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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



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



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



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)



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).



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



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.



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



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



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



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).



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



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)



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.



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.



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).



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.



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



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.



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).



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



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).



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).



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)



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.



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

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VI. MAPA, COLUMNA Y CORTES GEOLÓGICOS

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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

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COLUMNA ESTRATIGRÁFICA LEYENDA

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1 Restos fósiles fragnentados

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J Bloltltlación 000 Lag de cantos

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Trabajo de Fin de Grado

1 TURÉGANO (ZONA 12) 1

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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

tfg javier contreras cabello completo

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