Post on 09-Jul-2016
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 1
JAVIER CONTRERAS CABELLO
| Junio 2015
Trabajo de fin de grado TURÉGANO ZONA 12 TEMA ESPECÍFICO: LAS ESTRUCTURAS ALPINAS
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO
Contenido
I. Introducción ....................................................................................................... 4
1.1 Planteamiento, objetivos, métodos .............................................................. 4
1.2 Localización geográfica ............................................................................... 4
1.3 Contexto geológico ..................................................................................... 5
II. Características geológicas de la zona ................................................................ 7
2.1 Descripción de las unidades cartográficas diferenciadas en la zona de
campo…………………………………………………………………………………………7
2.1.1 Rocas ígneas pre-hercinicas ................................................................ 7
2.1.2 Depósitos cretácicos ............................................................................ 9
2.1.3 Depósitos cuaternarios ...................................................................... 14
2.2 Estructura tectónica de la zona ................................................................. 14
2.2.1 Orogenia Hercínica: ........................................................................... 14
2.2.2 Deformación tardihercínica ................................................................ 16
2.2.3 Orogenia Alpina ................................................................................. 17
2.3 Análisis geomorfológico ............................................................................ 17
2.3.1 Superficies de arrasamiento ............................................................... 17
2.3.2 Evolución cuaternaria ......................................................................... 18
2.4 Historia geológica ...................................................................................... 18
III. Geología económica, patrimonio natural geológico, riesgos naturales ............. 21
Arcillas: ........................................................................................................... 21
Arenas: ........................................................................................................... 21
Calizas: ........................................................................................................... 21
Feldespatos: ................................................................................................... 21
Gravas: ........................................................................................................... 21
IV. Trabajo específico: Estructuras alpinas ............................................................ 21
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO
4.1 Introducción .............................................................................................. 21
4.2 Objetivos ................................................................................................... 23
4.3 Metodología .............................................................................................. 23
4.4 Estructuras alpinas de la vertiente norte de la sierra de Guadarrama ....... 23
4.4.1 Modelo tectónico del Sistema Central ................................................ 24
4.5 Mediciones de las estructuras alpinas de la zona 12 de la Hoja 457
(Turégano) .............................................................................................................. 25
4.6 Conclusión ................................................................................................ 26
1. Etapa Ibérica: ........................................................................................ 26
2. Etapa Guadarrama: ............................................................................... 26
3. Etapa Torrelaguna: ................................................................................ 26
V. Bibliografía ....................................................................................................... 26
VI. Mapa, columna y cortes geológicos ................................................................. 29
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 4
I. Introducción
1.1 Planteamiento, objetivos, métodos
El fin de este trabajo es la obtención de un mapa geológico a escala 1:25000, una
columna estratigráfica y un corte geológico que sintetiza la estructura tectónica de la zona.
En concreto, la zona nº 12 de la hoja 457 de la serie cartográfica MAGNA 50 (2ª Serie) del
Instituto Geológico y Minero de España (I.G.M.E.). Junto con una memoria detallada
explicando su historia, los procesos geológicos, unidades estratigráficas, estructuras
sedimentarias y tectónicas.
Para llevar a cabo este proyecto se ha utilizado información complementaria obtenida en
diferentes salidas a la zona de trabajo para cartografiar, recoger muestras, analizar in-situ
las unidades litológicas y realizar diversas mediciones, fotografía aérea para delimitar los
contactos estratigráficos así como para localizar fallas y otros elementos estructurales, la ya
mencionada serie cartográfica MAGNA 50 (2ª Serie) y programas cartográficos digitales
como Iberpix.
Se ha realizado un trabajo complementario que trata sobre la influencia de la Orogenia
Alpina en esta zona, los cambios topográficos y como ha actuado ésta sobre las fallas
presentes en la zona y las creadas en este nuevo contexto geológico.
1.2 Localización geográfica
La zona nº 12 de la hoja de Turégano (nº 457) se encuentra en la vertiente Norte de la
Sierra de Guadarrama que corresponde a la sección oriental del Sistema Central y al límite
Sur de la Cuenca del Duero.
Desde un punto de vista administrativo se encuadra entre los municipios de Arevalillo de
Cega, Arahuetes y Santiuste de Pedraza al cual pertenece Requijada (Figura 1). Todos
pertenecientes a la provincia de Segovia.
El área de trabajo tiene una superficie de 16,90 km2 y se encuadra en la esquina NE de la
hoja 457 (Turégano) de la serie cartográfica MAGNA con escala 1.50000. Sus coordenadas
UTM son:
VÉRTICE NO NE SO SE
X 729500 m 729500 m 722400 m 722400 m
Y 582700 m 586000m 584000 m 586000 m
Orográficamente presenta diferentes sectores separados por el rio de Santa Águeda (con
dirección SE-NO). Al norte del rio encontramos una zona de meseta con relieve muy suave y
barrancos muy pronunciados con formando el valle, el punto de mayor cota corresponde a
Covacho de Pajares (1072 m). Al sur del rio los barrancos tienen un relieve menos
pronunciado pero alcanzan cotas más altas, como se observa en el Cerro Picazo (1129m)
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 5
siendo este el punto más alto de la zona de trabajo, o en otros picos como Fuente Movida
(1122 m) y La Lastra (1124 m)
Fig. 1 Situación geográfica, zona nº 12 hoja 457 (Turégano)
1.3 Contexto geológico
El Sistema Central, tiene una extensión de aproximadamente 600 km con dirección SO-
NE en su región más oriental y dirección O-E en su región occidental. Abarcando una
superficie que comprende la división de la cuenca del Duero (al Norte) y la cuenca del Tajo
(al sur), así como la frontera entre las comunidades de Castilla La Mancha, Castilla León,
Madrid y Extremadura.
Es una estructura tectónica de piel gruesa, de tipo Pop-up con doble vergencia generada
durante la Orogenia Alpina, en el Terciario (55 m.a.), al converger las placas Africana y
Euroasiática (Olaiz et al., 2004). Y que cabalga sobre las cuencas antes mencionadas
(Duero y Tajo).
Las sierras más importantes de este sistema, de Oeste a Este, corresponden a la
Estrella, Gata, Francia, Béjar, Gredos, Malagón, Guadarrama, Somosierra y Ayllón. Siendo
la sierra de Guadarrama la zona de estudio del proyecto. Se pueden diferenciar dos
sectores tectónicamente diferentes limitados por un conjunto de fallas transversales con
direcciones N30ºE y N-S (Fig. 2). El sector occidental, que engloba a las sierras de Gredos y
Malagón presenta cabalgamientos con dirección E-O, mientras que el sector oriental que
engloba a las sierras de Guadarrama, Somosierra y Ayllón presenta cabalgamientos con
dirección NNE-SSO en su límite occidental y NE-SO en la parte oriental (Olaiz et al., 2004).
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 6
Fig. 2 Esquema estructural de las fallas del Sistema Central, cuencas adyacentes, y enlace con la Cordillera Ibérica (De Vicente et. al. 2007)
La zona de estudio, corresponde a la zona Centroibérica del Macizo Ibérico (Farias et al.,
1987; Fig. 3). En concreto la Sierra de Guadarrama forma parte del dominio central, que se
engloba entre la falla de Berzosa y el afloramiento metamórfico de El Escorial-Villa del Prado
(Bellido et al., 1981).
Éste lugar ha sufrido los procesos tectónicos de dos orogenias, la Hercínica y la Alpina.
La Orogenia Hercínica afecta a metasedimentos y ortogneises. Se produce durante el
final del paleozoico, entre finales del Devónico (380 m.a.) y mediados del Pérmico (280
m.a.). Durante la orogenia, en el dominio central, se encuentra presente un metamorfismo
de grado medio-alto, incluso llegando a condiciones de anatexia y una nutrida presencia de
granitoides intrusivos tardihercínicos (Bellido et al., 1981). Se producen cabalgamientos
dúctiles y pliegues tumbados vergentes hacia el NNE, produciendo inversiones en el
gradiente geotérmico (Capote et al., 1981). Un hecho curioso de esta orogenia es la casi
ausencia de procesos magmáticos relacionados con la subducción y procesos intrusivos
durante los primeros 30 m.a. Después del adelgazamiento cortical, intruyen grandes
volúmenes de corteza derivados de magmas graníticos a lo largo de todo el dominio central
marcando el inicio del colapso extensional (Bea et al., 2003). La última etapa de este
proceso tectónico está definida por una fracturación tardihercínica que forma dos sistemas
de fallas con dirección NE-SO y NO-SE que serán reactivadas provocando el levantamiento
del macizo durante la Orogenia Alpina.
El segundo grupo de materiales en que se podría dividir esta zona corresponde a
sedimentos Mesozoicos (Cretácico superior) y Cenozoicos (Cuaternario). Estos materiales
estratigráficamente superiores a los pre-hercínicos, han sido en su mayoría erosionados
debido al levantamiento tectónico durante la Orogenia Alpina, que reactivo las fallas
anteriores deformando el zócalo y haciendo que los depósitos mesozoicos y cenozoicos se
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 7
adaptasen al nuevo relieve (Babín y Gómez, 1997). Quedando restringidos a bandas
limitadas por cabalgamientos con dirección NE-SO. Estas bandas separan cartográfica y
estratigráficamente los materiales varíscos de los depósitos neógenos de las cuencas del
Duero y Tajo (Gil et al., 2010).
Los depósitos mesozoicos, principalmente Cretácicos, corresponden a depósitos
siliciclásticos continentales y medios carbonatados proximales, como llanuras de marea
carbonatadas y plataformas internas (Alonso y Mas, 1982).
Mientras que los depósitos Cenozoicos tienen un origen continental relacionado con la
presencia de abanicos aluviales. No aflorando en la zona de estudio debido a la erosión
Los materiales Cuaternarios se encuentran encajados en valles en relación con los
últimos procesos de erosión ya iniciados en el Neógeno (y actualmente activos).
Morfológicamente se diferencian depósitos y terrazas aluviales, conos de deyección,
piedemontes y rellenos de valle.
Fig. 3 Esquema del Macizo Ibérico según Farias et al., 1987
II. Características geológicas de la zona
2.1 Descripción de las unidades cartográficas diferenciadas en la zona de campo
2.1.1 Rocas ígneas pre-hercinicas
Afloran intercaladas los diferentes ortogneises glandulares heterogéneos, mesócratos-
melanócratos y en menor medida con los leucogneises (esta unidad solo presente en las
inmediaciones de Arahuetes), según una franja que ocupa la parte medio-sur de la zona de
trabajo y con una dirección NE-SO. Hay zonas en las que la migmatización es tan intensa
que dificulta la separación de estas tres unidades. Se presentan formando pequeños
resaltes redondeados en el valle del Rio de Santa Águeda, el resto de afloramiento está
cubierto por campos de cultivo.
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 8
Ambos presentan una foliación N40º-70ºE con un buzamiento que ronda entre los 30º-50º
hacia el SE.
2.1.1.1 Ortogneis glandulares heterogéneos (Figura 4)
Representa, según datos
cartográficos en la hoja vecina de
Prádena (Hoja 458, Serie MAGNA) las
rocas ígneas pre-hercínicas más
antiguas que afloran en la zona de
trabajo. Se pueden encontrar
intercalaciones leucocráticas que
corresponden a paleoaplitas (Arenas et
al., 1991).
Son rocas metaígneas de origen
granodiorítico (Según la clasificación
de Streckeisen, 1979). Presentan una
textura blastoporfídica, inequigranular y
un color oscuro debido a su matriz
mesocristalina formada por cuarzo,
feldespato y biotita.
Las glándulas son de feldespato potásico con estructura subhedral (según la clasificación
de CIPW) y con frecuentes inclusiones de cuarzo y biotita. El tamaño de las glándulas varía
según 3 tipos de familia:
Glándulas paralelas a la foliación
Glándulas de gran tamaño (2-5 cm)
Glándulas de tamaño pequeño (0,5-1,5 cm)
2.1.1.2 Ortogneis glandulares mesócratos-melanócratos
Son subfacies de los
ortogneises glandulares
heterogéneos (Arenas et al.,
1991) y presentan una mayor
deformación, dando un aspecto
migmatítico. A pesar de mostrar
intercalaciones más potentes,
en la zona de trabajo se suelen
encontrar ocultas por el
cuaternario, siendo difícil su
estudio.
El protolito corresponde a
una roca más granítica
(clasificación de Streckeisen, Fig. 5 Ortogneis glandular con foliacion S2
Fig. 4 Afloramiento de ortogeneis glandular heterogeneo
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 9
1979), lo que da un aspecto más granudo y homogéneo. Al presentar mayor cantidad de
cuarzo y feldespato respecto a la biotita que los ortogneis heterogéneos, son más
mesocráticas y presentan tonalidades crema.
Presenta una textura glandular de porfiroblastos de feldespato potásico anhedrales
(clasificación CIPW) en ocasiones tipo Augen.
Presenta una matriz micro-mesocristalina con bandeados leucocráticos (de cuarzo y
feldespato) y de minerales máficos (principalmente mica), bastante plegado. Que le da el
aspecto migmatítico.
2.1.1.3 Leucogneis glandular
Forman intercalaciones de poca potencia, entre los ortogneises, de unos 10 metros.
Afloran en las inmediaciones de Arahuetes, en la parte NE de la zona de trabajo.
Son materiales muy leucocráticos de grano fino-medio. Sin presencia de enclaves,
aunque se pueden encontrar incluidas en estas unidades las formaciones meso-
melanocráticas en muy pequeña escala.
Aparecen cristales de granate, turmalina y sillimanita (con un núcleo cuarzofeldespático).
Se interpretan como paleoaplitas
2.1.2 Depósitos cretácicos
2.1.2.1 Arenas, arcillas y gravas. Facies Utrillas (Figura 6)
Fig. 6 Afloramiento de Fm. Utrillas en la zona N
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 10
Presenta depósitos siliciclásticos (arcósicos, gravas, arenas y arcillas) con intercalaciones
carbonatadas con cementación silícea. Presentan colores verdes, cremas y rojos,
relacionados con alteraciones de paleosuelos.
Se apoyan sobre el sedimento granítico (zócalo) que suele estar alterado en óxidos
férricos y caolinita.
Su espesor es variable, con una potencia comprendida entre 30 metros en su zona de
máximo afloramiento (NO del área de estudio) y 5 metros en la zona S de estudio.
Presenta tres tramos con granulometría distinta, uno basal con materiales areno-
gravosos, el intermedio con tamaños areno-arcilloso y la zona superior formada por
sedimentos areno-gravosos. Los cuerpos arenosos tienen un espesor de 0,5-1,5 metros,
geometría tabular, con base cóncava y representa ripples de oscilación y de corriente.
Litológicamente las arenas presentan cuarzo, feldespatos y micas, estas últimas son las
que sufren alteración dando como resultado esmectitas. Las gravas se pueden encontrar
como lag de cantos o como barras de esta misma granulometría. Los minerales de la arcilla,
procedentes de la alteración de feldespato y las micas, aparecen como lentejones, como
cantos incluidos o tapizando los granos de cuarzo. También se observan en los sedimentos
removidos de esta formación unos intraclastos esféricos, de granulometría areno-gravosa
cementados por arcillas. Sobre todo en su techo, aunque se puede encontrar a lo largo de
toda la formación, aparecen costras ferruginosas que tiñen los materiales de rojo.
Esta unidad se explica como el resultado de
la deposición de una llanura mareal (presencia
de ripples, Figura 7) con superficies de
reactivación (corresponden a los tramos más
arcillosos).
Esta limitada por una superficie de erosión
en la base y otra en el techo, que queda
fosilizado por las formaciones cretácicas
suprayacentes. Esta unidad discordante con
las unidades colindantes, marca el límite entre
el cretácico inferior y el cretácico superior en
bordes de cuenca (Gil et al., 2004)
2.1.2.2 Dolomías tableadas. Dolomías del Caballar (Figura 8)
Se sitúan sobre la Fm. Utrillas, tienen un aspecto tableado. Su espesor es variable
dependiendo de los procesos erosivos que ha sufrido, rondando los 10 metros, presenta
formaciones de 1 metro con un aspecto más tableado y que ofrecen un mayor resalte y
Fig. 7 Ripples de corriente en la Fm. Utrillas
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 11
formaciones de 2 a 3 metros muy fracturadas según dos familias de diaclasado que, a gran
escala, presentan unas direcciones de N 280º - 320º E y la otra de N-S – N 20º E (Figura
7b).
Fig. 8 Fm Dolomías del Caballar, se observa una zona más tableada con ripples en su techo y en la zona más superior otra zona también de dolomías pero muy fracturadas
Presentan un cambio lateral de facies con la FM. Areniscas y arcillas de Hontoria, pero
fuera de la zona de trabajo (Olmo et al., 1991).
Litológica y estratigráficamente son cuerpos dolomíticos con intercalaciones arcillo-
margosas verdes y grises (Figura 9a). Presenta estratificación cruzada planar en la base y
en el techo ripples de corriente y oscilación (Figura 10). También se observa
granoclasificación positiva de arenas gruesas en la base y arcillas en el techo, donde se
observan bioturbaciones e icnofósiles (Thalassinoides) (Figura 11). Según la clasificación de
Dunham (1962), se denominan Dolomudstones – Wackestones.
Su interpretación es de turbiditas, siendo los cuerpos dolomíticos secuencias de Bouma
(1962) y debido a la ausencia de estromatolitos algales y a su relación con la Fm. areniscas
y arcillas de Hontoria (definidas como series de tormenta). Además sus arcillas verdosas y
grises implican ambientes reductores y de poca energía, lo que concuerda con esta idea y
con un medio de plataforma continental.
Debido a la dolomitización y a una fuerte superficie erosiva, se piensa que antes de la
sedimentación de la capa suprayacente, se produjeron episodios de emersión (Alonso y
Mas, 1981).
Pertenecen al periodo Coaniciense (Alonso, 1981).
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 12
Fig. 9 A) Intercalaciones margosas dentro de la Fm. Dolomías del Caballar. B) Detalle de la Fm. Dolomías del Caballar fragmentada según dos direcciones preferentes de diaclasas
Fig. 10 Detalle de la estratificación cruzada planar dentro de la formación y de ripples.
Fig. 11 A) Detalle de las bioturbaciones en la Fm Dolomías del Caballar. B) Detalle de icnofósiles de mayor tamaño, corresponden a Thalassinoides
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 13
2.1.2.3 Areniscas con cemento dolomítico y arrecifes de rudistas. Areniscas dolomíticas de Ituero y
Lama (Alonso, 1981) u Hontoria (1982) (Figura 12)
Fig. 12 Afloramiento de areniscas dolomíticas de Hontoria
Son depósitos detríticos
siliciclásticos con construcciones
de rudistas y de estromatolitos
algales. Presentan un espesor
medio de 15 metros, con bancos.
Tiene un contacto inferior
erosivo, por lo que a veces se
apoya sobre la Fm. Caballar y
otras veces sobre la Fm. Utrillas
directamente, dependiendo de la
erosión que han sufrido las dolomías del Caballar.
Litológicamente corresponden a arenas finas medias de cuarzo, algo de feldespato y
conchas de moluscos, todo ello unido por cemento dolomítico. Según la clasificación de
Dunham (1962) son Wackestones – Packstones. Estratigráficamente presentan
bioturbaciones y estratificación cruzada. El contacto entre los cuerpos dolomíticos y los
arrecifes se hace a través de una superficie erosiva, en ocasiones presentando costras
ferruginosas, indicadoras de procesos de Hard-ground, que también se pueden observar en
zonas intermedias de las capas siliciclásticos.
El medio corresponde a una plataforma marino-somera con intervalos de exposición
subaérea. Los cuerpos de rudistas y estromatolíticos, corresponde a zonas protegidas de
esa plataforma (Olmo et al., 1991).
La zona de transición con la capa superior es gradual, con alternancia de arenas y
arcillas ricas en materia orgánica continental. Por lo que se piensa que corresponde a una
zona de marismas (Álvarez Ramis, 1984).
2.1.2.4 Dolomías, margas, areniscas dolomíticas y arrecife de Rudistas. Dolomías de Montejo de
la Vega (Alonso, 1982)
Son semejantes a la formación inferior, con presencia de dolomías, margas, arcillas,
arenas, edificios de rudistas, estromatolitos algares y hard-grounds, produciéndose un
cambio gradual de unas a otras.
Se describen como arenas de cuarzo y conchas de bivalvos cementados por dolomita.
Que “corresponden a plataformas continentales, someras, con episodios de exposición
subaérea” (Olmo et al., 1991).
Tienen una edad Santoniense (Alonso, 1981)
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 14
2.1.3 Depósitos cuaternarios
Se presentan sedimentos relacionados con los procesos de encajamiento de la red
fluvial, empezados ya en el Neógeno (Olmo et al., 1991).
Se observan conos de deyección, algunos activos y otros ya fosilizados, que presenta
materiales gruesos sin cemento. Las arenas y limos de charca rellenan depresiones,
proceden de depósitos terciarios con alto porcentaje orgánico.
2.2 Estructura tectónica de la zona
La tectónica de la zona está sometida a dos procesos orogénicos diferentes. La Orogenia
Hercínica y la Orogenia Alpina
2.2.1 Orogenia Hercínica:
Es la responsable de los procesos tectónicos, metamórficos e ígneos que se observan en
el zócalo de la zona de trabajo. Afectando a los materiales ortoderivados (ortogneises y
leucogneises).
Se observan una gran cantidad de pliegues, esquistosidades, lineaciones y estructuras
de tipo dúctil en general, debido a que se produjo por debajo del frente de esquistosidad.
En el Sistema Central se reconocen tres fases principales de deformación hercínica
(Macaya et al., 1991) una dos fases subordinadas de plegamiento laxo, atribuibles un
régimen compresivo, las que sigue una etapa extensional que da paso la fracturación
tardihercínica, también en régimen extensional de desgarre. (Figura 13)
2.2.1.1 Primera fase de deformación (D1)
Durante esta fase de deformación, se produce una tectónica muy penetrativa que afecta
a todos los materiales metamórficos, con una fuerte componente de cizalla simple con
vergencia hacia el este.
Desarrolla en toda la región, una esquistosidad penetrativa de plano axial S1.
Apareciendo generalmente muy modificada y rotada por los procesos posteriores y
quedando en la mayoría de los casos como relicta. Por ejemplo en los ortogneis queda
definida por bandas de minerales máficos y bandas leucocráticas que rodean a las
glándulas, las cuales muestran sombras de presión
2.2.1.2 Segunda fase de deformación (D2)
Se caracteriza por una deformación que da lugar a bandas de cizalla dúctiles y en zonas
más deformadas a milonitización.
Se produce una transición gradual con respecto a D1, los pliegues se van reorientando
hasta alcanzar una posición subhorizontal, incluso llegando a zonas de cizalla dúctil en los
flancos inversos.
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 15
Se observa una esquistosidad S2 seguramente sobreimpuesta a S1 (González y Casquet,
1988). Con una foliación muy marcada definida en los ortogneises por los porfiroblastos de
feldespato, que presentan una morfología estirada y por la reorientación de los agregados
biotíticos según la dirección de estiramiento. La foliación es de plano axial, con pliegues de
pequeña y mediana escala y con carácter intrafoliar, con vergencia al E, presentan una
charnela aguda y flancos alargados (Macaya et al., 1991).
La deformación puede seguir aumentando hasta encontrar zonas de milonitización, con
las glándulas acintadas.
2.2.1.3 Tercera fase de deformación (D3)
Se produce un retroplegamiento retrovergente en toda la zona, generando una gran
deformación regional que penetra en todas las zonas. De este modo, los pliegues mantienen
su dirección pero cambian su orientación de vergencia hacia el Oeste (Macaya et al., 1991).
Este proceso genera un engrosamiento en la charnela de los pliegues y una morfología
más apretada de éstos (Gómez, 1995). Esta fase deformativa genera esquistosidad de
granulación (S3) que pueden borrar las anteriores esquistosidades. S3 sobretodo se observa
en las zonas de cizalla dúctil de D2.
Las fases posteriores producen reorientación de los ejes de los pliegues de D3
2.2.1.4 Cuarta fase de deformación (D4)
Es una fase de repliegue, donde las estructuras aumentan su longitud de onda y
disminuyen su amplitud. Es decir se generan pliegues más tendidos pero que abarcan una
mayor superficie. Sus planos axiales se verticalizan y desarrollan unas direcciones N-S.
Se observa una crenulación grosera.
En este episodio es donde se generan las ondulaciones que se observan en las bandas
de cizalla dúctil de D2 y en la orientación de las foliaciones de ortogneis y los
metasedimentos (Macaya et al., 1991).
2.2.1.5 Quinta fase de deformación (D5)
En esta fase se generan pliegues de amplia longitud de onda y poca amplitud, con
direcciones E-O. No presentando en ninguno de los afloramientos esquistosidad de
crenulación.
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 16
El orden cronológico entre la fase D4 y D5 es
dudoso. Pudiendo ser simultáneo o incluso
invertido como algunos autores defienden en
otras hojas de la serie MAGNA (Hoja 576, Serie
Magna escala 1:50000).
Al interferir y sobreponerse estos pliegues E-
O con los de dirección N-S de la fase D4 generan
una morfología local de “domos y cubetas”.
Fig. 13 Relación estructural, temporal y de metamorfismo de las fases deformativas de la Orogenia Hercínica (Rubio, 2012)
2.2.2 Deformación tardihercínica
Durante las fases finales de la Orogenia Hercínica o ya finalizada ésta, se observan
procesos distensivos que afectan sobre todo a los gneises presentes en la zona de estudio.
Se observan zonas de cizalla dúctil que cortan las estructuras hercínicas con dirección
N80º – N110ºE y con movimiento de tipo normal. Están presentes diques y fallas frágiles
que corresponden a un régimen extensivo uniaxial según NS – N10ºE. Las principales
direcciones de fracturación se encuentran según N90ºE, donde se emplazan diques pórfido-
graníticos (Capote et al., 1987)
También procesos como flexión de las foliaciones en forma de “S” a diferentes escalas,
diques de espesor centimétrico deformados dando sigmoides desgarrados (Martín, 1988).
2.2.2.1 Etapa Robledo
Corresponde a una fase de procesos dúctiles y que actúa en regiones más profundas,
siempre con un sentido normal de movimiento. Los movimientos se producen con una
dirección SE-NO y con unos buzamientos próximos a 45º, se resuelven como fallas
normales dúctiles según planos “C”, con procesos de milonitización y siempre flexionando
los sigmoides “S” (Martin, 1988).
2.2.2.2 Etapa Malagón
En la zona de trabajo son escasos los procesos que definen esta fase.
Se produce una distensión uniaxial, aumentando la compresión según la dirección N95º -
N100ºE, y generando procesos de desgarre dúctil, a su vez, se producen emplazamientos
de diques pórfido-graníticos (Capote el al., 1987).
Las cizallas tienen un movimiento normal, produciendo rocas miloníticas. Presentan gran
potencia (centenares de metros) y una componente longitudinal muy acusada (decenas de
kilómetros), además de buzamientos altos (alrededor de 70º hacia el S).
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 17
2.2.2.3 Etapa Hiendelaencina
En la zona de trabajo queda representada por pequeños diques de cuarzo.
Corresponde a un régimen tectónico de tipo frágil que genera desgarres y fallas normales
direccionales. Los diques que se emplazan son de cuarzo y baritina.
Se observan dos familias de estructuras, unas con direcciones comprendidas entre N10º
- 30ºE y otras comprendidas entre N70º - 90ºE (Capote et al., 1987). La dirección de los
esfuerzos se sitúa en la dirección N45ºE (González y Macaya, 1991).
2.2.3 Orogenia Alpina
Se abordará profundamente en el tema específico.
2.3 Análisis geomorfológico
En esta hoja de la serie MAGNA a escala 1:50000, la 457, se observa el contacto entre la
cuenca del Duero y el zócalo Hercínico. Definido por una estructura de depósitos
mesozoicos que atraviesan el mapa transversalmente con dirección NE – SO.
En la zona de trabajo, se observan superficies de arrasamiento creando rampas con
dirección Norte. Normalmente modificadas por procesos posteriores, estos procesos son los
que permiten el afloramiento de las rocas más antiguas, el zócalo, que aflora en la parte sur
del cuadrante de trabajo.
La red fluvial presente, está controlada por la tectónica Alpina, presentando valles
encajados con direcciones SO – NE y S – N.
2.3.1 Superficies de arrasamiento
Según Schwenzner (Schwenzner, 1937) se distinguen cuatro niveles. El superior
correspondería a las cumbres, que representan la meseta original antes de sufrir procesos
tectónicos y de erosión, tiene una edad post-Oligoceno – pre-Tortoniense. Después, debido
al levantamiento tectónico, se generan tres unidades de meseta M3, M2 y M1, formadas a
partir del Tortoniense.
El estudio de Birot y Sole (Birot y Sole, 1954), afirma que los diferentes desniveles son el
resultado de una penillanura finmiocena que ha sufrido diversos estadios de elevación.
Estos niveles han sido erosionados y modificados por procesos de pedimentación. Las
directrices erosivas, indican un medio de sabana (Vaudour, 1979).
Pedraza a su vez, (Pedraza, 1976), defiende que la tectónica tiene gran importancia en la
penillanura fundamental (que corresponde a la zona de cumbres de (Schwenzner, 1937). Ya
que sufre una desnivelación, iniciando un proceso de pedimentación de sabana. La
sedimentación arcósica se inicia con este proceso y finaliza con una desnivelación
finpliocena que da lugar a paramos en M3 y pediment en M2 y M1. Según el trabajo de
Pedraza antes mencionado, la tectónica cuaternaria controla los depósitos fluviales actuales.
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 18
Según Garzón (Garzón, 1980), la sedimentación paleógena y la evolución cuaternaria
está controlada por la desnivelación fincretácica. En estas zonas más deprimidas se
produce un relleno con sedimentos paleógenos, la sedimentación miocena corresponde a
M2.
En la zona de trabajo, se distinguen dos niveles de arrasamiento, uno corresponde a las
cumbres y el otro al pie de los relieves, que forman la rampa mediante conos mixtos y
erosivos. Corresponde a la “zona de campiña” (Pedraza, 1976) y la nivel M2 (Schwenzner,
1937).
2.3.2 Evolución cuaternaria
Los procesos dominantes son los fluviales. Se inicia después de la fase de campiña
(Pedraza, 1976). Son los procesos geomorfológicos más importantes de la zona de estudio.
Las primeras fases producen el encajamiento, dando lugar a pediment y a glacis en la
cuenca. En los depósitos mesozoicos la red fluvial discurre a través de gargantas.
2.4 Historia geológica
Los materiales más antiguos corresponden a las series de esquistos paragneis y
metareniscas con intercalaciones de rocas de silicatos cálcicos. Se encuentran
temporalmente debajo de la discordancia Sárdica, aunque su edad exacta es imprecisa,
todos los autores que han estudiado estos materiales los sitúan con edad precámbrica
(Capote et al., 1977; Bellido et al., 1981; Navidad, 1979; Capote y Fernández Casals, 1975).
El protolito está formado por materiales detríticos de plataforma somera, basándose en su
correlación con las calizas con intercalaciones estromatolíticas aflorantes en las rocas
metamórficas de El Escorial (Bellido et al., 1981).
En un nivel superior se encuentran las rocas ígneas prehercínicas, compuestas por
ortogneis glandulares, granitos y metabasitas. Estas rocas tienen un origen muy discutido,
en el que todos los autores difieren. Autores como Bellido (Bellido et al., 1981) y Peinado y
Álvaro (Peinado y Álvaro, 1981) defiende que los gneises son antiguos granitos intruidos en
las series metamórficas paraderivadas y presentan una posible influencia volcánica. Otros
autores como Capote y Fernández Casals (Capote y Fernández Casals, 1976) consideran a
los gneises como un zócalo granítico con edad prehercínica y relacionado con los
afloramientos de Hiendelaencina, Berzosa y Morcuera, de origen volcanosedimentario y
volcánico. Por ultimo Navidad (Navidad, 1979) los separa en un grupo llamado heterogéneo
volcanosedimentario y un grupo homogéneo plutónico y subvolcánico.
La edad de estos ortogneis también es un tema discutido, Vialette (Vialette et al., 1986)
los data, según el método Rb/Sr, con una edad de 470 – 500 m.a. Mientras que otros
autores (Bischoff et al., 1986; Allegret e Iglesias, 1986) lo datan, según el método U/Pb,
entre los 540 – 620 m.a.
Sus pautas geoquímicas indican un origen cortical joven según su relación 87Sr/86SrInicial
(Vialette et al., 1987) y lo definen como “magmas tardicompresivos que guardan una
componente subductiva en relación con el margen continental de Gondwanna. Se habrían
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 19
emplazado en una cuenca marginal o de back-arc continental” (Wildberg et al., 1989). Así
pues, el magmatismo está relacionado con el rifting Cambro-Ordovícico (Navidad y Bea,
2004).
Al final del paleozoico, entre el devónico y el Carbonífero, se inicia la Orogenia Hercínica
al chocar las placas Armórica, Laurrusia y Gondwanna. Se diferencian cinco fases (Figura
14).
En la primera fase (D1), con una edad inicial de 350 m.a. (Rubio, 2012), se desarrolla una
foliación S1 muy penetrativa relacionada con una componente de cizalla.
La segunda fase se desarrolla en las bandas de cizalla, lo que genera una estructura
planolinear subparalela a los contactos litológicos, la lineación queda marcada en el
movimiento de las glándulas de los ortogneis y por las bandas máficas que se forman al
reorientarse los minerales oscuros.
Estas dos primeras fases se forman por un proceso continuo que se observa en el
cambio gradual de S1 a S2 (esquistosidad de crenulación). El movimiento de los fenocristales
indica un desplazamiento hacia el E y el NE.
El primer estadio metamórfico (M1) empieza en D1 y termina ya iniciado D2, se caracteriza
por un metamorfismo barroviense producido por una etapa de engrosamiento cortical, por el
apilamiento de mantos que generan un régimen de presión y temperatura alta que produce
la recristalización de las rocas miloníticas (Rubio, 2012).
La tercera fase tectónica (D3) empieza aproximadamente hace 316 m.a., es de carácter
compresivo, generando pliegues retrovergentes y esquistosidad de crenulación muy
penetrativa (S3). Cuando para el engrosamiento, se produce un aumento de la temperatura
por la descompresión y por los procesos erosivos. Lo que genera unas condiciones de
presión bajas y de temperatura altas (Rubio, 2012).
Las últimas etapas de deformación D4 y D5, se caracterizan por una tectónica extensiva,
generando fallas y pliegues suaves. Se producen recristalizaciones de bajo grado
relacionadas con la exhumación del orógeno durante el Pérmico y el Triásico (Rubio, 2012).
Esta fase tectónica corresponde a la fase metamórfica M4.
Fig. 14 Relación metamorfismo - deformación (Rubio, 2012)
Al finalizar la deformación, se produce una importante fracturación relacionada con la
distensión y la inyección de materiales. La edad de estas etapas se supone entre el limite
Carbonífero – Pérmico (olmo et al., 1991). Se diferencian tres etapas, la primera, la etapa
Robledo actúa en profundidad generando fallas normales dúctiles, en la etapa Malagón se
forman fallas de dirección E – O y emplazamientos de diques según esa dirección, la última
etapa, llamada Hiendelaencina produce desgarres frágiles y el emplazamiento de diques de
cuarzo.
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 20
Después de estas etapas, sobre una superficie de erosión, empieza la sedimentación
Mesozoica (Figura 15).
En esta etapa mesozoica final, Albense – Turoniense, se producen varios ascensos
eustáticos formándose plataformas marinas de gran extensión y depósitos continentales
muy importantes. En los bordes del área de sedimentación se depositan ambientes fluviales
costeros, las Arenas de Utrillas (Meléndez, 1983).
Una de estas transgresiones, entre el Turoniense superior y el Coaniciense, genera
plataformas carbonatadas de carácter litoral que se conoce hoy día como la Formación de
Dolomías del Caballar, que cambia lateralmente de facies con la Formación Utrillas. Durante
este mismo proceso, se depositan, en zonas más continentales, facies terrígenas costeras,
que en la zona de trabajo se conocen como la Formación de Arenas y Arcillas de Ituero y
Lama y cambian lateralmente a facies de plataforma carbonatada conocida como Formación
de Montejo de la Vega.
Sobre una superficie de erosión y culminando las sucesiones carbonatadas del Cretácico
superior (Santoniense - Maastrichtiense) aparece la Formación Valle de Tabladillo, que se
forma por sedimentación de depósitos de ambientes marinos someros y costeros (Gil et al.,
2004). Esta formación representa una alternancia de evaporitas y dolomías y/o brechas de
colapso y su dolomitización tuvo lugar durante las etapas más tempranas de la diagénesis
de acuerdo con el modelo de “sabkha”. La dolomitización de las unidades mesozoicas, se
produce mediante el reflujo de salmueras de la Formación Valle del Tabladillo (Benito y Mas,
2007).
Fig. 15 Correlación de las unidades litoestratigráficas del borde norte del sistema central (Gil et al., 2004)
Ya no se produce un cambio sustancial en los
depósitos hasta que llegamos al oligoceno.
Coincidiendo con el inicio de la Orogenia Alpina, se
inicia un levantamiento y la consiguiente erosión de
los materiales cretácicos (depositando materiales
polimícticos) y posteriormente de los materiales del
zócalo (principalmente se depositan arcosas). Estos
materiales corresponden a un medio árido (Olmo et
al., 1991). Sedimentando en abanicos aluviales con
dirección contraria a las posteriores etapas alpinas.
A lo largo del Mioceno, durante la Etapa
Guadarrama de la Orogenia Alpina, se produce la
reactivación de antiguas fallas normales como inversas y el consecuente levantamiento
tectónico. Se depositan abanicos aluviales de gran continuidad y litología variada, su
dirección concuerda con la elevación tectónica del momento.
Estos abanicos sedimentan en condiciones áridas, como demuestra su contenido en
sepiolita y atapulgita (Bardaji et al., 1991).
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 21
Durante la Etapa Torrelaguna (Mioceno superior – Cuaternario) aparecen nuevos
esfuerzos con dirección N – S que generan nuevos movimientos tectónicos. Iniciándose un
nuevo ciclo de depósitos alimentado por los materiales circundantes.
III. Geología económica, patrimonio natural geológico, riesgos
naturales
No existen yacimientos de importancia económica. Aunque aparecen pequeños
afloramientos que son explotados para la fabricación industrial.
Arcillas: En el término municipal de Espirdo hay una cantera abandonada de arcillas que
arenas que se usaban en la industria cerámica y de vidrio. En las inmediaciones de
Turégano había canteras de explotación de arcillas, principalmente por el poder refractario
de la caolinita, pero poco útiles por su alto contenido en álcalis (micas) que reduce la
refractación.
Arenas: En la parte SE de la hoja se explotan actualmente las arenas de Utrillas por su
alto contenido en sílice. Se utiliza en la industria del vidrio, en la industria cerámica, también
por su poder refractario, en la elaboración de detergentes, abrasivos, etc.
Calizas: Hay alguna explotación abandonada en los alrededores de Torreiglesias y El
Caballar, de la que se obtuvieron carbonatos dirigidos a la construcción. Debido a la poca
homogeneidad de las características de estas rocas, no han sido nunca demasiado
valoradas sus explotaciones.
Feldespatos: Se explotaban los diques pegmatíticos ricos en feldespato que se
encuentran en las inmediaciones de La Cuesta. También aparecen canteras abandonadas
al SO y NO de los que se explotaban para la industria cerámica.
Gravas: Cerca de Las Peñas hay una cantera abandonada que se explotaba para la
obtención de áridos.
IV. Trabajo específico: Estructuras alpinas
4.1 Introducción
La placa Ibérica, junto a la de Alborán, conforman lo que hoy conocemos como la
Península Ibérica, estas dos placas han sido aprisionadas entre la placa Euroasiática y la
placa Africana. Produciendo unas condiciones tectónicas de antepaís únicas. A través de
este trabajo, intentare relacionar las diferentes estructuras presentes en la zona con la
estructura general formada durante la Orogenia Alpina.
Empieza en el cretácico superior – paleoceno y continúa a día de hoy. En la zona de
trabajo presenta gran cantidad de estructuras a pequeña y gran escala, siendo la
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 22
responsable la estructura limitada por cabalgamientos presente en las inmediaciones de
Arevalillo de Cega (zona N del área de trabajo) y sobre la que se adaptan los materiales
cretácicos.
Se separa en las siguientes etapas:
4.1.1 Etapa Ibérica
Comprende desde el Eoceno superior hasta el Oligoceno (Gómez Ortiz, 2001).
Se producen esfuerzos transversales a la Cordillera Ibérica. La dirección de compresión
es de N45º - 55ºE, que va a desarrollar cabalgamientos con dirección NO -SE. Se observan
dos familias de fallas, ambas con movimientos normales direccionales. Las direcciones de
estas familias son de N40º - 60ºE y N170º - 180ºE. Esta etapa finaliza con una distensión
responsable que la generación de fosas. (Capote et al., 1990).
4.1.2 Etapa Altomira
Esta etapa se afecta desde el Oligoceno hasta el Mioceno Inferior, solapándose con la
fase anterior y posterior (Gómez Ortiz, 2001)
La sierra de Altomira cabalga sobre la cuenca de Madrid con una dirección N – S,
produciendo un acortamiento con dirección N90º - 110ºE. También genera fallas de tipo
transfer con dirección N 70º E dextrosas y N 140º E sinestrosas
Esta etapa está muy restringida geográficamente a la propia sierra, por lo que es
inexistente en la zona de estudio.
4.1.3 Etapa Guadarrama
Esta etapa se produce durante el Mioceno inferior – Mioceno superior, con dos procesos
de elevación del relieve, observables en la progradación de los rellenos en la Cuenca de
Madrid (Gómez Ortiz, 2001).
Tiene una dirección de compresión de N155ºE, aunque en el sector más al Oeste su
orientación cambia a N – S. Genera cabalgamientos con dirección N60ºE a favor de
antiguas estructuras tectónicas reactivadas o planos de discontinuidad previos, como planos
de esquistosidad, niveles estratigráficos o contactos entre estratos. En las fallas con
dirección N20º - 90ºE, genera movimientos inverso direccionales cuando éstas tiene poco
buzamiento y movimientos direccionales inversos en las fallas con gran buzamiento. Las
fallas con dirección N110º - 180ºE pasan a actuar como fallas de tipo transfer dextrosas,
mientras que las fallas con una dirección de N 10º E actúan como fallas de desgarre
sinestrosas (Capote et al., 1990; De Vicente et al., 1994).
4.1.4 Etapa Torrelaguna
Se produce entre el Mioceno medio y la actualidad, estando relacionada con la apertura
del Golfo de Valencia (Gómez Ortiz, 2001).
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 23
Es una etapa a menor escala pero relacionada con las anteriores. Se produce un cambio
del régimen de esfuerzos, pasándose a una tectónica extensiva siguiendo la dirección E-O,
lo que provoca la restructuración de la red fluvial, ahora con una sedimentación exorreica.
Se generan fallas normales direccionales con dirección N30ºE y N340ºE (Gómez Ortiz,
2001).
4.2 Objetivos
Se pretende estudiar las diferentes estructuras tectónicas formadas o reactivadas durante
la Orogenia Alpina, principalmente fallas. Para llegar a una conclusión sobre los diferentes
esfuerzos que ha sufrido el Macizo Ibérico durante las diferentes etapas de esta orogenia
que fue el resultado del choque de tres placas tectónicas, la Africana, la Euroasiática y la
placa Ibérica.
4.3 Metodología
Para la realización de este trabajo, con el objetivo de definir las estructuras alpinas
presentes en la zona de trabajo, ha sido necesario relacionarlas con otras no presentes pero
si correlativas con el fin de poder entender mejor las estructuras implicadas. De este modo
se ha utilizado bibliografía general de la zona del Macizo Ibérico, en concreto del sector
central.
Se han hecho diferentes estudios de la hoja número 457 con nombre Turégano
publicados en las hojas MAGNA (2ª Serie) a escala 1:50000 y editada por el Instituto
Geominero Español (I.G.M.E.) (Del Olmo et al., 1991). También se ha recibido apoyo de
imágenes de satélite Spot y ortofotos PNOA, junto a salidas al campo con la intención de
tomar medidas, fotografiar accidentes y así incrementar la veracidad de la hoja MAGNA.
4.4 Estructuras alpinas de la vertiente norte de la sierra de Guadarrama
En el caso de la Cordillera Ibérica y de la Cantábrica, las fallas reactivadas corresponden
a las fallas normales formadas durante la etapa extensional de rifting en el Mesozoico y
actuando ahora como fallas inversas.
Mientras que en el caso del Macizo Ibérico, no se produjo el proceso de rift que afecto a
la península durante el Mesozoico.
Las estructuras generadas durante la Orogenia Alpina, en la mayoría de los casos, no
son otras que las ya generadas en procesos anteriores, como la Orogenia Hercínica y
reactivadas durante el acortamiento Alpino, que comprende entre un 10 % y un 20% de tasa
(De Vicente et al., 2004).
Los accidentes tectónicos se han producido mediante esfuerzos con direcciones N – S,
NE – SO y en menor medida NO – SE (Figura 13) que han generado mayoritariamente
cabalgamientos y fallas de desgarre. Esta orientación empieza a dominar hace 9 m.a.
cuando la relación de esfuerzos entre Eurasia-Iberia y África cambia (Calvo et al., 1993).
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 24
Fig. 16 Fallas del Macizo Ibérico y pliegues y fallas de la Cordillera Ibérica (CSN, 2004)
4.4.1 Modelo tectónico
del Sistema Central
El sistema central tiene
una dirección ENE – OSO,
con un recorrido de 300
kilómetros y un salto de 5000
metros (De Vicente et al.,
2004). Se considera una
estructura tipo pop-up de piel
gruesa en la que se
diferencian dos sectores, la
Sierra de Gredos y la
Paramera, que corresponden
al sector occidental y presenta cabalgamientos con dirección E-O, mientras que la Sierra de
Guadarrama –Somosierra (sector oriental) presenta cabalgamientos con dirección NE-SO,
esta es la zona donde se encuadra la hoja 457 de la serie MAGNA de Turégano.
El modelo que más se ajusta a los procesos tectónicos y a los datos que se conocen, es
el propuesto por G. de Vicente en diversos estudios (Figura 14). A partir del estudio de las
fallas con direcciones N 155º E se realiza un corte compensado desde Honrubia hasta la
cuenca del Tajo. Definiendo una serie de cabalgamientos con dos niveles de despegue que
afectan al basamento y sobre los que se adaptan los materiales mesozoicos y cenozoicos
(De Vicente et al.,, 1991; Figura 14A).
Las fallas, como se explicó en apartados anteriores, tienen un origen Hercínico y han
sufrido reactivaciones durante esta orogenia.
En trabajos posteriores (De Vicente et al., 1991 y 1996) se llega a la conclusión de que el
despegue más profundo puede explicarse con el engrosamiento cortical y el consiguiente
ajuste isostático, lo que hace innecesario este despegue. De este modo el modelo final,
queda explicado por De Vicente et al., en 1996 (Figura 14B).
En este modelo, el acortamiento calculado es de un 22%, acomodado por fallas con
dirección NO – Se dextrosas y N – S sinestrosas (Gómez Ortiz, 2001)
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 25
Fig. 17 Modelo tectónico del sistema central. A) De Vicente et al., 1991; con dos niveles de despegue a diferentes profundidades. B) De Vicente et al., 1996; el nivel de despegue mas profundo queda explicado por un engrosamiento cortical
4.5 Mediciones de las estructuras alpinas de la zona 12 de la Hoja 457 (Turégano)
Se producen grandes cabalgamientos con dirección N60º-70ºE que separan las rocas
mesozoicas de las prehercínicas, cabalgando estas últimas sobre las primeras, dividiendo el
mapa en “bandas de diferente edad con dirección NE-SO. La geometría de los
cabalgamientos indica un buzamiento entre 35º y 50º, aunque se encuentran medidas
menos de 15º (Gómez Ortiz, 1995), y son de carácter lístrico, es decir, en profundidad se
horizontalizan (De Vicente et al., 1994). Por su parte, los sedimentos cuaternarios aparecen
asociados a la red fluvial y procesos erosivos contemporáneos.
Las rocas ígneas prehercínicas presentan alguna fallas direccionales con dirección N-S y
E-O que solo les afecta a ellas y buzamiento subvertical, seguramente asociadas a procesos
Hercínicos. La esquistosidad es paralela en dirección a los cabalgamientos con dirección
NE-SO y seguramente esté relacionado con el nivel de despegue a través del cual se
produce el movimiento. Se observa algún cabalgamiento interno dentro de las rocas
prehercínicas asociado a los cabalgamientos principales que delimitan los dos grandes
sectores de rocas.
Los materiales prehercínicos, internamente y paralelos a las superficies de
cabalgamiento, están muy replegados resultado de los procesos Hercínicos que han sufrido.
Esto hace que los diferentes gneises afloren en bandas paralelas a estos y con vergencia al
SO, hacia donde se “abre” aumentando la superficie de rocas afloradas.
La cobertera mesozoica, presenta un buzamiento general entre 0º-10º con dirección SE.
Dentro de este grupo de rocas se observan cabalgamientos con direcciones E-O y medir y
pliegues con dirección medir, seguramente asociados a cabalgamientos internos.
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 26
4.6 Conclusión
La Orogenia Hercínica es la responsable de los procesos geodinámicas originales de la
zona, así como de la esquistosidad formada durante el metamorfismo, sobre la que se
generaran los niveles de despegue. Principalmente las estructuras que se reactivan durante
la Orogenia Alpina, son las formadas en etapas tardihercínicas.
El dominio Guadarrama está definido por cabalgamientos con dirección N60º-70ºE.
Principalmente han afectado durante la Orogenia Alpina dos fases, la etapa Ibérica y la
Torrelaguna en menor medida y la etapa Guadarrama, quedando restringida la etapa
Altomira a una región muy pequeña (la Sierra de Altomira).
1. Etapa Ibérica:
Debido a la compresión con dirección N50ºE, se desarrollan cabalgamientos y pliegues
de propagación de falla con dirección NO-SE, que se observan en la cobertera mesozoica
2. Etapa Guadarrama:
Se produce una compresión con dirección N140º-160ºE, dando lugar a los grandes
cabalgamientos con dirección N60º-70ºE, que son fallas o discontinuidades tardihercínicas
reactivadas, y a las fallas direccionales con dirección N-S y E-O presentes en el zócalo y en
la cobertera.
3. Etapa Torrelaguna:
Actúa modificando la etapa Guadarrama y alterando la red fluvial a como la observamos hoy
V. Bibliografía
Allegret, A. e Iglesias, M. (1986). «Nouveau témoin d'un socle "Cadomien" dans le NW de la Péninsule lberique." 11 Reunion des Sciences de la Terre Clermond-Ferrand.
Alonso, A. (1981): “El Cretácico de la provincia de Segovia (borde Norte del Sistema Central)”. Sem. Estratigr., Serie Monografías, 7: 271 p.
Alonso, A. y Más, R. (1982): “Correlación y evolución paleogeografía del Cretácico al norte y al sur del Sistema Central”. Cuad. Geol. Iber., 8, pp. 145-166.
Álvarez Ramis (1984): “Precisiones histológicas y bioquímicas acerca de los ejemplares de Frenelopsis procedentes de Torrelaguna (Madrid)” Estudios Geológicos, Vol. 40, No 1-2.
Arenas, R., Escuder, J., Fuster, J.M., Villaseca, C. y Ruiz, T.: “Petrología. Memoria del Mapa geológico de Turégano, Hoja nº457 a escala 1:50.000”.
Babín, R. y Gómez, D. (1997): "La tectónica alpina en el borde norte del Sistema Central Español y su enlace con la cuenca del Duero" Estudios Geológicos, 53 (5-6), págs. 221-228.
Bardaji, T., De Dios, J., De Vicente, G. y Sanz, M.A. (1991): “Geomorfología. Memoria del Mapa geológico de Turégano, Hoja nº457 a escala 1:50.000”.
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 27
Bea, F., Montero, P., Zinger T., (2003). “The nature and origin of the Granite Source Layer in Central Iberia: evidence from trace elements, Sr and Nd isotopes, and Zircon age patterns”. Journal of Geology 111, 579-595.
Bellido, F. y otros (1981): “Caracteres generales del cinturón Hercínico en el sector oriental del Sistema Central español”. Cuadernos de Geología Ibérica, núm. 7, pp. 15-52.
Benito, M.I. y Mas, R. (2007) “Origin of Late Cretaceous dolomites at the southern margin of the Central System, Madrid Province, Spain”. Journal of Iberian Geology. 33 (1) 41-54.
Birot, P. y Solé Sabarís, L. (1954): Investigaciones sobre morfología de la Cordillera Central @ufiola. C.S.I.C. Madrid. 88 p
Bischoff, L.; Wildberg, H. y Baumann, A. (1986). «Uranium/lead ages of zircons from gneisses of the Sistema Central, Spain. lntern. Conf. lber. Terranes Proj. 233:39.
Capote, R.; Casquet, C., y Fernández Casals, M. J. (1981): “La tectónica hercínica de cabalgamientos en el Sistema Central”. Cuadernos d Geología Ibérica, 7 págs. 455- 469.
Capote, R. y Fernández Casals, M. J. (1975). “Las series anteordovícicas del Sistema Central.” Bol. Geof. Min. 86 (6): 551-596.
Capote, R., González Casado, J.M. y De Vicente, G. (1987): “Análisis poblacional de la fracturación tardihercínica en el sector central del Sistema Central Ibérico”. Cuadernos Laboratorio Xeoloxico Laxe, 11: 305-314.
Capote, R., De Vicente, G. y González-Casado, J. M. (1990): Evolución de las deformaciones alpinas en el Sistema Central Español (S.C.E). Geogaceta, 7: 20-22.
De Vicente, G., Muñoz Martín, A., Giner, J., Rodríguez Pascua, M.A., González Casado, J.M. y Calvo, J.P. (1994). Cuadernos Laboratorio Xeológico de Laxe, 19, 175-190.
De Vicente, G., Giner, J., Muñoz, A., González-Casado, J.M. y Lindo, R. (1996). Tectonophysics, 266, 405-424.
De Vicente, G., Vegas, R., Muñoz Martín, A., González-Casado, J.M., Carbó, A., Álvarez, J., Cloetingh, S., Andriessen, P. y Elorza, F.J. (2004). En: “Geología de España (J.A. Vera, Ed.)”. SGEIGME, 621-626.
De Vicente, G., Vegas, R., Muñoz Martín, A., Silva, P.G., Andriessen, P., Cloetingh, S., González Casado, J.M., Van Wees, J.D., Álvarez, J. y Carbó, A. (2007): Cenozoic thick-skinned deformation and topography evolution of the Spanish Central System. Global and Planetary Change, 58 (1-4): 335-381.
Farias, P., Gallastegui, G., González Lodeiro, F., Marquínez, J., Martín-Parra, L.M., Martínez Catalán, J.R., Pablo Maciá, J.G. de, Rodríguez-Fernández, L.R., (1987). Aportaciones al conocimiento de la litoestratigrafía y estructura de Galicia Central. Memoria Faculdade de Ciências da Universidade do Porto, 1, 411-431.
Garzón, M.G. (1980). “Estudio geomorfológico de una transversal en la sierra de Gredos oriental (Sistema Central Español). Ensayo de una cartografía geomorfológica”. Tesis Doctoral. Univ. Comp. Madrid.
Gil, J.; Carenas, B.; Segura, M.; García-Hidalgo, J.F.; García, A. (2004): “Revisión y correlación de las unidades litoestratigráficas del Cretácico Superior en la región central y oriental de España”. Revista de la Sociedad Geológica de España, 17 (3-4): 249 – 266.
Gil J., García-Hidalgo J.F., Segura M., López Olmedo F., García A., Díaz de Neira J.A., Montes M. y Nozal F. (2010). El Cretácico del Sistema Central (España): Registro estratigráfico, contexto deposicional y esquema evolutivo. Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 104, pp. 15-36.
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 28
Gómez Ortiz, David (1995): “La tectónica Alpina en el borde norte del Sistema Central (sector de Turégano)”. Tesis de Licenciatura. Universidad Complutense de Madrid.
Gómez Ortiz, D (2001): “La estructura de la corteza en la zona central de la Península Ibérica”
González Casado, J.M y Casquet, C. (1988): “Estructuras distensivas y procesos metamórficos asociados en la Zona de Cizalla de Berzosa”. Geogaceta, 4, pp.5-6
González Lodeiro, F. y Macaya, J. (1991): “Tectónica hercínica”. Memoria del Mapa geológico de Turégano, Hoja nº457 a escala 1:50.000.
Herrainz, P., López Olmedo, F., Gabra, P., Solé, J., Escuder, J., Valverde, Dunning, G., Bea, F. y Gálvez, C. (2005): Mapa Geológico de España 1:50.000, hoja nº 459. (Tamajón). IGME, Madrid.
Macaya, J.; González Lodeiro, F.; Martínez Catalán, J.R. y Álvarez, F. (1981). "Continuos deformation, ductile thrusting and backfolding in the basament of the hercynian Orogen and their relationships with structures in the metasedimentary cover in the Sierra de Guadarrama (Spanish Central System)”. Tectonophysics, 191, 291-309.
Martín escorza, C. (1988): “Fase Robledo: Una etapa distensiva dúctil en la Cordillera Central”. Geogaceta 5, 45-46.
Meléndez, N. (1983): “El Cretácico de la regio de Cañete-Rincón de Ademúz”. Seminario estratigrafía. Serie Monografías, 9: 1-242
Navidad, M. (1979). “Las series glandulares del sector central del macizo (Guadarrama centro-occidental)”. Est. Geol. 35:31·48.
M. Navidad Y F. Bea. (2004). El magmatismo prévarisco de la Zona Centro Ibérica. Geología de España Editor J. A. Vera. SGE, IGME. Madrid. Páginas: 92 - 96
Olaiz, G. de Vicente, R. Vegas, J.M. González Casado, A. Muñoz Martín y J. Álvarez (2004): “El Cabalgamiento de Valdesotos: consecuencias de la acomodación del acortamiento cenozoico en el zócalo del Sistema Central”. Geo-temas, 6 (5), VI Congreso Geológico de España, Zaragoza.
Olmo Sanz, A., Pinera, A. (1991): “Introducción, Estratigrafía e Historia geológica”. Memoria del Mapa geológico de Turégano, Hoja nº457 a escala 1:50.000.
Pedraza, J. de (1976). “Algunos procesos morfogenéticos recientes en el valle del río Alberche (Sistema Central Español). La depresión de Aldea del Fresno Aimorox.” Bol. Geol. Min. 87 (1): 1-12.
Peinado, M. y Álvaro, M. (1986): “Magmatismo pre e intrahercínico en el sector metamórfico de El Escorial (Sistema central español).” Cuad. Geol. Ib. 7: 201-216
Rubio Pascual, F.J (2012): “Evolución tectonotermal Varisca del Sistema Central en Somosierra-Honrubia”. Tesis Doctortal. Universidad Complutense de Madrid.
Schwenzner, J.E. (1937): Zur Morphologie des Zentralspanischen Hochlandes. Geogr. Abhandl. X (3) 128 p. Resumen en castellano: (1943) La morfología de la región montañosa central de la Meseta española. (Trad: Vidal Box, C.) Bol. Real. Soc. Española Hist. Nat. XIV: 12 1 - 147.
Vialette, Y., Casquet, C., Fuster, J.M., Ibarrola, Navidad, M., Peinado, M y Villaseca, C. (1986): “Orogenic granitic magmatism of pre-Hercynian age in Spain Central System”. Terra Cognita, Icog 6 meeting, 6 (2): 1606.
Vialette, Y.; Casquet, C.; Fuster, J. M.; Ibarrola, E.; Navidad, M; Peinado, M. & Villaseca, C. (1987). “Geochronological study of orthogneisses from the Sierra de Guadarrama (Spanish Central System).” Neues Jahrb.
Wildberg, H. G. H.; Bischoff, L. Y Baumann, A. (1989): “Contrib. Min. Petrol.”, 103.
VI. MAPA, COLUMNA Y CORTES GEOLÓGICOS
w
~ o
8 o ~ w a:: o
o: o ¡¡: w D..
iil
LEYENDA
HOLOCENO
PLEISTOCENO
SANTONIENSE
CONIACIENSE
TURONIENSE
ROCAS IGNEAS PREHERCINICAS
10: Relleno de fondo de valle 9: Rellenos de fondos de charca 8: Conos de deyección 7: Dolomías de Montejo de la Vega 6: Areniscas dolomíticas de Hontoria o ltuero y
Lama 5: Dolomías del Caballar 4: Facies Utrillas 3: Leucogneis glandular 2: Ortogneis glandulares heterogéneos 1: Ortogneis glandulares melano-mesócratos
SIGNOS CONVENCIONALES
--------- Co""K'Iº - di.co.d.ncllt t---t , .. ,. plt9g..- monoc1 • ...-
····-· ······-·-·-······· c.,..,acio _...,.,o c-d•"1• Oi.-.ccló" V t>uum,.nlo
Com.c;10 '"'"".No /
~ l[IQUitieo•lct.d-.tlClll
- - -- ,.,,. •U?U"... ~ r.qv191~1ctad
-~~-~ F.il• .......,""'o uo..,,....._mo
i--t
-t.-
~~?::o_~;::; . ·- CM rit-... ~11 •--.t. • i. ,_,._~
~ ~ C-..... ..:ti"'•· ldem. IMC:thr•
COLUMNA ESTRATIGRÁFICA LEYENDA
(m !I
i ºI~ !& § ~
. CALIZAS .
l l lt i1
o 1 1 1 •. J . .. 1 " -- . !-< !•
50
40~b::
1 Restos fósiles fragnentados
"JI RUciS1as
- Estromatoiitos (i) lntradastos
"""' D Discontim.idad estra1i{J'áftca Hatdground
:SS: Es1ratif. auzada planar A(\ R/pples de coniente A. R/pp/fls de oscilación
J Bloltltlación 000 Lag de cantos
~ Ar ..... scas 1:.:..:..:..:.: .. . ¡:-::-::::i t::::::l l..utitls
Trabajo de Fin de Grado
1 TURÉGANO (ZONA 12) 1
I'
g C811zasmudston&-wskestooe¡ 4s51l\X (l~ &~ 'i1 I / / _ ·) Dolomitizadas
30~
o . ".--"· - , '._ ~.~,:.::: /' .L'-:
T '• • • / •
.:~·. ·:: :;};; © ~:"-',..- '~ . o
10
~ ~
Areniscas con cemento dolomltico
CORTE GEOLÓGICO
1 : 25.000 1.000 m. 500 O 1 2 km. l==l===i===f .
AUTOR: Javier Contreras Cabello 29
Trabajo de fin de grado
JAVIER CONTRERAS CABELLO 30