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III.2.4.1. El valle abierto del río Duratón: El tramo de Duruelo-Duratón - Universidad complutense de madrid

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III.2.4.1. El valle abierto del río Duratón: El tramo de Duruelo-Duratón 

 

Este tramo de “valle abierto” del río Duratón tiene su comienzo en las cercanías del pueblo 

de Duruelo, donde suman sus aguas los ríos Cerezuelo y del Puerto (correspondiente éste al 

sector de cabecera del propio Duratón). Desde este punto atraviesa las formaciones 

sedimentarias del Mioceno en un recorrido de unos 14 km hasta adentrarse en los relieves 

calcáreos de Sepúlveda. A lo largo de estos kilómetros desciende 57 m (de los 985 a los 

928 m) con 0,41% de pendiente media. En este trayecto el trazado del río define un arco de 

gran radio de curvatura dentro del que no obstante pueden diferenciarse dos direcciones: de 

S a N desde Duruelo hasta el caserío de la Alameda, en el término de Sotillo, y de SE a NW 

desde este punto hasta el cañón del Molino de Giriego, por donde, a 1 km de la confluencia 

del Serrano, penetra en los relieves calcáreos del macizo de Sepúlveda. 

 

En el primero de estos dos sectores, que se prolonga durante casi 7 km con una pendiente 

media del canal de 0,5%, el Duratón ha modelado su valle sobre el complejo morfolitológico 

“unidades o facies conglomeráticas y arenoso-conglomeráticas”, constituidas, en este 

sector concreto, por arenas arcósicas con niveles de cantos y bloques metamórficos y de 

lutitas, pertenecientes a la denominada facies de Sotillo-Duruelo, mientras que en el 

segundo, de una longitud similar aunque con una pendiente del canal más reducida (0,31%), 

lo ha hecho sobre el complejo “unidades o facies ocres arenoso-arcillosas con cemento 

carbonático”, que en este sector están integradas por potentes niveles de arenas, limos y 

arcillas con frecuentes intercalaciones de conglomerados metamórficos y cuarcíticos 

correspondientes a la “facies de Vellosillo-Duratón”. 

 

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Con independencia de los indicados cambios de dirección de su trazado y de facies 

litológica, el valle del Duratón presenta aquí -al igual que los de sus afluentes- una sección 

transversal claramente disimétrica: la vertiente de la margen izquierda se caracteriza por su 

suave pendiente y su gran amplitud, superando en ocasiones los 3000 m anchura, mientras 

que, por el contrario, la de la margen derecha es corta y en algunos sectores de pendiente muy 

elevada. 

 

 

III.2.4.1.1. El modelado de la margen izquierda del valle del Duratón: niveles aluviales y 

glacis de enlace 

 

Esta vertiente, orientada al E y el NE, se caracteriza de modo general por su gran 

desarrollo lateral y por su pendiente media inferior a los 5º; no obstante, si se realiza en 

ella un reconocimiento de campo detallado, es posible apreciar un número bastante elevado 

de pequeñas rupturas de pendiente que definen un complejo sistema de rellanos y rampas 

inclinadas que los enlazan. Estas características morfográficas son asimilables desde el 

punto de vista geomorfológico a un conjunto bien desarrollado de niveles o terrazas 

aluviales depositados por el río Duratón y glacis detríticos de enlace. En superficie tanto 

las terrazas como los glacis tienen un recubrimiento profuso de cantos y algunos bloques 

de naturaleza silícea -casi en exclusiva de cuarzo-, los cuales se encuentran bastante 

desgastados y suelen presentar color anaranjado o salmón. El espesor o potencia de estos 

depósitos resulta difícil de precisar debido a la ausencia de buenos cortes, pero por lo 

general no parece sobrepasar los 2 m. 

 

El levantamiento detallado en el campo de doce transectos transversales al valle con un 

intervalo aproximado de un kilómetro entre Duruelo y las cercanías de Corral de Duratón 

ha permitido identificar y cartografiar hasta nueve niveles aluviales, que se encuentran 

colgados respecto al lecho actual a +75-80 m, +62-65 m, +52-55 m, +42-45 m, +34-38 m, 

18-20 m, +12-15 m, +6-8 m y +2-4 m. Su secuencia más completa puede observarse en el 

camino que une las localidades de Sotillo y Fresneda de Sepúlveda, a lo largo del cual 

pueden reconocerse entre 8 y 9 niveles y en cuya culminación (cerros de Los Redondos o 

del Prado-Mirabueno) se localizan las terrazas más altas relacionables con el Duratón. La 

mayor parte de estos niveles muestra bordes relativamente difusos, siendo con frecuencia 

difícil su diferenciación; ello se debe no sólo a la actuación de los procesos naturales de 

modelado, sino también -al tratarse de vertientes de pendiente suave- a las acciones 

antrópicas, en concreto a las labores agrícolas que han tendido a rebajar y suavizar los 

bordes de las terrazas. 

 

   

 

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Fig. III.47. Perfiles transversales al valle abierto del Duratón.

 

1. Arcillas rojas y conglomerados (facies de Perorrubio-Villafranca); 

2. Arcillas, limos, arenas y niveles conglomeráticos (facies de Vellosillo-Duratón); 3. Arenas arcósicas, arcillas y conglomerados (facies de 

Sotillo-Duruelo); 4. Lutitas rojas y conglomerados (facies de Castillejo-Soto); 5. Dolomías y margas del Cretácico; 6. Glacis de enlace de 

los niveles de terrazas; 7. Glacis de laderas (nivel superior); 8. Glacis de ladera (nivel inferior que enlaza con lo fondos aluviales); 9. 

Terrazas aluviales altas; 10. Terrazas aluviales medias; 11. Terrazas aluviales bajas; 12. Fondos aluviales; 13. Recubrimientos eólicos. 

 

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Es posible no obstante encontrar algunas diferencias en función del salto o desnivel que 

registran entre sí estos niveles aluviales. Así, las terrazas bajas presentan un salto muy 

pequeño -entre 3 y 4 m- que además está bastante difuminado y tiene pendientes inferiores 

a los 5º; solamente allí donde la dinámica fluvial meandriforme favorece el ataque de curso 

de agua sobre la margen izquierda pueden llegar a erosionarse estos niveles aluviales más 

bajos e incluso a desmantelarse completamente alguno de ellos. Cuando esto sucede 

aparece un salto casi vertical modelado no sólo en el depósito fluvial sino también en el 

propio sustrato rocoso mioceno, en el que se puede observar el espesor reducido de los 

aluviones en los niveles bajos (que rara vez supera los 1,5 m). Por su parte, las terrazas 

medias muestran bordes mucho más nítidos y los glacis de enlace suelen tener pendientes 

superiores a los 5º, destacando dentro de ellas el nivel +34-38 m por presentar tanto un 

importante desnivel (de más de 14 metros) como un borde muy claro y nítido a lo largo de 

todo su desarrollo. Este nivel o terraza aluvial, menos degradado y relativamente mejor 

conservado (en especial entre la Aldehuela y el paraje de Las Matas y El Espinar) es 

fácilmente reconocible a lo largo de todo el valle del Duratón y su escalón parece indicar el 

episodio de encajamiento más significativo en la evolución cuaternaria del mismo. 

Finalmente, las terrazas altas tienen el borde muy degradado y presentan glacis de enlace 

muy suaves y de cierto desarrollo lateral con pendientes no superiores a los 2º, que salvan 

desniveles que van de los 7 a los 10 m. 

 

Puede decirse, en resumen, que el borde de las terrazas de la margen izquierda del 

Duratón suele estar bastante difuminado, debido a lo que, salvo excepciones, es necesario 

para diferenciarlas y delimitarlas realizar un detallado análisis de campo mediante el 

levantamiento de perfiles topográficos seriados. Asimismo, el salto altitudinal existente 

entre ellas muestra en general un aumento a medida que crece su antigüedad: el desnivel 

relativo de las terrazas bajas se sitúa entre los 3 y los 4 m y lo mismo ocurre en las terrazas 

medias, a excepción del nivel T

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 (+34-38) que –como se ha dicho- tiene un escalón de 14 

m que marca un episodio de fuerte encajamiento; el desnivel es algo mayor en las altas, 

oscilando entre los 7 y 10 m. 

 

La disposición de este sistema de replanos aluviales parece que es escalonado, con más 

seguridad en los niveles medios y altos, caracterizados por un salto relativo mayor y donde 

además es posible observar el sustrato en algún barranco transversal al valle. Las terrazas 

bajas, aunque debido a su menor salto relativo también parecen encajadas (ITGME, 1993), 

hay que pensar que se encuentran escalonadas, puesto que en los buenos cortes observados 

cuando son afectadas por la zapa lateral del río se puede ver cómo no pasan de 1,5 m de 

espesor y se apoyan sobre el sustrato mioceno. No se puede descartar sin embargo que en 

la confluencia de los ríos Cerezuelo y Serrano con el Duratón, ante la suma local de sus 

cargas, pudieran haberse formado niveles encajados. 

 

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Esta vertiente izquierda completamente aterrazada del valle abierto del Duratón se 

encuentra a su vez disecada por una tupida red de barrancos y pequeños arroyos 

perpendiculares al río, que más o menos alineados y siguiendo un dirección preferente SW-

NE, rompen la continuidad lateral de los niveles aluviales descritos y los fragmentan en 

numerosos retazos o superficies aplanadas de extensión reducida. Esta disección no parece 

haber afectado por igual a todas las terrazas, siendo los niveles más altos los más 

discontinuos y fragmentados. En este sentido, en casi todos los niveles inferiores hasta el 

+34-38 m aún es posible reconocer su desarrollo longitudinal y diferenciar claramente sus 

rasgos morfológicos y en concreto su anchura, que varía entre los 140 m y los 600 aunque 

lo normal es que se sitúe entre los 200 y los 300 m.  

 

Por su parte, las terrazas situadas por encima del indicado nivel +34-38 m se encuentran 

por lo general (especialmente en el sector central de valle) rotas en retazos a modo de 

colinas o lomas amesetadas de reducido tamaño. Mención especial merecen los más altos 

de los niveles depositados por el río Duratón: situados a +75-80 m del fondo de valle 

actual, forman pequeñas lomas aisladas más o menos alargadas (entre 600 y 1000 m de 

longitud y entre 200-400 m de amplitud), en cuyas cimas aflora un recubrimiento detrítico 

compuesto por un profuso canturral de cuarzos redondeados. Estos cerros alargados y 

separados entre sí, cuyas alturas absolutas están en torno a los 1025-1030 m, sirven de 

cabecera a suaves glacis detríticos que se extienden en todas direcciones y enlazan no sólo 

con las terrazas aluviales inmediatamente inferiores sino también con estrechas superficies 

o llanuras onduladas miocenas situadas en este sector a cotas entre 995 y 1012 m y que 

constituyen la separación del valle del Duratón con el del vecino Caslilla. Se da pues la 

circunstancia de que estos altos niveles aluviales, localizados -como se ha dicho- por 

encima del camino que une Duruelo y la Fresneda de Sepúlveda, alcanzan una altitud 

absoluta por encima incluso de la de la superficie actual del propio relleno mioceno. Puede 

decirse en consecuencia que constituyen relieves aluviales invertidos, que han quedado 

realzados gracias a la protección que las cubiertas detríticas de origen fluvial ejercen sobre 

los más deleznables estratos miocenos.  

 

La observación y la cartografía detallada del sistema de terrazas y glacis de enlace 

asociados del río Duratón permite apreciar cómo este río se ha ido desplazando desde el 

inicio de su encajamiento (Pleistoceno superior) hacia el E y, sobre todo, hacia el NE. Y 

este desplazamiento aún parece continuar activo como se desprende de la zapa que en 

muchos sectores están ejerciendo las aguas del lecho actual del Duratón sobre su margen 

derecha. El análisis cartográfico permite además establecer que a lo largo del intervalo que 

va desde que se depositó la terraza más antigua y hasta la formación del fondo aluvial 

actual el río en el sector central del valle (a la altura de Fresneda de Sepúlveda) se ha 

desplazado unos 3 kilómetros en la dirección indicada. 

 

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También el análisis de la disposición planimétrica y de la continuidad longitudinal que 

presentan las terrazas aluviales permite concluir que el río Duratón en el momento del 

depósito de los niveles altos llevaba una dirección SSE-NNW y tenía un trazado donde no 

se refleja la significativa curvatura que hoy presenta. Ésta comienza a manifestarse a partir 

de la sedimentación del nivel +42-45 m y más claramente a partir de la terraza +34-38 m, 

cuya continuidad longitudinal dibuja ya un arco abierto. La posterior evolución del río 

Duratón, coincidente con la sedimentación de los niveles más bajos, supone un aumento 

del radio de curvatura de este arco, el cual va haciéndose cada vez más acusado y cuya 

charnela tiende a desplazarse hacia el NNE. 

 

 

III.2.4.1.2. El modelado de la margen derecha del valle del río Duratón: glacis de ladera 

y cárcavas 

 

Desde un punto de vista morfométrico, en la margen derecha de este valle abierto se 

desarrolla una vertiente caracterizada por su reducida amplitud: suele oscilar, salvo 

excepciones, entre los 400 y 600 metros de anchura para salvar un desnivel de 70-80 m; 

ello implica necesariamente pendientes más abruptas, con una inclinación media general en 

torno a los 20-25º. Entre la localidad de Duruelo y el borde de los relieves calcáreos de 

Sepúlveda, esta vertiente, orientada al W y SW, presenta pese a su menor extensión una 

gran variedad morfológica, la cual es resultado fundamentalmente de la desigual acción 

morfogenética de las diversas modalidades de la arroyada junto con la propia dinámica 

fluvial. No obstante, se pueden diferenciar tres tramos donde la acción combinada de estos 

procesos ha sido desigual y el modelado de las laderas presenta ciertas diferencias. 

 

En el primer tramo, entre Duruelo y Sotillo, la ladera muestra un perfil convexo-

rectilíneo-cóncavo, que se resuelve morfológicamente en un glacis de ladera o glacis mixto 

erosivo-acumulativo, que generalmente está fragmentado por la presencia numerosa de 

barrancos y parcialmente recubierto por los conos de deyección que se depositan a la salida 

de estos. Un segundo tramo de valle, de apenas 2 km se desarrolla entre Sotillo y el caserío 

de La Alameda, y en él la ladera es algo más compleja, ya que desde su parte alta se 

extiende un suave glacis de acumulación, que ha quedado colgado respecto al lecho actual 

del río y a partir de cuyo borde inferior se desarrollan cortos taludes detríticos que enlazan 

con el fondo aluvial, encontrándose ambos elementos geomorfológicos fuertemente 

incididos por profundos barrancos. Finalmente, en el tercer y último tramo, desde el citado 

caserío hasta unos centenares de metros aguas abajo del pueblo de Duratón, el modelado 

de la ladera se caracteriza por la combinación de dos elementos: un talud escarpado o 

cantil superior, sobre el que se modela una densa red de cárcavas y regueros, y un conjunto 

inferior de rampas o glacis medianamente inclinados, incididos transversalmente por 

barrancos, que se extienden desde el pie del cantil hasta el lecho actual del río, pero con 

 

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mucha frecuencia están truncados en su frente por la erosión fluvial, la cual ha dado lugar a 

vigorosos e inestables escarpes que en ocasiones superan los 20 m de desnivel (Fig. III.48). 

 

En definitiva, la morfología de la vertiente derecha del valle abierto del Duratón se 

caracteriza por la combinación según diferentes pautas de dos elementos principales: los 

glacis de ladera (o glacis mixtos) y las cárcavas. 

 

  III.2.4.1.2.1. Los glacis de ladera o glacis mixtos 

 

En la vertiente de la margen derecha del valle del Duratón pueden diferenciarse dos 

niveles de glacis de ladera: el primero, o nivel inferior, enlaza con el fondo de valle actual 

y el segundo, o nivel superior, se encuentra colgado a una altura considerable respecto de 

él. 

  El nivel de glacis de ladera inferior, de edad más reciente, se localiza en el primer tramo 

del valle, entre Duruelo y Sotillo, y en el último, entre el caserío de la Alameda y el pueblo 

de Duratón, donde alcanza una gran expresión y desarrollo morfológico. Aunque en ambos 

sectores el glacis termina enlazando con el fondo de valle actual o con alguna terraza baja, 

presenta en cada uno de ellos algunas diferencias morfológicas: en el de Duruelo-Sotillo 

este glacis ocupa todo el perfil de la vertiente y se modela sobre facies “conglomeráticas y 

arenoso-conglomeráticas”, mientras que en el de La Alameda-Duratón, donde se modela 

sobre facies “ocres areno-arcillosas”, se desarrolla fundamentalmente en su parte inferior, 

encontrándose prácticamente desmantelado por la erosión en su parte superior. 

 

Se observa además que entre Duruelo y Sotillo el glacis de ladera inferior presenta un 

perfil en el que se suceden un arranque convexo, una parte central rectilínea y una base 

cóncava, teniendo globalmente el especto de una vertiente regularizada sobre material 

detrítico. El tramo superior del glacis, de perfil convexo, se inicia con una suave pendiente 

(entre 5 y 8º) y se modela sobre el propio sustrato rocoso. El tramo siguiente, rectilíneo y 

de mayor extensión tiene una pendiente en torno a los 15º y está modelado inicialmente 

sobre la propia roca, aunque a medida que desciende comienza a presentar un fino 

recubrimiento detrítico formado por abundantes cantos de gneis y cuarzo acompañados por 

arenas arcósicas. Finalmente, el tramo inferior o basal, cuya forma es cóncava y cuya 

pendiente suele ser inferior a 5º, está constituido por un depósito de pie de ladera que 

enlaza con el fondo aluvial o con algún nivel de terraza bajo, como ocurre frente a 

Duruelo. Se trata por tanto de un glacis de ladera mixto o erosivo-acumulativo, que en la 

actualidad se encuentra incidido y fragmentado por barrancos, que suelen presentar un solo 

surco, de cierta profundidad (en torno a los 4 m), cada uno de los cuales es alimentado en 

su cabecera por varias cárcavas o regueros.  

 

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Por su parte, entre el caserío de la Alameda y el pueblo de Duratón el nivel de glacis 

inferior tiene alrededor de 500 m de anchura y se desarrolla a partir del pie del cantil con 

que en este sector culmina la ladera de la margen derecha y se prolonga en una rampa de 

perfil suavemente cóncavo, que arranca con una pendiente moderada (15-20º) y va 

disminuyendo de inclinación (10-12º) hasta enlazar en un tramo final amplio de pendiente 

inferior a 5º con el fondo del valle; solamente la presencia de barrancos o arroyos 

transversales interrumpe su continuidad. Es de destacar, sin embargo, que en numerosos 

lugares el lecho fluvial ha truncado el tramo inferior de la indicada rampa, acortándola 

considerablemente y haciéndola terminar en vigorosos e inestables escarpes, verticales o 

extraplomados y con desniveles superiores en ocasiones a los 20 m. Estos escarpes 

frecuentemente están afectados por grietas de tracción de desarrollo vertical, posiblemente 

generadas por la propia socavación lateral del río o por procesos de humectación y 

desecación muy activos en el material areno-arcilloso mioceno que en ellos aflora; debido a 

ello se individualizan paneles de tamaño variable, los cuales quedan en posiciones inestables 

hasta que finalmente por efecto combinado de la socavación lateral del río y de la gravedad se 

desploman o vuelcan, aunque a veces el proceso presenta más bien los caracteres de un 

deslizamiento de tierras (Fig. III.49). 

 

Como se dijo, en este tramo de Alameda-Duratón el nivel de glacis que se acaba de 

describir rara vez conecta con la parte superior de la vertiente, la cual se encuentra 

generalizadamente incidida por la acción de una activa arroyada concentrada que ha 

modelado en ella una densa red de cárcavas y regueros y ha dado lugar al desarrollo de un 

cantil culminante. No obstante, aún se conservan algunos retazos a modo de testigos de la 

parte superior de este glacis de ladera, que aparecen como “facetas triangulares” al quedar 

desconectadas y aisladas por los surcos de las cárcavas que caracterizan actualmente el 

modelado de este sector culminante de la ladera. Por tanto, aunque es indudable que 

originariamente la vertiente de esta margen derecha del valle del Duratón tendría la forma de 

un glacis mixto erosivo-acumulativo, en la actualidad se conserva fundamentalmente el 

tramo inferior de su perfil, que se corresponde con la parte acumulativa. 

 

En ocasiones, los cortes realizados tanto por la zapa lateral del río como por la disección de 

los barrancos y arroyos sobre el glacis permite observar cómo éste ha biselado o cepillado el 

sustrato de roca sedimentaria sobre el que se labra, mostrando el espesor y la composición 

litológica del depósito que le constituye. En la cabecera, al pie del cantil, sólo se encuentra 

una fina película de material detrítico, pero el espesor de éste aumenta con rapidez según se 

desarrolla la rampa al tiempo que la pendiente disminuye, hasta alcanzar en los tramos 

distales espesores superiores a los 5 m, estando compuesta la formación detrítica muy 

mayoritariamente por material fino (arenas y arcillas) con cantos de gneis y cuarzo y algunos 

lentejones de gravas.  

 

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Fig. III.48. Imagen tridimensional del río Duratón en los parajes de Las Viñas y Los Rubiales, que permite observar 

la dinámica fluvial actual 

 

 

Fig. III.49. Perfiles tipo de las laderas de la margen derecha del río Duratón en los parajes de Las Viñas y Los 

Rubiales. 

 

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El nivel de glacis de ladera superior se conserva básicamente entre Sotillo y el caserío 

de La Alameda. Forma una rampa de perfil suavemente cóncavo que se extiende a lo largo 

de 1200 m, con una pendiente inicial entre 8 y 10º, desde la Loma del Sotillo (culminada 

por la terraza +57-62 m del río Serrano) hasta las proximidades de la población del mismo 

nombre. Termina en un suave y prolongado rellano, ligeramente inclinado (1-2º) hacia el 

fondo del valle, quedando colgado respecto de éste a unos 35-40 metros, lo que parece 

indicar que este glacis enlazaba con la terraza +34-38 m del río Duratón, una de las mejor 

desarrolladas y más nítidas de la margen izquierda del valle. Los barrancos que con 

frecuencia lo disecan dejan ver con claridad el contacto del depósito detrítico que lo 

constituye con el sustrato rocoso, formado en este sector por la facies miocena de Duruelo-

Sotillo. Dicho depósito está formado por abundantes cantos de cuarzo empastados en una 

matriz arcillo-arenosa, cuyos caracteres sedimentológicos llevan a pensar que procede del 

desmantelamiento de las terrazas altas del río Serrano que culminan esta ladera orientada al 

SW de la margen derecha del Duratón. 

 

La terminación de este glacis que -como se ha dicho- queda colgado varias decenas de 

metros sobre el fondo de valle actual, se define como una clara ruptura de pendiente a 

partir de la que se desarrolla un estrecho talud detrítico con una pendiente en torno a los 

15º. Exceptuando el sector más próximo a Sotillo, donde parece conservarse sin apenas 

cambios, la rampa se encuentra parcialmente desmantelada por la erosión lateral del río 

Duratón.  

 

 

III.2.4.1.2.2. El modelado de cárcavas 

 

Los glacis de ladera característicos del modelado inicial de la vertiente derecha del valle 

abierto del Duratón se encuentran en mayor o menor medida fragmentados y destruidos 

por procesos relacionados con la arroyada concentrada, destacando el modelado sobre ellos 

de cárcavas, barrancos y conos de deyección.

 

Esta dinámica se acrecienta y mantiene por la 

propia acción erosiva del río, cuya zapa lateral sobre la margen derecha de su lecho 

constituye un permanente factor de inestabilidad en la parte basal de la ladera capaz de 

mantener e intensificar la incisión de las aguas de escorrentía. 

 

El modelado de cárcavas, barrancos y conos detríticos adquiere una gran espectacularidad 

y una significativa expresión morfológica en el cantil que se desarrolla a lo largo de unos 4 

km entre el caserío de La Alameda y el pueblo de Duratón. Este cantil, que culmina en este 

tramo la ladera de la margen derecha, presenta una pendiente muy fuerte, entre 35 y 40º, y 

una anchura en sus partes más amplias de poco más de 200 m, teniendo un perfil longitudinal 

festoneado debido a que en él se instalan las cabeceras o cuencas de recepción de las cárcavas. 

En él afloran sin ningún tipo de recubrimiento las formaciones ocres arenoso-arcillosas 

miocenas de la “facies Vellosillo-Duratón”, coronadas por niveles de cantos aluviales 

 

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(pertenecientes a las terrazas del río Serrano) y un potente recubrimiento arenoso. Es sobre las 

indicadas formaciones sobre las que se desarrollan las cárcavas, cuya configuración 

morfológica y funcionamiento -como luego se verá- son muy diferentes al que presentan las 

desarrolladas en las laderas de la margen derecha del río Serrano y su afluente el arroyo de 

Valarta.  

 

En detalle, el cantil se articula u organiza en una serie de escalones o pequeños escarpes de 

dimensiones métricas (entre uno y tres metros), separados a su vez por taludes de escaso 

desarrollo. Los escalones rocosos, cuya génesis se relaciona con afloramientos de estratos 

duros y muy compactados por carbonatados o con la presencia de niveles conglomeráticos, 

que se intercalan con frecuencia en esta facies, muestran como característica una superficie 

muy cuarteada pero limpia de regolito. Por su parte, el talud que se intercala entre estos 

escarpes presenta un perfil rectilíneo con una pendiente en torno a los 15-20º y conserva en su 

superficie un recubrimiento formado por una capa a modo de manto de material suelto de 

espesor centimétrico, proveniente de la desagregación del sustrato rocoso; y se encuentra 

también incidido por incipientes y efímeros “rills”. 

 

Sobre este marco litoestructural se modela una densa red de cárcavas y regueros, los 

cuales se agrupan en incipientes sistemas dendríticos y tienen unas cabeceras semicirculares, 

relativamente sencillas y muy empinadas, dentro de las que se diferencian varios regueros 

moderadamente incididos que afluyen a un corto número o a un único surco principal y 

quedan separados por “interfluvios” relativamente anchos de perfil suave y formas 

redondeada, en cuya superficie, recubierta por lo general de una fina capa de material 

desagregado, se aprecian las huellas de innumerables “rills” poco marcados. La presencia de 

éstos últimos pone en evidencia cómo la arroyada concentrada combina su actividad con la de 

la arroyada difusa en hilos para efectuar el rápido desmantelamiento de la parte alta de los 

glacis mixtos o glacis de ladera, de los que sólo quedan como testigos pequeños retazos a 

modo de facetas triangulares aisladas. 

 

Dado que -como se ha señalado- la configuración del cantil es accidentada, los surcos que 

en él se abren presentan un perfil longitudinal con rupturas de pendiente al salvar una serie 

de escalones de dimensión métrica, la base de cada uno de los cuales se encuentra 

normalmente socavada por la acción excavadora de las cascadas formadas en ellos por el 

agua de escorrentía cuando circula por el fondo de los indicados surcos. 

 

Así pues, las cárcavas cuyo peculiar modelado se acaba de describir constan por lo general 

de uno o dos surcos principales, cuyos perfiles longitudinales en su área de cabecera son 

cortos pero bastante accidentados y se unen formando un “arroyo” de mayor tamaño; éste, al 

alcanzar la base del cantil y penetrar en la cabecera de los glacis, se encaja formando un canal 

de mediana pendiente y fondo plano (a modo de pequeña rambla) que en la mayor parte de los 

casos no llega alcanzar el cauce del río sino que progresivamente pierde profundidad y 

 

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termina difuminándose, a lo que contribuyen significativamente las propias labores agrícolas. 

También es frecuente que estos surcos abiertos por las aguas de arroyada queden 

interrumpidos al llegar a la cabecera de los glacis. Cuando circula, el agua de escorrentía se 

pierde por sumideros de suffusión más o menos alineados que comunican con conductos 

subsuperficiales (“pipes”); si la salida natural de éstos alcanza la margen de zapa del Duratón, 

se suele producir la apertura de “boquetes”, a partir de los cuales se inicia una erosión 

remontante acompañada de hundimientos del techo de los conductos que tiende a dar un 

carácter subaéreo al canal de comunicación entre la cárcava y el lecho del río. 

 

  III.2.4.1.2.3. Los conos de deyección 

 

En la desembocadura de los barrancos que inciden las laderas de esta margen derecha del 

valle del Duratón se acumulan los materiales transportados formando conos de deyección o 

abanicos detríticos, los cuales en ocasiones llegan a desparramarse sobre la llanura de 

inundación del lecho del río aunque lo normal es que descansen o queden integrados en los 

propios glacis. Y, al igual que ocurre con éstos, pueden diferenciarse varias generaciones de 

conos, algunos colgados unos pocos metros respecto al fondo actual y otros incluso 

parcialmente erosionados por la corriente fluvial. 

 

El desplazamiento lateral mantenido del cauce del río Duratón hacia su margen derecha 

ha provocado la zapa no solo de las rampas de acumulación sino también de los propios 

barrancos o canales de desagüe de las cárcavas. Las primeras -como se señaló- han quedado 

truncadas por escarpes, cuyo desnivel es variable (pues depende del tramo hasta donde ha 

sido este erosionado) caracterizados por ser muy inestables y estar labrados sobre materiales 

deleznables del relleno mioceno, donde son frecuentes los desprendimientos de paneles 

rocosos o los deslizamientos de tierras. Muy probablemente las primeras generaciones de 

estos conos pudieron desplazar la corriente fluvial, haciendo variar ligeramente (arqueando) 

el trazado de su cauce tal como se aprecia en la cartografía geomorfológica; así los conos 

más recientes se depositaron o acumularon ya sobre la llanura de inundación. 

 

 

III.2.4.1.3. El modelado del fondo del valle del Duratón 

 

El río Duratón discurre por una amplia llanura aluvial cuyas dimensiones oscilan desde un 

mínimo de 150 m hasta un máximo de 350 m, si bien la anchura media se sitúa entre los 200 

y los 250 m. Desde un punto de vista sedimentológico está constituida por aluviones de 

granulometría variada (bloques, cantos, gravas y arenas) y composición litológica en la que 

predominan los cuarzos, las cuarcitas y las rocas metamórficas, que forman un depósito de 

poco más de un metro de espesor máximo habitualmente recubierto por un nivel aluvial de 

material fino constituido por limos y arenas finas.  

 

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Sobre estos aluviones que conforman la llanura aluvial se encaja el lecho menor del río, 

ocupando una extensión variable que suele mantenerse entre los 6 y los 15 m. Éste se 

encuentra bien delimitado por orillas o ribazos, ya que en muchos tramos se encuentra 

encajado, en unos casos en torno a 3 m y en otros, mas frecuentemente, entre 1 y 2 m. No 

obstante, también puede darse localmente una transición suave y gradual entre el llano 

aluvial y el lecho menor, con ribazos de apenas medio metro. 

 

El trazado del lecho menor o canal activo muestra un patrón entre sinuoso y 

meandriforme. En el tramo inicial, entre Duruelo y el caserío de La Alameda, el canal es 

básicamente sinuoso (ISMC = 1,18), desarrollándose en él suaves y amplias ondulaciones así 

como incipientes meandros, mientras que el tramo entre la Alameda y Duratón, que se 

corresponde con el curso bajo del río en su trayecto por la cuenca terciaria antes de que se 

adentre en los materiales calcáreos cretácicos, el canal describe un trazado que se aproxima a 

las características propias de lechos meandriformes (ISMC = 1,42). Presenta meandros de 

cierto desarrollo y amplitud, en los que el ápice de la curva o codo (“bend apex”) muestra 

una tendencia general a migrar hacia el NNE. Estos meandros exceden los limites de la 

llanura de inundación ejerciendo una activa labor de zapa en las márgenes del valle: en la 

margen derecha esta acción erosiva se ejerce -como ya se ha explicado- sobre las laderas y 

en la margen derecha sobre antiguos niveles fluviales; en todo caso esta dinámica 

relativamente activa de los meandros está ocasionando la extensión o crecimiento de la 

anchura de la llanura de inundación. Asociado a ella está el modelado, en especial durante la 

época estival, de barras de canal, islas aluviales y, en la margen convexa, depósitos de point 

bar o barras semilunares. Así mismo pueden reconocerse antiguos canales o brazos de 

meandros abandonados. 

 

La actividad erosiva del río Duratón sobre su lecho actual no tiene, sin embargo, una 

dimensión exclusivamente horizontal, sino que también en algunos tramos del valle ésta 

tiene un sentido prioritariamente vertical. Como se ha comentado anteriormente, el 

encajamiento del canal sobre la llanura aluvial excede al propio espesor del depósito que la 

constituye, llegando el curso de agua a incidir sobre el sustrato rocoso mioceno, de modo que 

éste no sólo es visible en los márgenes sino también en el propio fondo del lecho. Como 

puede observarse con claridad en las proximidades de Sotillo, este fondo presenta “placas o 

planchas de estratos” areno-limo-arcillosas pertenecientes a las facies miocenas, muy 

compactas y que dan lugar a pequeños resaltes, sobre las que la corriente fluvial ha modelado 

acanaladuras de dimensiones métricas. Estas acanaladuras están originadas por la erosión 

abrasiva de las arenas transportadas por el curso fluvial, que abre surcos longitudinales en el 

sentido del flujo sobre el sustrato rocoso. 

 

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