIOR Y MEDIO DE LA SIERRA DE ATAPUERCA

de la Cuenca del Duero. La Sierra está constituída por materiales carbonatados, originados en una plataforma marina de edad Cretácico tardío. La Sierra formó siempre parte de un paleorelieve alrededor del cual se acumularon los materiales neógenos de la Cuenca del Duero que rodean la Sierra, que probablemente llegaron a taparla por completo durante el Terciario. Los materiales neógenos más antiguos se encuentran adosados, discordantemente, al relieve mesozoico, y son especialmente visibles, en el flanco Sur de la Sierra, los conglomerados de base de edad Oligoceno-Mioceno temprano. Las facies neógenas más interesantes en el contexto arqueológico y paleontológico de los yacimientos de Atapuerca son las de La Pedraja por su alto contenido en cuarcitas y otros materiales utilizados en la elaboración de herramientas líticas por parte de los homínidos burgaleses y las facies de margas y calizas blancas, conocidas como Calizas de los Páramos, formadas por materiales que constituyen el relleno inicial de algunas de las cuevas. Son particularmente notables las margas blancas que forman el relleno basal en la Sima de los Huesos. La Karstificación de las calizas cretácicas de la Sierra de Atapuerca debió de empezar hacia el final del Tercia-

rio (fin del Plioceno y comienzos del Pleistoceno) y continúa aún activa en algunas cuevas de la Sierra. El relleno de las cuevas y fisuras comenzó después, durante el Pleistoceno temprano, probablemente durante el Waaliense, hace entre 1,5 y 1,2 millones de años, según deducimos de la asociación de roedores e insectívoros que hemos estudiado en los niveles inferiores (unidad roja inferior) del yacimiento de la Trinchera del Elefante (Cuenca-Bescós et al., 2004). El sistema de cuevas y otras cavidades kársticas está relleno por sedimentos de origen externo (exocársticos) en los que se encuentran abundantes restos fósiles, incluyendo restos humanos, de otros vertebrados, de invertebrados y de vegetales, así como industria y herramientas líticas y derrubios producto en general del desmantelamiento del relieve. Sólo en los primeros momentos del relleno del karst, presentes en la base de los yacimientos, los primeros niveles están formados por sedimentos endocársticos o facies de interior de cueva, productos detríticos resultantes de la disolución de las calizas que se iban disolviendo al formarse las cuevas. Algunas de las cavidades forman parte todavía de un sistema cerrado como las del complejo Sima de los Hue-

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.

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sos - Cueva Mayor y otras han sido exhumadas por la construcción de un ferrocarril minero a finales del siglo XIX, lo que hace que se les conozca como los yacimientos de la Trinchera del Ferrocarril: Dolina, Penal, Zarpazos Galería Tres Simas y Elefante (Fig. 2). Un estudio geomorfológico detallado de la Sierra de Atapuerca y sus alrededores, así como de la evolución del paisaje, ha sido recientemente desarrollado por Benito (2004).

tramos y niveles de murcielaguina), todos con un alto contenido en restos fósiles (niveles E8-E14).

Trinchera del Elefante El yacimiento de Trinchera o Sima del Elefante (TE) se encuentra a unos 200 metros al Sur de los yacimientos de Trinchera Dolina y Trinchera Galería. Es también un yacimiento de relleno de cueva fosilizada como los anteriores, en el que los materiales fueron diseccionados por las obras del ferrocarril y afloran en la actualidad a ambos lados de la trinchera. Tiene un espesor visible de unos 11 metros, aunque los datos del sondeo realizado en el año 2001 revelan que puede alcanzar los 19 metros de potencia, siendo por lo tanto el yacimiento con mayor espesor de todos los conocidos en Atapuerca. Los materiales de Trinchera del Elefante tienen una edad comprendida 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 niveles estratigráficos (sólo afloran de E8 a E21) formados durante tres fases de relleno distintas (Rosas et al., 2001).

Figura 3. Esquema geológico del yacimiento de Sima del Elefante tomada de Rosas et al., 2001.

En la primera fase la cueva fue rellenándose con las arcillas y gravas rojas de la unidad roja inferior (TEURI), de 9m de potencia (con bloques de caliza en algunos

Figura 4. Estratigrafía de la Sima del Elefante tomada de Rosas et al. 2001.

En una segunda fase la cueva sufre un importante proceso de reactivación en los niveles inferiores y posterior relleno por los materiales de la unidad blanca superior (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 (en el nivel E17) que hacia el techo aumentan en tamaño de grano y cantidad de clastos y presentan una coloración más rojiza (E18-E19). Una tercera fase de relleno corresponde a los depósitos de gravedad que colman y cierran la entrada de la cueva desde un conducto vertical situado al Sur de la sección (Rosas et al., 2001). Este relleno final se produce en el nivel 20. La asociación de micromamíferos de los niveles inferiores de Trinchera Elefante nos indican que ésta cueva empezó a colmatarse hace algo más del millón de años, probablemente durante el Waaliense, período cálido del Pleistoceno temprano que está datado en otras regiones de Europa entre los 1,2 y 1,5 millones de años (CuencaBescós et al., 2004). En el apartado de paleontología veremos los micromamíferos que han servido para conocer la edad de los niveles de Trinchera Elefante.

Complejo de Galería - Tres Simas - Cueva de los Zarpazos

Figura 5. Esquema geológico de los yacimientos de Trinchera Galería Zarpazos. Tomada de Pérez et al., 1995.

El complejo de Galería Cueva de los Zarpazos está situado en una cueva cuya exhumación no se produjo durante la construcción de la Trinchera del Ferrocarril, sino en trabajos de minería posteriores. Este complejo está formado por los yacimientos de Trinchera Galería (TG), una entrada vertical conocida como Trinchera Norte (TN) y el posible vestíbulo próximo a la entrada del complejo, conocido como Covacha o Trinchera de los Zarpazos (TZ). El relleno de los tres sectores es más o menos simultáneo y los niveles (tanto de exterior como de interior de cueva), de los tres se relacionan espacialmente al pasar lateralmente de uno a otro. Pérez-González et al. (1995) diferencia cinco fases clásticas de relleno y las nombran de GI en la base a GV a techo, culminando con una fase edáfica relicta que denominan GVI (Fig. 5). El nivel GI está constituido por facies laminadas limosas y arcillosas que terminan a techo con un nivel gris oscuro de excrementos de murciélagos, bastante continuo y que en el lado sur de Galería puede alcanzar los 27 cm de espesor. En la unidad GI hay también niveles de precipitación carbonatada (espeleotemas); uno basal, que se apoya en la caliza cretácica (TN1), y otro interestratificado entre las facies laminadas.

El nivel GII es el comienzo de la fase de colmatación con sedimentos de exterior de cueva. Comprende los términos TG6-8, TG9 y TG10 al norte junto con sus correlativos al sur de Galería, los niveles TN2, 3, 4, 6 y 7 (Cuenca-Bescós et al., 1999a). Esta unidad consiste generalmente en sedimentos clásticos, de gravedad, con entrada sur y algo de norte que presentan en la parte central sedimentos más finos que soportan algunos cantos. Hay finos depósitos calcíticos intercalados en esta unidad. Hay fósiles de roedores en los niveles GII, GIII, en la parte inferior de GII (antes TG8-9 y TG10 CC) los restos son de escasos a ausentes. En los niveles superiores varían las proporciones relativas y sus caracteres biométricos. En la distribución de los roedores de Galería (Fig. 6) se observan interesantes diferencias en las proporciones de los distintos taxones. Se puede decir que en el intervalo representado por G II y GIII las diferencias temporales no debían ser muy grandes ya que la composición de la asociación de roedores es parecida. La ausencia / presencia de algunos taxones debe ser atribuida a razones ecológicas / tafonómicas más que a verdaderas apariciones o desapariciones por migración o inmigración. Sí se observa una diferencia en el estadio evolutivo que presentan los taxo-

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nes de los niveles TG8, TG9 y TG10 CC que nos puede indicar que estos niveles están más separados del resto de GII de lo que están GII y GIII entre sí. El intervalo de tiempo representado en estas discontinuidades es, por el momento, difícil de evaluar.

TD9, que está formado por murcielaguina y rizoconcrecciones. Mediante métodos bioestratigráficos (especialmente con los roedores, ver Cuenca-Bescós et al., 1995; 1999b, 2001 y 2004), los niveles TD3 a TD8a de Trinchera Dolina han sido datados como Pleistoceno Inferior, mientras que los niveles TD8b a TD11 se han datado como Pleistoceno medio. Esta datación es congruente con las obtenidas Mediante el método del espín de resonancia electrónica (ESR) y el análisis de las series de uranio, que sitúan los niveles fosilíferos TD6 a TD11 entre cerca de 850ky y 300 ky (Falguères et al., 1999). Estos resultados concuerdan, a su vez, con los estudios paleomagnéticos de Parés y Pérez González (1999), que sitúan el límite Matuyama-Brunhes en el nivel TD7 indicando una edad de 780 ky para ese nivel (Fig. 7).

Lithology

Stratigraphy

Palaomagnetism

El relleno denominado Gran Dolina o Trinchera Dolina (TD) es otra de las cavidades cársticas situadas en la Trinchera del Ferrocarril de Atapuerca. Tiene una potencia de 18 metros y una extensión espacial desconocida. Está formada por 11 unidades, los niveles Trinchera Dolina 1 a 11 (TD1 a TD11), que fueron definidas durante los primeros estudios de Atapuerca (Parés y Pérez González, 1999) y que prácticamente se han mantenido hasta hoy. Los trabajos de excavación en extensión han expuesto nuevos perfiles, que permiten detallar mejor estas unidades. Un ejemplo de ello, lo encontramos en la reciente división del nivel Trinchera Dolina 8 en dos unidades distintas (TD8a y TD8b) gracias al estudio de los pequeños mamíferos: el nivel TD8a, o inferior, contiene microfauna de carácter Pleistoceno temprano, mientras que el nivel TD8b, o superior, presenta ya una asociación del Pleistoceno 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 sedimentos del exterior, mezclados con clastos producto de la desintegración de la caliza de las paredes de las cuevas. Sólo el nivel TD7 parece presentar una facies con un origen mayoritariamente hídrico. Los niveles TD3 a TD11 contienen fósiles e industria lítica, con la excepción de

Ma

Trinchera Dolina

Thickness in m

Figura 6. Distribución de los roedores de Trinchera Galería.

0,40 ka

0,78 ka

H.a

Figura 7. Estratigrafía del relleno de Trinchera Dolina.

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Cerca del techo de TD6 hay 15 centímetros de una arcilla marrón rojiza, conocidos como el estrato Aurora, en el cual se encontraron durante las campañas de excavación de 1994, 1995 y 1996 industria lítica, restos de fauna y unos 80 restos de fósiles humanos atribuidos en 1997 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 rellenos cársticos de la Sierra de Atapuerca, en el que se ha encontrado la mayor acumulación de restos de fósiles humanos del Pleistoceno Medio de todo el mundo (Aguirre, 2001; Arsuaga et al., 1993; 1997). La estratigrafía de la Sima de los Huesos (Fig. 8) se describe con detalle en Arsuaga et al. (1997).

tiene gran cantidad de quirópteros y algunos restos de roedores. El nivel inferior y el intermedio están separados del superior por un espeleotema o costra carbonatada datado recientemente entre 400 y 500ky por Bischoff et al., 2003.

8. PALEONTOLOGÍA DE LOS YACIMIENTOS DE ATAPUERCA: EVOLUCIÓN DE LAS ASOCIACIONES DE LOS MAMÍFEROS EN LOS YACIMIENTOS Es importante señalar que el registro paleontológico y arqueológico de los yacimientos de la Sierra de Atapuerca es el resultado de una rigurosa excavación, realizada con una metodología arqueológica y paleontológica. Por su parte, los microfósiles se obtienen a partir del lavado-tamizado de todo el sedimento o residuo fino, de tamaño menor del centímetro, extraído durante las excavaciones, lo que supone el lavado de cerca de una tonelada diaria, lo que suma alrededor de 25 toneladas por campaña de excavación, que tiene lugar en los meses de julio cada año. El material concentrado y el procesado de los levigados para el estudio de los microvertebrados se realiza durante el resto del año en el área de Paleontología de Zaragoza. El yacimiento de Trinchera o Sima del Elefante

Figura 8. Esquema geológico del yacimiento de la Sima de los Huesos tomada de Bischoff et al., 2003.

En la Sima de los Huesos encontramos tres niveles fosilíferos con restos de roedores. El inferior está constituido por arcillas rojas, que contienen numerosos restos fósiles de Homo heidelbergensis y de Ursus deningeri. En el nivel intermedio, la arcilla es de color más claro, con predominancia de restos de Ursus deningeri y algún resto humano aislado. El nivel superior se denomina arcillas marrones con murcielaguina (Arsuaga et al., 1997), y

En la campaña de excavación del año 1995 comenzamos el muestreo sistemático de microfauna de la unidad roja, o unidad inferior de Trinchera Elefante (TEURI) al hacer una excavación de prueba o cata, de 1 m2 de extensión, ampliada a 2 m2 en 1996, año en el que se hizo un sondeo de unos 3,5 metros de profundidad a partir del asiento de la actual trinchera del ferrocarril. En esta segunda campaña se procesaron otras 16 muestras. En 1999 comenzó la excavación sistemática del yacimiento que continúa en la actualidad (Rosas et al., 2001; Cuenca Bescós et al., 2004). Las especies de roedores determinadas en los niveles E8-E13 de la unidad roja inferior corresponden a una asociación del Pleistoceno Inferior, aunque los valores de presencia/ausencia y número de individuos varían de un

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nivel a otro, siendo el más rico y diverso el nivel E9 (conocido como «toblerone»). La lista actualizada de roedores es la siguiente: Allophaiomys chalinei, A. lavocati, Iberomys aff. nutiensis-thenii-huescarensis, Ungaromys nanus, Pliomys episcopalis, Mimomys, Castillomys rivas, Apodemus sp., Glis sp., Eliomys cf. quercinus, Castor fiber, Sciurus sp. Los insectívoros de TEURI están representados por 8 especies agrupadas en 3 familias: Erinaceidae (Erinaceus cf. europaeus); Talpidae (Talpa cf. europaea y Desmaninae indet.) y Soricidae (Beremendia cf. minor, Neomyinae indet., Sorex sp., Crocidura cf. russula, y Crocidura sp.). La evolución de las asociaciones de micromamíferos parece corresponder con las tres fases c-f-c características del Waaliense en el Norte de Europa, un episodio en general cálido del Pleistoceno Inferior. El Waaliense se encuentra dentro del magnetocron Matuyama y se caracteriza por una sucesión de eventos cálido, frío, cálido que tienen lugar entre hace 1.500.000 y 1.250.000 años. Los estudios paleomagnéticos confirman la posición de TEURI dentro del cron Matuyama (Rosas et al., 2001). Queda descartada una edad más antigua como Ebuoncense, puesto que ésta representa un episodio frío con respecto al Waaliense y, por otra parte, la fauna de roedores no parece ser tan antigua como la edad superior al millón y medio de años del Eburoniense (1.8-1.5 ma). Por encima del Waaliense se encuentra de nuevo un episodio frío, el Menapiense, y a partir de éste el Baveliense (de alrededor del millón de años), más cálido, y finalmente el «Cromerian complex» que engloba el límite Matuyama -Brunhes (780.000 años AP). La base del Baveliense contiene el cron positivo Jaramillo dentro del cron negativo de Matuyama. No parece haber cambios en la polaridad magnética negativa de toda la Unidad Inferior de Elefante, por lo que podemos descartar que los niveles estudiados correspondan al Baveliense. La fauna de roedores nos da una edad que podría ir desde el millón de años, por compartir especies semejantes a las de yacimientos europeos de esta edad (Jaramillo), como Valerots, Vallonnet o Untermassfeld; hasta 1.5 ma por las especies presentes en yacimientos anteriores a Jaramillo como A. chalinei y Castillomys, taxón este último propio del Plioceno español que se extingue durante el Pleistoceno Inferior (Laplana y Cuenca-Bescós, 2000). También los insectívoros de las subfamilias Desmaninae y Neomyinae indican una edad más antigua, pues la mayoría de sus representantes europeos son formas plio-pleistocenas.

Los yacimientos de Trinchera Galería Tres Simas La mayoría de las especies de roedores se encuentran representadas en mayor o menor proporción en todos los niveles (Fig. 9), salvo Marmota que sólo se aparece en los niveles más bajos de Galería. También se aprecian diferencias de orden biométrico a lo largo de la secuencia del relleno. La asociación de roedores está compuesta por 11 especies: Arvicola sp. (grupo sapidus), Microtus jansoni, Microtus aff. arvalis, Terricola atapuerquensis, Iberomys brecciensis, Pliomys lenki, Allocricetus bursae, Apodemus sp., Eliomys quercinus quercinus, Marmota sp. e Hystrix (Acanthion) vinogradovi. La composición de esta asociación faunística y el estadio evolutivo de las especies estudiadas en Galería nos permite encuadrar estos yacimientos en relación con otros yacimientos del Pleistoceno Medio de España, como Aridos 1, Ambrona, Cueva del Agua y en Francia el de Aragó (Tautavel). Por otra parte la presencia de Hystrix, junto con otras especies mediterráneas como Iberomys brecciensis, y Arvicola (grupo sapidus), así como especies con afinidades por climas menos mediterráneos a templados como Pliomys lenki, nos indican un clima templado-cálido más propio de una época interglacial (Mindel-Riss) que de una época glacial, aunque también esto podría interpretarse como una menor influencia de las glaciaciones en la Península Ibérica. Con relación a la escala bioestratigráfica de Europa central y suroccidental, la correlación es realizada a través de las localidades francesas. Aridos 1 y Saint Esteve Janson se sitúa en las últimas fases del Bihariense (VerteszöllösUppony). Estas son fases frías en Europa central aunque en los yacimientos españoles y Saint Esteve Janson, la fauna presenta componentes de clima cálido-templado. Verteszöllös y por consiguiente Saint Esteve y El Higuerón pueden ser atribuidos al Mindel. La fase de lArago se identifica con la base del Riss y cerca se deben situar los niveles con roedores de Trinchera Galería - Tres Simas. En las últimas campañas, durante la excavación de la Cueva de los Zarpazos, la asociación de roedores continúa siendo la misma aunque hay un ligero incremento en el número de individuos de puercoespín (Hystrix). El yacimiento de Trinchera Dolina Hemos subdividido esta secuencia de relleno de la cueva de la Trinchera Dolina en tres biozonas en función de su contenido en microfauna (Fig. 9): La biozona de

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Allophaiomys chalinei, la biozona Iberomys aff. huescarensis y la biozona Iberomys brecciensis. 1. Biozona Allophaiomys chalinei: la asociación faunística de esta biozona se encuentra representada en los niveles de Trinchera Dolina 3 a partir del nivel 6 hasta la talla T45, es decir, unos centímetros por debajo del «estrato» Aurora (T43-36). Los roedores Allophaiomys chalinei, Stenocranius gregaloides, Terricola arvalidens, Pliomys episcopalis, Mimomys savini, Iberomys aff. huescarensis, Microtus seseae, Hystrix refossa, Castor fiber, Marmota sp., Allocricetus bursae, Elliomys, Apodemus, Micromys caracterizan esta biozona. También se encuentran los géneros de insectívoros Beremendia, Sorex, Crocidura, Talpa y Erinaceus (Cuenca Bescós et al., 2004). La última aparición de Allophaiomys chalinei en Dolina se encuentra en la talla 45 del nivel TD 6. Esta especie está presente en otros yacimientos del Pleistoceno temprano mediterráneos, encontrándose en localidades de España e Italia como Cueva Victoria, Bagur 2, Casablanca 3 (=Almenara 3), Castelldefells, Las Cabezas, Fuentenueva 3 y Pietrafitta, representa una edad que 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 roedores de esta biozona se encuentran en los niveles TD6 superior (Tallas 44 a 33, comprendiendo el «estrato» Aurora), hasta el nivel TD8a o inferior. Los roedores característicos de esta biozona son: Terricola arvalidens, Pliomys episcopalis, Mimomys savini, Iberomys aff. huescarensis, Microtus aff. oeconomus, Hystrix refossa, Castor, Allocricetus, Elliomys y Apodemus. Algunos de estos taxones son típicos elementos del Bihariense. El Bihariense tardío, en el que está incluida la biozona Mimomys savini comprende el límite paleomagnético Matuyama/Brunhes (M/B, 780 Ky) como se verifica en el yacimiento de Trinchera Dolina nivel 7, que está comprendido en una secuencia TD3 a TD8a a lo largo de la cual está presente el taxón índice de la biozona del mismo modo que en otras secuencias del Pleistoceno europeo (Cuenca Bescós et al., 1999b, 2001). Este límite paleomagnético es el más utilizado para marcar el límite entre el Pleistoceno Inferior y Medio, aunque esta propuesta es todavía discutida. En los trabajos de Atapuerca utilizaremos el límite M/B para situar el límite Pleistoceno Inferior Medio aunque la fauna cambia realmente al comienzo del Pleistoceno Medio.

3. Biozona Iberomys brecciensis: Los niveles de Trinchera Dolina TD8b, TD10, TD11 con Arvicola sp., Iberomys brecciensis y Microtus agrestis jansoni son claramente de edad Pleistoceno Medio. El nivel TD8b es difícil de comparar con otras localidades europeas, sin embargo TD10 puede ser correlacionado con los yacimientos que registran la primera entrada del género de arvicólido arrizodonto Arvicola, supuesto descendiente directo de Mimomys savini. Otros roedores de esta biozona presentes en los niveles TD10 y TD11: Terricola atapuerquensis, Microtus arvalis, Clethrionomys glareolus, Pliomys lenki, Allocricetus bursae, Elliomys quercinus, Apodemus flavicollis y Marmota. La asociación de grandes mamíferos de los niveles Trinchera Dolina 3/4 a 8a en la Sierra de Atapuerca, incluye a los siguientes carnívoros y herbívoros (García y Arsuaga, 2001; Cuenca-Bescós y García, 2004): los carnívoros Ursus dolinensis, Crocuta crocuta, Mustela palerminea, Canis mosbachensis, Vulpes praeglacialis, Lynx sp., Homotherium latidens y Panthera gombaszoegensis; los hervíboros Mammuthus sp., Stephanorhinus etruscus, Equus altidens, Dama nestii vallonnetensis, Eucladoceros giulii, Cervus elaphus acoronatus, Bison cf. voigtstedtensis, Sus scrofa, Hippopotamus amphibius y Praeovibos sp.; Estos taxones son característicos del final del Pleistoceno temprano. Algunas de las especies de los niveles 3-8a (como Vulpes praeglacialis, Homotherium latidens, Panthera gombaszoegensis, Dama nestii vallonnetensis, Stephanorhinus etruscus, Bison cf. voigtstedtensis, Mimomys savini, Stenocranius gregaloides y Terricola arvalidens) sobrepasan al límite Pleistoceno Inferior Medio y pueden encontrarse hasta el Pleistoceno Medio en otras localidades europeas así como en el nivel TD8a de Trinchera Dolina en Atapuerca. Los grandes mamíferos de los niveles TD 10 y TD 11 incluyen a los carnívoros Ursus cf. arctos, Cuon cf. alpinus, Panthera leo, Vulpes vulpes, y Homotherium latidens excavado en las campañas más recientes entre los grandes carnívoros, los pequeños Meles meles, Mustela sp. (erminea/nivalis), a los grandes herbívoros Hemitragus bonnali, Equus caballus, Bos/Bison, Stephanorhinus cf. hemitoechus, Sus scrofa, Dama dama clactoniana, Cervus elaphus cf. priscus, y a los roedores Arvicola cf. sapidus, Pliomys lenki, Microtus agrestis, Microtus arvalis, Iberomys brecciensis y Terricola atapuerquensis.

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Figura 9. Distribución de los mamíferos en el yacimiento de Trinchera Dolina y Trinchera Galería (en gris).

Un taxón de carnívoros interesante es de la hiena del género Crocuta en los niveles TD4 al nivel TD8a. Esta es la primera presencia de Crocuta crocuta en Europa, aunque hay dos yacimientos europeos más antiguos con restos dudosos de esta hiena: Selva Vecchia y Betfia V. En el nivel TD6 la hiena coexiste con los humanos de la especie Homo antecessor. En los niveles superiores, TD11 no se han encontrado restos de hienas, a pesar de que la excavación tiene alrededor de 100 metros cuadrados por lo que es probable que la hiena desapareciera de Atapuerca en este nivel. También resaltaremos que Vulpes vulpes hace su primera aparición en los yacimientos de Atapuerca después de la inversión paleomagnética Matuyama-Bruhnes en los niveles TD10 y TD11, así como en Trinchera Galería y Sima de los Huesos, todos ellos yacimientos del Pleistoceno Medio de la Sierra de Atapuerca. En los niveles inferiores, por debajo de M/B encontramos Vulpes praeglacialis. Entre los grandes herbívoros es interesante resaltar la presencia única de Hippopotamus amphibius en TD8a, únicamente representado por un diente aislado: un incisivo superior. Así podemos concluir que en Trinchera Dolina tenemos la transición Mimomys/Arvicola la cual a su vez sirve

de marcador bioestratigráfico del límite Bihariense/ Toringiense. Este límite ha sido considerado como el del límite entre el Pleistoceno Inferior y Medio en la bioestratigrafía continental del Cuaternario. Sin embargo en las escalas cronológicas del Cuaternario se utiliza la inversión paleomagnética Matuyama/Brunhes y Mimomys cruza este límite encontrándose en yacimientos «post M/B» como: West Runton, Voigtstedt, Atapuerca Trinchera Dolina 8a y otras faunas del Cromeriense en general. El Bihariense tardío, con la biozona Mimomys savini incluye el límite paleomagnético Matuyama/Brunhes en Europa, registrado en las secuencias de diversos yacimientos como Trinchera Dolina, Stranska Skala, Grace, Shamin, Mahlis, Kärlich (Cuenca Bescós et al., 1999b). Puesto que el nivel con Homo antecessor, el nivel TD6 con el estrato Aurora a techo, está debajo de TD7, entonces los primeros europeos pasaron a Europa occidental antes de los 780.000 años, durante el Pleistoceno temprano. Los niveles inferiores de Trinchera Dolina (TD3 a TD8a) pueden representar también al inestable período que caracteriza al final del Pleisoceno Inferior. Elementos de medios abiertos y áridos como la Marmota así como

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una gran diversidad de arvicólidos se encuentran en TD5. Anteriormente, en TD4 y posteriormente, en TD6 el paisaje puede ser más arbolado y el tiempo más templado y húmedo como muestra la presencia de Hystrix y Castor. En el nivel TD8a, la presencia de Hystrix así como la de Hippopotamus junto con la baja diversidad de topillos (arvicólidos) puede indicar un período relativamente más cálido. Los niveles TD8b y D10, TD11 pueden representar un período más complejo con un clima que alterna entre condiciones más cálidas y más frías coherente con la correlación con los estadios isotópicos marinos (MIS) 9 a 11 considerada para estos niveles, TD6 se correlaciona con el MIS 19 o 21, TD5 con el MIS 22 y TD4 con el MIS 23 (Falguères et al., 1999, Cuenca-Bescós et al., 2004). El yacimiento de la Sima de los Huesos Los micromamíferos son escasos en la Sima de los Huesos, por lo que tradicionalmente las correlaciones bioestratigráficas basadas en las asociaciones faunísticas se han realizado con el grupo más abundante, el de los carnívoros, especialmente los úrsidos (García et al., 1997). Un primer intento de datar con roedores es el trabajo de Cuenca-Bescós et al. (1997) y Cuenca-Bescós et al. (2004). La lista de micromamíferos de la Sima de los Huesos es: Miniopterus schreibersi, Myotis myotis/blythi, Allocricetus bursae cf. correzensis, Pliomys sp., Arvicolidae indet., Eliomys quercinus cf. Quercinus, Apodemus sp., y Allocricetus bursae. El escaso contenido en restos de estos fósiles, tan abundantes en los demás yacimientos de la Sierra de Atapuerca, puede indicar una cierta distancia del lugar de origen de la acumulación, éste último generalmente está asociado a una de las entradas a las cuevas, bien sea por las fisuras, bocas o simas que conducen al interior del sistema kárstico. Desconocemos el lugar donde se estaban produciendo y amontonando los restos de micromamíferos, pero se puede asumir que dicha fuente estaba relativamente lejos del actual yacimiento. Esto es, que la Sima de los Huesos era relativamente inaccesible para los roedores, por lo que sus restos debieron de ser transportados hasta el emplazamiento actual junto con los demás sedimentos y otros fósiles. Los microfósiles presentan ligeros signos de digestión en algunas piezas. Únicamente un ejemplar de microtino 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 procesos de lavado y tamizado de los sedimentos a los que los sometemos para concentrar los microfósiles. Los dientes, aunque se encuentran aislados, conservan las raíces y las mandíbulas mantienen los incisivos. También los especimenes de A. sylvaticus están bien conservados en los dos niveles fosilíferos. La buena conservación de los quirópteros y su gran proporción en relación con los restos de roedores indica que éstos se acumularon en un lugar cercano o donde había una colonia de hibernación, después fueron transportados junto con otros restos fósiles en el sedimento. Si los murciélagos fueran restos de excrementos o egagrópilas de aves o mamíferos predadores, los huesos tendrían más signos de estar digeridos, siendo las roturas y alteraciones mayores. Nuestra hipótesis es que un gran número de carcasas de murciélagos y algunos cadáveres de roedores se acumularon en o cerca de la cueva de la Sima de los Huesos, quizás una cavidad más alta, de la cual fue transportado algo de material a la cavidad inferior (la Sima de los Huesos es el lugar topográficamente más bajo del sistema kárstico de Atapuerca, Arsuaga et al., 1993, 1997) y acumulado junto con los sedimentos que contienen los restos de macromamíferos y de humanos. Algunos excrementos o egagrópilas también podrían haber sido transportados junto con los cadáveres. En la Unidad de Arcillas con Murcielaguina la concentración de quirópteros es mayor, siendo posible denominarla «capa de murciélagos» ya que estos mamíferos son los más abundantes, además, las mandíbulas y los maxilares están completos, incluso se encuentran cráneos enteros y los gráciles y largos elementos postcraneales de quirópteros sin romper, con las epífisis intactas. Los múridos no están tan completos como los restos de quirópteros pero se encuentran mandíbulas prácticamente completas. En general los restos de pequeños mamíferos de esta unidad superior dan una impresión general de buena conservación y mejor preservación de las partes anatómicas. En este nivel, el número de mandíbulas y dientes de A. sylvaticus es proporcionalmente mayor que el de restos del esqueleto postcraneal. En la actualidad, similares condiciones de acumulación de murciélagos se dan en cuevas en las que hay colonias hibernantes, ya que en verano los huesos se disolverían en el guano. Algunos roedores visitarían esporádicamente la cueva durante la estación invernal. La entrada principal no debía de estar alejada pero sería muy pequeña e impediría la entrada de animales de mayor tamaño.

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Por otra parte el tamaño de Allocricetus bursae del nivel con homínidos de Sima de los Huesos coincide con el del máximo de tamaño presentado al final del Pleistoceno Medio en otras poblaciones europeas. Además del ya mencionado Ursus deningeri, que es taxón dominante, los otros elementos faunísticos, aparte de los humanos, que aparecen en la Sima de los Huesos corresponden a especies de carnívoros de distintas tallas, sin que hasta la fecha se halla recuperado ni un solo fósil de herbívoro. Estas especies acompañantes de humanos y osos son: Mustela erminea/nivalis, Martes martes/foina, Lynx pardinus speleaeus, Panthera sp., Panthera leo cf. fossilis, Canis lupus y Vulpes vulpes (García et al., 1997 y García et al., 2001).

selección previa de los materiales en el proceso de fabricación de instrumentos, lo que indica el gran conocimiento de las diferentes características de los materiales líticos. Sin embargo, la práctica ausencia de lascas retocadas apunta a que aquellos humanos realizaban actividades poco diversificadas.

4. GÉNERO HOMO EN LA SIERRA DE ATAPUERCA

En la Sierra de Atapuerca vivieron tres tipos de homínidos fósiles consecutivos en el tiempo, la especie representada por los fósiles del yacimiento de la Sima del Elefante (aún por determinar), el Homo antecessor (en el nivel TD6 de Gran Dolina) y el Homo heidelbergensis (en la Sima de los Huesos y la Galería; Fig. 10), que ocuparon las cavidades de esta sierra burgalesa durante el Pleistoceno Inferior y el Pleistoceno Medio, respectivamente. Aunque las primeras evidencias de presencia humana en la Sierra de Atapuerca (que incluyen los fósiles humanos más antiguos del continente) se documentan en los niveles inferiores de la Sima del Elefante, es en la secuencia de Gran Dolina en donde mejor puede estudiarse la historia de las ocupaciones humanas en la Sierra de Atapuerca durante el Pleistoceno Inferior y Medio. En los niveles inferiores de este yacimiento (TD4) se han recuperado varios cantos de cuarcita toscamente trabajados que dan testimonio de una industria muy arcaica, de tipo Olduvayense (Modo 1). Por la escasez de los hallazgos parece tratarse de visitas esporádicas, posiblemente para refugiarse o abastecerse de animales muertos. En niveles superiores se observa una mayor intensidad en la ocupación humana de la Sierra, aumentando el número de visitas, que eran cada vez más prolongadas, según se desprende del número de útiles recuperados. Estas piezas de industria están confeccionadas en su mayoría de sílex, material muy apto para la fabricación de instrumentos líticos. Se trata de una evidencia de

Figura 10. Detalle del cuadro de excavación T-16 en 1992 (Sima de los Huesos). Arriba se observa el Cráneo 4 y a la izquierda un fragmento del Cráneo 5, ambos pertenecientes a la especie Homo heildelbergensis (Foto cortesía de Javier Trueba).

Los fósiles humanos recuperados de Homo antecessor (Carbonell et al., 1995) representan a una especie humana que vivió en Europa y África durante el Pleistoceno Inferior. A partir del estudio de sus fósiles se ha llegado a la conclusión de que esta especie constituye la última antepasada común de los linajes de los neandertales y de los humanos modernos (Bermúdez de Castro et al., 1997). La fracción de la población de Homo antecessor que llegó a Europa desde tierras africanas dio lugar, por evolución, a la especie Homo heidelbergensis (representada en la Sima de los Huesos, Fig. 9) que, a su vez, es la antecesora de los neandertales (Homo neanderthalensis), que poblaron posteriormente Europa. Los restos humanos de Homo antecessor hallados hasta la fecha corresponden a un número mínimo de seis individuos: dos niños de entre 3 y 4 años, uno de 11 años, otro de 13 años y dos adultos jóvenes de no más de 20 años (Carbonell et al., 1995 y Bermúdez de Castro et al., 1997). A partir de análisis anatómicos y estudios realizados con el concurso de microscopía electrónica, se ha podido constatar la existencia de marcas de corte en un gran

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número de fósiles humanos, cuya morfología y situación anatómica indican que fueron realizadas durante el proceso de descarnamiento de los cadáveres, documentándose así el caso de canibalismo más antiguo conocido. El origen de la extraordinaria acumulación de fósiles humanos de la Sima de los Huesos constituye un problema de difícil solución. En el yacimiento no aparece ningún fósil de herbívoro ni los huesos están alterados por la acción de los depredadores, lo que descarta que se trate del cubil de un carnívoro. La ausencia de herbívoros e industria lítica muestra que tampoco se trata de un lugar habitual de ocupación humana. Además, este yacimiento es excepcional por haberse recuperado en él restos humanos de todo el esqueleto, lo que significa que la acumulación original consistía en cadáveres y no en huesos aislados. Con estos datos, la hipótesis más razonable es la de proponer un origen antrópico para la acumulación (Arsuaga et al., 1990 y 1997) lo que constituiría, con mucho, la evidencia más antigua de práctica funeraria y de comportamiento simbólico. Por otra parte, las investigaciones realizadas a partir de los fósiles humanos de la Sima de los Huesos han demostrado que se trataba de personas mucho más corpulentas que las actuales y de una estatura equivalente a la de una población humana moderna. También ha sido posible demostrar que, contra lo que pensaban muchos, las diferencias de tamaño corporal entre las mujeres y los varones eran del mismo grado que las que existen en la actualidad. 5. AGRADECIMIENTOS Agradecemos a todos los miembros de la Asociación Española para la Enseñanza de las Ciencias de la Tierra (AEPECT) por su asistencia a este XV Simposio sobre Enseñanza de la Geología. A todo el equipo de Atapuerca que con su trabajo, tanto durante las campañas de excavación como en su estudio de laboratorio, permiten que haya fósiles para estudiar. A la Junta de Castilla y León, al Ministerio de Ciencia y Tecnología (Proyecto BOS2003-08938-C03-01), al Consejo superior de Investigaciones Científicas, a la Fundación Atapuerca, al Instituto Nacional de Empleo por su continua colaboración económica e institucional que hacen que el proyecto Atapuerca siga adelante. Finalmente, a todas las Universidades Españolas en las que trabajan los miembros investigadores de este proyecto (Universidad Complutense de Madrid, Universidad de Alcalá, Universidad de Burgos, Universidad Rovira i Virgili, Universidad de Zaragoza y Universidad del País Vasco).

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V. Mapa de la provincia de Guadalajara


LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA EN LA PROVINCIA DE GUADALAJARA. 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]

2

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

( )

INTRODUCCIÓN La cartografía geológica de la provincia de Guadalajara, al igual que la del resto de España, se inicia en la segunda mitad del siglo XIX. En un principio su historia está vinculada al espectacular desarrollo que a partir de 1830 tuvo la minería en nuestro país, cuando tras el abandono de América, la búsqueda de recursos minerales se centró de nuevo en la península. Por aquel entonces en Guadalajara se encontraba uno de los principales distritos mineros de la época: Hiendelaencina y el interés que despertó este distrito dio lugar a la rápida exploración de la geología del Norte de la provincia. En general la cartografía geológica comenzó a desarrollarse un poco más tarde que la minería, hacia 1850 y continúo a lo largo de todo el siglo XX, siendo su principal impulsor el actual Instituto Geológico y Minero de España (IGME), organismo responsable de tal actividad desde su creación (García Cortés, 2005). En 1849 bajo el reinado de Isabel II y a instancias del entonces Ministro de Comercio, Instrucción y Obras Públicas D. Juan Bravo Murillo, fue creada la «Comisión para la Carta Geológica de Madrid y General del Reino» mediante Real Decreto de 12 de julio de 1849, si bien muy pronto pasó a llamarse «Comisión del Mapa Geológico de España», hasta 1910 que tomó el nombre de «Instituto Geológico de España». En 1927 este organismo se reorganizó pasándo a llamarse «Instituto Geológico y Minero de España (IGME)», denominación que mantiene prácticamente hasta la actualidad, tras un bre-

ve paréntesis en el que tomó el nombre de «Instituto Tecnológico y Geominero de España» (1988-2001). Una de las muchas funciones de este organismo fue y es entre otras, como figura en sus actuales estatutos, la realización y mantenimiento de la cartografía geológica de todo el territorio español.

LOS PRIMEROS MAPAS GEOLÓGICOS EN ESPAÑA Los primeros mapas geológicos españoles se realizaron entre los años 1830 y 1850 (Solé Sabaris, 1983, García Cortes, 2005, Gutiérrez y Rubio, 2007). Destacan entre ellos el primer mapa geológico español: el «Mapa petrográfico del Reino de Galicia» a escala 1:400.000, de G. Schulz (1834) y el «Croquis Geognóstico de la Cuenca del Duero», a escala aproximada 1:1.000.000, de Ezquerra del Bayo (1845). La calidad de estos mapas demuestra que en aquellos años ya había en España especialistas capaces de realizar mapas geológicos como los que se hacían en Europa. El primer Mapa Geológico de España fue realizado por Ezquerra del Bayo y fue publicado en Stuttgart en 1850 con el título de «Bosquejo Geognóstico de España» a una escala aproximada de 1:5.000.000. Este es el primer mapa en el que aparece la geología de la provincia de Guadalajara (Fig. 1); las rocas se representan en este mapa en seis grupos diferentes, lo que es un grado de diferenciación adecuado para su época, pero los límites entre los grupos de rocas cartografiados son aún poco

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LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA EN LA PROVINCIA DE GUADALAJARA. HISTORIA Y SITUACIÓN ACTUAL

precisos agrupando a los materiales jurásicos con los afloramientos cretácicos y terciarios y asignándoles tal edad. Es de destacar que en este mapa aún hay una parte del Sur de la provincia, el Alto Tajo, que aparece en blanco, lo que nos sugiere que su geología en esos tiempos era en ese momento desconocida, quizás entre otras causas por la dificultad de accesibilidad a esta comarca.

quejo general geológico de España formado por los documentos existentes hasta fin de 1863». Los mapas se comienzan a publicar ya avanzada la segunda mitad del siglo XIX, y se denominan así al realizado por Federico Botella (1879) o al gran «Mapa Mural a escala 1:400.000 de Fernández de Castro y colaboradores (1889)». En todos estos mapas aparece ya representada en su totalidad la geología de la provincia de Guadalajara. PRIMEROS MAPAS GEOLÓGICOS DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA

Figura 1, Primer Mapa Geológico de la Provincia de Guadalajara. Fragmento tomado de la zona central del Bosquejo Geognóstico de España, de Joaquín Ezquerra del Bayo (1850) y parte de su leyenda. Este mapa es considerado el primer esbozo del Mapa Geológico de España. Biblioteca del IGME.

Durante el siglo XIX la «Comisión del Mapa Geológico de España» producen dos grandes tipos de cartografías: «bosquejos» y «mapas». Los bosquejos fueron síntesis ejecutadas por uno o dos autores, que partían de conocimientos desiguales y siempre incompletos del territorio; los mapas, sintetizaban un conjunto de trabajos homogéneos que respondían a unas reglas de representación y cubrían todo el territorio. Entre los mapas geológicos generales se consideran bosquejos, el mapa anteriormente comentado de Joaquín Ezquerra del Bayo (1851) y el mapa de Amalio Maestre (1863), jefe de la Brigada Geológica de la Junta de Estadística (antigua Comisión), publicado como «Bos-

La Comisión para la Carta Geológica de Madrid y General del Reino inició en 1849 sus trabajos cartográficos, empezando a publicar en 1853 los primeros mapas provinciales a escala 1:400.000. Comenzó así la publicación sistemática de una serie de mapas geológicos provinciales con el objetivo de cubrir la totalidad del país a esta escala. Es de destacar que se iniciaron sin unas normas expresas para su elaboración, ya que éstas no fueron formalmente establecidas por la Comisión hasta 1857, modificándose posteriormente por Decreto de 18 de marzo de 1873 (Fernández de Castro, 1876). El primer mapa geológico provincial fue el de Madrid, realizado en 1852 y publicado un año más tarde por Casiano de Prado. En 1853, de Prado realiza también el Mapa Geológico de la Provincia de Segovia, y en 1854 los de Valladolid y Palencia. En estos años, y en los siguientes, se iniciaron además los mapas de otras provincias: Oviedo, Barcelona, Navarra, Burgos, etc, a cargo de los Ingenieros, Schulz, Bauzá, Maestre o Aránzazu. Este último, que había participado con Casiano de Prado en la realización del Mapa de la Provincia de Madrid, sería el encargado de trazar el primer mapa geológico provincial de Guadalajara. Entre 1853 y 1888, la Comisión realizó al menos una versión de todos los mapas provinciales a escala 1:400.000 con sus correspondientes memorias (García Cortés, 2005). Es de destacar que para algunos mapas pasaron años desde que se realizaron hasta que pudieron 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 Provincia de Guadalajara, cuyo primer trazado se debe a este mismo Ingeniero, D. Juan Manuel Aránzazu (Fernández de Castro, 1874, Aranzazu, 1877). Aranzazu terminó el mapa en 1867, pero permaneció inédito hasta 1877. En ese año se publicó en el Boletín de la Comisión, conjunta-

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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 formando parte de un conjunto con los mapas de las provincias de Burgos, Logroño y Soria. Esta lámina ilustraba el artículo, «Apuntes para una descripción físico-geológica de las provincias de Burgos, Logroño, Soria y Guadalajara», publicado en el Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España, en el que se describía de una forma muy somera la geología de esta amplia región de la Cordillera Ibérica. Biblioteca IGME.

mente con los mapas de las provincias de Burgos, Logroño y Soria, en una lámina en blanco y negro y a escala 1:1.000.000 (Fig. 2). La lámina ilustraba un artículo, «Apuntes para una descripción físico-geológica de las provincias de Burgos, Logroño, Soria y Guadalajara», en el que se describía de una forma muy somera la geología de esta amplia región de la Cordillera Ibérica. Los primeros datos obtenidos al elaborar este mapa se utilizaron ya en el Mapa Geológico General de Amalio Maestre (1864) a escala 1:2.000.000 en la «síntesis de los trabajos de la Comisión del Mapa Geológico de España realizados hasta fin de 1863», y sobre todo en el Mapa Geológico de España y Portugal de Federico Botella y de Hornos de 1879, a escala 1:2.000.000 (Fig. 3). El segundo Mapa Geológico de la Provincia de Guadalajara y el más conocido (Fig. 4), es obra del insigne Ingeniero de Montes D. Carlos Castel, se publicó también en el Boletín de la Comisión, en 1881, como una lámina que acompañaba a la memoria Geológica de la provincia (Castel, 1881). Este mapa publicado a escala 1:400.000, supone un importante avance en el conocimiento de la geología de Guadalajara y permite reconocer sus principales unidades geológica y su estructura más general.

Los datos obtenidos en la elaboración de este mapa se incorporaron también al mapa General de España a escala 1:400.000 publicado 1889 bajo la dirección de Fernández de Castro.

Figura 3. Geología de la provincia de Guadalajara en el Mapa Geológico de España y Portugal de Federico Botella y de Hornos de 1879, a escala 1:2.000.000. Biblioteca IGME.

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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 DE ESPAÑA A ESCALA 1.50.000 Iniciado el siglo XX y con motivo de la celebración del Congreso Internacional en Madrid en 1926, el Instituto Geológico y Minero de España da un importante impulso cartográfico con el comienzo de un plan sistemático de cartografía geológica que marcaría un hito importante en la historia de la cartografía española: la 1ª Serie del Mapa Geológico de España a escala 1:50.000. De esta Serie se publicaron unas 450 hojas geológicas de las 1180 hojas posibles, las últimas se publicaron entre 1972 y 1973 (Fig. 6). Se trata de unas hojas geológicas que estaban constituidas por un mapa en color con representación de unidades cronoestratigráficas diferenciadas mediante simbología alfabética; a la derecha del mapa figura la leyenda, formada por cajetines independientes superpuestos, con indicación de la edad y la simbología utilizada en el mapa, información estructural, información de indicios mineros, sondeos, yacimientos fósiles; además contienen información sobra la base planimétrica y altimétrica procedente de los mapas a la misma escala del entonces

Instituto Geográfico y Catastral; en la memoria o en hoja aparte se incluyen los cortes geológicos en blanco y negro o en color; la memoria explicativa incluye abundante material gráfico, ilustraciones y fotografías.

Figura 5. Relación de Hojas geológicas a escala 1.50.000 correspondientes a la 1ª Serie realizadas por el IGME durante el periodo 1926-1973 en la provincia de Guadalajara.

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A partir de 1963 se cede el ritmo de publicación del Mapa y tras una experiencia piloto en la hoja de Benavides, comienzan a encargarse la realización de las hojas a profesores de la universidad, investigadores o especialistas de reconocido prestigio; estas «nuevas» hojas comienzan a publicarse a partir de 1969 y continua hasta que se da por terminada la edición de este mapa en 1972. Son estos mapas de una muy superior calidad que introducen además modificaciones tales como incluir un esquema tectónico a escala 1:200.000, incorporan cortes geológicos en color en la misma hoja. Las mejoras en la cartografía no van acompañadas en la memoria, al contrario esta se reduce en contenidos y se eliminan las fotografías. Aunque en conjunto las hojas de esta serie fueron de irregular calidad científico-técnica y cartográfica, debido en gran parte a la falta de medios técnicos adecuados, constituyeron una información de partida muy valiosa para el desarrollo de las siguientes series cartográficas. Esta labor sistemática del IGME se vio complementada con la edición de diversas cartografías geológicas provinciales y de territorios de ultramar a diversas escalas además de un mapa geológico de la Península Ibérica, Baleares y Canarias a escala 1:1.000.000, en la que lógicamente, la geología de la provincia se encontraba representada en dicho mapa. La provincia de Guadalajara formaba parte de la 4ª región junto con las provincias de Valladolid, Ávila,

Segovia y Madrid, de acuerdo con la división establecida en aquel entonces por el Instituto Geológico y Minero de España. Durante los años en el que duró la realización de esta serie en Guadalajara llevó a cabo una importante actividad cartográfica y se hicieron 20 de las 37 hojas del MTN que abarca la provincia, es decir se llevó a cabo casi el 60% de las hojas, algo más que la media de lo realizado a nivel nacional, que fue poco más del 40%. Entrar en consideración de cómo se realizaron las hojas de la Primera Serie del Mapa Geológico a escala 1:50.000 es en gran medida resumir la historia cartográfica de esta obra, ya que en la provincia de Guadalajara se hicieron hojas en todos los periodos significativos de ejecución 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 las realizaron algunos de los más significados ingenieros y geólogos de cada uno de estos periodos; e incluso por que sobre ellas concurren alguno de los datos más curiosos, por ejemplo que una de estas hojas es la primera y otra una de las últimas que se hicieron de este mapa (Alcalá de Henares, publicada en 1928 y Peralejos de las Truchas publicada en 1972) o que la Hoja de Alcalá de Henares, es una de las tres o cuatro que cuenta con una segunda edición (la primera realizada en 1928 por José Royo Gómez y la segunda en 1971 por Serafín Carro y Ramón Capote) (Tabla 1).

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

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De las hojas de la provincia de Guadalajara realizadas antes de la Guerra Civil, se hicieron además de la ya citada de Alcalá de Henares, las hojas: 460 Hiendelaencina con orden de publicación (o.p.) número 4 y editada en 1928; 535 Algete (o.p. 17) también publicada en 1928, 433 Atienza (o.p. 23). Desde una perspectiva actual y en comparación con las equivalentes de la serie MAGNA, estos mapas pueden parecer poco precisos y de poca calidad, pero para su época supusieron un importante avance en el conocimiento geológico. Hay que tener en cuenta que estas hojas fueron trazadas directamente sobre el terreno, con falta de infraestructuras, escasos medios, sin ayuda de fotografías aéreas y partiendo de un sucinto conocimiento geológico regional. Durante el periodo de la II República, en la provincia de Guadalajara, no se realizó ninguna hoja. En 1936 la producción cartográfica del IGME quedó interrumpida, y encontrándose en ejecución dos mapas de la provincia: Sigüenza y Barahona, según se observa en la relación de hojas que se incluía en la contraportada de las Memorias. De las que a nivel nacional que se tenía previsto editar ese año, sólo se publicaron cuatro de ellas, quedando las dos de Guadalajara sin terminar y por lo tanto sin publicar: Sigüenza (o.p. 66) y Barahona (o.p. 67). En la provincia de Guadalajara no volvió a realizarse ninguna hoja hasta 1949, si exceptuamos la nº 607 que solo incluye una pequeñísima parte de la provincia y que se hizo en 1946. Entre 1949 y 1951 se publicaron, bajo la dirección de José García Siñeriz, seis hojas en las que está 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 geológicamente diferentes, la Alcarria, al suroeste (hojas nºs 561, 562, 584, 585) y la zona central de la provincia (hojas nºs 461, 487, 488); los mapas de la comarca de La Alcarria, fueron realizados por Juan Kindelán. Las hojas del sector central de la provincia, donde los trabajos cartográficos quedaron interrumpidos por la Guerra Civil, son realizadas, la nº 488 Ablanque por José Meseguer y la nº 487 Ledanca por Juan Kindelán y la ya comentada hoja de Sigüenza por Luís Jordana y Juan Kindelán. La calidad de estas hojas es muy irregular. Aunque en 1950 habían pasado mas de veinte años desde que se inició esta Primera Serie del Mapa Geológico a escala 1:50.000, se

sigue utilizando una división estratigráfica superada y no se incluyen datos sobre la estructura geológica, no estando la precisión geológica adecuada al progreso de los tiempos. En 1957 se realiza una nueva hoja, la nº 462 (o.p. 285) Maranchón, siendo los autores de la misma José Castell y Serafín de la Concha. Este mapa llevado a cabo a mitad de los años cincuenta merece un comentario adicional, es en su trazado y calidad semejante a los realizados anteriormente en la zona central de la provincia, y su memoria muestra un intento de dar mayor calidad, describiéndose con mayor detalle la paleontología y dedicándose más extensión a otros apartados. Destaca en ella la inclusión de una fotografía aérea de Aguilar de Anguita, interpretada en un calco, donde dejan ver que conocen esta nueva técnica que será decisiva en un futuro para la cartografía geológica, pero el mapa no parece ser resultado de una fotointerpretación. Entre 1962 y 1964, Serafín de la Concha realiza las hojas nº 485 (o.p. 344) Valdepeñas de la Sierra y nº 486 (o.p. 356) Jadraque. Son mapas que incluyen más información que los confeccionados en la década de los cincuenta y son realizados en un momento en que la cartografía empieza a encargarse a profesores e investigadores de la Universidad coincidiendo con la que será última etapa de esta obra cartográfica. A comienzos de los años setenta se llevan a cabo las hojas nºs 536 (o.p. 432) y 537 (o.p. 433) cuyos autores son R. Capote y S. Carro, así como la hoja nº 539 (o.p. 450) realizada por F. Meléndez. Estos mapas de mayor calidad que los anteriores, son un avance de lo que van a ser las hojas MAGNA 2.ª serie. Incluyen en el propio mapa, esquemas tectónicos, cortes geológicos y en la hoja de Peralejo de las Truchas, una leyenda en forma de columna estratigráfica, autentico avance previo de lo que será la incorporación de las columnas estratigráficas a las hojas.

EL PLAN MAGNA. EL MAPA GEOLÓGICO DE ESPAÑA A ESCALA 1:50.000. SEGUNDA SERIE Durante los años 1970 y 1971 se elaboró en el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) un nuevo Plan de cartografía geológica sistemática cuyo objetivo era dotar al país de una infraestructura geológica de calidad uniforme, con un formato y unas normativas también homogéneas. Para este nuevo plan cartográfico denominado Plan MAGNA (Mapa Geológico de España

361


a escala 1:50.000) se estableció un plazo de 16 años para la ejecución de la totalidad de las hojas que cubren el territorio español, si bien tardo en realizarse 30 años. La programación del Plan MAGNA se llevó a cabo de acuerdo con las prioridades de los sectores necesitados de esta infraestructura (minería, obras públicas, agricultura, planificación económica, etc..) para lo cual se realizó una encuesta en los sectores público y privado. Para la evaluación y valoración económica del proyecto MAGNA, se tuvieron en cuenta parámetros como la dificultad geológica, tipos y superficie de terrenos que integran la hoja, información existente, accesibilidad, climatología, etc. El proyecto suponía la realización de 1180 hojas usando como base de representación cartográfica el mapa topográfico a la misma escala del Servicio Geográfico del Ejército. El Plan MAGNA se inició con la realización previa y publicación, de una síntesis de la cartografía geológica a escala 1:200.000 y a partir de esta se definió el estado de conocimiento y se vieron las lagunas existentes en la información cartográfica disponible. En 1971 comenzó la realización de una serie de hojas «piloto» en diferentes regiones geológicas, que sirvieran de punto de partida para el establecimiento de unas normativas y una metodología de ejecución que contemplara tanto los aspectos científicos como técnicos, para la elaboración del mapa geológico, así como los procedimientos para el control de calidad de la ejecución de estos mapas. Entre los años 1972 y 1976 el ritmo de ejecución de hojas geológicas fue muy rápido, descendiendo a partir de 1977. En 1980 se realizó una revisión de la normativa de ejecución de esta cartografía, estableciéndose, unas especificaciones más detalladas acerca de la composición del Mapa y de la Memoria, en un documento denominado «Modelo de Hoja, 2ª edición». También se introdujeron cambios en la notación para identificar las unidades cartografiadas, pasándose de un sistema alfabético con índices y subíndices a un sistema numérico correlativo en cada hoja, de más antiguo a más moderno. También se modificó y amplió toda la simbología de carácter estructural. En el periodo 1980-1986 el ritmo de producción de hojas MAGNA se redujo aunque la calidad media de los mapas mejoró notablemente. A partir de 1986 se introdujo un capítulo de geomorfología en la memoria y un Mapa Geomorfológico en blanco y negro, realizado a escala 1:50.000 pero editado reducido a escala 1:100.000.

En 1991 se produce una revisión y ampliación de la Normativa del Plan MAGNA. La ampliación más importante es la introducción de un Mapa Geomorfológico a escala 1:50.000 en color. También se aprovecha para modificar el contenido del mapa geológico con la introducción de información hidrogeológica e información de indicios y/o yacimientos minerales. Se incorpora además información sobre puntos de interés geológico, geofísica, sondeos y las características geotécnicas generales de los materiales aflorantes. Entre 1990 y 1992 vuelve a incrementarse el ritmo de producción cartográfica y se realiza un alto número de hojas. En el año 2003, después de 30 años de iniciarse el proyecto, finaliza la realización de la cartografía del Plan MAGNA, si bien a día de hoy aún quedan algunas hojas en proceso de edición. En la provincia de Guadalajara las primeras hojas de esta Segunda Serie comenzaron a realizarse a comienzos de los años 70. La primera de ellas, la Hoja nº 510 Marchámalo, data del año 1972 y fue considerada como una de las hojas piloto seleccionadas para la puesta en marcha de este nuevo Plan, si bien esta hoja sería realizada posteriormente de nuevo en 1978, de acuerdo con la puesta en marcha de la nueva normativa (Tabla 2). En 1973, se realizan las hojas nºs 584 Mondejar y 607 Tarancón, localizadas en el sector meridional de la provincia, en el límite con las de Cuenca y Madrid, publicándose dos años después de su realización, en 1975. A partir de entonces el IGME da un importante impulso a la cartografía en las distintas unidades geológicas de la península, abordando la realización de las mismas con carácter regional y en periodos de tiempo bianuales, realizándose las mismas preferentemente agrupada, en bloques, con el fin de homogeneizar al máximo la información vertida en ellas. En 1978 se lleva a cabo la cartografía de una parte del sector septentrional de la Cordillera Ibérica, concretamente las hojas nºs 433 Atienza, 434 Barahona, 461 Sigüenza, 462 Maranchón y 463 Milmarcos. Entre 1979 y 1980 se realizan las hojas 460 Hiendelaencina, 488 Ablanque, 489 Molina de Aragón, 490 Odón, 513 Zaorejas, 514 Taravilla, 515 El Pobo de Dueñas y 540 Checa. En 10 años se había realizado la cartografía de casi la mitad de la provincia, lo que significaba un importante impulso de la misma en la región y en el conocimiento geológico de esta provincia en relación con otras regiones españolas.

362


Tabla 2. Relación de hojas de la 2ª serie del Mapa Geologico de España, 1:50.000, MAGNA de la provincia de Guadalajara

458

459 460 461 462 463 464 485 486 487

488

489

490 510

511 512 513

ESQUEMA DE SITUACIÓN

MAPA GEOLÓGICO DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA

Mar Cantábrico Cantábrica

Pirineos

r

Atlántico

Cuenca del Duero

Cord

illera

e

ma C

Me

dite

Tajo

r

rrá

y

Siste

Montes de Toledo

na

tala

Ca

ro

ste

Co

al ntr Cuenca

ica ér Ib

Oceano

s

Cuenca del Ebro

neo

Cordillera

14 nca

Cue

11

29

CUATER NARIO

HOLOCENO

30

PLEISTOCENO

29

1

2

3

2

Majaelrayo

2

3

MIOCENO

NEÓGENO

SUPERIOR

26

26 Calizas blancas, margas, areniscas y conglomerados. Vallesiense-Turoliense

MEDIO

25

25 Conglomerados, areniscas y lutitas. Aragoniense medio-superior

24

INFERIOR

OLIGOCENO

23

F.W. F.U.

19 18

12

5

6 22

27

18 Areniscas y conglomerados blanco amarillentos. F. Utrillas. Albiense-Cenomaniense

27

rio

J

a

am ar

16

16 Calizas margosas y margas. Oxfordiense sup.-Kimmeridgiense 15 Calizas tableadas y margas. Pliensbanchiense-Oxfordiense inferior

DOGGER

15

14

13 Lutitas rojas y yesos. F. Keuper. Carniense 12 Dolomias, calizas y margas ocres. F. Muschelkalk. Anisiense-Ladiniense

30

9 Areniscas, arcillas, brechas y conglomerados. Autuniense-Saxoniense

25

26

rio Tajuña

19

24 20

29

24

6 Pizarras. Ordovicico superior

4

24

5 Pizarras y cuarcitas. Ordovicico medio

3

2 4.Cuarcitas. Ordovicico inferior

CÁMBRICO

25

19

29

19

19

23

16

19

20

26

23

29

24

2 Cuarcitas y pizarras. Ordovicico inferior

24

15

19

17 20

26

20

rio

25

26

17

14

15

12

14

11 30 15

14

Sacedón

26

14

13

20

25

27 20 25

9

16

14

24

30

27

Checa

24

Auñon

26

Ta juñ a

1 Micaesquistos, metareniscas, pizarras y cuarcitas. Cambrico-Proterozoico superior

29

10

22 23

25

8

19

13

Peralejos de las Truchas

20

11

25

23

18

15

19

18

7

27

15 14

14

15 17

26 25

3 Gneises. Ordovicico inferior

SUP.

15

17

25

1

PROTEROZOICO

5

15

25 20

25

7

12

27

19

GUADALAJARA 29

27

Taravilla

23

res

5

15

El Pobo de Dueñas

15

20

20

ena

ORDOVÍCICO

7 Pizarras negras. Silurico

19

24

7 6

14

27

13

30

8 Calizas y pizarras. Devónico

29

4 8

15

Marchamalo

29

8

SILÚRICO

30

18

Zaorejas

23

23

Tajo rio

12

14

20

23

7

27

13

12

19 20

25

29 11

allo rio G

20

25

24

30

20

24

29

14

12

14

Brihuega

Torija

25

15

18 19

24

Molina de Aragón

15

17

23

27

29

19

19

24

Cifuentes

29

27

11 13

o Taj

PÉRMICO

4

9

Ledanca

11 Conglomerados, areniscas y lutitas rojas. F. Buntsandstein. Scitiense

DEVÓNICO

7 5

15

15

14

13

24

26

9

9

24

11 10

29

1 2

4

5

Ablanque 23

iel

30

10 Rocas volcánicas. Andesitas. Pérmico

14

19

rio Henares

Rio Bad

12

24

7 4 14

18

20

20

9

12

21

Jadraque

14 Carniolas, dolomías y calizas grises. Noriense-Sinemuriense

13

19

18

Humanes

28

12

27

15

rio

F.B. F.M. F.K.

LIAS

6

15

Algora

25

Uceda

19

11

20

17

MALM

13 18

22

14

18

20

25

20

18

12 13

22

19

Maranchón 11 Alcolea del Pinar

20 19

rio Dulce

29

23

Milmarcos 19

19

14

Sigüenza

24

27

30

14

18

19

22

27

2 22

21

19 Calizas, margas y dolomías. Cenomaniense-Turoniense

29

26

Cogolludo 20

25

9

23

18

13

14

11

23

11

19 19

Valdepeñas de la Sierra

1

4

9

21 Lutitas rojas, areniscas, margas, yesos y dolomías. Campaniense-Paleoceno

17 Areniscas, lutitas rojas y calizas. F. Weald. Valanginiense-Barremiense

5

e rio Sorb

CRETÁCICO

5

12

20

Tamajón

23 Conglomerados, areniscas, lutitas y calizas. Eoceno superior-Oligoceno

20 Dolomias masivas, tableadas y brechas dolomíticas. Turoniense-Campaniense

20

TRIÁSICO

18

24 Lutitas, areniscas, conglomerados y yesos. Aragoniense inferior-medio

PALEOCENO

SUPERIOR

11

20

24

14 19

20

a ov orn

22

INFERIOR

JURÁSICO

4

24

18

18

5

4

2

15

13

4

2

22 Yesos y margas grises. Campaniense-Eoceno medio

EOCENO

21

MESOZOICO

27

2

27

rio H

CENOZOICO

27

Hiendelaencina

27

4

B rio

PALEÓGENO

27 Conglomerados cuarcíticos y areniscas. Turoliense-Rusciniense

Cordilleras alpinas

13

14 14

11

3

Cuencas cenozoicas

Zona Axial Pirenaica y C. Costera Catalana

20 25

5

Macizo Ibérico

8

7

30

4

27

5

28 Gravas cuarcíticas (rañas). Villafranquiense-Pleistoceno

6 5

2

29 Gravas, arenas y arcillas con cantos y bloques. Pleistoceno

PLIOCENO

11

6

28

PALE O Z O I C O

Atienza 4

4

3

11

12

10 9

6

2

30 Gravas, arenas y arcillas. Holoceno

12

13

2

CORDILLERAS ALPINAS Y CUENCAS CENOZOICAS

MACIZO IBÉRICO Y ZONA PIRENAICA

13

19

5

LEYENDA

Mar de Alborán

14

11

18

6

Co

12

23 20 11

B

dalq lera rdil

Gua

I

Campisabalos

del

a étic

uivir

Baleares

Ma r

Mar Cantábrico

20

24 24

23

19

N

Pastrana

14

23

25 22 23

25

DISTRIBUCIÓN DE HOJAS DEL M.T.N.

Almonacid de Zorita

Mondejar

20 19

29

rio

25

20

o Taj

Escala 1:500.000 0

25 26

26

29

20

30 km

25

30 24

10

17

24 26

Instituto Geológico y Minero de España Fabián López Olmedo Año 2008

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Tabla 2. (Continuación)

Durante los años 80 la actividad cartográfica por parte del IGME en la provincia de Guadalajara continúa y se siguen realizando hojas geológicas. En los primeros cinco años 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 Alcalá de Henares y 565 Tragacete. Durante la segunda mitad se llevan a cabo las hoja nos 487 Ledanca, 512 Cifuentes, 538 Valdeolivas, 539 Peralejos de las Truchas y 564 Fuertescusa. Es decir durante esta década se realizaron un gran número de mapas geológicos de distintas zonas de la provincia: Alcarria, Corredor del Henares, borde meridional del Sistema Central y Cordillera Ibérica, cubriéndose así buena parte del territorio.

Finalmente durante los primeros años de los años 90, es cuando se da el último impulso para terminar la cartografía geológica de la provincia. Así se realizan las hojas nºs 537 Auñón, 561 Pastrana, 562 Sacedón y 563 Priego, situadas en la comarca de la Alcarria y las hojas nºs 432 Riaza y 459 Tamajón en la Sierra de Ayllón, completándose de esta forma toda la información geológica a escala 1:50.000 MAGNA de la provincia iniciada a comienzo de los 70 (Fig. 7). En 1995, transcurridos 25 años desde que se iniciaron los primeros trabajos cartográficos de esta nueva serie, la cartografía geológica de la provincia de Guadalajara estaba realizada al completo.

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Figura 6. Hoja geológica a escala 1.50.000 correspondientes a la 2ª Serie MAGNA. Biblioteca IGME.

LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA A ESCALA 1:200.000 Los mapas a escala 1:200.000 es otro tipo de cartográfica geológica emprendida por el IGME. Son mapas de una escala intermedia muy adecuados para realizar síntesis cartográficas. Comenzó su publicación a finales de los años sesenta del pasado siglo de ellos se han realizado dos series «Mapa Geológico de síntesis» o 1ª Serie y el propiamente denominado «Mapa geológico de España» o 2ª Serie. El Mapa Geológico de síntesis de la cartografía existente. 1ª Serie. En 1969 se inicia por primera vez un proyecto de cartografía sistemática a escala 1:200.000 sobre las bases topográficas del Instituto Geográfico y Catastral. Fue concebido como una serie de síntesis geológica de la información existente con el fin de poner de manifiesto el grado de conocimientos que sobre la geología 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, denominándose informalmente como «Serie Azul». El formato de estas hojas era el de un mapa geológico con leyenda en color y esquemas en blanco y negro indicando la procedencia de la información (en el mapa estos cambios en la información disponible se representaban mediante líneas de puntos gruesos). No llevaban cortes ni columnas representativas y las memorias eran breves. De la provincia de Guadalajara se realizó y publicó una cartografía por cuadriculas a escala 1.200.000 que cubrían la totalidad del territorio apareciendo representada la provincia de forma total o parcial en las siguientes hojas: nº 38 Segovia, nº 39 Sigüenza, nº 40 Daroca, nº 45 Madrid, nº 46 Cuenca-Guadalajara y nº 47 Teruel (Fig. 8). Estos mapas sirvieron de base para la realización de otros mapas temáticos a la misma escala como el Mapa Metalogenético cuyo número de hoja y denominación coincide con la de los geológicos, por lo que la cartografía minera de Guadalajara también quedó cubierta en la década de los setenta.

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El Mapa Geológico de España a escala 1:200.000. 2ª Serie. A partir de 1980 se inicia una nueva serie a escala 1:200.000 (1:100.000 en Canarias, Menorca, Ibiza y Formentera) en aquellas áreas en que va finalizando las Hojas del Mapa a escala 1:50.000 (Plan MAGNA). Las características metodológicas y de formato de estas hojas son similares, con el fin de realizar un documento cartográfico de carácter homogéneo, que aborde los problemas geológicos a una escala «regional» como es la escala 1:200.000 (Rodríguez Fernández, 2000). Dado el dilatado espacio de tiempo trascurrido desde que se inició esta serie, más de veinticinco años y el pequeño número de hojas realizadas, ha propiciado que su diseño se haya replanteado en varias ocasiones con el objeto buscar un formato, lo más adecuado posible a las nuevas necesidades que han ido surgiendo en la comunidad geológica y en la sociedad en general.

El nuevo formato, aún manteniendo un diseño similar al actual, contiene modificaciones importantes: así el tipo de leyenda expresa mejor las correlaciones estratigráficas y delimita claramente cada unidad estructural, cuenca o dominio paleogeográfico, se incluye un esquema con las fuentes cartográficas y se pueden incluir esquemas adicionales además del regional y tectónico, tales como el morfoestructural, metamórfico o de facies sedimentarias. La memoria explicativa será de tamaño A4, a doble columna, con abundancia de gráficos y figuras y la inclusión de fotos. Hasta la fecha se han publicado 16 hojas a escala 1:200.000 y 1 hoja a escala 1:100.000. En fase de ejecución y/o edición se encuentran otras 13 hojas. De las realizadas, algunas no editadas, sólo cubren de forma parcial el territorio de la provincia de Guadalajara y son las: nº 38 Segovia, 40 Daroca, 45 Madrid y 47 Teruel.

Figura 7. Hoja geológica a escala 1.200.000 nº 39 Sigüenza correspondientes al Mapa Geológico de España a escala 1:200.000. Síntesis de la cartografía existente. 1ª Serie. Biblioteca del IGME.

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LA CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA A ESCALA 1:50.000 El interés por la cartografía geomorfológica aparece en Europa durante los años cincuenta y sesenta del siglo pasado; en Polonia, Francia, Suiza, Bélgica, Holanda, Italia y Alemania y también en algunos países del Este como Rusia, Hungría y Checoslovaquia. Son mapas detallados sintetizados en cartografías básicas, teóricas o generales que tienen una representación variada y compleja. En España el desarrollo de la cartografía geomorfológica ha estado fuertemente influido por la escuela francesa. Los primeros mapas, realizados fundamentalmente por investigadores extranjeros en la primera mitad del siglo veinte, eran esquemáticos y de carácter regional, y utilizaban una simbología muy simple y particularizada para cada caso. Posteriormente, con el inicio de este tipo de actividad en los departamentos de Geografía y Geología de algunas universidades españolas, comienza la utilización de normativas de carácter analítico elaboradas para uso generalizado. Son mapas de cierto detalle (1:25.000 y 1:50.000 principalmente) que tienen como referencia fundamental el modelo francés. En el año 1978, el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) decidió dar un importante impulso a la realización de mapas geomorfológicos. Para ello, sumó este tipo de mapas a su proyecto cartográfico más emblemático: el Mapa Geológico de España a escala 1:50.000 (Plan MAGNA). Así a la información geológica del mapa, propiamente dicha, se añaden dos documentos cartográficos adicionales: el Mapa Geomorfológico y el Mapa de Formaciones Superficiales. Ambos mapas, realizados sobre bases topográficas a escala 1:50.000, fueron publicados a escala 1:100.000 en monocolor y sin base topográfica, siendo incluidos, convenientemente plegados, en la memoria de la correspondiente hoja geológica. Sendos capítulos de dicha memoria tratan respectivamente de la geomorfología y de las formaciones superficiales. Con este formato fueron editadas 173 hojas del territorio peninsular. En los primeros mapas geomorfológicos ya se recoge el diseño de las cartografías más relevantes o influyentes del momento, específicamente el modelo francés (CNRS, 1970). La geomorfología se organiza en agrupaciones genéticas y, en ocasiones, se incluye una de ellas específicamente para todo aquello funcional (morfodinámica). En 1991, se produce un avance sustancial: la realización y edición a todo color del Mapa Geomorfológico a escala 1:50.000. La esencia de este mapa propuesto por el IGME, sigue siendo, conforme se acepta internacionalmente, la información morfogenética. Dicha información está 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 considera muy importante la información morfocronológica. También se representan de manera individualizada las formas 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 consideración de este tipo de cartografía. Su consecuencia inmediata en el año 2004, a iniciativa de la Dirección de Geología y Geofísica, es la profundización sustancial en aspectos metodológicos y de una normativa que va a redundar muy positivamente en su desarrollo actual con diseño y normativa propios publicados (Martín-Serrano et al., 2004). La cartografía geomorfológica que actualmente realiza el IGME añade una visión dinámica, relativa a los procesos activos, a la representación estática, relacionada con las formas del relieve y las formaciones superficiales, típica de los mapas geomorfológicos más tradicionales. De este modo, la cartografía geomorfológica realizada se convierte en un instrumento más útil de cara a los estudios de riesgos naturales, estudios previos de proyectos de ingeniería, evaluación del impacto ambiental y la planificación territorial. La realización comprende dos tipos de mapas analíticos con información geomorfológica que se publican con la hoja geológica: el Mapa Geomorfológico y el Mapa de Procesos Activos. Además, pero de manera no sistemática, se propone un método para la realización de un tercer mapa sintético: el Mapa de Unidades Geomorfológicas.

Figura 8. Relación de Hojas geomorfológicas realizadas por el IGME durante el periodo 1978-2003 en la provincia de Guadalajara.

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Figura 9. Mapa geomorfológico a escala 1:50.000 según la normativa de 1991. Biblioteca IGME.

Como se ha expuesto en epígrafes anteriores la realización de la cartografía geológica a escala 1:50.000 en la provincia de Guadalajara se llevó a cabo entre los años 70 y los 90 y puesto que los primeros mapas geomorfológicos comenzaron a realizarse a partir del año 1978, se deduce que no toda la provincia tiene cartografía geomorfológica encontrándose parte editada a escala 1:100.000 y la correspondiente a las hojas más recientes a escala 1:50.000, es decir las realizadas a partir del año 1991, año en que se apuesta por la edición a todo color del mapa geomorfológico. Del total de hojas 1:50.000 que abarcan la provincia de Guadalajara, existen mapas geomorfológicos de una buena parte de ellas (Fig. 8). Concretamente hay realizadas 19 hojas geomorfológicas y de acuerdo con el proceso cronológico de realización de las hojas geológicas, solo hay información geomorfológica de las posteriores a 1978 y de las realizadas con anterioridad a 1991, donde el mapa geomorfológico esta a escala 100.000 y va acompañado también de un Mapa de Formaciones Superficiales a la misma escala. A partir de 1991 los mapas geomorfológicos se encuentran editados a escala 1:50.000 y a todo color de acuerdo a la nueva normativa desarrollada.

A titulo informativo los mapas geomorfológicos que se encuentran editados a escala 1:100.000 e incluidos en la memoria están las hojas nºs: 464 Used, 485 Valdepeñas de la Sierra, 486 Jadraque, 487 Ledanca, 490 Odón, 510 Marchamalo, 511 Brihuega, 512 Cifuentes, 535 Algete, 536 Guadalajara, 538 Valdeolivas, 539 Peralejos de las Truchas, 560 Alcalá de Henares y 565 Tragacete. A escala 1:50.000 y editados a todo color se encuentran solo las hojas nºs 432 Riaza, 459 Tamajón, 537 Auñon, 561 Pastrana y 562 Sacedón (Fig. 8).

SITUACIÓN ACTUAL. CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA CONTINUA EN FORMATO DIGITAL A ESCALA 1:50.000. EL PLAN GEODE La incorporación en los últimos años de las nuevas tecnologías de sistemas de información geoespacial, permite asociar bases de datos georreferenciadas a la cartografía geocientífica y producir documentos cartográficos tanto sistemáticos como a petición del usuario.

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El Plan GEODE es el último plan cartográfico que el IGME está llevando a cabo y centra su objetivo en la obtención de una cartografía geológica continua digital a escala 1:50.000 basado en el MAGNA de toda la Península y Mallorca y a escala 1:25.000 del resto del territorio nacional, principalmente del insular. El producto resultante es un mapa geológico continuo que se realiza a partir de la agrupación de las hojas MAGNA agrupadas en 20 regiones geológicas con leyendas específicas para cada una de ellas. Este Plan se encuentra asistido por el Proyecto BADAFÍ (Base de Datos y Funcionalidades Informáticas), proyecto que tiene como misión fundamental la creación de un Sistema de Información que permite la explotación de la información generada. El sistema se plantea como un conjunto de datos y funcionalidades y está dotado de un servicio de publicación de mapas accesible desde Internet y donde el usuario pueda cubrir su demanda a nivel geológico, geográfico o geopolítico. Debido al gran número de proyectos regionales involucrados y su ejecución casi simultánea, el proyecto BADAFI planteó como uno de sus primeros objetivos la elaboración de una normativa que permitiera sistematizar la recepción de información procedente de todos los Proyectos Regionales. En su primera etapa, se acometió las tareas de diseñar, estructurar y generar la Base de Datos, almacén para la totalidad de la información geológica proveniente del Plan GEODE así como la cobertura geográfica, MTN a escala 1:25.000, procedente del Instituto Geográfico Nacional (IGN). Esta base geográfica es la referencia de esta nueva cartografía geológica, por lo que es conforme con la misma a la escala de realización del mapa en cuanto a límites costeros, administrativos, etc. La realización del Mapa geológico continuo en formato digital viene dada por la necesidad de adecuar la información del Plan MAGNA a los nuevos soportes de información digital, que permitan optimizar su aprovechamiento para su utilización en diferentes campos del saber y sectores sociales, dada la creciente demanda de cartografía geológica que existe por parte de los usuarios. El objetivo es conseguir un mapa geológico continuo y homogéneo de todo el país, basado en la cartografía MAGNA, eliminando los cambios de adscripción de unidades geológicas y las heterogeneidades de información. Cada hoja está constituida únicamente por el Mapa geológico y una leyenda de carácter regional unificada y referenciada a cada una de las grandes unidades geológicas. De esta forma, se podrá suministrar al usuario una información cartográfica parcialmente actualizada for-

mato digital, complementario de la suministrada por las hojas y memoria del MAGNA editado. En la actualidad el IGME está llevando a cabo la generación de este tipo de cartografía geológica continua en formato digital de todas las unidades geológicas peninsulares y en particular las que se localizan en la provincia de Guadalajara. Concretamente se están realizando dos proyectos denominados Geode Ibérica y Geode Tajo que abarcan todo el territorio, siendo previsible su disposición en internet en un plazo de tiempo relativamente corto.

AGRADECIMIENTOS Este trabajo ha sido realizado como parte de las actividades de IBERCRETA (Cretácico Medio y Superior de la Cuenca Ibérica), Grupo de Investigación Registrado de la UAH con referencia CCTE2007-R23. Agradecemos al Instituto Geológico y Minero de España (IGME) las facilidades para la realización de este artículo y en particular a la Biblioteca de dicho Organismo por la información facilitada. REFERENCIAS Aranzazu, J. M. de, (1877): Apuntes para una descripción físico-geológica de las provincias de Burgos, Logroño, Soria y Guadalajara. Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España, 4, 1-47. Castel, C., (1880): Descripción física, geognóstica, agrícola y forestal de la provincia de Guadalajara. Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España, 7, 331-395. Castel, C., (1881): Provincia de Guadalajara. Descripción Geológica. Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España ,8, 157-264. Castel, C., (1882): Provincia de Guadalajara descripción agrícola y forestal. Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España, 9, 123-214. Ezquerra del Bayo, J., (1850): Geognostische ÜbersichtsKarte von Spanien. Stuttgart. Ezquerra del Bayo, J., (1845): Sobre los antiguos diques de la Cuenca terciaria del Duero, acompañado del Croquis Geognóstico de la Cuenca terciaria del Duero con los diques en que halla encerrada. Anales de Minas, 3, 317-350 y Lam. IV. Ezquerra, J., (1850): Escursión (sic) geológica desde Hiendelaencina á Trillo y á Ablanque, en la parte de la

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provincia de Guadalajara conocida con el nombre de Alcarria. Revista minera, 1, 289-299. Fernández de Castro, M., (1874): Notas para el estudio bibliográfico sobre los orígenes del actual y el estado actual del mapa geológico de España. Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España, 1, 17-169 y 309-320. Fernández de Castro, M., (1876): Noticia del estado en que se hallan los trabajos del Mapa Geológico de España. Boletín de la Comisión del Mapa Geológico de España, 3, 1-89. García Cortes, A., (2005): La cartografía geológica en España desde Guillermo Schulz hasta la actualidad. (I. Rábano y J. Truyols, eds) Miscelánea Guillermo Schulz (1805-2005), Cuadernos del Museo Geominero, 5, 153-177. IGME. Gutiérrez Gárate, M. y Rubio Andrés, Mª A., (2007): Cartografía geológica española del IGME. 192 p. IGME.

Martín-Serrano, A., Salazar, A., Nozal, F. y Suárez, A. (2004): Mapa Geomorfológico de España escala 1:50.000. Guía para su elaboración. Serie: Otras publicaciones, 128 p. IGME. Rábano, I. y Truyols, J. (eds) (2005): Miscelánea Guillermo Schulz (1805-2005), Cuadernos del Museo Geominero, 5, 253 p. IGME Rodríguez Fernández, L. R., (2000): Actualidad y futuro de los Mapas Geológicos del IGME. Tierra y Tecnología, XXX Schulz, G., (1835): Descripción geognóstica del Reino de Galicia, acompañada del Mapa petrográfico del Reino de Galicia. Madrid, imprenta de los Herederos de Collado, 52 p. Solé Sabaris, L. (1983): Los más antiguos mapas geológicos de España. Mundo Científico, 23, 252-262.

Este Libro terminó de imprimirse el día 5 de junio de 2008, Día Mundial del Medio Ambiente, en el marco del Año Internacional del Planeta Tierra.

Geología de Guadalajara

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