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III.2.2.1. La garganta del San Juan en el paraje de Valdeobispo - Universidad complutense de madrid

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Sana12.06.2017
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III.2.2.1. La garganta del San Juan en el paraje de Valdeobispo 

 

La garganta abierta por este río, a la que se ha denominado “garganta de Valdeobispo”, se 

extiende desde la localidad de Pradenilla hasta las proximidades del pueblo de Castroserna de 

Arriba y tiene un recorrido longitudinal de unos 3 kilómetros. Como se ha dicho, está 

modelada sobre materiales metamórficos del zócalo, dentro de los que predominan los 

gneises, pertenecientes al bloque basculado de Prádena, fuertemente levantado por una falla 

inversa de gran salto; debido a ello la erosión desmanteló muy pronto la cobertera cretácica y 

paleógena, dejando al descubierto los materiales del basamento paleozoico (Fig. III.42). Este 

 

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bloque se dispone en sentido perpendicular al de la corriente del San Juan (SE-NW), como 

consecuencia de lo cual este río ha modelado en él una garganta corta y relativamente 

profunda, con un fondo muy ligeramente inclinado (la pendiente media del canal es de2,12%) 

donde se reconocen varias rupturas de pendiente. Dicha garganta tiene una anchura 

aproximada de 500 m y una profundidad que varia desde los 30-40 m de su inicio hasta los 

casi 120 metros de su final (Alto de Valdeobispo), encajándose en poco más de 3 km unos 65 

m. Sus vertientes presentan en algunos sectores importantes disimetrías, de modo que la 

profundidad en la vertiente izquierda aumenta paulatinamente hasta llegar a los citados 120 

m, mientras que en la vertiente derecha este desnivel se sitúa en torno a los 50 m. Esta última 

también es más irregular, lo cual puede estar en función del propio basculamiento de la 

estructura hacia el SE, del posible efecto de la cercana intrusión granítica de Ventosilla o de la 

incidencia de fracturas locales, que pueden individualizar o desnivelar algún bloque menor.  

 

  Fig. III.42. Contexto litoestructural en el que se modela la garganta de Valdeobispo. 1. Gneises; 2. Granito 

intrusivo; 3. Conglomerados cuarcíticos, areniscas, arcillas, margas, dolomías y arenas y arcillas versicolores 

del Cretácico superior; 4. Dolomías y calizas del Cretácico superior. 

 

El modelado de este tipo de valle está en función, por una parte, del comportamiento 

geomorfológico particular de las rocas cristalinas ante los procesos meteóricos de alteración, 

debido al cual hay que diferenciar dos fases sucesivas: una, centrada en la descomposición o 

arenización de la masa rocosa aprovechando la red de diaclasas, y otra en la que las acciones 

erosivas arrastran o evacuan las alteritas resultantes hasta dejar al descubierto los núcleos 

rocosos no arenizados. De otra parte, dicho modelado está en función de la propia acción del 

río, ya que la progresiva profundización de su lecho genera vertientes de creciente desnivel y 

significativamente inclinadas y mantiene su dinámica. Puede decirse así que la forma de las 

laderas de este tramo de garganta depende de la mayor o menor competencia de los procesos 

fluviales y de dinámica de vertientes para desplazar el manto de alteración (arenoso-arcilloso 

y de color ocre), cuya mayor o menor presencia y volumen son un control básico de la 

morfología del perfil transversal del valle (Fig. III.43). En los sectores donde las laderas están 

prácticamente recubiertas por productos de la alteración predominan las formas regularizadas 

con un típico perfil convexo-rectilíneo-cóncavo. Sin embargo, lo más frecuente es que las 

vertientes estén parcialmente denudadas; en este caso el perfil se hace escalonado y se 

caracteriza por la alternancia de escarpes rocosos y taludes (desarrollándose éstos allí donde 

se ha conservado el manto de alteración). Finalmente, allí donde esta capa de alteritas ha sido 

totalmente eliminada por la erosión, la vertiente pasa a ser un gran escarpe rocoso. 

 

 

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En general los taludes desarrollados sobre la formación alterítica ocre -aunque afectados a 

veces por pequeños acarcavamientos- se encuentran en una fase de fitoestabilización, como lo 

demuestra la presencia en algunos sectores de la garganta de una densa vegetación y la rápida 

regeneración natural de las plantas en otros. El tapiz vegetal que los coloniza es variado, 

destacando entre las especies arbóreas la encina, el rebollo (en las laderas más húmedas y 

expuestas al E del Alto de Valdeobispo) y, sobre todo, la sabina albar. En los estratos 

inferiores predominan las retamas, los tomillos, los espinos y el pastizal. 

 

 

Fig. III.43. Sección morfográfica transversal de la garganta de Valdeobispo

 

 

La denudación parcial del manto de alteración puede dejar al descubierto las masas rocosas 

sanas, más resistentes y compactas, que accidentan la topografía de la superficie de las 

vertientes formando resaltes rocosos de muy diverso tamaño, adquiriendo en conjunto una 

configuración ruiniforme en la que grandes bloques o bolos subredondeados aparecen 

dispersos o, más frecuentemente, se agrupan de forma caótica a modo de tors desordenados. 

El mayor dominio de los bolos y la escasez de lanchas o lajas rocosas que en ellos se registra 

sugiere el predominio del diaclasado vertical sobre el horizontal. Al pie de algunos de estos 

resaltes rocosos se han desarrollado pedreras de pequeño tamaño, sobre todo en vertientes 

expuestas al E y en enclaves de mayor humedad, como sucede en la margen izquierda del 

valle. 


 

Por su parte, el fondo de la garganta de Valdeobispo queda prácticamente reducido al 

lecho que canaliza la corriente de agua y se encuentra modelado en la propia roca 

metamórfica, sólo recubierta a veces por bancos de arena y grava. Su perfil longitudinal es 

bastante accidentado y en él se aprecian varios resaltes o escalones en los que el río San Juan 

forma pequeñas cascadas. Su anchura oscila entre los 4 y los 6 metros, su profundidad alcanza 

aproximadamente 0,5 m y su trazado es prácticamente rectilíneo (como se deduce del bajo 

índice de sinuosidad medio: 1,04). Poco antes de terminar el tramo de garganta, la presencia 

de una pequeña presa construida aprovechando uno de los salto naturales del río -y 

actualmente abandonada- ha modificado sensiblemente el fondo del valle: aguas arriba de ella 

se han sedimentado una gran cantidad de materiales, cuyo estudio sedimentológico -como se 

 

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explicará mas adelante- ha servido de base para evaluar la competencia del arrastre fluvial así 

como el ritmo de acumulación de la carga aluvial. 

 

 

III.2.2.2. La gargantas del piedemonte de Somosierra-La Pinilla 

 

Como se puso de manifiesto en el capítulo de las morfoestructuras, el piedemonte de 

Somosierra aparece como una suave rampa que se inclina ligeramente entre 1 y 2º hacia la 

cuenca sedimentaria y enlaza con una pendiente de unos 5º con las faldas de la sierra. 

Desde un punto de vista morfológico se caracteriza por la escasa presencia de relieves 

rocosos residuales (tors, dorsos de ballena o bolos) y por la continuidad de un manto de 

alteración de escaso espesor, en cuya superficie aparece una gran abundancia de arenas y 

gravas junto con algunos cantos y bloques. Hacia el E esta rampa alterada se encuentra 

fosilizada por un potente nivel de materiales detríticos miocenos, sobre los cuales descansa 

la formación detrítica del abanico de la raña de La Pinilla-Riaza.  

 

Pese a esta básica simplicidad, el piedemonte se encuentra diseccionado y fragmentado 

por los ríos que descienden de los relieves montañosos (Duratón, Cerezuelo y Serrano) así 

como por arroyos afluentes a ellos que nacen en su propio ámbito. Estos ríos y arroyos han 

abierto una sucesión de gargantas estrechas y relativamente profundas, con un claro perfil 

transversal en “V” y un perfil longitudinal de cierta pendiente, en la que -como se señaló- 

es posible diferenciar las que se abren directamente sobre los materiales metamórficos, 

cuyo modelado es semejante al de la garganta de Valdeobispo, de aquellas otras que antes 

de encajarse en estos materiales han tenido que atravesar las formaciones detríticas 

miocenas y plio-cuaternarias, presentando en consecuencia un modelado mixto. 

 

 

III.2.2.2.1. Las gargantas de Somosierra 

 

Estas gargantas se abren en el sector del piedemonte que encara al puerto de 

Somosierra, a ambos lados de la Autovía A-1. A la izquierda de la citada autovía (según se 

desciende del puerto) sólo merece atención la pequeña garganta abierta por el río Duratón, 

mientras que a la derecha se encajan una serie de gargantas, que confluyen a la altura de 

Cerezo de Abajo. Son las del río de la Garganta y del río Cerezuelo, que nacen en las 

cumbres de la sierra, y las de los arroyos del Carrascal, de Valseco, de los Chorrillos y de 

Resquisiruelas, que tienen su cabecera en el propio piedemonte (Fig. III.44). 

 

El Duratón, que en este tramo alto también recibe el nombre de río del Puerto, ha 

excavado una pequeña garganta cuyo recorrido se acerca a los 4 km y se extiende desde las 

proximidades del núcleo de Las Rades hasta el de Siguero. Este corto tramo presenta como 

rasgos morfométricos más relevantes su escasa anchura, que rara vez sobrepasa los 200 m, y 

 

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su moderado encajamiento, pues prácticamente desde su inicio hasta su parte final no supera 

los 30 m de profundidad, aunque en él se salva un desnivel de 138 m con una pendiente media 

de canal de 3,59%. A pesar de sus reducidas dimensiones el valle tiene un característico 

perfil en “V”, donde las laderas por lo general de pendiente moderada entre 10-20º 

encierran un fondo constituido únicamente por un lecho estrecho, rocoso y básicamente 

rectilíneo (Índice de sinuosidad media del canal = 1,01). Se caracteriza normalmente por la 

presencia de laderas regularizadas y bastante estables modeladas sobre un manto de 

alteración que no parece tener un gran espesor y suele estar colonizado por vegetación 

(pastizales, tomillares e individuos de espinos o rebollos). Pero con cierta frecuencia este 

manto ha sido barrido o lavado, pudiendo aparecer localmente núcleos rocosos sanos en 

algún sector de la ladera; ello ocurre principalmente en la parte inferior de ésta, donde la 

denudación es favorecida por la propia dinámica fluvial. Estos afloramientos rocosos, 

constituidos por gneises, forman pseudotors que rompen la regularidad de la ladera, dando 

lugar a escarpes de desnivel variable, aunque suelen oscilar entre 1 y 5 m. En los poco 

menos de 4 km de recorrido de esta garganta, a la que se puede denominar garganta de Las 

Rades, se aprecia un desigual modelado de las laderas según la orientación: por regla general, 

en las laderas situadas a solana el manto de alteración es menor, apareciendo con frecuencia el 

sustrato rocoso accidentando la vertiente, mientras que en las de la umbría el manto de 

alteración suele ocupar toda la ladera, adoptando ésta una forma regularizada y estabilizada 

por la mayor presencia de vegetación.  

 

  Fig. III.44. Contexto litoestructural en el que se modelan las gargantas de Somosierra. 1. Gneises; 2. 

Metasedimentos (paragneises, esquitos); 3. Dolomías tableadas y margas del Cretácico superior; 4. 

Conglomerados calcáreos y arcillas rojas del Eoceno-Oligoceno; 5. Lutitas rojas y conglomerados de la facies 

Miocena de Soto-Castillejo; 6. Raña

 

 

En el sector oriental del piedemonte de Somosierra, en las cercanías de Rosuero, se abren 

una serie de gargantas algunas de las cuales se inician en el propio piedemonte (Fig. III.44B), 

si bien destaca la que excava el arroyo de la Garganta, que desciende de la sierra y tiene su 

 

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cabecera en el sector del Pico de Tres Provincias. Tiene ésta algo más de 5 km de longitud, en 

los cuales su perfil longitudinal mantiene una pendiente moderada, en torno a 3,8%, para 

descender unos 190 m en este corto trayecto; con una profundidad de 30-40 m, su perfil 

transversal presenta una anchura entre 200 y 240 m, aunque en su parte final (antes de 

confluir con el valle de río Cerezuelo) aumenta hasta aproximadamente 400 m. Esta garganta, 

lo mismo que las otras que accidentan el piedemonte, está modelada básicamente sobre los 

mismos materiales en los que se excava la garganta de Las Rades (gneises glandulares y 

leucogenises), siendo su morfología prácticamente igual a la de ésta: predominan las 

vertientes cubiertas de alteritas (en especial en las laderas orientadas al E o NE), pero con 

frecuencia aparecen resaltes rocosos a modo de tors, más abundantes en las laderas de la 

margen derecha (orientadas al W). 

 

 

III.2.2.2.2. Las gargantas mixtas del piedemonte de La Pinilla 

 

En el sector más oriental del piedemonte de Somosierra-La Pinilla, correspondiente al 

tramo que encara a la estación de esquí de “La Pinilla” se abre un conjunto valles encajados 

de mayor complejidad debido a que se han excavado sobre varios ámbitos litológicos 

superpuestos, cada uno de las cuales presenta un comportamiento muy desigual (hasta 

contrastado) ante los procesos de modelado. Como anteriormente se señaló, este sector del 

piedemonte está constituido básicamente por esquistos y micaesquistos, los cuales se 

encuentran recubiertos por formaciones detríticas que se corresponden con facies arcillosas y 

conglomeráticas del Mioceno, descansando sobre ellas a modo de coraza los materiales 

conglomeráticos plio-pleistocenos de la raña. Esta sucesión litoestratigráfica se encuentra 

diseccionada por varios cursos de agua alóctonos (los ríos Cerezuelo y Serrano y el arroyo de 

San Benito) y por numerosos arroyos autóctonos (de la Buitrera, de Valseco, de Ortigosas y 

de Valdelafragua). Todos ellos inciden inicialmente sobre la raña, posteriormente atraviesan 

los afloramientos detríticos más deleznables del Mioceno y por fin -los que han tenido una 

mayor capacidad erosiva- llegan a excavar los materiales metamórficos, más duros y 

compactos (Fig. III.45). 

 

Los valles de los ríos Cerezuelo, Serrano y San Benito, cuyo nacimiento se sitúa en la 

cuerda de La Pinilla, están modelados en todo su recorrido por el piedemonte (en torno a 8 

km) sobre los materiales metamórficos. Por el contrario, los de los arroyos afluentes se inician 

en la propia superficie de la raña y, aunque al principio apenas se encajan tanto en estos 

materiales como en los miocenos, rápidamente inciden en los materiales metamórficos 

excavando cortas (entre 3 y 5 km) y relativamente profundas gargantas. Al desarrollarse sobre 

esta combinación morfolitológica pueden definirse como valles mixtos, cuyo perfil 

transversal muestra un tramo superior relativamente abierto (con una anchura que en los más 

importantes -Cerezuelo y Serrano- oscila normalmente entre los 500 y 700 m y puede 

alcanzar los 1000 m en áreas de confluencia) y un tramo inferior, precedido por lo general por 

 

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una clara ruptura de pendiente, que reúne los rasgos propios de una garganta: escasa amplitud 

y un perfil transversal en “V”. La profundidad media de estas “gargantas mixtas” principales 

oscila entre los 30 y los 50 m, si bien en líneas generales ésta aumenta a medida que los ríos 

descienden desde que entran en el piedemonte hasta que alcanzan la cuenca sedimentaria, de 

tal modo que en su sector final pueden aproximarse a los 60-70 m de profundidad. En su 

recorrido estas gargantas descienden en torno a los 370-380 m y sus talwegs mantienen un 

perfil longitudinal con pendientes entre 4,70% y 4,30%.  

 

 

Fig. III.45. Contexto litoestructural en el que se modelan las gargantas de La Pinilla. 1. Esquistos y 

micaesquistos; 2. Conglomerados y niveles de lutitas rojas de la facies Miocena de La Pinilla-La Quesera; 3. 

Raña

   

Estas peculiares características morfométricas se corresponden con un modelado de 

vertientes que también es singular. Arrancan éstas en el nivel de la raña con un tramo de 

perfil rectilíneo y unos 10-12º de pendiente, definible desde un punto de vista morfológico 

como un glacis detrítico constituido por materiales provenientes tanto de los niveles de la 

raña como de las formaciones miocenas infrayacentes. Estos glacis, que están afectados 

por incipientes acarcavamientos, acaban enlazando en su base con el sustrato rocoso 

constituido por esquistos y gneises a través de una disminución de la pendiente (<5º) en un 

tramo ligeramente cóncavo. A partir de aquí y tras una clara ruptura de pendiente puede 

decirse que comienza el modelado propiamente dicho de las gargantas: el valle se hace más 

angosto y las vertientes, que presentan una pendiente entre 15 y 20º, aparecen recubiertas 

 

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de alteritas y suelen estar fitoestabilizadas. No obstante, con frecuencia se observan 

pequeños escarpes y resaltes rocosos que accidentan el perfil, especialmente en el sector 

más próximo al lecho fluvial.  

 

Al igual que ocurre en las gargantas anteriormente analizadas, la presencia de estos 

accidentes rocosos así como la de mantos de alteración algo menos estabilizados por la 

cubierta vegetal se registra con más reiteración en las laderas de la margen derecha, orientadas 

preferentemente al W o al S (es decir, de solana). Se observa asimismo una ligera disimetría 

ya que las vertientes de la margen izquierda son algo más desarrolladas que las de la margen 

derecha; no obstante esto sólo se aprecia en la parte de los valles que está excavada en los 

afloramientos detríticos miocenos y pliocenos, ya que cuando los cursos de agua se encajan 

en los materiales metamórficos no se aprecia este diferencial desarrollo de las vertientes. 

 

Por lo que se refiere a su fondo, estas gargantas no presentan ninguna diferencia con las de 

Valdeobispo, de las Rades o del arroyo de la Garganta. En concreto, en estas gargantas que 

surcan el piedemonte de La Pinilla el fondo se caracteriza por su escasa amplitud, que 

raramente supera los 3 m, su bajo índice medio de sinuosidad (ISMC = 1,03) y por el hecho 

de que se encuentra totalmente relleno de cantos y bloques.  

 

  III.2.3. LOS VALLES EN "NAVA" DEL CONTACTO ENTRE EL ZÓCALO Y LA 

COBERTERA DETRÍTICA MESOZOICA

 

 

En las áreas de contacto entre el piedemonte calcáreo y el gneísico, a lo largo del borde N 

del Sistema Central, se desarrollan con relativa frecuencia áreas deprimidas o "navas" (SANZ 

HERRÁIZ, 1988; MORENO SANZ, 1988). Cuando los ríos atraviesan dicho contacto, donde 

localmente afloran los materiales arenosos de la base del Cretácico, modelan valles muy 

amplios donde domina un extenso fondo aluvial de topografía plana. 

 

Dentro del área de estudio este tipo de valle sólo tiene representación en el lugar en que el 

río San Juan atraviesa dicho contacto entre cobertera cretácica y zócalo frente a la localidad 

de Pradenilla. A lo largo de poco más de un kilometro este río ha conformado una amplia y 

abierta nava recubierta en su fondo por depósitos aluviales, cuya sección llega a alcanzar los 

500 m. El citado fondo está enmarcado, de un lado, por el frente de la "pseudocuesta" de 

Prádena, cuyo dorso esta basculado suavemente (5º-10º) hacia el S y SE y se compone de una 

pequeña cornisa desarrollada sobre las dolomías masivas, un talud de moderada pendiente 

(20º) modelado sobre las arenas de la base del Cretácico superior y un glacis detrítico basal 

muy suave (5º); y, de otro lado, por una superficie más o menos degradada formada por los 

materiales del zócalo, que en conjunto presentan el mismo basculamiento de la 

"pseudocuesta". En conjunto ambas vertientes, a pesar de estar formadas por litologías 

 

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distintas, se caracterizan morfográficamente por su amplio y suave desarrollo lateral, con 

escasas pendientes que tienden a aumentar algo hacia sus limites externos.  

 

Dada la escasa energía de las vertientes, puede decirse que la morfología del valle se 

encuentra dominada por un extenso fondo o llano aluvial, cuya génesis está relacionada 

evidentemente con la dinámica del río San Juan. Los caudales provenientes de la sierra que 

vierten a él se concentran en el pequeño cañón de Prádena, el cual actúa como el tronco de un 

embudo; y cuando las aguas alcanzan la salida de este angosto tramo, es decir llegan al 

afloramiento de los materiales detríticos de la base del Cretácico superior, amplían su lecho y 

se desbordan arrastrando y depositando inmediatamente después estos materiales sueltos y 

deleznables. Los más recientes de estos depósitos están compuestos principalmente por 

arcillas y limos de color negruzco, que constituyen una especie de lodazal, cuyas 

características manifiestan una clara relación con procesos de decantación. Sobre ellos 

discurre en la actualidad el río San Juan, que circula en un canal apenas encajado (0,5 m) con 

una anchura entre 3 y 5 m, cuyo fondo aparece generalmente recubierto de cantos de cuarcita, 

gravas y arenas gruesas silíceas. Este canal describe un trazado sinuoso (ISMC = 1,27), 

reconociéndose en él una sucesión de meandros muy forzados cuya posición parece que se 

modifica con relativa facilidad, como lo demuestra la presencia frecuente en la llanura aluvial 

de huellas de antiguos meandros o canales ahora abandonados, así como de pequeños 

canalillos apenas marcados.  

 

  Fig. III.46. Sección morfográfica transversal de la nava de Pradenilla

 

 

En conjunto, esta nava modelada y drenada por el río San Juan se caracteriza por la 

abundante y permanente humedad, llegando incluso durante los períodos de aguas altas 

(generalmente en invierno y otoño) a funcionar temporalmente como un área palustre o 

lagunar. Ello ha dado lugar al desarrollo de valiosos prados naturales aprovechados para usos 

ganaderos. 

 

   

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III.2.4. LOS VALLES ABIERTOS DE LA CUENCA SEDIMENTARIA 

 

Los valles con morfología abierta aparecen en los tramos modelados sobre el relleno 

sedimentario detrítico neógeno que, formando una franja alargada de SW a NE, aflora entre 

los bloques paleozoicos fuertemente levantados de Guadarrama-Somosierra y las 

morfoestructuras cretácicas plegadas del macizo de Sepúlveda. 

 

Sobre estos materiales escasamente litificados y en disposición aclinal o subhorizontal se 

ha modelado -como ya se explico al analizar el contexto morfoestructural- un típico relieve de 

campiña, es decir de llanura suavemente ondulada, cuya altura oscila entre los 1100 y los 950 

m. En detalle, esta campiña presenta una mayor variedad morfológica como consecuencia de 

las diversas combinaciones de facies litológica concreta y acción modeladora de las aguas 

corrientes. La naturaleza blanda y fácilmente deleznable de las arenas, arcillas y 

conglomerados ha propiciado la actuación eficaz, sobre todo, de los procesos fluviales, 

efectuados en este sector por los ríos Duratón, Cerezuelo, Serrano, Caslilla y San Juan y por 

sus arroyos afluentes (en especial el arroyo de Valarta y el de la Dehesilla), los cuales han 

abierto amplios valles que dividen los interfluvios en buen número de estrechas y alargadas 

lomas. Puede decirse que los valles modelados por los ríos citados, cuya dirección general es 

SE-NW, constituyen el elemento fundamental y vertebrador del relieve de esta cuenca 

sedimentaria, ya que en conjunto ocupan una extensión mayoritaria dentro de la misma. En tal 

sentido, la amplitud de estos valles suele superar por termino medio los 2 km, de la cual, sin 

embargo, entre el 80 y el 90% corresponde a las vertientes izquierdas y sólo entre el 10 y el 

20% a las vertientes derechas. Estos últimos datos morfométricos ponen de manifiesto el 

rasgo más singular y sobresaliente que caracteriza a estos valles: su marcada disimetría 

morfológica. Las vertientes situadas en la margen izquierda de los ríos, orientadas al NNE, 

NE o E, presentan una gran amplitud y una inclinación media muy baja; por el contrario, las 

vertientes de la margen derecha, orientadas al SSW, SW u W, tienen un desarrollo mucho 

menor y pendientes más abruptas, estando caracterizadas por la presencia de numerosas y 

activas cárcavas (TANARRO, 1994; MUÑOZ y TANARRO, 2000).  

 

El reconocimiento geomorfológico detallado de las extensas y tendidas vertientes de las 

márgenes izquierdas permite reconocer en ellas una sucesión de varios replanos escalonados 

enlazados entre sí por glacis muy suaves y ligeramente cóncavos. Estos replanos, que 

aparecen más o menos fragmentados, casi siempre por arroyos afluentes de dirección 

transversal, se alargan paralelos al cauce de los ríos manteniendo su elevación relativa sobre 

los mismos. Y, además, en todos estos niveles escalonados el sustrato mioceno se encuentra 

recubierto por depósitos sueltos formados por cantos silíceos (mayoritariamente cuarzos) 

desgastados y embalados en una matriz areno-arcillosa, que muestran –como luego se verá- 

caracteres fluviales (MUÑOZ y TANARRO, 2002). Puede hablarse así de la presencia de 

varias generaciones de formaciones aluviales depositadas por los ríos Duratón, Serrano, 

Cerezuelo, Valarta, San Juan y Caslilla a lo largo del proceso de modelado de sus valles, que, 

 

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al haber quedado colgadas a distintas alturas sobre el lecho actual, tienen unos caracteres que 

permiten asimilarlas a terrazas. 

 

A continuación se realiza una descripción detallada de las características morfográficas y 

morfológicas de cada uno de los tramos de “valles abiertos” excavados en la cuenca 

sedimentaria por cada uno de los ríos, haciendo especial hincapié en el análisis de los sistemas 

de terrazas que prácticamente ocupan la totalidad de las vertientes izquierdas de los valles y 

de los elementos morfológicos dominantes en las vertientes derechas, así como del modelado 

del fondo de estos valles. En primer lugar se describe el modelado del Duratón, el Serrano, el 

Cerezuelo, el Caslilla y el San Juan, todos los cuales tienen carácter alóctono (proceden de 

áreas exteriores al territorio de la campiña), y en segundo lugar el del arroyo de Valarta y el 

barranco de la Dehesilla (afluentes del Serrano), que constituyen ríos autóctonos, al tener todo 

su trazado dentro de los confines de la propia campiña, donde -a pesar de su corto recorrido- 

han modelado también unos valles de notable complejidad. 

 

 



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