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MAPA GEOLGICO DE ESPAA

Escala 1:50.000

SE INCLUYE MAPA GEOMORFOLGICO A LA MISMA ESCALA

TOMELLOSO

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Ninguna parte de este libro y mapa puede serreproducida o transmitida en cualquier forma opor cualquier medio, electrnico o mecnico,incluido fotocopias, grabacin o por cualquiersistema de almacenar informacin sin el previopermiso escrito del autor y editor.

Instituto Geolgico y Minero de EspaaBase Topogrfica: Servicio Geogrfico del Ejrcito

Cartografa: Intecol S.L.U.

Ros Rosas, 23. 28003 Madridwww.igme.esNIPO: 474-10-005-3ISBN: 978-84-7840-832-0Depsito legal: M-17837-2010___________________________________________________________________________

Fotocomposicin: Intecol S.L.U.Impresin: Grficas Muriel, S. A.

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Las presentes Hoja y Memoria (Tomelloso-762), han sido realizadas por el I.G.M.E., dentro delprograma MAGNA, habiendo intervenido los siguientes tcnicos:

Autores

Mapa Geotcnico

- A. Prez Gonzlez (I.G.M.E.). Cartografa Geolgica, Geomorfolgica y Memoria.- F. Moreno Serrano (I.G.M.E.). Cartografa Geolgica, Geomorfolgica y Memoria.- L.M. Barranco Sanz (I.G.M.E.). Cartografa Geolgica, Geomorfolgica y Memoria.- J. Mulas de la Pea (I.G.M.E.). Cartografa Geomorfolgica.

Direccin y supervisin

- A. Martn-Serrano Garca (I.G.M.E.)- E. Elzaga Muoz (I.G.M.E.)- V. Gabaldn Lpez (I.G.M.E.)

INFORMACIN COMPLEMENTARIA

Se pone en conocimiento del lector, que en el Centro de Documentacin del IGME existepara su consulta, una informacin complementaria de esta Hoja y Memoria constituida por:

- Muestras y sus correspondientes preparaciones.- Informes paleontolgicos y sedimentolgicos de dichas muestras.- Columnas estratigrficas de detalle.- lbum de fotografas.- Fichas bibliogrficas.- Informes complementarios.

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N D I C E

1. INTRODUCCIN.....................7

2. ESTRATIGRAFA .......................................................................................................8

2.1. MESOZOICO ......................................................................................................82.1.1. Trisico ....................................................................................................8

2.1.1.1. Arcillas versicolores y yesos (1). Facies Keuper. Trisico superior .....82.1.2. Jursico ....................................................................................................9

2.1.2.1. Calizas dolomticas. Fm dolomas tableadas de Imn. Car--niolas y calizas brechificadas Fm Cortes de Tajua (2).Trisico superior-Las inferior.......................................................11

2.1.2.2. Calizas y dolomas azuladas. Calizas con crinoides. FmCalizas tableadas de Cuevas Labradas (3). Sinemuriensesuperior-Pliensbachiense ...........................................................12

2.1.2.3. Arcillas y margas blancas con dolomas intercaladas. Fm Calizasy dolomas tableadas de Cuevas Labradas (4). Pliensbachiense ....12

2.1.2.4. Calizas oolticas (5). Pliensbachiense-Toarciense .........................132.1.3. Cretcico .............................................................................................13

2.1.3.1. Areniscas con gravas y arcillas blancas. Fm Arenas de Utrillas(6). Albiense Cenomaniense ......................................................15

2.1.3.2. Calizas oquerosas rojas y margas blancas (7). Cenomaniense-Turoniense ................................................................................15

2.1.3.3. Calizas blancas con rudistas (8). Senoniense ...............................162.2. TERCIARIO .......................................................................................................16

2.2.1. Palegeno ..............................................................................................16

2.2.1.1. Conglomerados cuarcticos (9). Oligoceno .................................162.2.2. Negeno ................................................................................................182.2.2.1. Calizas travertnicas (10). Mioceno-Plioceno ...............................182.2.2.2. Arcillas, limos, arenas y conglomerados polimcticos con costra

laminar a techo. Glacis (11). Mioceno-Pleistoceno inferior ............192.2.2.3. Costras calcreas de Campo de Montiel (12). Plioceno

Pleistoceno? .............................................................................202.3. CUATERNARIO .................................................................................................21

2.3.1. Gravas, arenas y arcillas. Abanicos aluviales del Alto Guadiana (13)Pleistoceno Medio-Holoceno. Gravas, arenas y arcillas. Abanicosaluviales de Campo de Montiel (15). Pleistoceno .....................................21

2.3.2. Gravas y tobas calcreas. Terrazas (14). Pleistoceno Medio. Gravas otobas calcreas. Terrazas (16). Pleistoceno Superior ................................22

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2.3.3. Limos elicos (17). Holoceno .................................................................222.3.4. Gravas y cantos polignicos, arenas y limos arcillosos. Coluvin (18).

Holoceno ...............................................................................................232.3.5. Arenas y limos, arcillas con cantos polignicos Conos aluviales (19).

Holoceno ...............................................................................................232.3.6. Cantos polignicos, arenas, limos y arcillas. Fondo de valle (20).

Holoceno ...............................................................................................232.4. GEOFSICA .....................................................24

2.4.1. Investigaciones geofsicas realizadas. Conclusiones ...............242.4.2. Columnas estratigrficas de los sondeos ...................................25

3. TECTNICA.............................................................................................................263.1. SINTESIS REGIONAL ........................................................................26

3.1.1. Unidades estructurales a nivel regional ..............................263.1.2. Unidades estructurales representadas en la Hoja ..................27

3.1.2.1. Campo de Montiel ...........................................273.1.2.2. Surco manchego ..............................................273.1.3. Fases tectnicas ................................................................28

3.2. ACCIDENTES TECTNICOS MS IMPORTANTES .................................293.3. ANLISIS ESTRUCTURAL ................................................................30

3.3.1. Deformacin continua ..........................................................303.3.2. Deformacin discontinua .....................................................31

3.3.2.1. Escala macro y mesoestructural ..........................................313.3.2.2. Escala microestructural ................................................31

3.3.2.2.1. Mesozoico .............................................313.3.2.2.2. Cenozoico .............................................36

4. GEOMORFOLOGA .................................................................................................384.1. ANLISIS MORFOGRFICO ..............................................................................38

4.1.1. Estudio del modelado .............................................................................384.1.1.1. Formas estructurales .................................................................384.1.1.2. Formas de ladera .......................................................................394.1.1.3. Formas fluviales .........................................................................394.1.1.4. Formas elicas ...........................................................................404.1.1.5. Formas de alteracin .................................................................404.1.1.6. Formas polignicas ....................................................................404.1.1.7. Formas antrpicas .....................................................................42

4.2. EVOLUCIN DINMICA ...................................................................................424.3. PROCESOS ACTUALES .....................................................................................43

5. HISTORIA GEOLGICA ...............................................43

6. GEOLOGA ECONMICA ............................................466.1. CANTERAS ..................................................................................................466.2. HIDROGEOLOGA ............................................................................................46

7. BIBLIOGRAFA...........47

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1. INTRODUCCIN

La Hoja de Tomelloso se encuentra situada en el lmite NO de Campo de Montiel y en la zonameridional del sector central de la Llanura Manchega. Administrativamente est incluida enla zona NE la provincia de Ciudad Real.

La Hoja est dividida en dos regiones con caractersticas propias: al norte, la LlanuraManchega, un relieve muy plano, cuyas cotas estn comprendidas entre 660 y 770 m; al surel Campo de Montiel, un marco montaoso con cotas que oscilan entre los 680 m y 970 m.El paso entre ambas es paulatino, a travs de glacis y rampas construidos sobre el lmite sep-tentrional del Campo de Montiel.

La red hidrogrfica est caracterizada por la presencia de un ro principal, el alto Guadiana, quedrena la Hoja con direccin SE-NO hasta su salida de Campo de Montiel, donde gira al N paradirigirse a la Llanura aluvial de San Juan. Antes de salir de Campo de Montiel, el ro es embal-

sado en el pantano de Pearroya, para abastecer las necesidades de regado de los municipiosde Argamasilla de Alba y Tomelloso. El resto de la red fluvial es de poca entidad, con funciona-miento estacional y espordico, como corresponde a la tnica general de la regin.

La densidad de poblacin en el rea es dos veces y media inferior a la densidad media deEspaa. Los dos nicos ncleos de poblacin son Tomelloso (30.000 hab.) y Argamasilla deAlba (10.000 hab.). La Hoja no est atravesada por ninguna carretera nacional; cerca de ellase encuentran la N-IV (Madrid-Andaluca) y la N-301 (Ocaa-Albacete).

La agricultura, que originalmente fue extensiva, poco diversificada y dedicada a cultivos exce-dentarios (cereales, olivo y vid), se ha transformado en otra con mayor rendimiento econmi-

co (hortalizas, maz, alfalfa, uva de mesa, etc.), gracias aL regado. El sector industrial lo for-man actividades conexas a la agricultura: alcoholes, fbricas de harina, etc. La nica actividadganadera es el pastoreo de cabras y ovejas que aprovecha los pocos pastos de mala calidadque existen. Asociada a esta ltima existe una industria quesera importante. Tambin haygrandes extensiones improductivas, sobre todo en Campo de Montiel, con bajo porcentajededicado al regado, explotadas como cotos de caza (conejos y perdices fundamentalmente).

La vegetacin arbrea natural tiene carcter disperso y residual, compuesta por encinas,robles y alguna sabina. En las riberas suelen aparecer chopos y olmos.

Entre los parmetros que definen la climatologa, hay que sealar el escaso valor de la preci-pitacin media anual, que en Argamasilla de Alba, alcanzan los 450 mm y en Campo deMontiel los 500 mm. Los meses de Julio y Agosto son los ms secos, con menos de 15 mmde precipitacin, los ms lluviosos son los de otoo e invierno con precipitaciones mensualesmximas de 60 a 70 mm. La temperatura media anual oscila entre los 14C y 14,5C, conmnimos absolutos de -12C en Febrero y mximas de 42C en Julio.

Los datos y conocimientos previos sobre distintos aspectos geolgicos de la zona, son muyvariables. Los primeros se remontan al siglo XIX. Entre los trabajos de carcter local referidosa la Hoja hay que destacar el Mapa Geolgico de Espaa, E. 1:50.000 (Tomelloso), 1 Serie(1954), las Hojas limtrofes del Mapa Geolgico Nacional (MAGNA 2 Serie). PREZ

GONZLEZ, (1981) realiz su tesis doctoral: Negeno y Cuaternario de la Llanura Manchegay su relacin con la Cuenca del Tajo.

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Otros trabajos de inters, por las aportaciones que hacen al conocimiento general de la zona,son los de HERNNDEZ PACHECO, E. (1932, 1949 y 1955-56), SOLESABARIS (1951), LAU-TENSACH (1964) y JESSEN (1930).

Los materiales aflorantes ms antiguos de la Hoja son las arcillas y yesos trisicos, los calco-dolomticos y margosos del Jursico y Cretcico y los conglomerticos del Oligoceno, que con-figuran el lmite septentrional de Campo de Montiel. Hacia el norte, se hunden de forma brus-ca y quedan cubiertos por materiales detrticos y carbonatados del Mioceno y Plioceno, que asu vez son cubiertos por costras calcreas y depsitos aluviales del Plioceno y Cuaternario.

2. ESTRATIGRAFA

En la Hoja de Tomelloso afloran los materiales mesozoicos del Campo de Montiel, as comolos del Negeno y Cuaternario en la Llanura Manchega.

2.1. MESOZOICO

A escala regional lo forman materiales que van desde los tramos basales del Tras al Las, sinque exista certeza de que los trminos a su techo ya pertenezcan al Dogger. Existe una faltade registro que quizs abarca el Jursico Medio y Superior y casi todo el Cretcico Inferior.Discordantes sobre el Jursico aparecen las Facies Utrillas, que sealan el comienzo del ciclosuperior del Cretcico, el cual es poco potente en la zona meridional de la Sierra de Altomiraal igual que en los escasos afloramientos existentes en el borde N del Campo de Montiel.

2.1.1. Trisico

El Trisico que aflora en la regin pertenece al litotipo llamado Tras Hesprico (VIRGILI et al.,1977), caracterizado por sus series terrgenas continentales adosadas al borde E del Macizo Ibrico.

Como afloramientos ms significativos de la regin se pueden citar los situados en Alczarde San Juan, Lagunas de Ruidera, Alhambra y los de la zona que bordea la plataforma cali-za de Campo de Montiel en su vertiente meridional, que se extienden hasta Alcaraz. Reposandiscordantes sobre un zcalo cmbro-ordovcico, y son recubiertos por los sedimentos carbo-nticos jursicos.

Hacia el borde de la Meseta experimentan una importante reduccin de potencia, junto concambios laterales de facies, en especial el Muschelkalk. Slo la unidad superior yesfera(Facies Keuper) se mantiene con las mismas caractersticas, aunque reduciendo tambin suespesor. (YBENES et al., 1977).

TORRES y LEYVA, (1988), como resultado de las investigaciones de Recursos Minerales, bajola cobertera mesozoica y negena de La Mancha (mitad occidental), dan una sucesin estra-tigrfica de 200 m de espesor, que viene a ser similar a la establecida por YBENES et al. (opcit.) en Alczar de San Juan.

2.1.1.1. Arcillas versicolores y yesos (1). Facies Keuper. Trisico superior

Afloran en los mrgenes del Embalse de Pearroya (SE de la Hoja), en pequeos cortes par-ciales de las canteras inactivas de yesos presentes en las laderas escarpadas del ro Guadiana.

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La potencia parcial observable en los lugares donde la serie no est cubierta, es de 28 m, noaflorando en ningn punto la base de la misma. Se observan dos tramos: uno inferior de arci-llas rojas (7 a 8 m de espesor) y otro superior con 15-17 m de arcillas verdes. Ambos presen-tan intercalaciones de yesos en niveles de aspecto anastomosado. Las texturas de los yesosson secundarias, nodulosas y fibrosas. Las primeras se originan por sustituciones de anhidri-ta propias de medios bastantes restringidos (SHAERMAN, 1971). De lo anterior se deduceque las anhidritas primarias se han podido formar en la zona vadosa-capilar de la llanurasupramareal, en sebkhas costeras (SHAERMAN, 1966) o en llanuras de fango de los lagossalinos efmeros (HARDIEL et al., 1978). Por correlacin regional, esta unidad azoica puedeatribuirse al Trisico superior (Noriense) (Fig. 1).

Fig. 1.- Correlacin de las facies del Tras de la zona Prebtica y del borde de la Meseta (A.GIL y LOPEZ-GARRIDO, 1987).

2.1.2. Jursico

Los materiales jursicos pertenecen al dominio meridional de la Meseta, siendo muchos trmi-nos de la serie fcilmente correlacionables con los de los dominios vecinos: SO de la Cordillera

Ibrica y Prebtico Externo. La continuidad estratigrfica en muchos casos es total, marcndo-se los lmites por criterios exclusivamente estructurales (directriz dominante del plegamiento).

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Varios los autores han estudiado localmente parte de los afloramientos de la regin, entreellos destacan GAIBAR-PUERTAS et al. (1969), quienes realizaron una amplia sntesis de lasobservaciones del Lisico manchego.

La mayor parte del Jursico manchego pertenece al Las, y los niveles ms altos al Dogger,faltando por completo el Malm. Esta laguna estratigrfica tambin afecta al Cretcico infe-rior y aumenta hacia el Oeste. Este hecho ya fue advertido en los primeros trabajos realiza-dos en la regin, que atribuan el techo de la serie jursica al Las (FONTBOTE y RIBA, 1956),o al Dogger (VIALLARD, 1973).

Las caractersticas de las unidades jursicas permiten realizar una fcil correlacin con las uni-dades formales descritas por GOY et al., 1976) en la Rama Castellana de la Cordillera Ibrica:Grupo Renales y el Grupo Ablanquejo (Fig. 2), aunque hay que matizar que en Campo deMontiel el Grupo Ablanquejo no se reconoce con claridad, ya que parece quedar limitado ala zona meridional de la Sierra de Altomira.

Fig. 2.- Unidades litoestratigrficas definidas para el Trisico terminal y el Jursico inferior dela Cordillera Ibrica (GMEZ, et. al., 1976) y su relacin con las unidades del cclo Jursicodefinidas en la Hoja.

En Campo de Montiel La distribucin de espesores de la serie jursica es bastante homog-nea, tendiendo a aumentar generalmente hacia el E. En el afloramiento de Yemeda, en el

borde SE de la Cordillera Ibrica, tiene una potencia de 130 m, reducindose a 50 m en SanClemente y a valores similares en Puebla de Almerana y Almonacid del Marquesado. En lossondeos realizados en la Mancha oriental se reconocen: 180 m en Gabaldn, 150 m en los de

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Ledaa y Carceln y 140 en los de Salobral. En el Prebtico Externo alcanza un espesor de 270m y mximos de 320 m en el borde oriental de Campo de Montiel. Todo ello parece indicarque se form una extensa plataforma carbonatada instaurada sobre un suave relieve. La dis-tribucin de facies evoluciona de depsitos de plataforma interna confinada, con gran influen-cia continental al oeste, a depsitos de plataforma con carcter ms abierto, hacia el este.

2.1.2.1. Calizas dolomticas. Fm dolomas tableadas de Imn. Carniolas y calizas brechifica-das. Fm Cortes de Tajua (2). Trisico superior-Las inferior

La unidad la componen dos tramos bien diferenciados: uno inferior, de calizas grises algodolomticas y bien estratificadas, con una potencia entre 15 y 20 m, y otro superior con cali-zas brechificadas y carniolas, cuyo espesor, difcil de calcular, puede alcanzar los 100 m.

Calizas dolomticas (Tramo inferior)

Los afloramientos se sitan fundamentalmente en los mrgenes de la cola del embalse dePearroya, donde presentan espesores que varan entre 15 y 20 m. y estn en concordanciasobre las arcillas yesferas en Facies Keuper, existiendo entre ambas unidades un tramo de 2 a4 m, formado por calizas cristalinas tableadas de color amarillo, correlacionable con el Tramode Transicin (Cordillera Ibrica). El mejor corte se encuentra en las cercanas del Molino deSan Luis, en una de las canteras de yesos existentes en la margen derecha del ro Guadiana.

Son calizas recristalizadas en bancos de espesor variable. En las muestras analizadas conmicrocopio no existen rastros de dedolomitizacin y presentan restos de aloqumicos y defsiles indeterminados. El contenido fsil no es significativo, habindose encontrado molus-cos yAfureina sp.

Los pocos datos sedimentolgicos tiles obtenidos permiten diagnosticar, sin mayor preci-sin, un medio deposicional de llanura mareal.

Se le asigna una edad Trisico Superior, por correlacin con otras zonas mejor datadas en laCordillera Ibrica y por criterios de posicin estratigrfica.

Calizas brechificadas y Carniolas (Tramo Superior)

Afloran extensamente al SE de la Hoja. Este tramo est constituido por caniolas masivas enla base, que hacia techo pasan a brechas calizas, con planos de estratificacin discontinuosy mal delimitados. Un afloramiento conspicuo es el de la presa de Pearroya. Es difcil esta-blecer su potencia con exactitud, que debe estar entre 80 y 100 m. Las brechas y carniolasaparecen muy recristalizadas y fisuradas, con procesos de dedolomitizacin. En el ngulo SEde la Hoja existen capas margo-arcillosas de aspecto verdoso y de escasa potencia.

El conjunto es correlacionable con la Formacin de Carretes (GARCA RODRIGO y PENDAS1971) y con la Formacin Carniolas de Cortes de Tajua (GOY et al., op. cit.).

El medio sedimentario fue submareal, donde se generaron dolomas primarias con evapori-tas, que posteriormente, por disolucin de estas ltimas, dieron lugar a colapsos de los tra-

mos superiores, con la subsiguiente distorsin de la estratificacin.La poca fauna encontrada no es relevante, aunque por criterios regionales este tramo supe-

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rior puede ser datado como Hettangiense-Sinemuriense.

2.1.2.2. Calizas y dolomas azuladas. Calizas con crinoides. Fm Calizas tableadas de CuevasLabradas (3). Sinemuriense superior-Pliensbachiense

Esta unidad es fcilmente reconocible en campo por su mayor resistencia a la erosin, encomparacin con las unidades contiguas. El corte ms completo se halla aguas abajo y juntoal dique del Embalse de Pearroya, donde presenta un espesor de unos 56 m. El techo deeste tramo puede correlacionarse con el muro de una serie parcial de 4,70 m, situada en elkm 13 de la carretera Tomelloso-Ossa de Montiel, cerca del Cerro del Novillo.

El corte del Pantano de Pearroya est compuesto de muro a techo por: 6 m de brechas cal-creas rojizas, bien estratificadas; 8 m de calizas rojizas muy recristalizadas; 3 m similares alas brechas anteriores; 20 m de calizas recristalizadas en tramos ms o menos masivos conalgunos delgados niveles de aspecto brchico; 27 m de calizas micrticas con abundantes fsi-

les, en especial crinoides. En el techo se encuentran niveles con abundantes xidos de hierroy capas delgadas con oncolitos. Los anlisis realizados en lmina delgada indican la existen-cia de frecuentes sombras de aloqumicos y numerosas laminaciones algales hacia la base, ascomo procesos de recristalizacin y dedolomitizacin; estos ltimos de distribucin irregular.Los fsiles encontrados en los trminos micrticos son restos de lamelibranquios, gasterpo-dos, equinodermos y ostrcodos. Algunos de los cuales se han clasificado como:

- Ammobaculites sp.- Lingulina gr. PUPA-TENERA- Caveuxia sp.- Frondicularia sp.

- Haurania sp.- Pseudopfena cf. BUTTERCINI

Los medios deposicionales varan entre llanuras de mareas y lagoon. En funcin de estascaractersticas, esta unidad se puede correlacionar con la Formacin Calizas y DolomasTableadas de Cuevas Labradas (GOY et al., op. cit.). Tambin con la unidad informal MADROO(GARCA-RODRIGO y PENDAS, op. cit.), de edad Sinemuriense superior-Pliensbachiense.

2.1.2.3. Arcillas y margas blancas con dolomas intercaladas. Fm Calizas y dolomas tablea-das de Cuevas Labradas (4). Pliensbachiense

Es una unidad difcil de reconocer en el campo, ya que no da ningn tipo de resalte morfo-lgico y est cubierta parcialmente por los depsitos cenozoicos. Comprende una alternan-cia de arcillas y margas de aspecto blanquecino, con dolomas de tonos grises claros. Soncaractersticos de esta unidad unos tramos con dolomas de color blanquecino, fractura para-lelepipdica y con oquedades que asemejan una porosidad fenestral. A techo aparece unalumaquela formada por lamelibranquios, braquipodos y gasterpodos, ya descrita porFERREIRO y ROIZ (1975).

Es difcil calcular el espesor de esta unidad, aunque puede estimarse en 25-35 m, en funcinde datos parciales y los valores dados por otros autores. Es correlacionable con los trminos

altos de llanura de marea, propios de la Formacin Cuevas Labradas, de edadPliensbachiense.

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2.1.2.4. Calizas oolticas (5). Pliensbachiense-Toarciense

Aparecen pequeos afloramientos en el borde Norte de la plataforma mesozoica de Campode Montiel, donde debieron quedar cubiertos por los conglomerados cuarcticos delOligoceno y ahora se encuentran en va de exhumacin. Su espesor puede llegar a los 70 m

En el km 11 de la carretera comarcal de Tomelloso a Ossa de Montiel existe un buen aflora-miento de esta unidad, que forma un frente circular de calizas bien estratificadas, subhori-zontales, con una potencia de 16 a 20 m y abundantes procesos de karstificacin, iniciadosa partir de amplias grietas verticales que cuartean de forma irregular el paquete de calizas.La base de corte lo componen unos 2 3 m de calizas tableadas, en capas de 2-6 cm, conlaminaciones, fractura algo concoidea y aspecto margoso. Hacia techo aumenta tanto elespesor de las capas (de 5 a 30 cm) como el de los tramos oolticos de color verde oliva.Tambin se dan intercalaciones de tramos margosos de pocos cm y de aspecto ms claro. Eltrnsito con la unidad subyacente se realiza mediante unas dolomas rojizas.

En lmina delgada se han reconocido oomicritas, ooesparitas, intraesparitas y, en tramos msfosilferos, intrabiomicritas. Se han identificado tambin restos de gasterpodos, lamelibran-quios, serplidos, braquipodos, ostrcodos, equinodermos, espculas, escasos microfilamen-tos, Eothrix cf. alpina, Epistomina sp., lagnidos, Glomospira sp.

El anlisis de esta unidad indica ambientes someros de cierta energa. Por sus caractersticases correlacionable con la unidad Colleras (GARCA-RODRIGO y PENDAS, op. cit.) delPrebtico Externo pero no con alguna de las unidades coetneas de la Cordillera Ibrica. Porello, puede tratarse de una facies de borde con condiciones paleogeogrficas diferentes a lasdefinidas en la Ibrica. Cronolgicamente correspondera a los trminos medios del Grupo

Ablanquejo, comprendidos entre el Pliesbachiense superior y el Toarcienser.

2.1.3. Cretcico

Los afloramientos cretcicos de la regin estn encuadrados en la orla oriental del MacizoIbrico, bien en estructuras plegadas como ocurre en los flancos anticlinales de la zona meri-dional de Altomira y SO de la Cordillera Ibrica, bien como retazos aislados, formando partede la cobertera tabular de la Meseta, en aquellos puntos donde no han sido borrados por laerosin o cubiertos por materiales terciarios.

El yacente del Cretcico es el Jursico, previamente erosionado y ms antiguo cuanto ms aloeste se encuentra. Las series cretcicas manchegas se pueden correlacionar con las seriescretcicas de la Cordillera Ibrica y los ciclos sedimentarios all definidos (Fig. 3), pudindoseagrupar en cuatro tipos:

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Fig. 3.- Ciclos sedimentarios y episodios tectosedimentarios (de MAS et. al., 1982).

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Lomas de Peln. Hay un nico afloramiento situado en el borde externo y oriental de Campode Montiel. Tiene escasa extensin horizontal y vertical (33 m de espesor). Los ambientesrepresentados oscilan entre continentales con influencia marina y marinos arrecifales, pocoprofundos y de poca energa. Las caractersticas del mismo hacen difcil su correlacin conotros afloramientos de la regin.

Anticlinal de Villarrobledo. Se encuentra en la Llanura manchega y es una prolongacin de laSierra de Altomira hacia el Sur. La serie, de 45 m de espesor, est constituida por arenas, arci-llas margosas y areniscas, cuyas facies muestran el inicio de la transgresin generalizada enel Cretcico Superior.

Cretcico de Altomira meridional. Tiene una potencia mxima de 170 m, y aflora repetidasveces en los flancos de los anticlinales arrasados. La serie ms completa corresponde al anti-clinal de Mota del Cuervo.

Cretcico entre la LLanura Manchega y el Pantano de Alarcn. Tiene una potencia de 275 m,asignndose sus primeros trminos a la facies weald, los ms antiguos de la regin.

2.1.3.1. Areniscas con gravas y arcillas blancas. Fm Arenas de Utrillas (6). AlbienseCenomaniense

El nico afloramiento de cierta entidad aparece en las canteras inactivas, al este del km 31de la Ctra. Argamasilla de Alba a La Solana. Est constituido por arenas, areniscas y arcillasde tonos blancos, rojos y violceos, con granos de cuarzo y cemento carbonatado y ferrugi-noso. En la base del tramo hay cantos de cuarcita. Presenta estratificacin cruzada de mediay gran escala. Las areniscas presentan 70% de slice y 30% de cemento calcreo. La fraccin

detrtica de las areniscas est compuesta por ms del 80% de cuarzo. La potencia estimadaes de unos 10 m.

Estos sedimentos parecen corresponder a canales de baja a media sinuosidad, dentro del mode-lo general de abanico aluvial, con cierta influencia marina en las zonas orientales fuera de la Hoja.

2.1.3.2. Calizas oquerosas rojas y margas blancas (7). Cenomaniense-Turoniense

Dan lugar a pequeos afloramientos de mala calidad, en el lmite occidental de la Hoja, dondeestn casi cubiertos por los materiales posteriores y por los suelos de las tierras de labor.

Esta unidad comprende alternancias de calizas oquerosas, con colores amarillentos a techo ytramos margosos de tonos claros y rojizos y con algunos niveles limoso-arenosos. La poten-cia estimada oscila entre 6 y 10 m.

En lmina delgada las calizas aparecen muy recristalizadas, con abundantes granos de cuar-zo y fsiles de equinodermos, ostrcodos, lamelibranquios, gasterpodos, textulridos yalgas (presencia de cristales de calcita alargados: posible Microcodium). No hay datos sufi-cientes para establecer una datacin fiable de esta unidad; ya que las asociaciones micropa-leontolgicas tan solo indican una edad del Cretcico superior.

El medio sedimentario debi corresponder a un ambiente marino de poca profundidad conbastante influencia continental, por la abundancia de terrgenos.

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2.1.3.3. Calizas blancas con rudistas (8). Senoniense

Esta unidad aflora en la parte ms occidental de la Hoja, donde forman una pequea loma,y est constituida por calizas blanquecinas de aspecto margoso. En lmina delgada aparecencomo calizas biomicrticas muy recristalizadas, con rudistas, lamelibranquios, gasterpodos,equinodermos y ostrcodos. Presentan abundantes porosidad e importantes cantidades decemento calctico rellenando cavidades. La potencia estimada es de 6 m. Su edad puede serSenoniense, por correlacin con otras zonas cercanas, donde se han encontrado radiolitesaff. angeoides.

El medio sedimentario corresponde a zonas poco profundas de un arrecife marino.

2.2. TERCIARIO

Los materiales terciarios que afloran en esta Hoja abarcan desde el Oligoceno hasta el

Plioceno y comprenden: conglomerados cuarcticos (9), calizas travertnicas (10) y una forma-cin esencialmente detrtica, con arcillas, limos y gravas (11), que aparece interdentada conla anterior y con importantes encostramientos a techo, que dan lugar a una costra laminarbandeada con morfologa de glacis. En pequeos escarpes situados en el ngulo NO de laHoja, se producen afloramientos no cartografiables, de areniscas y conglomerados de cantospolignicos y cemento carbontico (unidad A detectada por geofsica y sondeos). Dichosmateriales deben corresponder a la unidad 11.

Debido a la ausencia de fsiles caractersticos, la datacin de las unidades se ha realizadomediante criterios geomorfolgicos y por correlacin con unidades equivalentes del sectormeridional de la Sierra de Altomira, donde aparecen en clara posicin estratigrfica, en los

sucesivos flancos de los pliegues.

En sondeos realizados en la Hoja se han hallado hasta 170 m de materiales detrticos encimade las calizas mesozoicas. En la base aparecen detrticos gruesos (gravas con arena y arcilla)y en la parte superior una potente serie de arcillas rojas con gravas, niveles arenosos y encos-tramientos a techo. Los detrticos gruesos basales estn formados en gran parte por conglo-merados de cantos exclusivamente cuarcticos, correlacionables con los conglomerados dePeas de San Pedro que se describen a continuacin.

2.2.1. Palegeno

Salvo los materiales que se describen a continuacin, considerados como oligocenos, no sehan identificado en la Hoja otros ms antiguos dentro de este periodo.

2.2.1.1. Conglomerados cuarcticos (9). Oligoceno

Hay que hacer mencin de la problemtica existente en relacin con afloramientos compues-tos fundamentalmente por gravas de cantos cuarcticos, situados en el lmite septentrional deCampo de Montiel, sobre las amplias plataformas construidas en los materiales jursicos.

En la mayora de las cartografas geolgicas de las Hojas de la zona, estas gravas han sido

atribuidas al Plioceno o Plio-Cuaternario, aunque sin argumentacin precisa. Tambin se hanllegado a formular hiptesis basadas en planteamientos regionales ms amplios. En ellos sesugiere los siguientes orgenes: vestigios de mantos de gravas de una facies Weald precoz,

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de edad jursica (DEFALQUE, 1976); Utrillas alterado en la Hoja de Villarrobledo, residuosde la base de las facies Utrillas e incluso Facies Weald (TORRENS et al., 1976). Posteriormente,se realizaron otras investigaciones sobre este problema. Por un lado, PREZ GONZLEZ(1981) establece su situacin estratigrfica por criterios geomorfolgicos, sealando que laposicin morfolgica de los cerros de canturral cuarctico no es uniforme; al estar relaciona-dos con una superficie de erosin de edad pre-Oligoceno medio. En opinin de este autor,algunos provendran de la alteracin y remocin de las facies basales de la molasa miocena,o derramadas desde relieves dominantes.

Por otro lado ELIZAGA (1980) estudia regionalmente estas facies, asignndoles edad albien-se-cenomaniense inferior, situando como rea fuente el NE de Sierra Morena y establecien-do un modelo sedimentolgico de abanico aluvial que se desarrollara sobre las zonas deAlbacete, Helln y la Cobertera Tabular de la Meseta. En cualquier caso, no hay criterios cla-ros que permitan separar aquellos que provienen de la erosin y transporte de los que slohan sufrido la degradacin in situ.

sta unidad est formada por conglomerados de cuarcita, con un alto grado de redondea-miento y una ptina de tonos claros. En la superficie de estos afloramientos no se observaorganizacin o estructuracin alguna; los cantos presentan impactos tpicos del golpeteo yun buen lavado posterior de arenas y finos que hace que se pierda todo rastro de estructu-ra. Regionalmente estn asociados a un ambiente con predominio de canales de baja sinuo-sidad (tipo braided). En el borde norte de Campo de Montiel se sitan sobre diferentes tra-mos del Las, en algunos casos formando parte del relleno de un sistema krstico ampliamen-te desarrollado en toda la tabla jursica de Campo de Montiel.

En las canteras inactivas de los Cerros del Novillo, estos conglomerados muestran una abun-

dante matriz, cuya composicin vara entre limo-arcillosa de color rojizo y carbonatada decolor blanco. La unidad presenta un carcter masivo, con un espesor cercano a la decena demetros. Hacia muro aumenta la proporcin de matriz sobre los cantos (mud soported). Labase presenta geometras de canales erosivos sobre limos y arcillas rojos.

En la ltima fase de realizacin de esta Hoja, de forma simultnea a las ubicadas en el bordesur y suroeste de la Sierra de Altomira, se ha podido comparar las facies y posicin estrati-grfica de los extensos afloramientos de conglomerados cuarcticos existentes a ambos ladosdel surco manchego. Al norte de ste aparecen facies conglomerticas -idnticas a las que seacaban de describir- a techo de la serie cretcica, en los flancos de los pliegues desarrolladossobre sta, aunque con menor buzamiento que las capas cretcicas. En el ngulo SO de laHoja de Campo de Criptana dichos conglomerados se extienden, en posicin subhorizontal,a ambos lados del anticlinal que cruza el ro Zncara, donde anteriormente fueron conside-rados como terrazas de este curso fluvial. Al norte de este ro los mismos conglomerados lle-gan a configurar un pequeo relieve residual sobre la superficie estructural del pramo infe-rior. Por otra parte, las facies con las que aparecen dichos materiales (Km 9 De la carreterade Pedro Muz a Socullamos) son similares, sino idnticos a los existentes en la Hoja deTomelloso: conglomerados cuarcticos (mud supported) con abundante matriz de detrti-cos finos y de carbonatos. En las Hojas de Villacaas, Quintanar de la Orden y Alcazar de SanJuan, estos conglomerados se sitan a techo de las areniscas eocenas y junto con ellas con-figuran extensas mesetas estructurales.

Al sur del surco manchego, estos materiales afloran de una manera dispersa en el bordeNorte de Campo de Montiel, as como en el interior de ste, en algunos de los puntos ms

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elevados: Portachuelo (ngulo SE de la Hoja de Tomelloso), Cabeza del Canto y Cabalgador(Hoja de Sotulamos). No guarda por tanto relacin con los afloramientos cretcicos de laHoja de Tomelloso y se sita sobre distintos tramos de la serie jursica.

Por todo lo anterior, se propone una edad Oligoceno (sensulato) para los conglomeradoscuarcticos que jalonan el lmite septentrional de Campo de Montiel y que aparecen relacio-nados con una antigua superficie de erosin, considerada por PREZ GONZLEZ (1981) comopre-Oligoceno medio. Ello implica una evolucin durante el Palegeno, diferente en la Sierrade Altomira y en Campo de Montiel, tal como se describe en el apartado sobre la HistoriaGeolgica del rea.

2.2.2. Negeno

2.2.2.1. Calizas travertnicas (10). Mioceno-Plioceno

Esta unidad litoestratigrfica fue denominada por PREZ GONZLEZ (1981) CalizasTravertnicas del Pantano de Pearroya. Su afloramiento principal tiene direccin Norte-Surextendindose entre el Embalse de Pearroya y Casas de Santa Rita (3 km al Sur deTomelloso). En la margen izquierda del pantano de Pearroya se localiza un afloramiento dedimensiones irregulares, entre Miereras y Casilla de Zuiga (Mesa de La Parra), cuya expre-sin morfolgica es la de una plataforma a 780-800 m de altitud.

Las calizas travertnicas se apoyan en discordancia angular o erosiva sobre los sedimentos meso-zoicos, adaptndose al suave paleorrelieve, con una pendiente hacia el N prxima al 1,5%. Losabanicos del Pliocuaternario se apoyan sobre esta unidad enmascarando su lmite septentrional.

En la Mesa de la Parra, afloran 7 a 8 m de la base de esta unidad, con cuerpos lenticularesde conglomerados calizos mesozoicos, heteromtricos y subangulosos, cementados por car-bonatos y matriz margo-arenosa de color pardo rojizo. En su contacto con el sustrato meso-zoico se observan formas cncavas de erosin fluvial o de disolucin. Encima, hay de 8 a 9m de calizas y calizas travertnicas, a veces con restos vegetales, en bancos de 1 2 m y conalgunos niveles de gravilla.

Al pie del Castillo de Pearroya existe un interesante corte de esta unidad terciaria. El yacen-te en este punto est formado por las calizas con crinoides del Las. Sobre stas se disponende muro a techo:

- 0,25 a 0,30 m: cantos calizos heteromtricos, angulosos, subredondeados, sin orde-nacin aparente, con tamaos que oscilan entre 0.5 a 10 cm, con matriz arenosa ycemento carbontico arcilloso rojizo.

- 0 a 2,20 m: margas calcreo-arenosas de color rojo, con cantos calizos subangulo-sos a techo (10 cm) que son erosionadas por una arenisca pardo rojiza, muy cemen-tada, masiva, bien clasificada y de grano medio.

- 050 m: caliza tobcea con moldes de tallos vegetales. Esta capa se apoya con unamarcada cicatriz sobre los estratos inferiores.

- 050 m: conglomerado calizo pardo-rojizo con cemento carbontico. Los cantos sonde pequeo tamao, heteromtricos y no presentan ordenacin interna.

- 0,80 a 1 m: caliza travertnica de color pardo rojizo, porosa y sonora a golpe de martillo.En la zona de Altarejos, km 12 de la ctra. de Argamasilla a Ruidera, la serie se apoya sobre

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el Jursico. Comienza con cantos y bloques de caliza subangulosa con cemento carbonticoarcilloso rojo. Encima hay bancos de calcarenitas que localmente contienen hiladas de cantoscalizos bien redondeados. Finalmente hay calizas travertnicas coronando estos depsitos.

Hacia el Norte (Casa del Cura, Las Canteras, etc.) afloran 15-20 m de depsitos carbonatados.Generalmente son micritas algo arcillosas recristalizadas, a veces con restos de gasterpodos,lamelibranquios y vegetales. Se presentan en bancos de hasta 1,50 m de potencia. En corte seobservan numerosos procesos de corrosin qumica, que le dan a la roca un aspecto oquero-so. Anlisis geoqumicos realizados por PREZ GONZLEZ (op. cit.) muestran como estas cali-zas son ricas en xido de calcio (51 al 55%) y pobres en slice y magnesio (010 a 050).

Se ha propuesto un medio sedimentario lacustres con etapas de mayor energa, lo que habrapropiciado el depsito alternativo de calizas travertnicas y facies detrticas. Esta alternancia,

junto con la posicin que ocupa esta unidad en relacin con la que se describe en el aparta-do siguiente (unidad 11) (ambas de apoyan sobre el Mesozoico y contactan entre s), hace

pesar en un cambio lateral de facies entre ambas.Es bastante difcil precisar la edad de estos materiales debido a que el contenido paleontol-gico, representado principalmente por gasterpodos, lamelibranquios, ostrcodos y charce-as, no es determinativo. En la base de la Mesa de la Parra se ha clasificado (FERNNDEZMARRN) un fragmento de Hoja como perteneciente a Zilkova sp., que aunque es muyabundante durante el Mioceno-Plioceno, puede hallarse desde el Oligoceno al Cuaternario.

2.2.2.2. Arcillas, limos, arenas y conglomerados polimcticos con costra laminar a techo.Glacis (11). Mioceno- Pleistoceno inferior

Unidad denominada por PREZ GONZLEZ (1981) como glacis con costra laminar bandea-da, del Plioceno. En la elaboracin final de esta Hoja se ha optado por su identificacincomo una unidad eminentemente detrtica, depositada como un glacis de acumulacin (talcomo describe el mencionado autor) que desciende desde la plataforma de Campo deMontiel hacia la Llanura Manchega. El techo de la misma aparece con un encostramiento car-bonatado que se extiende por toda la Mancha y que presenta un gran desarrollo en las Hojasde Sotulamos y Villarrobledo, donde llega a alcanzar un espesor de 15 m.

En superficie se observa una costra calcrea laminar-bandeada y multiacintada muy compac-ta. Las lminas son de espesor milimtrico alternando con tonos blancos y rosados. Hacia labase va perdiendo compacidad hacindose primero hojosa y luego pulverulenta, dando pasoa sedimentos ms detrticos.

En el km 141,5 de la carretera Tomelloso-Sotulamos se ha analizado un corte de esta uni-dad, que presenta de techo a muro:

- 40 cm de un horizonte A de color pardo, arenoso-limoso y con fragmentos de cos-tra (50%).

- 60 cm de costra dura, bandeada, de color salmn que engloba gravillas de cuarcitay fragmentos de costras.

- > 1 m de limos carbonatados de consistencia cada vez ms blanda hacia la base.

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En ellos se observa como bajo la costra, aparecen limos arenosos-carbonatados concantos calizos dispersos y debajo de stos niveles con mayor proporcin de cantosangulosos de caliza y algunos ms redondeados de cuarcita, con escasa matriz arci-llosa.

En el km 10 de la carretera de Tomelloso a Ossa de Montiel, lugar ms cercano que el ante-rior a los pices o cabecera de esta unidad, bajo el encostramiento superficial, afloran 4 m delimos rojos con clastos dispersos de cuarzo, cuarcita, calizas y dolomas. As mismo se obser-van paleocanales con base erosiva en los que la concentracin de clastos es mayor. En unoscasos presentan laminaciones y en otros muestran el aspecto de un debris flow. Los mismosconglomerados polimcticos han sido detectados en algunos de los sondeos realizados en estaHoja (ver apartado correspondiente), con un espesor superior al centenar de metros.

En consecuencia, esta unidad que es expansiva sobre el borde de la plataforma de Campo deMontiel, donde su espesor ha de ser reducido, debe de experimentar un notable incremen-

to del mismo al norte de las fallas que hunden el zcalo mesozoico del Surco Manchego.En conjunto corresponden a un glacis de acumulacin, que en opinin del autor menciona-do, se habra producido por la migracin lateral de corrientes semijerarquizadas. En las lti-mas etapas de su desarrollo se habra producido una alternancia de perodos de humedad-sequa, en condiciones climticas semiridas, con el consiguiente desarrollo de las costraslaminares bandeadas.

Por la posicin morfolgica que ocupa, similar a la de los conglomerados polimcticos quebordean la plataforma de Campo de Criptana, pero que tambin se alojan en los ncleos delos sinclinales de la Sierra de Altomira, esta unidad es considerada con una edad Mioceno-

Plioceno, incluyendo en la misma la ltima etapa de encostramiento.

En el borde norte de Campo de Montiel la cabecera de este glacis aparece encajada bajo losrelieves residuales de los conglomerados oligocenos (9); tambin bajo las mesetas estructu-rales de las calizas travertnicas (10). Ello, hace pensar en una evolucin, no slo como glacisde acumulacin, tambin como un glacis erosivo en sus ltimas etapas (Mioceno superior-Plioceno?), previamente a su encostramiento, que habra desmantelado los niveles ms altosque inicialmente enrasaron con las capas ms altas de calizas travertnicas.

2.2.2.3. Costras calcreas de Campo de Montiel (12). Plioceno-Pleistoceno?

Sobre los carbonatos jursicos se desarrollan unas costras calizas de poco espesor (1 m) perobastante extendidas al Sur de la Hoja. Son costras carbonticas blancas, pulverulentas en oca-siones, que pueden presentar una base limosa amarillenta.

Su textura es similar a las formadas en los glacis o abanicos, aunque el origen de las prime-ras puede estar ms controlado por procesos edficos, adems de los aportes debidos almovimiento de los carbonatos por flujos hdricos.

Estas costras que aparecen dispersas sobre el substrato jursico, no propician ningn criteriopara su datacin, salvo el del encajamiento en ellas de la red fluvial actual. En el lmite meri-

dional de la Hoja aparece un grupo de afloramientos alineados a lo largo de 7 km en direc-cin E-O. En conjunto dibujan un perfil longitudinal con una pendiente de 1%, dirigida haciaponiente. Cabe la posibilidad que se trate de una paleocorriente fluvial que drenara en el

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mismo sentido, o que dicha pendiente sea debida a un basculamiento tectnico.

2.3. CUATERNARIO

Los estudios previos de mayor inters sobre el Cuaternario en la regin son los de MOLINA(1974, 1975) y PREZ GONZLEZ (1981). El primer autor se centra en los Campos deCalatrava y LLanura Manchega occidental, mientras que el segundo trata sobre la Depresinde Castilla la Nueva, Valle del Tajo, Plataforma externa de los Montes de Toledo, Plataformamorfoestructural de Campo de Montiel y Llanura Manchega.

2.3.1. Gravas, arenas y arcillas. Abanicos aluviales del Alto Guadiana (13). Pleistoceno Medio-Holoceno. Gravas, arenas y arcillas. Abanicos aluviales de Campo de Montiel (15). Pleistoceno

Dentro de este apartado se han incluido abanicos que han funcionado en distintas pocas. Sehan diferenciado dos sistemas de abanicos en funcin de un ligero encajamiento de los ms

recientes (15), en los ms antiguos (13). Ambos afloran extensamente en el borde N de la Hoja.Destaca por su gran tamao el abanico del Alto Guadiana, sobre el que se asientan losncleos urbanos de Tomelloso y Argamasilla. Al sur de ste ltimo se observa en una cante-ra el siguiente corte de muro a techo (PREZ GONZLEZ, op. cit.).

Barras de cantos de calizas jursicas y ocasionalmente de cuarzo (2%), con una distribucingranulomtrica de tamaos, en un 90%, en el intervalo 20-60 mm. El centilo medido enpared, alcanza los 200 mm. La matriz arcillo-arenosa y muy escasa, es de color pardo rojizo(5YR 5/6). Se intercalan en este trmino lentejones arenosos de arena media y con gravilla enlas lminas. La direccin de paleocorriente medida en las lminas de los sets arenosos,

tiene sentido norte. La cementacin, as como la alteracin y presencia de cortezas en loscantos calizos, es escasa o muy poco acusada. Las gravas apenas estn fracturadas, un 6%de la muestra, y las formas son en su mayora subredondeadas-subangulosas. El espesor vistopuede alcanzar los 4,50 m. Un proceso de pseudogleyzacin posterior afecta a los metrosfinales, con coloraciones tpicas amarillentas (10 YR 7/6-7/8).

A techo aparece una secuencia positiva, truncada por la erosin del nivel superior, y forma-da por una barra de cantos, a la que se superpone cosets de arena gruesa con gravilla enlas lminas. Su espesor es de 2,50 a 3 m. En la parte superior y erosionando irregularmentea las laminaciones arenosas inferiores, aparecen paleocanales de cantos calizos con poca onula matriz areno-arcillosas.

Contina la sucesin con otra barra potente, 1,50 m de gravas de cantos calizos del Jursico(100%), con una distribucin granulomtrica parecida a la expresada en las barras basales ycentilo medido en pared de 200 mm.

Corona a la barra de cantos megaripplem de arena media, moderadamente clasificada,con laminacin oblicua. La cementacin y alteracin de los cantos calizos, es todava menosmarcada que en la unidad inferior. El color generalizado de los materiales que componen estetrmino es rosado (5YR 8/4).

Sobre lo anterior a parecen limos-arcillosos, con gravilla dispersa y zonas ms arenosas, decolor en hmedo parduzco rojizo (7,5 YR 7/8). Espesor mximo prximo al metro.

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Un suelo gris aluvial (10 YR 7/1), limo-arenoso con gravilla, de hasta 0,60 m de espesor, cie-rra la alternancia estratigrfica local descrita.

No se puede precisar la variacin de espesor de los abanicos desde las partes proximales a lasdistales; en las zonas apicales alcanzan probablemente los 15 m, ya que en el corte que seacaba de describir la potencia alcanza los 9-10 m.

Los minerales ligeros en ambos sistemas de abanicos son casi exclusivamente de carbonatos(80%) con algo de cuarzo y nada de feldespato. Las muestras analizadas en el abanico de laCasa Nueva (15) dan las siguientes proporciones de minerales pesados: circn (49%), turma-lina (28%) y andalucita (8%).

Las condiciones climticas actuales no parecen ser iguales a las se dieron durante la genera-cin de estos abanicos. El corte del abanico del Guadiana alto, lleva a considerar que el flujoera de agua posiblemente clara y con canales ms o menos perennes, dentro de un clima de

mayor humedad que en el actual.La edad de estas abanicos debe abarcar desde el Pleistoceno inferior (13) o Pleistoceno medio(15) a la actualidad.

2.3.2. Gravas y tobas calcreas. Terrazas (14). Pleistoceno Medio. Gravas o tobas calcreas.Terrazas (16). Pleistoceno Superior

Estos depsitos son muy poco representativos, tanto por su extensin superficial como porsu desarrollo. Se encuentran en ambas mrgenes del embalse de Pearroya. Otro pequeoretazo se localiza al Sur de Las Balsillas (669-501), relacionado con un pequeo valle de fun-

cionamiento temporal.

Estn constituidos por una alternancia de gravas de cuarcitas y calizas con matriz areno-arci-llosa en la base y con caliza travertnica a techo. Pueden alcanzar espesores de hasta 4 5 m.

Se han diferenciado cartogrficamente dos niveles. El ms antiguo (14) se sita a +12-15 msobre el nivel medio del Guadiana. El otro, ms reciente, se encuentra a +5-6 m y puede teneruna edad Pleistoceno superior (16).

2.3.3. Limos elicos (17). Holoceno

Slo existen dos pequeos afloramientos de limos elicos en la Hoja; uno al norte, cerca de lacasa de Torres, y el otro en Tres Carriles, al SE de Tomelloso. Estn relacionados con el mantoelico presente en la llanura aluvial de San Juan y ms directamente con los existentes en lazona externa de Campo de Montiel, sobre las formas de enlace. Estn constituidos por arenasenriquecidas en limo ms arenilla, estas ltimas alcanzan el 50% de la muestra. Estos limosarenosos tienen colores pardo-amarillentos a gris rosados. Estn pobremente clasificados y losgranos de cuarzo son en su mayora subredondeados mates o subangulosos brillantes.

Presentan una baja concentracin de minerales pesados, siendo la turmulina y el circn losminerales dominantes, y los secundarios, el rutilo, la estaurolita, los anfboles y los piroxenos.

En la fraccin ligera destacan los carbonatos (>70%) seguidos del cuarzo (20%) y de esca-sos feldespatos.

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El origen de estos limos est en la deflacin de los abanicos aluviales sobre los que se apoyan.

2.3.4. Gravas y cantos polignicos, arenas y limos arcillosos. Coluvin (18). Holoceno

Se pueden distinguir dos tipos de coluviones segn la litologa dominante.

En un grupo se incluyen los coluviones cuarcticos desarrollados a partir de los cerros testigoo relieves residuales formados por los conglomerados cuarcticos (unidad 9). La mayora delos cantos son de cuarcita, aunque aparecen algunos de cuarzo y ocasionalmente de caliza,redondeados y a veces eolizados o encostrados. El tamao medio de los mismos es 4 cm y elcentilo de 20 cm. La escasa matriz es arcillosa y a veces arenosa. Los minerales pesados sonturmalina y el circn y los ligeros cuarzo y caliza.

En otro grupo se incluyen los productos de ladera procedentes de los materiales calcreos li-sicos y negenos. Estn menos desarrollados que los anteriores, y se forman en los peque-

os escarpes de los valles y de las dolinas. Se localizan preferentemente en las laderas delcan del embalse de Pearroya. Estn constituidos por cantos angulosos de calizas y cos-tras, con matriz arcillo-limosa bastante carbonatada.

Aunque el fenmeno del coluvionamiento ha debido de estar funcionando desde hacemucho tiempo, se les ha asignado de una manera convencional una edad holocena.

2.3.5. Arenas y limos, arcillas con cantos polignicos Conos aluviales (19). Holoceno

Son pequeos abanicos (conos) desarrollados en laderas con fuerte pendiente, que se locali-zan en el valle del Guadiana, en las proximidades del embalse de Pearroya.

Estn compuestos por arenas, limos y arcillas con cantos de costras, calizas y, en menor pro-porcin, cuarcitas. La mayora de los cantos se agrupan en torno al tamao 2-4 cm., siendoel centil de 10 cm. Los minerales pesados mayoritarios son el circn y la turmalina.

Por sus relaciones con las unidades cuaternarias diferenciales se les ha asignado una edadholocena.

2.3.6. Cantos polignicos, arenas, limos y arcillas. Fondo de valle (20). Holoceno

Los arroyos que drenan por el Mesozoico de Campo de Montiel, dan fondos de valle estre-chos, con pocos sedimentos, que hacia el N se abren sobre el Plio-Cuaternario, transformn-dose en valles de fondo amplio y con mayor volumen de materiales.

En el primer caso, la litologa est caracterizada por la presencia de cantos de caliza, cuarci-ta, doloma y cuarzo, todo ello dentro de una matriz limosa.

Los valles sobre el Pliocuaternario presentan un mayor contenido de material areno-limoso.El ms destacable por su magnitud es el fondo aluvial del Guadiana Alto, aguas abajo de laPresa de Pearroya.

Estos depsitos tienen escasa potencia, salvo en el cauce del Guadiana, donde pueden llegara los 3-4 m. Son de edad, indudablemente holocena.

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2.4. GEOFISCA

Los pocos datos geofsicos manejados, indican la necesidad de utilizar geofsica de mayorgrado de resolucin si se quiere tener un conocimiento aceptable del subsuelo. An a faltade mtodos ms precisos, se han obtenido algunos datos tiles, de los mtodos geofsicosutilizados en la zona, fundamentalmente para estudios hidrogeolgicos de mbito regional.

Se han revisado todos los trabajos geofsicos que incluan la Hoja dentro de la cobertura desus investigaciones:

- Investigacin geoelctrica de la Llanura Manchega. Sistema 23 C.G.S.S.A. (1975).- Trabajos geofsicos complementarios en la Cuenca Alta del ro Guadiana (sistemas acu-

feros 19, 23 y 24). ADARO (1988).- Gravimetra estructural 1:50.000 de las Hojas 714, 739 y 762. IGME (1987).- Prospeccin geofsica en la Llanura Manchega. Trminos municipales. RENASA (1978).

2.4.1. Investigaciones geofsicas realizadas. Conclusiones

El mapa de anomalas de Bouguer (esquema adjunto al mapa geolgico) muestra una dismi-nucin de los valores de las isolneas (miligales) hacia el NE, debido al hundimiento del zca-lo en el mismo sentido. Solamente en el rea SE las isolneas no siguen esa tendencia, posi-blemente debido a que existe una zona del zcalo elevada con respecto a las anteriores.

La parte ms oriental de la Hoja parece presentar una cierta convergencia de lneas hacia unazona de direccin NO, que podra corresponder a una banda de fractuacin en el lmite entreel mesozoico tabular y el plegado.

En las investigaciones geoelctricas hay dos trabajos fundamentales: investigacin geoelctri-ca de la Llanura Manchega, Sistema 23. C.G.S.S.A. (1975) y el realizado posteriormente porADARO (1988) ajustando la anterior interpretacin con base en la informacin algo mscompleta de los nuevos sondeos mecnicos y en los datos de los sondeos electromagnticosintercalados en perfiles N-S.

Partiendo de los cortes geoelctricos del trabajo de ADARO, y de la informacin de sondeosmecnicos, se ha realizado el mapa de isobatas del techo del Mesozoico (Fig. 4), el cual mues-tra el estilo geomtrico con mayor precisin que los mtodos anteriores.

El documento es vlido para un anlisis cualitativo de ciertos aspectos del subsuelo. Los valoresde resistividad sealan un sustrato resistivo calcreo, pero no se puede precisar si es Cretcicoo Jursico, ya que ambos dan igual respuesta resistiva. Aunque existen tramos detrticos en labase del Cretcico Superior, son de poco espesor y no son detectados por el mtodo.

El mapa de la figura 4 muestra un hundimiento hacia el NE con distintas pendientes, msacentuada en la parte O que en la E, debido posiblemente al juego de una falla de direccinNNE-SSO.

Los espesores de la serie Cenozoica varan entre cero metros, en Campo de Montiel y 200 o

250 m en algunos puntos del borde NO y en otros de la mitad oriental de la Hoja.

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Fig. 4.- Mapa isobatas del techo del Mesozoico.

2.4.2. Columnas estratigrficas de los sondeos

Son muchas las perforaciones que se han realizado en la zona, debido a la gran demanda decultivos de regado, pero la mayora no han sido de gran utilidad por la falta de datos precisos.

A continuacin se describen aquellos sondeos con informacin til, haciendo una primeraseparacin en tramos litolgicos y despus una interpretacin de carcter cronolgico.

Sondeo 2130-3-014:

0-15 m. arcillas rojas15-26 m. arcillas rojas y amarillas26-30 m. arcillas margosas30-43 m. arcillas con cantos43-87 m. arcillas rojas87-170 m. alternancia de arcilla con gravas y arenas

Interpretacin sobre 3-014

Este sondeo proporciona datos sorprendentes:

- No atraviesa ningn nivel de caliza (travertnica) lo que parece indicar que los traver-tinos aflorantes hacia el sur desaparecen hacia el norte, bien por no sedimentacin,bien por erosin. No obstante, cuatro puntos de agua realizados prximos a este

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sondeo dan una capa caliza de 1-2 m de espesor a los 30 m de profundidad, lo quebien podra representar la continuacin de ese travertino en profundidad.

- Los 170 m de espesor son bsicamente arcillas con cantos y gravas. No se detectan lascalizas mesozoicas atravesadas en sondeos cercanos, como en el de Tomelloso III, a115 m de profundidad. Los primeros 87 m son bsicamente arcillosos con algn canto.Esta serie debe corresponder a la unidad 11 y al Negeno no aflorante (A). Hacia elsur y al este presenta numerosos detrticos gruesos, en tanto que hacia el norte (Hojade Arenales de San Gregorio) y oeste (entre Argamasilla y Cinco Casas) se hace msfina, dando paso a series arcillosas con intercalaciones calcreas y evaporticas.

- A partir de los 87 m de profundidad aparecen materiales ms gruesos, especialmen-te los ltimos, que podran corresponder a facies gruesas de la unidad del Negeno(A), o incluso a los conglomerados polignicos atribuidos al Oligoceno (9).

Sondeo 1-1210-2 m. Costra calcrea2-40 m. Arcillas arenosas40-50 m. Arenas arcillosas50-80 m. Arenas y gravas80-100 m. Arcillas amarillas con cantos100-105 m. Calizas y margas blancas105-125 m. Margas con algo de caliza125-145 m. Calizas oscuras y amarillas145-155 m. Calizas amarillas con margas. Margas con algo de caliza

Interpretacin

0-2 m. Abanicos aluvial (15), abanicos aluviales (13 y 15)2-50 m. Negeno Sup. detrtico (A)50-80 m. Arenas, gravas y arcillas del Oligoceno80-100 m. arcillas del Cretcico superior.100-155 m. Calizas y margas de Las

Adems de estos sondeos, se ha utilizado para la confeccin del mapa de isobatas y cortesgeolgicos los sondeos con n 1491 y 1537 del inventario de YTAGSA y la informacin delos sondeos de Tomelloso 2, Tomelloso 3, Argamasilla y Las Rejas realizados por el SGOP.

3. TECTNICA

3.1. SNTESIS REGIONAL

3.1.1. Unidades estructurales a nivel regional

Se distinguen 3 grandes conjuntos estructurales a nivel regional:

- El conjunto hercnico de la Meseta Ibrica, situado hacia el oeste;

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- El conjunto alpino preorognico que comprende: la plataforma mesozoica deCampo de Montiel, la de Campo de Criptana y los pliegues que afectan alMesozoico y Palegeno de la Sierra de Altomira;

- El conjunto postorognico de La Mancha, formado fundamentalmente por materia-les poco deformados del Terciario y Cuaternario.

3.1.2. Unidades estructurales representadas en la Hoja

3.1.2.1. Campo de Montiel

Es una plataforma subhorizontal constituida por materiales mesozoicos de unos 200 m deespesor, situada entre la Cordillera Ibrica y las Cordilleras Bticas. El estilo de deformacincorresponde al de piel fina, con una cobertera que se adapta a la deformacin frgil delzcalo. No obstante, hay que destacar la tectnica diferencial entre el conjunto Lisico y el

Cretcico, as como disarmonas de carcter local debidas a la presencia de tramos plsticosintercalados en la serie. El diastrofismo es poco intenso y aumenta hacia el este.

Los pliegues son suaves, con una longitud de onda hectomtrica y sinclinales ms apretadosque los anticlinales. Las direcciones de los escasos pliegues muestran una alta dispersin. Enla Hoja de Munera y en el sector de Balazote se describen pliegues ibricos (NO a NNO),vergentes al oeste y bticos (ENE), no vergentes. En otras zonas tambin se han descritootros pliegues (N y NE). Los pliegues con direccin submeridiana coincidiran con la direccindel plegamiento en la mitad septentrional de la Sierra de Altomira; aunque la gnesis deambos puede ser independiente. La direccin NE, bastante comn a nivel regional (N deAlhambra, NE de Campo de Montiel, Villanueva de los Infantes, etc.) es de difcil interpreta-

cin. Se ha relacionado, bien con procesos de halocinesis a favor de accidentes profundos,bien con estructuras bticas o ibricas.

La fracturacin es densa, especialmente en el N de la plataforma. Las fallas son subverticales,de pequeo salto y con carcter mayoritariamente normal. En la Hoja de Villarrobledo seobservan dos familias principales de fallas: NO y NE. Sin embargo, a nivel regional se produ-ce una disposicin radial de la fracturacin.

3.1.2.2. Surco manchego

Es una amplia y alargada llanura de direccin E-O, que separa el conjunto Campo deCriptana- Sierra de Altomira-Cordillera Ibrica de Campo de Montiel. Esta fosa tectnica estocupada por sedimentos terciarios y cuaternarios apenas deformados. Los sondeos de percu-sin realizados en los ltimos aos dan potencias para el Negeno de hasta 400 m, desta-cando la rpida variacin de espesores en sondeos muy prximos entre s.

Los escasos datos disponibles sobre la tectnica de esta unidad se basan en criterios geomor-folgicos as como en el estudio de los lineamientos de imgenes de satlite. PREZGONZLEZ (1981) se refiere a un lineamiento E-ENE relacionado con el escarpe meridionalde la llanura actual de San Juan, con la formacin de dolinas y con el brusco giro hacia eloeste del ro Zncara en San Clemente. Este mismo autor reconoce deformaciones locales en

las superficies inferior y superior del Corredor Manchego al bascular la Mancha al OSO segnel eje submeridiano de El Bonillo. Tambin alude a una subsidencia de la cuenca debido alreducido nmero de terrazas descritas y a su escasa diferencia de cotas. Asimismo, la orien-

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tacin de las dolinas en tres direcciones preferentes (N040-070E, N100-120E y N140-170E)sugiere tambin un control estructural.

3.1.3. Fases tectnicas

La deformacin de los materiales aflorantes en esta Hoja se produjo durante las diferentesfases tectnicas del Ciclo Alpino que acontecieron desde el inicio del Mesozoico, documen-tadas con amplitud a travs de trabajos de diversos autores que han trabajado en las reasprximas de la Cordillera Ibrica y del Prebtico. (Fig. 5).

Fig. 5.- Cuadro de las fases tectnicas cenozoicas dadas por diferentes autores para la cade-na Celtibrica, La Macha y el Prebtico. Las fases van indicadas con un nombre en mayscu-las o en signo. NEC2 = segunda compresin con 1 = NE; ONOD = distensin con 3 = ONO. Eltiempo abarcado por las fases est indicado por lneas horizontales; I = discordancia, conreferencias a eventos o unidades sedimentarias. Ib.M-I = fase Iberomanchega I. (Elaborado

por Barranco, 1988).

Las fases Neoquimmrica y Astrica parecen ser las causantes de la ausencia de parte del

Jursico y del Cretcico. Al final del Cretcico y durante el Palegeno esas fases habran deja-do dos reas claramente diferenciadas: una meridional con tendencia al levantamiento (LaMancha-Campo de Montiel) y otra septentrional con tendencia al hundimiento (Depresin

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Intermedia-Altomira). Durante el Terciario tiene lugar la orogenia alpina. Esta deformacin sehabra producido durante las diferentes fases orognicas descritas en zonas prximas (Fig. 5).

Segn los modelos clsicos, el surco o fosa manchega sera el resultado de un proceso quepuede inscribirse dentro del marco geodinmico correspondiente a la etapa distensiva quedurante el Negeno tuvo lugar en el borde oriental de la Pennsula. La distensin habraalcanzado la zona manchega en el Vallesiense-Turoliense y su evolucin habra tenido lugara travs de diversas etapas o fases (Fig. 5), estando en consonancia con las dos etapas reco-nocidas en el Mediterrneo occidental (ARMIJO et al., 1977; BOUSQUET, 1977).

Segn trabajos recientes sobre campos de esfuerzos en la evolucin alpina de las cadenasIbrica y Btica, el desarrollo y relleno del surco manchego, que haba sido considerado comoun proceso distensivo del Mioceno superior-Plioceno (PREZ GONZLEZ, 1981), bien pudoiniciarse en contexto compresivo, bajo la accin del campo de esfuerzos btico, que duranteel Oligoceno-Mioceno inferior se superpuso el campo Ibrico, dando lugar al campo Altomira

(MUOZ MARTN, A. y DE VICENTE, G., 1998). Posteriormente, a partir del Mioceno medio,la subsidencia debi continuar con el campo Guadarrama (CAPOTE, R., DE VICENTE, G. yGONZLEZ CASADO, J.M., 1990).

Este rgimen compresivo dara cuenta del borde septentrional cabalgante de la plataformade Campo de Criptana y del equivalente en el Campo de Montiel, donde la baja calidad delos afloramientos permite dilucidar slo la existencia de fallas E-O, hundiendo el zcalo meso-zoico hacia el norte, pero no la cinemtica de las mismas.

En cualquier caso, el surco manchego tambin puede contemplarse como una estructuraindependiente de la distensin generalizada a nivel continental, que se inici por el Norte en

el Languedoc (Oligoceno terminal) y progres hacia el Sur, alcanzando el valo de Valenciaen el Tortoniense inferior-medio, momento en el que se configuraron las cuencas del Jcar,Cabriel y otras intramontaosas del Prebtico.

Entre tanto el surco manchego habra seguido una evolucin, en parte similar a la cuenca deMadrid, y por ello con una edad y cinemtica diferentes de la distensin en el Mediterrneo.Dicho surco se fue rellenando con materiales continentales, propios de abanicos aluviales yde ambientes lacustres (terrgenos, carbonatos y evaporitas) a lo largo de todo el Mioceno yno slo durante el intervalo Turoliense-Rusciniense, segn las correlaciones con series y yaci-mientos paleontolgicos de reas vecinas, propuestas por PREZ GONZLEZ (op. cit.).

Por otra parte, la existencia de ms de 200 m de evaporitas en el sector central del surcomanchego, donde se alcanzan hasta 400 m de espesor, incluyendo las facies evaporticas ydetrticas (Hoja de Arenales de San Gregorio), planteara un problema paleoambiental, si sesupone que su depsito se produjo en el intervalo temporal mencionado. Por tratarse demedios continentales, no cabe esperar tasas de sedimentacin tan elevadas, especialmentepara las series evaporticas.

3.2. ACCIDENTES TECTNICOS MS IMPORTANTES

En esta Hoja apenas hay elementos tectnicos reseables a escala cartogrfica. Lo ms

importante es la zona de contacto de las dos unidades estructurales representadas; es decir,las estructuras que condicionan la desaparicin de la plataforma tabular mesozoica delCampo de Montiel bajo la Llanura Manchega.

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La apertura del Surco Manchego, de direccin aproximada E-O, parece realizarse, tal comolo indicaron MARTN SERRANO y GARCA ABBAD (1979), por hundimiento del Mesozoico apartir de numerosas fallas de pequeo salto, cuyos bloques hundidos estaran al N. Este hun-dimiento en teclas de piano est apoyado por datos de sondeos y geofsica que indicancomo en los bordes del Surco Manchego se dan fuertes variaciones en la profundidad deltecho del mesozoico, no existiendo un gradiente de hundimiento uniforme. Por otro lado,hacia el borde N de Campo de Montiel se aprecia la existencia de fracturas con direccin SEy ENE, cuyo juego genera fuertes buzamientos en las calizas mesozoicas. As la unidad calizade Cuevas Labradas, presenta buzamientos verticales en las cercanas de la Casa de LasChimeneas; tambin la unidad ooltica en sus afloramientos situados al NE de la Hoja. De estemodo se produce una zona de flexura, con direccin ENE, que hunde el Mesozoico deCampo de Montiel.

Otro accidente de relevancia es la fosa tectnica del Guadiana, aguas abajo de la presa de

Pearroya. Se trata de un pequeo valle de direccin NO de origen mixto, krstico y tectni-co, que presenta formas algo facetadas, comnmente brechificadas, situadas en la carreterade Argamasilla a Ruidera, 0,5 km al sur de La Casa de La Mina. Esta fosa es un accidente degran relevancia que probablemente se prolongue hacia el SE, hasta las Lagunas de Ruidera.Hacia el NO queda cubierta bajo los sedimentos del Surco Manchego, condicionando eldepocentro de ste, situado en la Hoja de Villarta de San Juan.

Por ltimo, se ha de resear el accidente NNE que delimita al E el gran abanico de Tomellosoy, que es detectado en profundidad por mtodos geofsicos (SEV) y sondeos.

3.3. ANLISIS ESTRUCTURAL

3.3.1. Deformacin continua

El Mesozoico del Campo de Montiel muestra suaves ondulaciones con buzamientos inferio-res a 20 y dirigidos en todas las direcciones, lo que da una geometra en cierto modo ado-mada (aunque posteriormente arrasada). Hay algunos pliegues decamtricos algo ms acu-sados, como el anticlinal de la Ermita de Pearroya de direccin NE-NNE (coord.: 30030 O,390345 N) que se desarrolla en las carniolas y las calizas de crinoides y que est fosiliza-do por los conglomerados y travertinos miocenos.

Los pliegues observados se caracterizan por lo siguiente:

- Presentan ejes con direcciones variables, generalmente NE-NNE, ENE y ESE. Lasinmersiones son menores de 15 sin presentar una tendencia especial. La gran dis-persin observada en relacin a la direccin de los ejes, refleja el efecto halocinti-co en muchos de ellos, posiblemente condicionados por la red de fracturacin.

Son asimtricos con vergencia variable, aunque nunca se dan flancos inversos.Existen morfologas marcadamente domticas, bien diapricas (Formacin de Imnsobre el Keuper en la cola del pantano), bien producto de interferencia de pliegues(en cartn de huevos).

- Al igual que sucede en la Hoja de Villarrobledo, los anticlinales desarrollados sobremateriales jursicos presentan una mayor amplitud que los sinclinales, siendo estos

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ltimos ms apretados. Esta geometra se debe a diferencias de viscosidad ante unesfuerzo compresivo paralelo a las capas.

- Los pliegues son de tipo isopaco a similar (clases 1B a 2 de Ramsay), siendo el buc-kling el mecanismo fundamental en su gnesis.

3.3.2. Deformacin discontinua

El anlisis de la misma se ha realizado a diferentes escalas.

3.3.2.1. Escala macro y mesoestructural

Las imgenes del satlite Landsat 5, as como la foto area convencional, permiten trazar unaserie de lineamientos claramente relacionados con el relieve (documentacin complementa-ria). La relacin entre fracturacin y red de drenaje es clara, tal como ya sugirieron MARTN

SERRRANO y GARCA ABBAD (1982). Desgraciadamente la mala calidad de los afloramien-tos impide relacionar esas discontinuidades con fallas. Sus direcciones se agrupan en lassiguientes familias: N60 a 80E, N110 a 130E y N170 a 20E.

Algunas de stas, de especial importancia morfolgica, son:

- Fractura con direccin norte, que separa las calizas con crinoides de las carniolas, en elmeridiano 3060;

- Fractura que limita por el oeste el travertino Mioceno. Con direccin N 20E;- Fractura del valle del Guadiana que con direccin N 120E desnivela los materiales jur-

sicos;

- Fractura situada al NE de la Casa de Quevedo, con direccin N 80E, que produce unmarcado hundimiento del bloque mesozoico;

- Fractura que sigue la caada de Ribero con direccin NE a ENE.

3.3.2.2. Escala microestructural

3.3.2.2.1. Mesozoico

A.- Estilolitos

Se desarrollan en las dolomas de Imn, en las calizas de Cuevas Labradas y en las calizas ool-ticas. La mayora son estratiformes (ms del 95%). Las direcciones de las puntas de los esti-lolitos transversos aparecen representadas en el diagrama de polos de la figura 6. No apare-cen los estratiformes, pues se disponen en torno a la vertical con escasa dispersin. Los mxi-mos resultantes presentan las direcciones: ET1: N165E; ET2: N125E; ET3: N40E; ET4:N95E. Los estratiformes cortan siempre a todos los dems. Entre los transversos no se apre-cian datos cronolgicos relativos con suficiente fiabilidad, ya que no suelen cortarse en unafloramiento y, cuando lo hacen, sus relaciones son ambiguas y contradictorias.

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Fig. 6.- Diagrama de densidad orientativa de puntas estilolticas en afloramientos jursicos.Nmero de estilolitos = 238.

B.- Grietas de tensin

Las grietas con relleno de calcita son numerosas en todos los afloramientos, presentando unadispersin tan elevada que hace inviable su tratamiento estadstico. Cualitativamente puedeasegurarse que son muy abundantes aquellas que presentan buzamientos elevados y condirecciones aproximadas N090, formando generalmente sistemas de familias conjugadas conbuzamientos opuestos, con el eje de mximo esfuerzo en la vertical y el mnimo segn N-S.Estn relacionadas con la familia de estilolitos estratiformes y cortan a los transversos, des-arrollndose comnmente a partir de los primeros y aprovechando las juntas estilolticas.

Esto ltimo confirmara que la distensin es la ltima etapa de deformacin en lo referente a lasmicroestructuras frgiles que se describen, aunque no es posible determinar la edad de las mismas.

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C.- Diaclasas

Los afloramientos calizos se caracterizan por la abundancia de diaclasas. La mayora verticales ydistribuidas con regularidad en los siguientes mximos de direcciones (Fig. 7A, 7B, 7C): D1-N90E(buzamientos entre 80-90 al S y 30-90 al N); D2-N160E (buzamientos preferentemente haciael E, presentndose en ocasiones sistemas conjugados, con buzamientos en ambas direcciones),D3-N20E (buzamientos fuertes en ambas direcciones) y D4-N135 (aparecen minoritariamente).

Fig. 7.A.- Diagramas de densidad de polos de diaclasas en las calizas jursicas.

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Fig. 7.B.- Diagramas de densidad de polos de diaclasas en las calizas jursicas.

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Fig. 7.C..- Diagramas de densidad de polos de diaclasas en las calizas jursicas.

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D.- Fallas

La intensa karstificacin y la meteorizacin han impedido, en general, la preservacin de tec-toglifos. No obstante, la fracturacin es evidente en muchos afloramientos, como en la can-tera de Las Chimeneas, donde la caliza de Cuevas Labradas aparece compartimentada porfallas normales N12E, y N164E, siendo estas ltimas las ms numerosas.

Se ha reunido un nmero adecuado de medidas de estras de falla en los afloramientoscorrespondientes a la cantera sobre calizas oolticas, situada entre la Casa de la Ganza y lasCasas del Novillo (coord.: 25550 O, 390610 N) y en la cantera sobre la caliza de CuevasLabradas, en la presa de Pearroya (Fig. 8). Con ellas ha sido posible la aplicacin de algunosde los diferentes mtodos de anlisis de fallas (con la ayuda de Casas, A. y Simn, J.L. de laUniversidad de Zaragoza). Los mtodos de Etchecopar (ETCHECOPAR, 1981), diedros rectos(PEGORARO, 1972 y ANGELIER, 1975) e y-R (SIMN, 1984) (documentacin complementa-ria) aportan las siguientes conclusiones:

- Se detecta siempre una clara distensin y nunca compresin.- La distensin es radial a triaxial.- En la distensin triaxial, la extensin se da en las direcciones N90E (dominante) y

N160E a N170E.

Fig. 8.- Fallas y estras de falla. A: Cantera de Pearrolla. B: Cantera de caliza ooltica.

3.3.2.2.2. Cenozoico

Son los travertinos de la unidad 10 los materiales competentes cenozoicos que mejor preser-van la deformacin. Presentan un diaclasado intenso como nica deformacin remarcable,con la excepcin de espordicas fallas normales. El cerro de las Canteras (coord.: 25930

O, 300640 N) es un buen ejemplo (Fig. 9). Las diaclasas son generalmente verticales, conuna distribucin casi radial, aunque con direcciones preferentes: N120E (polos N25E yN45E) y en menor grado N35E (polos N125E).

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Fig. 9.- Diagrama de densidad de polos de diaclasas en la cantera de caliza travertnica. 271medidas.

Por otra parte, las diaclasas medidas en las tres canteras sobre materiales mesozoicos, men-cionadas ms arriba, mostraban direcciones similares entre s y diferentes a las del travertino.Parece lgico suponer la existencia de una etapa de deformacin entre las pocas de forma-cin de ambos sedimentos, durante la cual se desarrollaran las diaclasas N90E y las N160E,mayoritarias en el Jursico. Otra etapa posiblemente distensiva, posterior a la formacin deltravertino causara la extensin radial y las familias N120E y N35E, existentes tanto en elJursico como en el travertino Plioceno.

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4. GEOMORFOLOGA

4.1. ANLISIS MORFOLGICO

La Hoja de Tomelloso comprende parte de dos unidades morfolgicas: Campo de Montiel yLlanura Manchega. El primero corresponde al macizo montaoso comprendido entre laLlanura Manchega y las Sierras de Alhambra y Alcaraz. Su evolucin morfolgica ha sido tra-tada por numerosos autores (LAUTENSACH, 1967; ROMMERKIRCHEN, 1978; MARTN-SERRA-NO y GARCA ABAD, 1979, etc.). Destacan los trabajos de PREZ GONZLEZ 1981), quinexpone la existencia de un relieve policclico en el Campo de Montiel, con superficies escalo-nadas de erosin-acumulacin, deformadas por la tectnica y con diferentes niveles de base.

Lo ms destacable del mismo es la presencia de una superficie de erosin palegena, de laque tan slo quedan algunos relieves residuales coronados en ocasiones por el conglomera-do de cantos cuarcticos, identificados en esta memoria como oligocenos. Por debajo de

estos las culminaciones de los interfluvios configuran una superficie encajada en la original,que en ocasiones presenta las caractersticas de superficies estructurales, en bloques ligera-mente basculados y desnivelados por la tectnica. En consecuencia y en conjunto, el Campode Montiel puede considerarse como una plataforma estructural, que durante el palegenofue nivelada y cubierta por una formacin conglomertica muy expansiva a nivel regional.Posteriormente, durante el relleno del Surco Manchego en el Mio-Plioceno, ha sido retraba-

jada, incrementando su carcter erosivo sobre el estructural, a la vez que la tectnica respon-sable del hundimiento del Surco Manchego y de la elevacin relativa del Campo de Montiel,configur diversos bloques desnivelados, en los que es posible reconocer planos o platafor-mas (algunos estructurales) de la antigua superficie.

En el Surco Manchego, el desarrollo de importantes encostramientos al final de su colmata-cin dificultan la observacin de los materiales que lo ocupan, as como las relaciones entrelas facies travertnicas y detrticas que descienden desde el Campo de Montiel. Las segundasson interpretadas como un pie de monte o glacis de acumulacin, debido a la coalescenciade abanicos. Entre estos se produjo la entrada hacia el norte de un paleoguadiana, conencharcamiento en los que se depositaron calizas travertnicas, hasta un lmite septentrional,en el que el hundimiento coetneo del zzalo, propici la acumulacin de un importanteespesor de facies terrgenas y la desaparicin de las facies debidas a encharcamiento.

Ms al norte de la hoja y al final del Mioceno, el depocentro de la cuenca se vio ocupado porfacies lacustres y carbonatadas (unidad del Pramo).

4.1.1. Estudio del modelado

En lo que sigue se describen y analizan las formas individuales del modelado agrupadas porsu gnesis.

4.1.1.1. Formas estructurales

Se concentran en su prctica totalidad en el Campo de Montiel, donde afloran los materia-les mesozoicos levemente plegados, lo que propicia la formacin de algunos suaves relieves

en cuesta, poco definidos y por ello no representables, pero que permiten identificar en elpaisaje y en foto area rumbos y buzamientos de las capas ms competentes.

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Las fallas que delimitan diferentes bloques desnivelados por la tectnica permiten conocer elmovimiento relativo de estos en los casos en que los materiales terciarios del borde del SurcoManchego aparecen desnivelados (fallas con indicacin de bloque hundido). ste es el casode una falla, con direccin NNE-SSO, cuya traza se prolonga desde el embalse Pearroyahasta Casa de Don Diego y hunde varias decenas de metros el bloque occidental. En ste sedesarrolla la unidad travertnica, y la superficie estructural de los conglomerados oligocenosse sita 50 m bajo su prolongacin en el bloque oriental. Diversas fallas con la misma direc-cin anterior y otras con direccin ENE-OSO desnivelan la unidad travertnica y algunassuper-ficies estructurales de los materiales jursicos. Algunas de ellas slo son identificables comofallas supuestas y valles de fractura.

La superficie de erosin finimiocena (ver apartado sobre formas polignicas) aparece compar-timentada por las fracturas en forma de planos o plataformas aisladas que culminan los inter-fluvios, mostrando basculamientos dirigidos en su mayora hacia el Surco Manchego.

Los escarpes de superficies estructurales aparecen restringidos al borde meridional de la uni-dad travertnica y a las calizas y dolomas jursicas de la Formacin Cuevas Labradas. El exten-so afloramiento de calizas travertnicas configura un relieve tabular que ha sido representa-do comosuperficie estructural degradada, al igual que las culminaciones de los relieves pro-ducidos por los conglomerados cuarcticos, situados a una cota uniforme, salvo cuando esdesnivelado por la tectnica.

4.1.1.2. Formas de ladera

Los coluviones presentan su mximo desarrollo en torno a las elevaciones producidas por losconglomerados cuarcticos ya mencionados. Son de pequea entidad y no representables en las

laderas producidas por la incisin fluvial desarrollada en el mesozoico de Campo de Montiel.

4.1.1.3. Formas fluviales

La incisin lineales destacable en Campo de Montiel y en el glacis de cobertera de la unidad11. En el primero la red de drenaje presenta un desarrollo hbrido, entre dendrtico y ortogo-nal, este ltimo condicionado por las dos familias de fracturas dominantes (NNE-SSO y ENE-OSO). En el segundo caso la red es de carcter dendrtico y sin control estructural.

Sobre los abanicos aluviales con escasa pendiente (abanicos planos) que enlazan Campo deMontiel con el centro de la Llanura Manchega, se producen lneas de drenaje difuso y nume-rosasprdidas de drenaje. En el glacis de cobertera la erosin remontante de la red fluvial haproducido algunas capturas fluviales (Choza de Arguela, en el ngulo SO de la Hoja y elNovillo, junto a la falla mencionada de Casa de Don Diego).

Los fondos de valle cubren las lneas de incisin fluvial de Campo de Montiel y del glacis decobertera. En el caso del ro Guadiana llega a presentar una anchura de casi un kilmetro.

Las terrazas fluviales slo se han desarrollado en el valle del Guadiana encajado en Campode Montiel, como depsitos mixtos -detrticos y tobceos- de escasa entidad (Fig. 10).

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Fig. 10.- Relacin entre terrazas en el Manantial del Gaviln.

Los conos de deyeccin presentan un pequeo desarrollo y quedan restringidos a algunas delas confluencias de los valles que desaguan al ro Guadiana en Campo de Montiel.

4.1.1.4. Formas elicas

En el rea centro septentrional de la Hoja existe un manto elico de pequea extensin, cuyoslmites y posibles formaciones dunares han sido muy alterados por las labores de labranza.

4.1.1.5. Formas de alteracin

En esta Hoja son los debidos a la kartificacin de los materiales calizos. En Campo de Montielse pueden identificar diversas dolinas capturadas en todos los casos por la red fluvial. Sobreel glacis de la unidad 11 se identifican algunas dolinas de karst cubierto, debidas a la presu-mible existencia del zcalo mesozoico bajo aquel. La karstificacin preoligocena no presentaexpresin morfolgica y slo es observable en las secciones del terreno que muestran el con-tacto o superficie de erosin palegena situada entre el zcalo mesozoico y los conglomera-dos oligocenos.

4.1.1.6. Formas polignicas

En el rea comprendida en la Hoja de Tomelloso no es posible la identificacin de las todaslas superficies propuestas por PREZ GONZLEZ (1981) en Campo de Montiel, por tratarsedel borde o zona de articulacin entre ste y el surco manchego, con frecuentes desnivelesdebidos a la fracturacin. Por otra parte, este sector ha sufrido los retoques erosivos propiosde un borde de cuenca que habra reunido o condensado en torno a un nico nivel las posi-bles superficies de erosin anteriores.

En este contexto se han identificado las siguientes unidades geomorfolgicas:

- Superficie de erosin palegena (So): aparece enterrada bajo los conglomeradoscuarcticos del Oligoceno (en el lmite Campo de Mo