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EVOLUCION SEDIMENTOLOGICA Y TECTONICA
DEL CICLO ALPINO EN EL TERCIO
NOROCCIDENTAL DE LA RAMA CASTELLANA
.c
DE LA CORDILLERA IBÉRICA
i
P.\R C1: 1'
MEMORIA
Dirección de Geología y
Técnicas Básicas del
IGME
INSTITUTO GEOLOGICO Y MINERO DE ESPAÑA

EVOLUCION SEDIMENTOLOGICA Y TECTONICA
DEL CICLO ALPINO EN EL TERCIO
NOROCCIDENTAL DE LA RAMA CASTELLANA
DE LA CORDILLERA IBERICA
PARTE 1
MEMORIA
DIRECCION DE GEOLOGIA Y TECNICAS BASICAS
1.G.M.E.
Coordinador.- V. Gabaldón
AUTORES:
CAPOTE, R. Dpto. de Tect6nica, Univ. Compl. de Madrid.
DIAZ,M. Dpto. de PaleontologíaUniv. Compl. de Madrid.
GABALDON, V. División de Geología, 1.G.M.E.
GOMEZ,Jj. ESSO Minerals.
SANCHEZ DE LA TORRE, L. Dpto. de Estratigrafía,
Univ. de Oviedo.
RUIZ, P. División de Geología, I.G.M.E.
ROSELI.J. Dpto. de Estratigrafía, Univ. Aut. de Barcelona.
SOPENA, A. Dpto. de Estratigraf ía, Univ. Compl. de Madrid.
YEBENES, A. I.N.E.M. Cardenal Herrera Oria, Madrid.

Servicio de Publicaciones - Doctor Flerning, 7 - Madrid-1 6
Depósito Legal: M - 3254-1982
I.S.B.N.: 84-600-2568-3 (Tomo 1)
I.S.B.N.: 84-600-2567-5 (O.C.)
Imprime ADOSA

1 N D I C E
Pág.
1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . . . 11
2. PERMICO . . . . . . . . . . . . . . . . 15
2.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 15
2.2. LAS FACIES . . . . . . . . . . . . . 16
2.2.1. Generalidades . . . . . . . . . . 16
2.2.2. Sector de Atienza . . . . . . . . 17
2.2.2.1. Interpretación . . . . . . 23
2.2.3. Sector de Pálmaces de jadraque . . . 23
2.2.3. 1. Interpretación . . . . . . 30
2.2.4. Sector de Molina de Aragón . . . . 33
2.2.4.1. Autuniense . . . . . . . 34
2.2.4.1.1. Interpretación . . 37
2.2.4.2. Saxoniense . . . . . . . 39
2.2.4.2.1. Interpretación 41
3. BUNTSANDSTEIN . . . . . . . . . . . . . 43
3.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 43
3.2. LAS FACIES . . . . . . . . . . . . . 45
3.2.1. AsociaciónA . .
45
:, * * * * * * *
3.2.1.1. Interpretacion . . . . . . 51
3.2.2. Asociación B 52
3.2.2.1. Interpretaci . ón . . . . . . 58
3.2.3. AsociaciónC . .
59
:, * * * * » * *
3.2.3.1. Interpretacion . . . . . . 67
3.2.4. Asociación D . . . . . . . . . . 67
3.3. RESUMEN . . . . . . . . . . . . . . 70
4. MUSCHELKALK . . . . . . . . . . . . . 73
4. 1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 73
4.2. UNIDADES LITOLOGICAS . . . . . . . 74
4.2.1. Unidad A.Dolomíasy limos . . . . 74
4.2. 1. 1. Características y límites - - 75
4.2.1.2. Contenido faunístico y edad . 76

pág.
4.2.2. Unidad B. Dolom ías en capas gruesas 76
4.2.2. 1. Características y límites . 76
4.2.2.2. Tipos de facies y su distribución
. . . . . . . . . . 77
4.2.2.3. Contenido jaunístico y edad 78
4.2.3. Unidad C. Dolomías en capas finas 78
4.2.3.1. Características y límites 78
4.2.3.2. Contenido jaunistico y edad 79
4.2.4. Unidad D. Alternancia de margas y
dolomías . . . . . . . . . . . 79
4.2.4.1. Características y límites . . 80
4.2.4.2. Contenido jaunistico y edad 80
4.3. SEDIMENTOLOGIA Y MEDIOS SEDIMEN-
TARIOS . . . . . . . . . . . . . . . 81
4.3.1. Tipos de facies y estructuras sedimentarias
. . . . . . . . 81
4.3.1.1. Unidad A Dolomías y limos. 82
4.3.1.2. Unidad B. Dolornías en capas
gruesas . . . . . . . 82
4.3.1.3. Unidad C. Dolomías en capas
finas . . . . . . . . . 83
4.3.1.4. Unidad D. Alternancia de
margas y dolornías . . . . 84
4.3.2. Medios sedimentarios . . . . . . . 84
4.3.2. 1. Unidad A. Dolornías y limos 85
4.3.2.2. Unidad B. Dolornías en capas
gruesas . . . . . . . . 86
4.3.2.3. Unidad C. Dolornías en capas
finas . . . . . . . . . 87
4.3.2.4. Unidad D. Alternancia de
margas y dolornías . . . . 88
4.3.3. Paleogeografía . . . . . . . . . . 89
4.4. EVOLUCION GENERAL DE LA CUENCA
SEDIMENTARIA . . . . . . . . . . . 93
4.5. MUSCHELKALK EN FACIES TERRIGENAS 96
4.5. l. Las facies . . . . . . . . . . . 97
4.5.2. Interpretación . . . . . . . . . . 99

Pág. - 0
5. KEUPER . . . . . . . . . . . . . . . . . 101
5.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 101
5.2. LAS FACIES . . . . . . . . . . . . . 102
5.2. 1. Sedimentos terrígenos . . . . . . . 102
5.2.2. Dolomías, margas y yesos . . . . . 107
5.2.3. Asociaciones de Facies . . . . . . 108
5.3. RESUMEN . . . . . . . . . . . . . . 111
6. LIAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113
6.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 113
6.2. UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS . . 115
6.2.1. Tramo de transición (Unidad informal) 115
6.2.2. Formación Dolomías tableadas de
Imán . . . . . . . . . . . . . 116
6.2.3. Formación Carniolas de Cortes de Tajuña
. . . . . . . . . . . . . . 116
6.2.4. Formación calizas y dolomías tableadas
de Cuevas Labradas . . . . . . 117
6.2.5. Formación Margas grises de Cerro del
Pez . . . . . . . . . . . . . . 118
6.2.6. Formación Calizas bioclásticas de Barabona
. . . . . . . . . . . . . 119
6.2.7. Formación Alternancia de margas y
calizas de Turmiel . . . . . . . . 119
6.3. SEDIMENTOLOGIA, . . . . . . . . . . 121
6.3.1. Las Facies y su Interpretación Sedimentol6gica
. . . . . . . . . . . . 121
6.4. MEDIOS SEDIMENTARIOS Y PALEOGEO-
GRAFIA . . . . . . . . . . . . . . . 130
6.5. EVOLUCION GENERAL DE LA CUENCA
SEDIMENTARIA . . . . . . . . . . . 133
7. DOGGER Y MALM . . . . . . . . . . . . 137
7.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 137
7.2. UNIDADES LITOLOGICAS . . . . . . . 138

pág.
7.2.1. Formación carbonatada de Chelva 139
7.2.2. Formación Margas de Sot de Chera 145
7.2.3. Formación Ritmita calcárea de Loriquilla
146
7.2.4. Formación calizas . con . oncolitos . . . . de . . .
Higueruelas . . . . . . . . . . . 147
7.3. SEDIMENTOLOGIA . . . . . . . . . . 148
7.3. l. Tipos de facies y estructuras sedimentarias
. .
148 'í
7.3.2. Medios sedimentarios * * * * *. *. *. *. *. *. *. 153
7.4. PALEOGEOGRAFIA . . . . . . . . . . 159
7.5. EVOLUCIOÑ GENERAL DE LA CUENCA
SEDIMENTARIA . . . . . . . . . . . 164
8. FACIES WEALD . . . . . . . . . . . . . 171
8.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 171
8.2. LAS FACIES . . . . . . . . . . . . . 173
8.2.1. Sedimentos detríticos groseros . . . 173
8.2.2. Sedimentos detríticos finos . . . . . 174
8.2.3. Sedimentos carbonatados . . . . . 175
8.3. MEDIOS SEDIMENTARIOS Y PALEOGEO-
GRAFIA . . . . . . . . . . . . . . . 177
8.4. EVOLUCION GENERAL . . . . . . . . 178
9. FORMACION ARENAS DE UTRILLAS . . . . 181
9.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 181
9.2. LAS FACIES . . . . . . . . . . . . . 182
9 '.2.1. Facies canalizadas . . . . . . . . 183
9.2.2. Facies no canalizadas . . . . . . . 190
9.2.3. Otras facies . . . . . . . . . . . 193
9.3. ASOCIACIONES DE FACIES E INTERPRE-
TACION PALEOGEOGRAFICA . . . . . 194
9.4. DISCUSION E INTERPRETACION . . . . 197

Pág.
10. CRETACICO SUPERIOR CARBONATADO . . . 201
10.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 201
10.2. UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS . . 203
10.2.1. Unidad A. Calizas arenosas, limos y
margas . . . . . . . . . . . . 204
10.2.2. Unidad B. Calizas y dolomías estratificadas
. . . . . . . . . . . 205
10.2.3. Unidad C. Calizas nodulosas . . . . 205
10.2.4. Unidad D. Margas y calizas nodulosas
. . . . . . . . . . . . . 206
10.2.5. Unidad E. Dolomías y calizas . . . 207
10.2.6. Unidad F. Dolomías cristalinas masivas
. . . . . . . . . . . . . 207
10.2.7. Unidad G. Calizas . . . . . . . . 208
10.2.8. Unidad H. Calizas, margas y brechas . 208
10.3. ANALISIS DE FACIES Y SEDIMENTOLO-
GIA . . . . . . . . . . . . . . . . 210
10.3.1. Unidad A. Calizas arenosas, limos y
margas . . . . . . . . . . . . 210
10.3.2. Unidad B. Calizas y dolomías bien
estratificadas . . . . . . . . . 212
10.3.3. Unidad C. Calizas nodulosas . . . . 214
10.3.4. Unidad D. Margas y calizas nodulosas
. . . . . . . . . . . . . 214
10.3.5. Unidad E. Dolomías y calizas . . . 216
10.3.6. Unidad F. Dolomías cristalinas masivas
. . . . . . . . . . . . . 219
10.3.7. Unidad G. Calizas . . . . . . . . 220
10.3.8. Unidad H. Calizas, margas y brechas . 220
10.4. MEDIOS SEDIMENTARIOS Y PALEOGEO-
GRAFIA . . . . . . . . . . . . . . 221
10.5. EVOLUCION GENERAL . . . . . . . . 226
11. TERCIARIO . . . . . . . . . . . . . . . 229
11.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 229
11.2. ANTECEDENTES . . . . . . . . . . 229

Pág.
11.2.1. Cuenca del Tajo . . . . . . . . 229
11.2.1.1. Resumen de las unidades 230
11. 2.1.2. Edad de las unidades . 232
11.2.2. Cuenca de Almazán . . . . . . . 235
11.2.3. Cuencas internas de la Cordillera
Ibérica . . . . . . . . . . . . 236
11.3. LAS FACIES . . . . . . . . . . . . 236
11.3.1. Unidades T-2 y T-3 . . . . . . 238
11.3.1.1. Facies canalizadas 238
11.3.1.2. Facies no canalizadas 240
11.3.1.3. Otrasfacies . . . . . . 242
11 .4. DISTRIBUCION DE LAS FACIES E INTER-
PRETACION PALEOGEOGRAFICA . . . 242
11.4.1. Discusión del modelo sedimentológíco
de los paleocanales . . . . . . 242
11.4.2. Discusión del modelo sedimentológico
para las facies no canalizadas . 243
12. TECTONICA . . . . . . . . . . . . . . . 245
12.1. INTRODUCCION . . . . . . . . . . . 245
12.2. EL MARCO GEOTECTONICO REGIONAL. 246
12.2.1. Las grandes etapas evolutivas del
Aulacógeno Celtibérico . . . . . 247
12.2.2. La etapa pre-graben . . . . . . . 247
12.2.3. La etapa graben . . . . . . . . 249
12.2.4. La etapa de transición . . . . . . 249
12.2.5. La etapa de flextura . . . . . . . 250
12.2.6. La etapa tectogenética . . . . . . 250
12.2.7. Relaciones entre la evolución Geotectónica
y la metalogenia alpina . . . 251
12.3. LA ESTRUCTURA DE LA REGION ESTU-
DIADA . . . . . . . . . . . . . . . 252
12.4. LAS ETAPAS DE LA EVOLUCION TEC-
TONICA . . . . . . . . . . . . . . 256

Pág.
12.4.1. Los movimientos Pérmicos . . . . 256
12.4.2. Los movimientos intramesozoicos . 257
12.4.2.1. Introducción . . . . . 257
12.4.2.2. Los movimientos Neokim,
méricos y Aústricos . . . 258
12.4.3. Los movimientos tectogenéticos alpinos
. . . . . . . . . . . . 262
12.4.3. L La macroestructura . . . 262
12.4.3.2. Las microestructuras . . 264
12.4.4. Movimientos dístensivos posteriores
al plegamiento . . . . . . . . . 270
12.5. CONCLUSION . . . . . . . . . . . . 272
13. BIBLIOGRAFIA . . . . . . . . . . . . . . 275

1.- INTRODUCCION
La Dirección de Geología del, .JG.M.E. inicia con este
proyecto un plan de investigación en la Cordillera Ibérica
que, partiendo de la infraestructura que proporciona el
MAGNA, contribuya a tener un conocimiento más profundo
de la evolución geológica de la región.
Se ha llevado a cabo este trabajo, en el tercio noroccidental
de la rama Castellana de la Cordillera Ibérica,
quedando limitado al noroeste por el Sistema Central, al
noreste y sureste por las cuencas de Almazán y del Tajo
respectivamente, y al sur y sureste por las Serranías de
Cuenca y Albarracín.
Se ha tomado como punto de partida la cartografía
MAGNA de las Hojas núms. 433 (21-17) ATIENZA; 434
(22-17) BARAHONA; 460 (21-18) HIENDELAEN-
CINA; 461 (22-18) SIGUENZA; 462 (23-18) MARAN-
CHON; 463 (24-18) MILMARCOS; 488 (23-19)
ABLANQUE; 513 (23-20) ZAOREJAS; 514 (24-20)
TARAVILLA; 515 (25-20) EL POBO DE DUEÑAS y 540
(25-21) CHECA, realizadas por el equipo de geólogos de
INTECSA, y de la Hoja 489 (24-19) MOLINA DE ARA-
GON, que realizó el Dpto. de Paleontología de la
E.T. S.I.M.
11

El objeto fundamental del trabajo ha sido el análisis
sedimentológico, estratigráfico y paleogeográfico del Ciclo
Alpino en la zona ya mencionada, tratando de definir la
geometría y medios sedimentarios de las unidades litológicas
que se han cartografiado en el programa MAGNA.
Con ello, se abre una nueva vía de investigación que tiene
varios fines inmediatos; de una parte la aplicación de nuevos
métodos de trabajo dentro del propio MAGNA y de las
Hojas de síntesis a escala 1:200.000. Dichos métodos se
enfocan hacia el análisis secuencial de las series estratigráficas
en base a los siguientes parámetros: geometría de la
unidad, litología, contenido paleontológico, estructuras sedimentarias
y paleocorrientes. Mediante la interpretación
de los datos obtenidos se puede llegar a definir la paleogeografía
del medio de depósito, el mecanismo de sedimentación
y la evolución en el espacio y en el tiempo del mismo.
Otro objetivo, igualmente importante, es la aplicación de
esta técnica como punto de partida para la investigación de
recursos naturales de origen sedimentario.
El trabajo, desarrollado durante 1979 se ha centrado
fundamentalmente en las observaciones de campo, levantándose
más de cien columnas estratigráficas de detalle, y
completándose con el estudio de más de 350 muestras
tomadas durante la ejecución del mismo, y con la revisión
de las más de 3.000 que de la misma zona existen en la
litoteca del I.G.M.E. La base para la interpretación tect6-
nica que completa este estudio ha sido, de una parte la
cartografía existente, y de otra la toma de nuevos y numerosos
datos de estructuras menores (estilolitos, grietas,
etc.), con todo ello se han elaborado mapas y esquemas
que reflejan la evolución tectónica general del ciclo Alpino
. en este área.
Todos los capítulos de esta memoria se han ilustrado
con numerosos esquemas, mapas, figuras y fotos que facilitan
y ayudan a la comprensión de la evolución de la cuenca.
Asimismo se acompaña de un anejo con todas las series
estratigráficas de detalle.
Finalmente queremos agradecer la ayuda prestada en el
estudio de las láminas delgadas al Dr. J.L. Saavedra, quien
12

ha hecho la determinación de la microfauna que se cita en
el texto, asi como a M.j. Comas Rengito, A. Goy Goy, G.
Gutiérrez y G. Meléndez, por los datos inéditos que han
aportado a través de conversaciones con los autores.
Junio 1980
13

2.- PERMICO
2.1.- INTRODUCCION
Las investigaciones sobre el Pérmico de la rama castellana
de la Cordillera Ibérica, son en su mayor parte muy
recientes y tienen como punto de partida los trabajos de
RIBA (1959) y RIBA y RIOS (1960-62), en los que se
describen los materiales detríticos rojos que afloran al E de
Molina de Aragón por debajo del conglomerado de base del
Buntsandstein. Posteriormente, y sobre todo en la década
de los setenta se han realizado numerosos trabajos en los
que se abordan desde distintos puntos de vista (estratigráfico,
petrológico, paleontológico, etc.) gran cantidad de
los problemas que tiene planteados el Pérmico de esta región
de España Central. Estas investigaciones han contribuido,
de forma decisiva, a aclarar por una parte algunos
de los problemas y por otra, a situar correctamente otros
que aún no habían podido ser planteados ya que se desconocía
incluso la localización de gran cantidad de afloramientos
pérmicos. Han sido por tanto numerosos los trabajos
en estos últimos años que han realizado nuevas atribuciones
y dataciones de materiales al Pérmico (VIRGILI et
alt., 1973, MARFIL y PEREZ GONZALEZ, 1973; HER-
NANDO, 1973, SOPENA et alt. 1974; RAMOS et alt.,
15

1976; SOPEÑA et alt., 1977 a y b; HERNANDO, 1977 y
RAMOS y DOUBINGER, 19 79).
Este mejor conocimiento de la estratigrafía, unido a la
reciente cartografía a escala 1:50.000 realizada en el plan
MAGNA permite intentar un estudio desde el punto del
análisis sedimentológico de facies que hasta ahora sólo
había sido abordado con áreas concretas por SOPEÑA
(1979) en el borde S. del Sistema Central y por RAMOS
(1979) en la región del W de Molina de Aragón, trabajos a
los que nos referiremos posteriormente.
En la figura 2. l., se muestra un esquema de los afloramientos
del Pérmico de la región estudiada y la situación
de las columnas estratigráficas de detalle levantadas.
2.2.- LAS FACIES
2.2.1.- Generalidades
Dejando al margen el problema de la edad pérmica de
los niveles basales del Buntsandstein recientemente puesto
de manifiesto por RAMOS (1979) y RAMOS y
DOUBINGER (1979), puede afirmarse que el Pérmico de
la región que aquí se estudia consta de dos grandes conjuntos:
uno inferior de características muy variables atribuible
al Autuniense y otro superior en facies rojas de tipo
Saxoniense, (VIRGILI et alt. 1977). Estas facies rojas aparecen
en algunas localidades claramente díscordantes por
encima del conjunto inferior y son a su vez recubiertas por
el Buntsandstein. Los afloramientos del NW de Atienza
(HERNANDO 1977) los de Pálmaces de Jadraque (SOPE-
ÑA et alt. 1977),y los de Aragoncillo, corresponden a las
facies inferiores, mientras que las superiores incluyen las
llamadas Capas de Montesoro por SACHER (1966) o Formación
de El Bosque por MARFIL y PEREZ GONZALEZ
(1973). Del conjunto inferior se han levantado las columnas
de El Tomelloso, Pálmaces de Jadraque y Aragoncillo y
del superior la de Hoya de la Gallina, El Bosque, Hoz del
Gallo y Montesoro (fig. 2. l.).
16

Teniendo en cuenta la dificultad de correlación que
existe, debido a la gran variación que experimentan las
facies y dado el escaso número de datos paleontológicos
que se poseen, parece más razonable y objetivo describir y
analizar las distintas facies sedimentarias que aparecen, por
sectores geográficos que representan muy probablemente
también, distintos aparatos deposicionales. Según esto se
describen a continuación y por este orden, las facies de los
sedimentos atribuibles al Autuniense de Atienza, Pálmaces
de Jadraque y Aragoncillo, y por último las facies rojas de
tipo Saxoniense que afloran en el área de Luzón - Molina
de Aragón (fig. 2. l.).
2.2.2.- Sector de Atienza
En líneas generales el Pérmico que aflora en este sector
consta de dos grandes conjuntos: uno inferior constituido
por lutitas con intercalaciones de areniscas, al que se asocian
rocas de origen volcánico y vulcanoclástico y otro
superior de lutitas rojas con intercalaciones de areniscas y
conglomerados. El análisis de facies sedimentarias lo realizamos
para este conjunto superior que ha sido interpretado
por HERNANDO (1977) como depósitos distales de abanicos
aluviales.
Atendiendo a la geometría de los cuerpos sedimentarios,
pueden distinguirse los siguientes tipos fundamentales
de litosomas:
A. FACIES CANALIZADAS
Son cuerpos canalizados de base cóncava y techo plano.
A su vez este grupo puede subdividirse en otros dos:
uno que representa canales de "relleno simple" y otro que
aunque a gran escala presenta geometría de canal, en realidad
representa un conjunto de canales amalgamados.
17

B. FACIES NO CANALIZADAS
Son cuerpos dentro de los cuales pueden establecerse
dos tipos: Cuerpos tabulares de gran continuidad lateral y
cuerpos de base plana y techo convexo de escasa continuidad
lateral.
C. FACIES DE CARBONATOS PEDOGENETICOS
Desde el punto de vista litológico, las facies A están
constituidas casi exclusivamente por conglomerados y areniscas
de tamaño grueso, mientras que las B lo están por
lutitas rojas los cuerpos tabulares, y por areniscas los de
base plana y techo convexo.
A continuación describiremos cada una de las facies
que componen los litosomas mencionados.
A. FACIES CANALIZADAS
A. 1. Canales
Se trata de cuerpos con base erosiva y techo plano
cuya potencia está comprendida entre 0,50 m y algunos
metros, aunque el valor medio está próximo a los 2 m. Su
extensión lateral es muy variable y puede estimarse en 5 m
para los menores y valores próximos a los 100 m para los
mayores. Desde el punto de vista litológico predominan los
conglomerados y las areniscas de grano grueso, aunque
existen también niveles de arena fina pero siempre en
pequeña proporción.
Las principales facies presentes son: set de conglomerados
con estratificación cruzada de gran escala y estratificación
cruzada de pequeña escala.
A.l.a.
Sets de conglomerados
Se trata por lo general de set de gravas con estrati-
18

TIE4Z 433 434
BARAHONA
1- 2
FI G. 2.1
IP ERMI C-01
ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
Y COLUMNAS ESTUDIADAS
T IENZ
460 Á6 462 A63
11410NI.
4101,11,1 '6'
MILMARCOS
MARANCHON
u- mIm.,
489
1- 9
1-(p
Tordelloso
1 lo\
?-@ Poirnoces 1
1 - () Palrnaces 2
ZAOREJAS EL POBO DE DUEÑASO
l-(5) Ribo de Sontiuste
1 - Hoyo de la Gallina
TARAVILLA
1 - Montesoro
1 - El Bosque
1 - Rillo de Gallo
1- @ Hoz del Gollo
5 lo 5 20 25N. OCHECA

ficación cruzada plana a veces mal definida que se sitúan
normalmente a la base de los canales formando parte de
secuencias de granulometría decreciente. Están relacionados
frecuentemente en sentido vertical con estratificación
cruzada de gran escala (fig. 2.2.a.).
Esta situación sin embargo, no es única ya que en ocasiones
se agrupan en coset que constituyen por sí solos el
relleno del canal (fig. 2.2.b.).
En otras ocasiones están asociados lateralmente a estratificación
cruzada de gran escala (fig. 2.2.c.).
El tamaño de los sets varía entre 0,30 y 1,20 m de
espesor y el de los coset puede alcanzar hasta varios metros.
PIS
a b C
Fig.
2.2. - Principales asociaciones de facies de relleno de canal
(Columna de El Tordelloso).
La naturaleza de los cantos de los conglomerados es
generalmente metamórfica (cuarcita, pizarra, micacitas,
etc.) aunque ocasionalmente en los primeros cien metros
de la serie pueden aparecer cantos de naturaleza volcánica.
El tamaño máximo de los cantos puede alcanzar valores de
0,60 m aunque lo más frecuente es que no rebase los 0,20
M.
A. 1. b. Estratificación cruzada de gran escala
Esta facies se desarrolla normalmente en arena gruesa y
muy gruesa. En general es de tipo surco y presenta abundantes
cantos de cuarcita y pizarra dispuestos según la
laminación. Normalmente está asociada a barras de gravas
formando parte de secuencias de granulometría decreciente.
19

La composición litológica de las areniscas indica que se
trata normalmente de grauwacas y subgrauwacas que en los
primeros metros de la serie contienen porcentajes bastante
altos de granos de rocas volcánicas o vulcanoclásticas.
A.l.c.
Estratificación cruzada de pequeña escala
Es el resultado de la migración de ripples de corriente.
Esta facies se da normalmente en arenisca de grano medio
y fino. Se encuentra casi siempre en el techo de las secuencias
positivas, sobre estratificación cruzada de gran escala o
directamente sobre barras de grava indicando una rápida
caída de flujo.
A.2.
Cuerpos canalizados compuestos
Se trata de cuerpos de geometría tabular a escala de
afloramiento, pero de forma plano - cóncava a mayor
escala. Su potencia total varía entre 8 y 25 m. Su desarrollo
lateral alcanza algunos centenares de metros. Las
principales facies presentes en estos cuerpos son: sets de
conglomerados, estratificación cruzada de gran y pequeña
escala y lutitas masivas.
A.2.a.
Sets de conglomerados
Las caracteristicas de esta facies son muy similares a las
de las facies anteriormente descrita para los canales individuales.
Las diferencias más notables son: base de algunos
de los sets o cosets fuertemente erosiva (con frecuencia
existen estructuras de cut and fill); potencia de los cosets
que pueden ser superior incluso a los 8 m y presencia más
numerosa sobre todo en la base de algunos set de cantos
intraformacionales de lutitas (fig. 2.3.a.).
AJA Estratificación cruzada de gran escala
En arena desde muy gruesa a medía, frecuentemente
con abundantes cantos dispuestos según la laminación. Se
20

encuentra en sets aislados asociados vertical'o lateralmente
a barras de gravas (fig. 2.31) o formando cosets cuya potencia
puede alcanzar varios metros.
'-Z
A.2.c.
a
Fig. 2.3.- Tipos de asociaciones de facies en los cuerpos canalizados
compuestos.
Estratificación cruzada de pequeña escala
En arena media o fina. Es el resultado de migración de
ripples de corriente. Se encuentra formando parte de secuencias
positivas sobre estratificación cruzada de gran escala
o directamente sobre barras de grava.
A.2.d.
Lutitas masivas
Esta facies, cuando aparece, se encuentra asociada al
techo de las barras de grava o rellenando los espacios que
quedan en ocasiones entre ellas (fig. 2.3.a). Por la proporción
secuencial que ocupa y por su carácter masivo, se
interpreta como sedimentos de decantación debidos a una
rápida caída de flujo. En general tiene una continuidad
lateral muy pequeña, debido muy probablemente a que ha
sido erosionado en el proceso de tracción subsiguiente.
Cuando esta facies no aparece relacionada secuencialmente
con las barras de grava o formando parte claramente de
secuencias de granulometría decreciente con areniscas, no
puede distinguirse de los cuerpos no canalizados de lutitas
masivas que se describen más adelante.
21

B. FACIES NO CANALIZADAS
Estas facies son de dos tipos: B. 1) Cuerpos de areniscas
con base plana y techo convexo de escaso desarrollo lateral;
B.2) Lutitas masivas.
B.l.
Cuerpos arenosos de base plana
Se encuentran intercalados en las lutitas del tercio inferior
de la serie. Son de base plana no erosiva y techo convexo.
Tienen escaso desarrollo tanto lateral como vertical.
Su potencia varía entre 0,20 y 0,50 m y su extensi6n
lateral entre 2 y algunas decenas de metros. La estructura
interna que presentan es aparentemente masiva, pero con
bastante probabilidad esto se debe a la fuerte bioturbaci6n
que presentan.
B.2.
Lutitas masivas
Es la facies predominante en toda la serie y constituye
casi el 80 por ciento del volumen total de sedirnentaci6n.
Está constituida por lutitas de color marrón oscuro. Algunos
niveles contienen porcentajes altos de arena dispersa
o incluso cantos de pizarra y cuarcita de hasta 3 cm de eje
mayor.
C. FACIES DE CABONATOS PEDOGENETICOS
Esta facies aparece siempre asociada a las facies de
lutitas. Puede presentarse en forma de nódulos de dolomías
arcillosas dispersas en las lutitas o en forma de niveles
continuos de aspecto noduloso que a veces presentan
una continuidad lateral de algunas decenas de metros. No
se ha observado en ningún caso una organización interna ni
una textura que permita definir esta facies como un
caliche, interpretamos estos niveles como perfiles de origen
pedogenético probablemente poco desarrollados, similares
a los descritos por ALLEN (1974) en regiones semiáridas.
22

2.2.2.1.- Interpretación
De acuerdo con los trabajos de BLUCK (1964);
ALLEN (1965); HOOKE (1967); BULL (1972); MIALL
(1977); MCGOWERN y GROAT (1971) y RUST (1979),
el conjunto de facies y asociaciones de facies descritas en
este sector pueden interpretarse como el resultado de
depósitos generados por un aparato deposicional constituido
por abanicos aluviales muy probablemente en clima
semi-árido. La potencia y extensión de las facies hacen
pensar, más que en un solo abanico, en un sistema de
abanicos coalescentes. A pesar de la calidad de los afloramientos
pérmicos del sector de Atienza, la gran extensión
real de la facies, no hace posible reconstruir la geometría
del conjunto del sistema deposicional que sería definitiva a
la hora de interpretar la facies y comprender su evolución
vertical. Sin embargo, tomando como base la columna levantada
en los alrededores del Tordelloso pueden hacerse
algunas consideraciones con respecto a la evolución vertical
según un modelo proximal-distal de abanicos (fig. 2.4).
El tercio inferior de la serie, compuesto fundamentalmente
por facies de lutitas con algunos canales y
cuerpos arenosos de base plana y techo convexo individualizados
en su seno, debe representar las facies más distales
del sistema. Según se asciende en la serie, la mayor abundancia
y desarrollo lateral de canales braided parecen indicar
una progradación de todo el sistema pero sin llegar
nunca a las facies de abanico proximal. Teniendo en cuenta
los trabajos de STEEL y WILSON (1975),STEELL,(1976)
y STEELL et alt. (19 77) esta progradación pudiera estar
relacionada muy bien con una actividad tectónica contemporánea
con la sedimentación. Sin embargo por el momento
no disponemos de criterios suficientes que permitan establecer
claramente esta relación.
2.2.3.- Sector de Pálmaces de Jadraque
Los afloramientos pérmicos de Pálmaces se sitúan en
los alrededores del embalse del mismo nombre. A pesar de
la pequeña extensión superficial que ocupan, la serie al-
23

500 7
n
J
y
Cuerpos conalizodos simpies
C..p. c.n.ha.ds
ril Cuerpos no de b— pin.
IV Lt,t., no—.'
N p VI Rocos volcánicas
V
C.,bon.tos de -9.n ped.geétic.
Fig.
vi
2.4.- Esquema ideal de las principales asociaciones de facies, su
relación, y evolución vertical del Pérmico del sector de
Atienza.
canza una potencia total que puede estimarse cercana a los
670 m. SOPENA, (1979) separa en él cinco unidades litoestratigráficas
de carácter informal que quedan bien caracterizadas
tanto por sus litologías como por las asociaciones
de facies que presentan.
El análisis de facies que sigue a continuación está realizado
sobre la base de dos columnas que corresponden, una
a la parte inferior y media de la serie qué incluye cuatro de
las unidades litoestratigráficas establecidas por SOPEÑA
(19 79), y la segunda a la parte superior.
Cada una de estas unidades corresponde a intervalos
litológicos bien definidos y además, a una asociación de
facies característica que llamaremos de base a techo Pl,
P2, P3, P4 y P5.
24

Asociación P. 1
Esta asociación es la que constituye la base de la serie.
Está compuesta por conglomerados polimícticos con alguna
intercalación de grauwacas y subgrauwacas. Su potencia
varía entre 8 y 65 m.
Las principales facies que presenta son:
P.1.a.
Brechas masivas
Esta facies, cuando aparece, está siempre ligada geométricamente
a la superficie de discordancia que separa el
Pérmico del Paleozoico inferior. Se trata de brechas polimícticas
de cantos y bloques angulosos de esquistos, cuarcita,
neis, y otro tipo de rocas metam6rficas. La matriz es
arenosa de grano grueso a muy grueso mal clasificada y
compuesta casi exclusivamente de fragmentos de roca. Los
cantos y bloques están en contacto. La forma planar de
algunos de ellos, favorece su ordenación en planos subparalelos
a la superficie de la discordancia, pero en conjunto
se trata de una facies desorganizada. El tamaño máximo de
los cantos puede alcanzar valores cercanos a 1 m, la potencia
total de esta facies nunca rebasa los 12.
P.1.b.
Depósitos de transporte en masa
Son conglomerados que incluye bloques de cuarcita y
esquisto. La naturaleza de los cantos es metam6rfica por lo
general (cuarcita, pizarra, micacitas, metaarcosas, etc.)
aunque existen también alguno de cuarzo y pegmatita. La
matriz es arenosa de grano medio y más frecuentemente
fino. Se trata de una facies desorganizada en la que pueden
distinguirse dos subfacies. La primera con textura granosostenida
(clast-support) y una segunda no granosostenida
(matrix-support) que a veces incluye bloques de hasta
0,50 m.
P. 1.c. Areniscas masivas
Es una facies subordinada que aparece casi
siempre al
25

techo de los niveles de conglomerados y sin delimitación
neta con ellos. Con frecuencia incluyen algunos cantos dispersos
de litologia variada.
Asociación P.2
Las características de los depósitos que componen esta
asociación hacen muy difícil no sólo la interpretación sed¡-
mentológica, sino incluso su descripción.
Se trata de un conjunto de limos y arcillas de aspecto
masivo con algunas intercalaciones de areniscas y tobas
volcánicas. Tanto por su composición como por su textura
pueden separarse dos tipos de depósito. El primero de clara
incluencia volcánica puede denominarse tuff, utilizando la
clasificación propuesta por FISHER (1961). El segundo lo
constituyen cuerpos canalizados de areniscas de base cóncava,
ligeramente erosiva con estructuras de corriente tractiva
como estratificación cruzada de gran y pequeña escala,
pero siempre muy difusa. La estratificación cruzada de
gran escala es de tipo su¡-(,

P.3.b.
Laminación paralela
En areniscas de grano grueso que incluyen cantos dispersos
de hasta 15 cm de eje mayor, lo que la define como
de alta energía.
P.3.c.
Estratificación cruzada de gran escala
En areniscas de grano grueso. Es de tipo surco en set de
0,30 a 0,80 m de espesor. Incluye frecuentemente cantos
de rocas metam6rficas y "blandos" dispuestos según la laminación.
Aparece en cosets que forman parte de secuencias
positivas con laminación, paralela o no, en la base.
P.M. Mudflow
Esta facies está constituida por lutitas verdes y grises,
masivas, con abundantes cantos de cuarcita, pizarra, esquisto,
etc. "flotando" en su seno, cuyos tamaños oscilan entre
1 y 5 cm.
P.3.e.
Lutitas masivas
Generalmente son limos masivos de color verde o gris.
Se interpretan como depósitos de decantación.
Asociación P. 4
Esta asociación está constituida por un potente depósito
(más de 150 m) de lutitas rojas con algunas intercalaciones
de conglomerados y areniscas. Las principales facies
y asociaciones que se han distinguido son: canales,
cuerpos tabulares de granulometría gruesa, cuerpos tabulares
de lutitas, lutitas masivas, dolomías y por último carbonatos
de origen pedogenético.
P.4.a.
Canales
Son cuerpos con base
erosiva y techo plano cuya po-
27

tencia está comprendida entre 1 y 8 m. Su extensión lateral
es muy variable y puede estimarse comprendida entre 2
m para los menores y 150 m para los mayores. El relleno
puede estar constituido por gravas groseramente estratificadas
o por secuencias positivas de gravas y areniscas con
estratificación cruzada de gran escala.
P.4.b.
Cuerpos tabulares de gran ulome tría gruesa
Son cuerpos de base y techo planos al menos a escala
de afloramiento. Su potencia está comprendida entre 1 y 3
m. Desde el punto de vista litológico están compuestos por
gravas y arenas cuyo tamaño va desde muy grueso a fino.
Se han observado en su interior las siguientes facies:
P. 4.b. 1. Sets de gravas mal clasificadas con estratificación
cruzada planar o de surco muy difusa.
P. 4. b. 2. Estratificación cruzada en areniscas de grano grueso.
Es de tipo surco y está siempre muy mal
definida.
P.4.b.3. Lutitas con cantos y arena gruesa dispersa que se
interpretan como depósitos de mud-flow.
P.4.c.
Cuerpos tabulares de lutitas
Se trata de lutitas rojas masivas con una proporción
importante de arena gruesa y cantos de pizarra, cuarcita y
esquistos. Se interpretan como depósitos de mud-flow.
Aunque a escala de afloramiento aparecen como cuerpos
tabulares, es muy posible que la geometría de cada unidad
deposicional a gran escala sea plano-convexa.
P.4.d.
Dolomías
Esta facies sólo aparece en la base del tramo. Se trata
de dos niveles de dolomías arcillosas rojas de 10-15 cm de
espesor que contienen fauna de pequeños conchostraceos,
algunos de ellos en posición de vida (SOPEÑA et alt.
1977). Al techo del nivel superior existen grietas de deseca-
28

ción. A pesar de su escasa potencia esta facies tiene una
gran extensión lateral.
P.4.e.
Carbonatos de origen pedogenético
En facies aparece siempre asociada a las lutitas. Se trata
de niveles de nódulos de forma arriñonada o con tendencia
esférica, de dolomías-arcillosas y lutitas dolomíticas dispersas
en la masa de lutitas. Al microscopio se observan fen¿-
menos de "corrosión" de cuarzos por los carbonatos. Estos
niveles se interpetan como el resultado de procesos de origen
pedogenético, de acuerdo con los trabajos de ESTE-
BAN, (1972); BULL (1972); MARZO et alt. (1974) y
ALLEN (1974).
Asociación P. 5
Esta asociación comprende un intervalo litológico bien
definido, constituido casi exclusivamente por conglomerados
de color rojo, con algunas intercalaciones de arenisca
de grano grueso y muy grueso. Su potencia total está
próxima a los 300 m y junto con el tramo caracterizado
por la asociación de facies anterior que hemos llamado P.
4, constituye una compleja megasecuencia negativa. Las
principales facies y asociaciones que presenta corresponden
a: canales, depósitos de transporte en masa y cuerpos
lobulares de conglomerados.
P. 5. a. Canales
Son cuerpos de base erosiva, en ocasiones fuertemente
erosiva, y techo plano. Están rellenos por depósitos de
conglomerados polimícticos, mal clasificados con estratificación
cruzada planar o de surco, pero siempre mal definida.
Los cantos son desde subangulosos a subredondeados
y pueden alcanzar tamaños de hasta 0,35 m. Sobre ellos y
formando parte de una secuencia de grano grueso con estratificación
cruzada. En ocasiones estos canales se indivi-
29

'
dualizan del resto de los depósitos por pequeños niveles de
granulometría muy fina, del mismo modo que en los sedimentos
de braided proximal descritos por ROSELL et alt.
(1976).
Estas facies son las más frecuentes en el tercio inferior
del tramo donde alternan con lutitas masivas y depósitos
de mud-flow pero siempre en muy pequeña proporción.
P.5.b.
Depósitos de transporte en masa
Están constituidos por conglomerados mal clasificados
y en menor proporción areniscas de grano grueso y microconglomerados.
Los cantos son angulosos, subangulosos y
con menos frecuencia subredondeados. La base es plana y
casi nunca existe una relación marcadamente erosiva con la
unidad infrayacente. Los conglomerados son polimícticos
y pueden incluir bloques transportados por flotación del
tamaño de 1 m. La matriz es arenosa, mal clasificada también.
La textura es con frecuencia no granosostenida (matrix-support).
Las areniscas, cuando existen se sitúan al
techo de los conglomerados. Son niveles de poca potencia
(rara vez mayores de 0,30 m), masivos, con estratificación
cruzada de gran escala y bajo ángulo o con laminación
paralela.
P.5.c.
Cuerpos lobulares de conglomerados
Esta facies sólo se ha reconocido al techo del tramo.
Son conglomerados muy mal clasificados que incluyen bloques
cuyo tamaño puede llegar a los 2 m. La textura es
granosostenida (clast-support) y tienen matriz arenosa. En
sección son cuerpos en forma de cuña con una elongación
máxima de varias decenas de metros.
2.2.3.1.- Interpretación
- Asociación P. 1
La facies de brechas masivas que está siempre ligada
30

geométricamente a la superficie de la discordancia con el
Paleozoico inferior se interpreta como canchales y/o coluviones
que tienen un desarrollo ligado a la paleotopografía.
Son facies análogas a las descritas por
SCHLUGER (1973) y HEWARD (1978), en el Dev¿nico
de Canadá y en la base de las formaciones Stephanienses de
León respectivamente.
La asociación constituida por la facies b y c se interpreta
como depósitos producidos por un mecanismo de
transporte en masa. Teniendo en cuenta el contexto en el
que se encuentran, deben corresponder a facies proximales
de abanico aluvial (HOOKE, 1967; BULL, 19 72; LARSEN
y STEEL, 1978 y HEWARD, 1978).
- Asociación P. 2
Teniendo en cuenta la distribución areal (le estos depósitos
y el contexto en el que se encuentran, parece razonable
interpretar este conjunto como acumulaciones locales
de materiales volcánicos que son muy probablemente
en su mayoría piroclásticos sedimentados con facies distales
y medias de alluvial fans. Los términos distales se
situarían en el extremo W del afloramiento del embalse de
Pálmaces mientras que las facies medidas del abanico se
localizarían al NW en las proximidades de la desembocadura
del río Cañamares en el mencionado embalse.
- Asociación P. 3
En la fig. 2.5 se han representado las principales secuencias
y asociaciones de facies encontradas. La base de
estas secuencias es erosiva y generalmente profundiza hasta
erosionar completamente la facies de lutitas que además
alcanza siempre poco desarrollo.
La frecuencia de la superficie de erosión la relativa
ausencia de sedimentación fina y los rápidos cambios litológicos
y de facies que se producen hacen pensar en una
descarga rápida e intermitente característica de corrientes
braided que suponen relleno rápido de canales de baja
31

sinuosidad y abandono posterior. El contexto en el que se
encuentran estas facies y su asociación con depósitos de
mud flow hacen que interpretemos estos sedimentos como
facies medias de alluvial fans.
Asociación P. 4
En la fig. 2.6 se han esquematizado las principales asociaciones
de facies encontradas y sus relaciones espaciales
en la vertical. De acuerdo con los trabajos de HOOKE
(1967), BULL (1972), MIALL (1977) y HEWARD (1978)
este conjunto de facies puede ser atribuido a depósitos de
alluvial fans distales.
1 A, C, 1 A C 1 A CI
c
c
c
Fig. 2.5. - Principales secuencias encontradas en la Asociación P. 3.
Asociación P.5
Las caracteristicas de esta asociación tales como el predominio
sobre todo del transporte en masa, la granulometría
que presenta, la ausencia de canales en la parte superior
y de sedimentos finos etc., indican que estos depósitos
corresponden a abanico proximal (HOOKE, 1967; BULL,
1972; McGOWEN y GROAT, 1971; LARSEN y STEEI
1978; HEWARD 1978). Sólo la parte inferior de este tramo
en la que predominan los canales braided debe corresponder
al mid-fan. Si se tienen en cuenta los dos intervalos
P. 4 y P. 5, se observa como hemos dicho anteriormente
que constituyen una megasecuencia de granulometria creciente
que indica una progradación del sistema deposicional
hacia el W. Teniendo en cuenta los trabajos de
STEEL y WILSON (1975), STEEL (1976) y STEEL et alt.
32

(1977) esta megasecuencia puede interpretarse como el
registro sedimentario de movinúentos tectónicos que dan
lugar a un proceso de progradación agradación de sistema
aluvial.
C-D
B
D
A-Canales
B - Cuerpos tabulares (Canales)
C-Mud-flow
D - iutitas rnosivos
E - Dolornicis arcillosas
E F - Niveles pedogenéticos
Fig. 2.6.-
Esquema de las principales asociaciones en la Asociación PA.
2.2.4.- Sector de Molina de Aragán
Incluimos dentro de este sector, los afloramientos pérmicos
del área que se extiende desde las proximidades de
Molina de Aragón, hasta los alrededores de Luzón y Santa
María del Espino.
El Pérmico que aflora en esta zona, se caracteriza porque
consta de dos conjuntos bien diferenciados y
separados por una discordancia que ha sido atribuida a la
33

fase Saalica (RAMOS et alt. 1976). El primero de ellos,
que se apoya a su vez discordante sobre el Paleozoico Inferior,
está constituido fundamentalmente por una alternancia
de pizarras negras y areniscas en delgadas capas, con
algunas intercalaciones de dolomías y de calizas. Es muy
frecuente que existan intercalaciones de rocas de origen
volcánico o volcanoclástico, sobre todo en la parte inferior
de la serie, como ocurre en los afloramientos de los bordes
de la Sierra de Aragoncillo.
El espesor total de esta unidad es muy variable con un
máximo de 270 m al S de la mencionada Sierra de Aragoncillo.
A todo este conjunto, SACHER (1966) le denominó
"Capas de la Ermita" atribuyéndole una edad no más antigua
que el Stephaniense C, ni más moderna que el
Rotliegendes. RAMOS et alt. (1976) sin embargo, precisan
una edad Autuniense basándose en las asociaciones palinológicas
que contiene.
El conjunto superior, está constituido por lutitas rojas
con algunas intercalaciones de conglomerados y areniscas
que localmente en la base de la serie, pueden alcanzar espesores
de 25-30 m. El espesor total de todo el conjunto es
muy variable pero puede estimarse entre 20 y 100 m. Esta
unidad fue denominada por SACHER (1966) "Capas de
Montesoro" y posteriormente Formación "Lutitas de El
Bosque" por MARFIL y PEREZ GONZALEZ (1973). Durante
estos últimos años viene siendo atribuida aunque sin
argumentos paleontológicos el Pérmico Inferior (RAMOS,
1979) y por sus facies es muy similar a lo que en toda
Europa Occidental se conoce como "Saxoniense".
2.2.4.1.- Autuniense
La dificultad de observación, debida a la mala calidad
de los afloramientos de los depósitos autunienses de este
sector, obliga a realizar el análisis de facies en base a la
columna levantada al N. del pueblo de Rillo de Gallo, en el
borde S. de la Sierra de Aragoncillo. Unicamente aquí ha
podido obtenerse una sucesión bastante completa. Para
34

este área concreta, hemos considerado tres tramos caracterizados
por una asociación de facies que se describen a
continuación.
1 - Tramo inferior
Está constituido principalmente por areniscas de colores
blancos y ocres de origen volcano-sedimentario. Son
de grano grueso y medio, se intercalan algunos niveles de
muy poco espesor de conglomerados de cuarcita, pizarra y
rocas volcánicas. Existen también limos blancos silicificados.
La potencia total es de 50 m.
Las principales facies que presenta son las siguientes:
1.a. Estratificación cruzada de gran escala, en areniscas de
grano grueso y medio con cantos de cuarcita y pizarra,
dispuestos según la laminación. Es de tipo surco.
1.b. Estratificación cruzada de pequeña escala en areniscas
de grano medio y fino, debida a migración de ripples
de corriente.
I.c. Otras observaciones. Debido a la silicificación de la
mayor parte de estos depósitos, no es posible observar
con claridad la geometría de los cuerpos sedimentarios
y por tanto las asociaciones de facies y secuencias
que puedan presentar. Sólo en casos excepcionales
algunas de las cicatrices erosivas que existen
permiten interpretar como depósito de lag, niveles o
lechos de cantos de cuarcita, pizarra y rocas volcánicas.
También excepcionalmente se observa alguna
secuencia positiva constituida por estratificación cruzada
de gran y pequeña escala en areniscas que terminan
con limos muy silicificados en los que no se
observan ninguna estructura.
En todo el tramo, existen restos vegetales macerados
y silicificados y en la base troncos en posición de
vida.
2 - Tramo medio
Está constituido por un depósito de lutitas rojas, ver-
35

des y negras con intercalaciones de areniscas volcanoclásticas
y de tobas volcánicas de color verde. El aspecto de
todo el tramo es masivo y su potencia total es de 55 m.
Siguiendo la nomenclatura de FISHER (1961) todo este
conjunto puede ser considerado como un tuff.
3 - Tramo superior
Está formado por una alternancia finamente estratificada
de pizarras negras y areniscas con algunas intercalaciones
de capas de carbonatos. La potencia total es de 100
m, de los cuales la mitad superior está muy cubierta por
derrubios y suelos vegetales. Las principales que se han
observado son las siguientes:
2.a. Areniscas masivas de grano medio y fino en capas de
5 a 30 cm de espesor. Base y techo planos. Son capas
de gran continuidad lateral. El carácter masivo probablemente
es debido a bioturbación. Ocasionalmente
presentan granoselección positiva y con frecuencia
grietas de desecación al techo.
2.b. Estratificación cruzada de pequeña escala en areniscas
de grano fino y limos debida a migración de ripples.
2.c. Laminación paralela en areniscas de grano fino o en
lutitas. En ocasiones asociada a estratificación cruzada
de pequeña escala, se trata de depósitos de decantación.
Al techo se han observado grietas de desecación.
2.d. Lutitas masivas. Constituyen un volumen importante
del total de la sedimentación de este tramo. La ausencia
de estructuras en ocasiones es debida a bioturbación.
Se interpretan como sedimentos de decantación.
2.e. Areniscas volcanoclásticas. Son niveles de pequeño espesor,
en general centimétricos, de color verde y constituidos
por material de origen volcánico. Tienen geometría
plano paralela y gran continuidad lateral.
2.f. Carbonatos. Se trata de finas capas (5-10 cm) de
dolomías y calizas de grano fino muy silicificadas que
no conservan su textura original . Su aspecto es nodu-
36

loso o brechoide. Excepcionalmente existen niveles
de 5 m de potencia con abundantes n6dulos de sílex.
2.2.4.1.1.- Interpretación
1. Tramo inferior
Teniendo en cuenta los escasos datos de los que se
dispone no es mucho lo que puede decirse sobre el medio
de depósito de este tramo. Evidentemente la existencia de
cicatrices con depósito de lag y la presencia de alguna secuencia
positiva indican que se trata de sedimentos canalizados,
en los que los limos representan probablemente
depósitos de decantación. La escasez sin embargo, de sedimentos
de granulometría fina y la frecuencia y características
de las cicatrices erosivas, parecen indicar corrientes de
tipo braided, pero no existen argumentos suficientes.
2. Tramo medio
Con bastante probabilidad este depósito está formado
en su mayoría por acumulaciones de materiales de origen
volcánico (piroclásticos).
3. Tramo superior
El conjunto de los sedimentos de este tramo, teniendo
en cuenta su granulometría y las facies que presenta,
indican que se trata de depósitos producidos en su mayor
parte por decantación en un ambiente tranquilo con agitación
escasa (sólo existen unos pocos niveles de areniscas
de grano fino con estratificación cruzada de pequeña escala).
La geometría en capas de pequeño espesor y gran continuidad
lateral, el carácter plano paralelo de la estratificación,
la ausencia de cicatrices erosivas, el carácter rítmico
de la sedimentación y la granulometría de los sedimentos
son característicos de depósitos de medio lacustre.
37

En la figura 2.7, se han esquematizado los principales
tipos de secuencias encontradas. Corresponden esencialmente
a pequeños "ciclos" coarsening - upward, integrados
por su miembro inferior de lutitas masivas o con
laminación paralela y otro superior de areniscas de grano
medio fino masivas o con laminación paralela. El techo de
éste término superior con frecuencia presenta grietas de
2
21.
2
3
2 2
2
3 1-
2 2 *,y-
Fig. 2.7.- Secuencias tipo M tramo superior de¡ Autuniense de Rillo,
de Gallo..
desecación que son evidencia de exposiciones subáreas.
"Ciclos detriticos" muy similares a éstos han sido descritos
por ejemplo en el Triásico de Norteamérica (VAN
HOUTEN 1964) e interpretados como secuencias lacustres
regresivas. '
La presencia de niveles de carbonatos que se intercalan
en la "e indicaría cese de aportes detríticos probablemente
en relación con periodos de mayor aridez.
38

2.2.4.2.- Saxoniense
Dentro de estos depósitos y atendiendo a la geometría
de los cuerpos sedimentarios pueden distinguirse los siguientes
tipos fundamentales de litosomas:
A - Cuerpos canalizados.
B - Cuerpos tabulares no canalizados.
C - Carbonatos de origen pedogenético..
A continuación se describen las facies que componen
cada uno de estos litosomas.
A. CUERPOS CANALIZADOS
Son cuerpos de base erosiva, a veces marcadamente
erosiva: Las facies que presentan son:
A.a.
Sets de conglomerados
Son sets de gravas mal clasificadas de cuarcita y pizarra.
Los cantos son subangulosos y angulosos. Tienen
estratificación cruzada planar o de surco, pero casi siempre
mal definida. El tamaño de los sets varía entre 0,40 m y
1,20 m. Unas veces constituyen por sí solos el relleno del
canal y otras se asocian a estratificación cruzada de gran
y/o pequeña escala (Fig. 2.8).
A. b. Estratificación cruzada de gran escala
En areniscas de grano grueso a medio. Es de tipo surco
y por lo general está asociada vertical o lateralmente a sets
o cosets de gravas.
A.c.
Estratificación cruzada de pequeña escala
En areniscas de grano medio a fino o en limos arenosos.
Es el resultado de migración de ripples de corriente.
A. d. Laminación paralela
En areniscas de grano grueso y en areniscas de grano
39

fino o limos. En el primer caso, es de alta energía y está
casi siempre asociada a barras de gravas formando secuencias
coarsening and fining upward (fig. 2.8). En el segundo
caso se interpreta como depósitos de decantación.
B. CUERPOS NO CANALIZADOS
Constituyen el mayor volumen de los depósitos de
toda la unidad. Se han distinguido dentro de ellos lutitas
masivas, depósitos de transporte en masa, depósitos de origen
volcanoclástico, carbonatos de origen pedogenético.
Fig. 2. 8.-Algunos tipos de secuencias de relleno de canal del
"Saxoniense".
B.a.
Lutitas masivas
Son de color rojo a veces con abundante bioturbación.
B.b.
Depósitos de transporte en masa
Son dos tipos:
- Lutitas rojas con abundantes cantos de cuarcita y pizarra
que pueden tener tamaño de hasta 5 cm. Se
interpretan como mud-flow.
- Brechas rojas mal clasificadas de cuarcita y pizarra que
incluye bloques de tamaños de 0,50 m. Tienen una
proporción muy alta de matriz (limos arenosos). Aunque
lo más frecuente es que los cantos estén en contacto,
existen también algunos niveles de textura no
grandsostenida. (Matrix-support). La base y el techo
son planos y normalmente muy difusos. Su espesor
rara vez alcanza el metro. Siempre aparece asociada a
lutitas.
40

B.c.
Depósitos de origen vulcanoclástico
Son niveles de pequeño espesor pero generalmente de
gran continuidad lateral compuestos por materiales de tamaño
arena de origen volcanoclástico. En general, son masivos
pero pueden presentar estratificación cruzada de gran
escala y bajo ángulo. Sólo se han observado en la columna
de Montesoro.
C. CARBONATOS DE ORIGEN PEDOGENETICO
Esta facies es muy similar a la descrita anteriormente
para los sectores de Atienza y Pálmaces de Jadraque.
2.2.4.2.1.- Interpretación
Todas las características y asociaciones de facies que
presentan estos depósitos sugieren que su sedimentación
tuvo lugar, como en casi todo el Pérmico de la región
estudiada por un sistema de abanicos aluviales. Sin embargo,
en el caso concreto de este sector que hemos denominado
de Molina de Aragón es necesario hacer algunas
consideraciones. Por una parte el gran predominio de las
facies de lutitas masivas indican o bien depósitos deplaya
o bien depósitos de flood-plain. Sin embargo, las facies de
transporte en masa (mud-flow y debris-flow) que tiene asociadas,
son características de abanico proximal de regiones
áridas y semiáridas. Además la gran extensión areal de esta
unidad conservando todas sus características, indica más
bien un sistema deposional de abanicos colescentes. Por
todas estas razones, de acuerdo con RAMOS (1979) parece
razonable interpretar esta unidad siguiendo el modelo de
HEWARD (19 78) como un depósito producido por un sistema
deposicional de abanicos coalescentes de "duraci¿n
corta o moderada" que dan como resultado unos depósitos
cuyas facies tienen características proximales-distales.
41

3.- BUNTSANDSTEIN
3.1.- INTRODUCCION
La facies Buntsandstein del sector noroccidental de la
Cordillera Ibérica, constituye, lo mismo que en otras regiones
de la Península, una litofacies detrítico-terrígena
característica, en la que pueden distinguirse varios tramos
bien diferenciados que acusan sin embargo, importantes
cambios laterales de facies y de espesor. En la fig. 3.1, se
muestra un esquema de los afloramientos de la facies
Buntsandstein en el área de estudio, así como de las columnas
estratigráficas levantadas.
En la región objeto de este estudio, debido precisamente
a estas variaciones, no es sencillo establecer unas
unidades litoestratigráficas válidas para todo el área considerada.
RAMOS (1979), considera dividido el
Buntsandstein del Oeste de Molina de Aragón, en seis
unidades litoestratigráficas de carácter informal que
pueden extenderse hacia el NW hasta el meridiano de
Atienza. A partir de esta línea la reducción del espesor de
toda la serie y las variaciones de facies hacen imposible
identificar estas unidades. De forma análoga en el área de
Checa, sólo existen tres tramos bien diferenciados que
equivalen según RIBA (1959), a la parte superior del
Buntsandstein que aflora al W de Molina de Aragón.
43

El espesor total del Buntsandstein es pues muy variable.
El máximo corresponde al área de Riba de Santiuste y
está próximo a los 850 m y los mínimos al borde Sur del
Sistema Central y a la Zona de Checa y Chequilla donde no
supera los 120 m.
De acuerdo con VIRGILI et alt (1977), consideramos
aquí al Buntsandstein, como una unidad litoestratigráfica
de rango superior, cuyos límites inferior y superior varían
de edad. Esta edad es difícil de precisar debido a la escasez
de fósiles que normalmente presentan estas facies. Los datos
más recientes de los que se dispone, corresponden a los
proporcionados por las asociaciones palinoffigicas encontradas,
en diversas localidades dentro de la región que aquí
se considera, por DOUBINGER et alt (1978), RAMOS
(1979), RAMOS y DOUBINGER (1979) y SOPENA
(1979). De acuerdo con los autores citados, el comienzo de
la sedimentación del Buntsandstein debe situarse en el Pérmico
superior (Thuringiense), al menos en el área inmediatamente
al W de Molina de Aragón, y el límite superior con
el Muschelkalk dentro del Karniense inferior (Triásico superior).
Por lo que se refiere al límite inferior, el único
dato cronoestratigráfico que existe es la asociación de
polen encontrada en los conglomerados de la base que
afloran en el Bco. de la Hoz del Gallo (RAMOS, 1979;
DOUBINGER y RAMOS, 1979). Hay que suponer, sin embargo,
que este límite es fuertemente diacrónico. Esta afirmación
está basada en la reducción de espesor que experimenta
la serie en los bordes del Sistema Central.
(HERNANDO, 1977 y SOPEÑA, 1979) y en el Sector de
Checa al SE de Molina de Arag6n, donde el comienzo de la
sedimentación es posible que deba situarse dentro del
Anisiense o a comienzos del Ladiniense. La heterocronia
del límite superior con el Muschelkalk parece ser mucho
más suave y este límite es razonable situarlo en el
Ladiniense en los sectores más al E y SE, y en el Karniense
inferior en las áreas próximas al Sistema Central
(SOPEÑA, 1979).
El análisis de facies, se ha realizado sobre la base de
diecisiete columnas, totales o parciales, levantadas en las
44

FIG. 3.1
BUNTSANDSTEIN
ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
Y COLUMNAS ESTUDIADAS
2- 2
2- 3 8
2- 6 2 7
462 463
MIENDELAENCINA
SIGUI
NIRMARCOS 0
,."% 2- 9
2-10 MARANCHON
2- 1 2-4 2- 5
489
2- 3
0
2-15
ABLANQUE
2-G) Sierra Gordo
2- (D Tier.es
2-(j) Albendiego
2-(j) Alcorlo
2- () Polmeces de Jadroque
ZAOREJAS
2
2-(T
000 DE DIJEÑA?
2-(j)
Cercodillo
2-(2) Rio Alcoleo JARAVILLA
24) Ribo de S.nti.ste
2-(j) Siguenza
2-(@ Anquito
2-(íD Ribo de Soelices
2-(ú) Rio Arondillo 0 5 lo S 20 1-
2-@ Aragoncillo
2-@ BcOde lo Hozclel Gallo
2-@ Rillo de Gallo
2-@ Chequillo
2-@ Hombrados
'771t
SIC
SIN REPRESENTACION GRAFiCA EN EL VOLUMIEN Il

localidades y puntos marcados en la fig. 3. 1. Como base, se
ha tomado siempre que ha sido posible, la superficie de
discordancia que separa el Buntsandstein de los materiales
metarn¿rficos del Precámbrico (? ) y Paleozoico inferior o
de los detriticos del Pérmico. El techo lo constituyen los
primeros niveles carbonatados del Muschelkalk o sus equivalentes
terrígenos con finas intercalaciones de carbonatos
que aparecen hacia el W y NW a partir del meridiano de
Sigüenza aproximadamente.
3.2.- LAS FACIES
El análisis de facies se ha realizado sobre tramos litológicos,
fáciles de identificar en el campo, y que están
resumidos y caracterizados en la fig. 3.2 con las letras A, B,
C y D. En cada uno de estos tramos litológicos o bien
predomina una litología, en A y B, o son heterolíticos, C y
D. Todos ellos están compuestos por una asociación de
facies. Un esquema de columnas estratigráficas y de distribución
de facies se muestra en la fig. 3.19.
El tramo A está definido por la gran proporción de
conglomerados, aunque por lo general, también existen
areniscas y lutitas. El B es fundarnentalmente- arenoso,
pero al igual que en el tipo anterior, existen otras litologías
como conglomerados, y lutitas en menor proporción. Los
tramos heterolíticos, C y D, están fundamentalmente compuestos
por areniscas y lutitas. En C las areniscas pueden
tener una geometría canalizada, o de cuerpos lenticulares
de potencia variable comprendida entre 20 cm y varios
metros, o bien tabulares. La diferencia entre C y D estriba
en que en este último son más abundantes las areniscas con
geometría de capas, de menor espesor y mayor continuidad
lateral.
3.2.1.- Asociación A
Los tramos conglomeráticos están presentes en las series
de Manzanares, Pálmaces, Río Alcolea, Riba de San-
45

Sigüenza, Rí Arandilla, lloz del Gallo, Rillo (te
Gallo, llombrados y Cliequilla (ver fig. 3.19 y foto l)_
En algunas de estas series, hay dos tramos de conglomerados.
En ellos, están presentes las siguientes facies:
dep¿sitos (le carga residual, sets (le gravas, laminaci¿ri para-
J_
Foto 1.- Tramo inferior de¡ Buntsancístein en el barranco de la Hoz.
Los dos tercios inferiores de la foto muestran el aspecto de
la asociación de facies A, constituida por conglomerados.
lela, estratificación cruzada de pequeña y gran escala y
lutitas
masivas.
A.I.
Depósitos de carga residual
Generalmente están formados a partir de clastos cuarcíticos
5, de lutitas. Se encuentran sobre cicatrices que pueden
ser marcadamente crosivas u horizontales o bien interestratificados
con sets de gravas (fig. M.).
A.2.
Sets de gravas
Esta es la facies que caracteriza los tramos litológicos
tipo A, es por lo tanto la facies predominante. La potencia
46

A
. . . . . . . . . 50
40--
30
80-
20-
Hombrados
Ffoz
M Gollo
c
D
-------
70
40
so
45 5
60
55
30-'
40
5 7777-
Siguenza CI) l
Albendiego
(C2)
Rio
Alcoleo
Fig. 3.2
47

1\14Y1\\1" 1%,1 1
Fig. 3.3.-
Ejemplo de la serie de Sigüenza
de los sets es variable, por lo general oscila entre 0,5 y 2
m., alcanzando los máximos espesores en la serie de la Hoz
del Gallo. Estos sets están formados por gravas cuarcíticas
y ocasionalmente por clastos lutíticos; las láminas pueden
encontrarse inclinadas u horizontales. Esta facies está relacionada
con la migración de barras de gravas y la disposición
inclinada u horizontal de las láminas depende de la
sección que presente la barra con respecto a su elongación
(Mc GOWEN y GROAT, 1971, fig. 3.6). En sentido vertical
la larninación puede cambiar de sentido de inclinación,
este hecho se explica por la migración del frente de
avance de una barra de gravas sobre la laminación propia
del stoss-side de la subyacente (fig. 3.4).

Los sets de gravas pueden estar relacionados secuencialmente
con otras facies diferentes, formando parte de
secuencias positivas, o bien presentarse amalgamadas formando
cosets de gran desarrollo vertical (fig. 3.5). Localmente
en la base de estos sets se dan fenómenos de cut and
fill (fig. 3.71).
b
Fig. 3.5.- Ejemplo de la serie de Sigüenza. a) El set de gravas
forma parte de una secuencia positiva de relleno
de canal. b) cosets de gravas.
A.3. Laminación paralela
En arena media a gruesa o en arena fina a limo. En el
primer caso está situada hacia la base de las secuencias,
relacionada verticalmente con estratificación cruzada de
gran escala o barras de gravas, (fig. 3.6) por lo tanto corresponde
al fondo plano con transporte de sedimentos del
régimen de flujo alto. En el segundo caso se encuentra
asociada a estratificación cruzada de pequeña escala y está
situada al techo de secuencias positivas.
49

INI
Fig. 3.6.
KI-1-
AA Estratificación cruzada de gran escala
Esta facies se da en arena media a gruesa. Por lo general
es de tipo surco. Se encuentra formando parte de secuencias
positivas (figs. 3.5 y 3.6) o bien como cosets o sets
aislados entre sets de gravas (fig. 3.4).
A.5.
Estratificación cruzada de pequeña escala
En arena media a limo. Esta facies se encuentra al
techo de secuencias positivas, sobre estratificaci¿n cruzada
de gran escala (fig. 3.7,a), o directamente sobre sets de
gravas indicando una rápida caída del flujo (fig. 3.7,b).
0
a Fig. 3.7. b
A.6.
Lutitas masivas
Son sedimentos de decantación. Se encuentran por lo
general al techo de las facies que rellenan los canales, for-
50

mando parte de secuencias positivas completas, o
rellenando pequeños canales erosivos o depresiones entre
barras de gravas, ambos tipos pueden verse en la figura
3.7,a. En algunas ocasiones tienen una gran continuidad
lateral y por lo tanto consideramos que no forman parte
del relleno de canales sino que se han sedimentado en un
área comprendida entre ellos por desbordamiento. A veces
están bioturbadas.
3.2.1.1.- Interpretación
La geometría y estructuras presentes en este tipo de
facies litológica son propias de un modelo fluvial. Su extensión
cartográfica sobrepasa el modelo fluvial en su
sentido estricto y tiene que integrarse en un aparato de
sedimentación de la magnitud de un abanico. La sucesión
vertical de cuerpos canalizados refleja la coalescencia lateral
de canales. Entre todos los modelos antiguos descritos
presenta analogías con las facies proximales de la Van
Horn Sandstone que ha sido descrita como un modelo de
abanico húmedo en base a que ha sido construido exclusivamente
a partir de procesos fluviales (Mc GOWEN y
GROAT, 1971), lo que indica una escorrentía superficial
más constante que la de los modelos áridos o semiáridos.
Su configuración en planta sería braided por dos aspectos
diferentes; en primer lugar por la coalescencia de canales
(ALLEN, 1965) y en segundo lugar por el tipo de estructuras
y su asociación. Desde este último punto de vista las
barras de gravas son el aspecto más significativo, no por su
mera presencia sino también por las señales de caída de
flujo que existen en su techo (presencia de estratificación
cruzada de pequeña escala) lo cual es un fenómeno típico
del modelo braided, anterior a la emersión de las barras
(WILLIAMS y RUST, 1969).
En conjunto, la configuración total en planta de estos
abanicos debe ser compleja. La existencia de niveles muy
continuos de sedimentos finos indica áreas temporalmente
inactivas dentro del sistema, posiblemente semejantes en
51

1 ( M W11 CS 111 111\ eles el lle ex1,111 e ti el] 1111
-)del,) como el del l

..7
Foto 3. Buntsandstein M corte de Manzanares. Asociación de facies
B. Cuerpos de areniscas con contacto inferior neto y canalizado.
En conjunto constituyen cuerpos tabulares formados por
canales amalgamados.
B.I.
Depósitos de carga residual
Están constituidos por clastos de cuarcitas y, de lutitas,
estos últimos llegan a alcanzar el tamaño bloque.
B.2. Sets de gravas (foto 4)
Tienen las mismas características que en el apartado
anterior, pero los sets se encuentran generalmente aislados
entre estratificación cruzada de gran escala.
B.3.
Estratificación cruzada de gran escala
En arena gruesa, a veces con gravas, hasta arena media.
Las bases de los sets son cóncavas o planas y son muy
frecuentes las superficies de reactivación o discontinuidad
en el interior de los sets (fotos 5 y 6). Esta facies puede
53

Jí
"030
11, r
j—
V oto 4. - Buntsandstein M corte de Nlanzanares. Corte longitudinal de
una barra de gravas.
2 0
—K-
-
lo-
Fig. 3.8.- a) Liemplo de geometría tabular en la serie de Hombrados;
b) ejemplo de la serie de la lloz de¡ Gaflo, las superficies
onduladas no sólo delimitan cosets sino que también limitan
sets de dunas.
54

formar parte de una secuencia positiva o en el extremo
opuesto, ser la única componente de un cuerpo arenoso de
contacto inferior neto. En la fig. 3.9 se representan todos
los posibles tipos de disposición de esta facies.
lo-
20
(D
o@-
Fig.
3.9. - La estratificación cruzada de gran escala puede encontrarse
relacionada secuencialmente con otros tipos de facies (a, b
y c), formando o no secuencias positivas. También puede
encontrarse sola, pasando directamente a sedimentos de
decantación, d, o siendo erosionada por la cicatriz del
cuerpo arenoso suprayacente, e.
BA. Herring bone
Este tipo de estructura se observa ocasionalmente
dentro de los cosets de estratificación cruzadas de gran
escala (fotos 7, 8 y 9).
B.5.
Estratificación cruzada de pequeña escala
Esta facies aparece siempre al techo de la anterior (ver
fig. 3.9). En general está formada por arena de tamaño
medio a fino.
Laminación paralela.
Al igual que en la asociación A, están presentes dos
tipos con la misma disposición secuencial que en aquélla.
B.6.
Debrís Flow
Es una facies que sólo está presente, aunque en escasa
proporción, en las series de Manzanares y Río Alcolea.
Está formada por cantos de cuarcitas y blandos dispersos
en una matriz lutítica.
55

1 uto 5.- Buntsa-ndstein de Rillo de Gallo. Asociación de ¡acies B.
Dunas con superficies de reactivación.
N9,-.
—T- - - -
q
Foto 6.- Buntsandstein de Rillo de Gallo. Asociación de facies B.
Dunas con superficies de reactivación.
56

ion
T.
Foto 7.- Buntsandstein de Rillo de Gallo. Asociación de facies B.
Dunas con superficies de reactivación.
4
S
boto S.- B untsandstein de Riba de Santiuste. Asociación de facies B.
Herring bone.
57

J.-
1- cito l). Bvint.,aili,teiii de Riha de Sanmiste, A\ociacion
de facies B. Dimas con paleocorrientes bipolares.
B. 7. Lutitas masis,as
Presentan características análogas a las (le la asociacio5n
ariterjUI-.
.3.2.2. 1.-
Dos son los aspectos niás significativos de estos dep¿Sitos,
su geometría y las superficies de discontinuidad (-)
(le reacti-acl¿)ii en los set de estratificaci¿ri cruzada de gran
escala.
Los cuerpos tabulares destacan por su gran continuidad
lateral. Pueden estar constituidos solamente por tina o (los
facies, estratificaci¿ii cruzada de pequeña N, gran escala;
s(>brc todo en las series del S.E'. (Chequilla y Honibrados.).
1,(,s cuerpos (te lítilitcs ondulados son menos potentes

que los anteriores y su geometría está condicionada en
parte por la gran cantidad de superficies de reactivación, a
escala de duna o a veces afectando a un coset.
En sedimentos de origen fluvial, los cuerpos tabulares
están compuestos por canales (CAMPBELL, 1976). Pero
en el caso de esta asociación no siempre están presentes, ya
que dentro de todo el conjunto los canales van siendo cada
vez más escasos hacia el SE, donde los cuerpos tabulares
sólo manifiestan una acreción vertical continua.
Si bien la asociación A presenta analogías con un frente
proximal de abanico húmedo, esta nueva asociación (B)
presenta algunos aspectos, tales como superficiales de reactivación
de las dunas y herring bones (fotos 5, 6, 7, 8 y 9)
que indican condiciones de flujo intermitentes y que
pueden ser explicados por la acción de las corrientes de
marea BOERSMA, 1969; KLEIN, 19 70 y 19 7 7; DE RAAF
y BOERSMA, 1971; NIO, 1976; VAN DER BERG, 1980).
Por lo tanto, el abanico fluvial, descrito en la asociación A,
se transforma en un abanico deltaico dominado por las
marcas (GALLOWAY, 1975) en la asociación B.
3.2.3.- Asociación C
Esta asociación es heterolítica; está formada por areniscas
con algún nivel de conglomerados y lutitas, en una
proporción que oscila entre el 25 y 50 por ciento para los
terrígenos más finos (fig. 3.2 y foto 10).
Desde el punto de vista geométrico existen tres tiDos
fundamentales de cuerpos de areniscas o de areniscas y
conglomerados, los tabulares, los que presentan geometría
de canal y los lenticulares (fig. 3.10).
C. 1. Los cuerpos tabulares tienen asociaciones de facies
semejantes a los que presentan la misma geometría en
la asociación B.
C.2. Cuerpos canalizados. Por regla general tienen una potencia
comprendida entre 1 y 8 m. Su relleno suele
estar constituido por una secuencia positiva con bioturbación
al techo. Una de estas secuencias completas
59

está formada de muro a techo por las siguientes
facies, depósitos de carga residual, estratificación
cruzada de gran escala y/o barras de gravas, estratificación
cruzada de gran escala y estratificación
cruzada de pequeña escala (fig. 3.1 l).
SON DE DOS TIPOS SEGUN SU ESCALA
1 set
Fig. 3. 10.
set
30
Fig. 3. 11.
0
Fig. 3.12.
Aunque muy escasas, existen también secuencias positivas
con superficies de acreción lateral (fig. 3.12), que
corresponden a depósitos de barra de meandro (point-bars)
de canales de alta sinuosidad (ALLEN, 1965, MIDODY-
STUART, 1966, PUIGDEFABREGAS, 1973, LEEDER,
1973).
60

1
Los canales con secuencias po;itivas, incluidos en sedimentos
terrígenos finos han sido con mucha frecuencia
atribuidos a dep6sitos de barra de meandro; pero pueden
corresponder también a rellenos de canales de baja sinuosidad
o a tramos rectos de canales. Eorrio estos dep¿sitos
no tienen la geometría típica de las barras de meandro nos
inclinainos por la segunda alternativa.
Foto 10.- Buntsancistein de Riba de Santiuste. Aspecto gencial de
los cuerpos tabulares de la asociación de facies C.
C. 3. Cuerpos lenticulares (fotos 10, 11, 12 y 13)
Texturalmente están constituidos por arena fina a
muv gruesa, a veces con cantos blandos y de cuarcita.
Estos cuerpos tienen un contacto inferior neto y erosivo.
La erosión del substrato lutítico se realiza con
incisiones en las que puede existir un relleno típico de cut
and fill, superficies planas, flute cast (foto 14) ygroove
cast (fig. 3.13). La base de estos cuerpos es marcadamente
horizontal y su techo es convexo (fig. 3. 10). Tamb lén presentan
a veces dos o más ondulaciones (fig. 3.14). La
potencia oscila entre la de una (luna individual (foto 12)
61

1 oto 11 -De talle de la foto anterior. Dunas con superficies de reactivación.
re
7nP"
W1-4
Oc1,1
1 U
ow Buillsándsmn de bigliciiz¿t. A,'iCiaci o,n J,: la,:¡es 1 ¡en de duvia
con supertícies de reactivaci6n. en ellas ripples en wntidn
contrano. l`n la foto se obwrva un cuerpo lenticular de los más
pequeños que corresponden a esta asociación.
62

At-
Foto 13. - B untsandstein de Sigüenza. Asociación de facies C. Cuerpo
lenticular de arena. su bíie plana Y techo conve\o.
tí
-Z.
Foto 14. - Buntsandstein de Riba de Santiuste. Asociación de facies C.
Fstructuras de flute en el muro de un cuerpo lenticular.
63

hasta varios metros (fig. 3.10 y foto 10) siendo frecuentes
los espesores comprendidos entre 1,5 a 5 metros.
Fig. 3.13.
Fig. 3.14.
La estructura interna depende en primer lugar del tamaño,
los cuerpos lenticulares más pequenos son dunas
aisladas o trenes de dunas que a veces están completamente
bioturbadas; en estas dunas y en las de los cuerpos de
mayor tamaño existen superficies de reactivación como las
de la asociación anterior (foto 11 y 12). Los cuerpos que
sobrepasan en espesor la escala de las dunas están constituidos
por cosets de estructuras de pequena y gran escala a
veces limitados por cicatrices. En estos cuerpos no existe
una tendencia secuencial general ya que pueden ser finning
upward, coarsening upward o no tener una pauta (fig.
3.15). Pueden estar algo o totalmente bioturbados. La
bioturbación, generalmente burrows, parece ser inversamente
proporcional a la potencia y es más frecuente en
el techo, cuando los cuerpos son de gran tamaño (foto 15
y 16).
Aunque no es muy frecuente, su techo puede estar
erosionado (fig. 3.16).
En sentido vertical, puede encontrarse una alternancia
de tamaños, de tal manera que cuerpos lenticulares que
corresponden a una duna individual aparecen intercalados
con otros de mayor tamaño en la matriz lutítica (serie de
64

Foto 15.- Buntsandstein de Cercadillo. Asociaci6n de facies D.
Bioturbación al techo de un cuerpo lenticular.
IP
1 (mo ¡0.- Buntsandstein de Cercadillo. Asociación de lacies e.
Bioturbación al techo de un cuerpo lenticular.
65

TEXTURAS ESTRUCTURAS TEXTURAS ESTRUCTURAS
A
Z
B
C
A-res .1 t.-A. d. 9— S=encía
pos, —
TEXTURAS
ESTRUCTURAS
Pe——en
C..bi. i u- Wde.c¡. d.. N. hy tde-.
T7 secuen-
Fig. 3. 1 S.
Fig. 3. 16.
Sigüenza, fig. 3.2.C, ). En otras ocasiones hay un progresivo
aumento o disminución del tamaño en sentido
vertical (serie de Cercadillo). No conocemos la anchura y
longitud máxima que pueden alcanzar estos cuerpos.
C.3.
Lutitas
Son masivas o tienen estratificación cruzada de
pequeña escala. Frecuentemente están muy bioturbadas
por burrows. La estratificación cuando está presente ha
sido producida por ripples de corriente, pero son observaciones
demasiado parciales para ser generalizadas, interestratificados
con las lutitas existen nódulos carbonatados
o suelos calcimorfos de gran desarrollo que posiblemente
constituyen el techo de una secuencia completa (fig. 3.17
y foto 17).
Fig. 3. 17.
66

'
3.2.3.1.- Interpretación
Los aspectos más sobresalientes de esta asociación son
la gran cantidad de bioturbación que existe en todos los
niveles y la geometría de los cuerpos lenticulares.
La evolución en sentido vertical en las series estratigráficas
hacia sedimentos más distales viene confirmada
por el aumento de los terrígenos finos con abundante bioturbación.
Estos cuerpos los interpretamos como crestas lineales
cuya morfología está producida por la erosión de las corrientes
de marea ("tidal current ridges" de OFF, 1963).
3.2.4.- Asociaci6n D
La proporción de lutitas y areniscas es semejante a la
asociación C (fig. 3.2) pero disminuye la proporción de
cuerpos lenticulares, que son generalmente a escala de duna,
y de canales (foto 18). Además aparecen otros tipos
diferentes de facies: estratificación ondulada, ripples de
oscilación, flaser (foto 19), lenticular, y algunos otros aspectos
como capas de dolomías tepees (foto 20), moldes
de cristales de sal (foto 21), encostramientos ferruginosos,
grietas de retracción (foto 22). Una secuencia ideal completa,
está constituida por una sucesión de facies como la
que viene representada en la fig. 3.18 y que representa una
típica asociación de llanura de marea (KLEIN, 1970 y
19 7 7; REINECK y SINGH, 19 7 l).
Fig. 3.18.
67

ÍII
Loto 19.- Runtsandstein de Rillo de Gallo. Detalle de la asociación de
facies D. Estratificación flaser y lenticular.
r
w
Aq-
Ioi` ,-l Pul,
Íaiz; c'. l epse.
69

w-110
V:
lú
sal.
k iiLi,Liiila, Detalle de moldes de cristales de
3.3.-- RESUNIEN
Las facies Buntsandstein de la Cordillera Ibérica están
formadas por un coqjunto de abanicos estuarinos. La influencia
niareal es muy patente en las asociaciones B, C y
D, pero en algunos sectores predorninan los rasgos fluviales.
La ausencia de sedimentos finos, de decantaci¿)n, sobre
las superficies de discontinuidad o de reactivación, puede
indicar que las corrientes de marca no eran simétricas.
La asociaci¿n C es la que plantea mayores problemas
de interpretación por la geometría lenticular de gran parte
(le sus cuerpos arenosos y el contacto erosivo de su base.
Para la corriprensión M iriecanisi-no de sedimentaci¿n de
esta unidad, dentro del modelo (le estuario, sería necesario
realizar un estudio más detallado de la evoluci¿n borizontal
de sus facies. En vertical, la distribuci6n de las asociaciones
de facies viene representada en los perfiles de la
fi g. 3. 19.
lo i

FIG. 3.19
[E-SQ-UEMA D E -C0-LUM N AS- E WS T R1 EU-CKON -DE--FAC -SD
1 E E L B U Ñ-fS-AN_DST E 1 Ñ_]
N W
R. b, d. A,. d.¡¡ H., M G.11.
MA DE
SANTIUSTE
D
MANZANARES
B
C
....... . ....
F
A
433 43 4 RIO
ALCOLEA
ALBENDIEG
A
7'
RIO ARANDIUA
7463 WILLO sw NE
460 AA -46 2 AlAGON11110 D1 GA11.
SJGUENZA
R
S,.- G.,d. Al,.,¡. C.,l.d,il. R.. AUM.. 'b`
SIERRA GORDA
PA 1 5
ANGUITA
ALCORIO
1
F7 C
U
SA
CES
HOMBRADOS
F
\F
EYEN D A
t
513 514 515
A.-.c.o,, d. f——
D
C
~-lio, d. f—— B
A, ...... A
F
540 CHEQUILLA
o'o' ESCALAS GRAFICAS
0

La asociación D se ha sedimentado principalmente en
una llanura de mareas y por lo tanto con respecto a las
asociaciones B y C indica una etapa regresiva.
71

4.- MUSCHELKALK
4.1.- INTRODUCCION
De acuerdo con la superposición litológica típica del
Trías germánico, a las facies detríticas del Buntsandstein,
se superpone una sucesión de tramos compuestos fundamentalmente
por materiales carbonáticos, a los que tradicionalmente
se denomina Muschelkalk o "formación carbonatada
media".
Existen numerosos trabajos que tratan de diversos aspectos
del Muschelkalk en el área estudiada. Algunos de
ellos lo tratan como un elemento más, dentro de la geología
de la región (VILLENA, 19 7 1) mientras que otros dirigen
su atención principalmente a los problemas de tipo
petrol¿gico (PENA, 1972; PEÑA y YEBENES, 1977), paleogeográfico
(SANCHEZ DE LA TORRE y AGUEDA,
1970) o bien sus vertientes estratigráfica y sedimentológica
(SOPEÑA, in litt; RAMOS, in litt). No se pueden olvidar
algunos trabajos de gran extensión geográfica tales como
los de VIRGILI, (1958), FREEMAN (1972), GARRIDO y
VILLENA (19 7 7), VIRGILI et al. (19 7 9), etc., útiles para
comprender la problemática respecto a la interpretación
sedimentológica y paleogeográfica a gran escala que encierran
estos depósitos.
73

En síntesis, la mayor parte de los autores que han
estudiado el Muschelkalk de esta región piensan que su
deposición se ha llevado a cabo en una etapa transgresiva,
sobre los sedimentos detríticos del Buntsandstein, en un
mar somero con episodios submareales o supramareales; y
que el tramo dolomítico corresponde al tramo superior
(M3) de los tres tramos (dos dolomíticos separados por un
tramo rojo intermedio) que se encuentran en el área
mediterránea de la Península, tanto en los Catalánides como
en la Cordillera Ibérica.
Para el reconocimiento del Muschelkalk en esta área
se han levantado más de 16 columnas estratigráficas de
detalle repartidas por los diferentes afloramientos del bloque,
cuya posición puede verse en el mapa de la fig. 4. 1.
4.2.- UNIDADES LITOLOGICAS
El Muschelkalk del I)Io(lti

BARAHONA
FIG. 4.1
M U 5 C H E L K--AL--K]
ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
Y COLUMNAS ESTUDIADAS
0
SIENES
.TIENZ ATIENZ
SISA DE
ANTILISTE
3-
3_ 3-T5~
3-( ARA'
3-T3 3-(j)
11101*AIC 311ZE,, jl 3-W
3- 111- DE
FIEJIADiaNT
463
3-T lJIVALDECUB01 461 462
N.II
-3-
miiMARcos
0
MARANCHON
AGUILAR
DE ANGUITA 3- 9
, , , 1
1DE SS 3-(%
R'BA E
AEL IC CES 3-10
ABLANQUE
3- 11
AbAN0UE
489
MOLIN
TORRECILLA
DEL PINAR
3-@
5,4 ICAITELLIIR. DE LA MUE
515
ZAOREJAS EL POÑO DE DUEÑ
ILL
A 3-16
0
TARAVILLA
3- 7
540
CHECA
HECA
BR
NCHALE
3-W

hacia el SE del bloque en el área de Castellar de la Muela-
Morenilla. En esta área, entre los sedimentos detríticos
arenosos del Buntsandstein y las dolomias del Muschelkalk
se encuentra una alternancia de dolomías cristalinas y limos
versicolores, que representan un cambio gradual rápido
entre los limos y areniscas de la parte superior del
Bunt., denominados facies "Rót" o más recientemente, limos
y areniscas abigarrados de Torete, por RAMOS, (in
litt). Debido a que el contenido en carbonatos de este
tramo es suficientemente significativo, se ha preferido incluirlo
en el Muschelkalk. En otros cortes dentro del tramo
limo-areniscoso mencionado también se encuentran algunos
niveles carbonatados pero en escasa proporción frente
al conjunto, por lo que es preferible incluirlos en la parte
superior del Buntsandstein.
4.2. 1. 1. - Características y límites
La unidad A está constituida por dolomías cristalinas
de colores ocres, a veces grises, con estratificación variable
desde capas finas de 2-5 cm a capas gruesas mal estratificadas,
que contienen intercalaciones de limos rojos y verdosos,
los cuales pueden llegar a formar una fina alternancia,
con eventuales intercalaciones de margas grises y
niveles de dolomías.
El límite inferior de la unidad coincide con la base del
primer nivel dolomítico a partir del cual los limos se encuentran
en proporción similar o inferior a las dolomías. El
techo coincide con la desaparición de los niveles limosos y
suele coincidir con la base de un escarpe bien marcado en
el relieve, que de manera continua señala la base del tramo
B.
Lateralmente la unidad A pasa a un conjunto predominantemente
limo-arénoso (facies "Rót") que en la parte
central del bloque puede contener algunos niveles de dolomías,
dolomías limosas o arenosas, arenas con cemento
dolomítico, etc.
75

4.2.1.2.- Contenido Jaunístico y edad
No se han encontrado fósiles en esta unidad, únicamente
estructuras de origen algal y localmente pistas
fósiles (bioturbación) que nada aclaran en cuanto a la edad
de estos depósitos. Tomando los datos regionales de RA-
MOS (in litt.) es posible que pertenezca al Karniense.
4.2.2.- Unidad B. Dolom ias en capas gruesas
En toda el área que aparece el Muschelkalk en facies
típicas se encuentra, apoyado directamente sobre el
Buntsandstein o sobre las dolomías y limos de la unidad A,
un tramo dolomítico muy típico que suele resaltar en el
paisaje. Al oeste de una línea de dirección aproximada
norte-sur entre Sienes y Riba de Santiuste, esta unidad, al
igual que las que se encuentran por encima, pierde las caracteristicas
que la hacen distinguible, pasando, como se ha
mencionado, a las "facies terrígenas".
4.2.2. 1. - Características y límites
La unidad en capas gruesas (unidad B) está constituida
por dolomías cristalinas, con frecuencia de tamaño fl
grueso de cristal y bastante puras, que suelen estratificarse
en capas de 10 a 40 cm a bancos gruesos de 50-80 cm.
Con frecuencia contienen mesoporos y en algunos tramos
megaporos, que le comunican un aspecto oqueroso, lo cual
junto a la' estratificación grosera le hacen tomar un carácter
a veces masivo o mal estratificado.
Es frecuente encontrar en la base de la unidad dolofl
mías arenosas y areno-limosas, limolitas dolomíticas y en
ocasiones intercalaciones de areniscas, limos y margas.
Ambos limites, superior e inferior de la unidad,pueden
identificarse con facilidad en el campo. El límite inferior
suele ser neto aunque como se ha dicho es frecuente
encontrar una transición rápida desde los materiales detrí-
76

ticos del Buntsandstein a los carbonatados del Muschelkalk.
En estos casos es frecuente encontrar tramos de pocos
metros a centímetros de limolitas y areniscas dolomíticas,
dolomías limo-arcillosas, dolomías arenosas, etc. como
en Alcubilla de las Peñas, Horna, Bujarrabal, Checa, etc.,
en otros casos el contacto puede encontrarse localmente
cubierto como en Anguita, Riba de Saelices, y en otros es
neto como en Ablanque, Torrecilla del Pinar, Aragoncillo,
etc. En Torrecilla del Pinar se encuentran al menos en
algunas partes del afloramiento, costras ferruginosas bien
desarrolladas, que marcan de forma neta el límite inferior.
El límite superior también es neto, puesto que el espesor
de las capas,más finas en la unidad C, y su menor
dureza, a la que va unida un menor relieve y un retroceso
de los escarpes, hace que el límite pueda marcarse sin dificultad
sobre el terreno.
4.2.2.2.- Tipos de facies y su distribución
Aunque volumétricamente la unidad B mantiene a
grandes rasgos las características enunciadas en el apartado
anterior, en determinadas áreas, dentro de la superficie
donde ésta se halla presente; contiene una serie de elementos
litológic,os adicionales que permiten que se pueda realizar
su división de una, serie de tipos faciales que pueden
ser reconocidos en el campo y cuya área de distribución
aproximada puede verse en el mapa y perfil de facies,de la
fig. 4.2.
En el área suroriental (Castellar de la Muela, Morenilla,
Checa, Bronchales) se encuentran hacia la parte
superior de la unidad tramos compuestos por brechas dolomíticas
y dolomías brechoides que con frecuencia presentan
su base canalizada y en la que localmente al menos
se observa una intensa bioturbación hacia la parte superior.
En la parte centro-occidental, en los cortes de Horna,
Bujarrabal, Fuencaliente de Medina, Aguilar de Anguita y
jubera (este último fuera del bloque) asociados ala p arte
media-superior de esta unidad se encuentran nódulos de

sílex con frecuencia bien desarrollados y localmente fragmentados.
Por último entre Anguita y Aguilar de Anguita se
observa en esta unidad la presencia de varios cuerpos estratiformes
de mineral de hierro que se encuentran intercalados
entre las dolomías y dolomías con nódulos de sílex
alterados. Aunque se inició su explotación, en la actualidad
se encuentra abandonada.
4.2.2.3.- Contenido jaunístico y edad
Son escasos los fósiles en esta unidad, y sólo en algunos
cortes se han observado algunas secciones atribuibles
a "bivalvos". Algo más frecuente es la bioturbación y las
estructuras estromatolíticas que nada aclaran acerca de la
edad. Según RAMOS (in litt.) la totalidad del Muschelkalk
del área central del bloque tiene una edad Karniense.
4.2.3.- Unidad C. D o lom ías en capas finas
Sobre las dolomías en capas gruesas (unidad B) se
dispone un tramo bastante continuo y muy típico, una de
cuyas características más importantes para su reconocimiento
en el campo, es que se disponga bien estratificado
en capas finas. Presenta una gran continuidad en el área de
extensión del Muschelkalk y su espesor tiende a aumentar
sensiblemente hacia el sureste.
4.2.3. 1. - Características y límites
Las dolomías en capas finas están constituidas por
una sucesión de dolomías cristalinas grises, a veces beiges,
más o menos margosas y en ocasiones con fina porosidad.
Se disponen bien estratificadas en capas cuyo espesor puede
variar entre 2 y 60 cm aunque lo normal es que oscile
entre 5 y 20 cm. Pueden encontrarse intercalaciones de
78

margas y dolomías margosas, y sólo ocasionalmente calizas
dolomíticas y dolomías acintadas. Con frecuencia los
planos de estratificación son ondulosos, tomando el conjunto
aspecto nodular.
El límite inferior es neto, ya que desde las dolomías
cristalinas duras en capas gruesas de la unidad B, que
suelen dar un fuerte escarpe, se pasa a las dolomías en
capas finas, más o menos blandas y mejor estratificadas,
que suelen dar un relieve más tendido.
El límite superior suele ser neto aunque en algunos
cortes puede ser transicional. No obstante siempre se puede
señalar el techo de un banco a partir del cual el material
margoso es predominante, con lo cual se señala el paso a la
unidad siguiente: unidad D, alternancia de margas y dolomías.
La parte media-superior de la unidad C pasa lateralmente,
hacia el NW, a la alternancia de margas y dolomías
que constituyen la unidad D. Por el contrario hacia el SE la
unidad D contiene intercalaciones de dolomía, como puede
verse en el perfil de facies de la fig. 4.2, que la hacen
tener cierta similitud a la unidad C.
4.2.3.2.- Contenido faunístico y edad
En esta unidad es frecuente encontrar restos de f¿-
siles, los más abundantes son los moldes de Bivalvos, generalmente
de pequeña talla, que pueden llegar a tapizar la
superficie de algunos estratos. También son frecuentes los
Gasterópodos, y las pistas fósiles abundan a lo largo de
toda la unidad. Su edad parece ser Karniense según los
datos de RAMOS (in litt.).
4.2.4.- Unidad D. Alternancia de margas y dolomías
Es la más superior del Muschelkalk y con frecuencia
es difícilmente observable por encontrarse cubierta. No
obstante su presencia es general en toda el área aunque su
79

espesor y su facies pueden sufrir variaciones en la horizontal.
4.2.4. 1. - Características y límites
Esta unidad está constituida por margas grises a verdosas,
a veces beiges y con frecuencia lajosas; con intercalaciones
de dolomías cristalinas y dolomías margosas grises
a ocres, bien estratificadas en capas finas a medias. Ambas
litologías pueden constituir una alternancia que termina
con niveles dolomíticos sobre los que se apoyan los materiales
margoarcillosos del Keuper.
En la parte suroriental del bloque las margas de esta
unidad pierden espesor, encontrándose un predominio de
dolomías sobre las intercalaciones margosas que no
obstante continúan estando presentes. Como se ha mencionado
en el apartado anterior se reconocen cambios laterales
de facies entre la parte media-superior de la unidad C y
la unidad D hacia el NW del bloque.
Su límite inferior puede ser transicional localmente,
pero lo normal es que la abundancia de margas a partir de
un determinado nivel hacia arriba sea muy clara, pudiendo
señalarse fácilmente en el campo. El límite superior es neto,
está marcado por el último nivel dolomítico sobre el
j
cual se apoyan las margas abigarradas del Keuper. Es
frecuente que, en gran parte del área, se encuentren
estructuras tepees en el techo de estos niveles que facilitan
aún más la señalización del límite superior de la unidad y
por tanto del Muschelkalk.
4.2.4.2.- Contenido jaunistico y edad
Es relativamente frecuente la presencia de Bivalvos y
Gasterópodos de pequeña talla en las capas dolomíticas de
esta unidad que a veces llegan,a tapizar el techo de los
estratos, y la bioturbación abunda localmente. RAMOS (in
Ett.) ha encontrado esporas en niveles margosos per-
80

tenecientes a esta unidad que marcan una edad Karniense.
4.3.- SEDIMENTOLOGIA Y MEDIOS SEDIMEN-
TARIOS
En este apartado se realizará el análisis de las facies
encontradas, basándose principalmente en el estudio de las
estructuras sedimentarias, con el fin de deducir los ambientes
donde se llevó a cabo la deposición del Muschelkalk.
Por último se tratará de situar el Muschelkalk de la región
en un contexto paleogeográfico, haciéndose notar la problemática
que lleva consigo.
4.3.1.- Tipos de facies y estructuras sedimentarias
Un hecho importante a la hora de estudiar las facies
del Muschelkalk del área reconocida es que éstas se encuentran
constituidas fundamentalmente por dolomías
cristalinas, siendo muy escasas las mícrofacies deposicionales
que han quedado conservadas. Sólo localmente se
encuentran wackstones y mundstones dolomíticos y calcáreos
con fósiles y grainstones a veces oolíticos (FREE-
MAN, 1972; PENA y YEBENES, 1977; MOJICA, 1977).
La dolomitización, según PENA y YEBENES (1977)
se ha llevado a cabo en tres etapas. La primera (cogenética
o penecontemporánea) produce la dolomitizaci¿n de parte
de los fangos calcáreos originándose dolomicritas en condiciones
climáticas de gran aridez. La segunda (co-mesogenética)
es debida a las aguas mete¿ricas continentales y
origina cementos de dolomita que rellenan poros (birdeyes,
gTietas de desecación, etc.) y dolomitiza los componentes
aloquímicos "supervivientes" de la etapa anterior,
dando un mosaico de cristales. La tercera etapa de dolomitización
(telogenética) se debe posiblemente a las aguas del
Keuper al interaccionar con las aguas meteóricas. Además,
los procesos de recristalizaci¿n son muy frecuentes, haciendo
todo ello que el estudio sedimentológico del Muschel-
81

kalk apenas pueda ayudarse por el reconocimiento de las
microfacies deposicionales, y sea necesaria la observación
detallada de las estructuras sedimentarias encontradas en el
campo.
4.3.1.1.- UnidadA. Dolomíasylimos
Corro se ha dicho, esta unidad se ha podido observar
únicamente en el área oriental. En Castellar de la Muela se
apoya sobre un tramo predominantemente limoso equivalente
a los limos y areniscas abigarradas de Torete de RA-
MOS (in litt.), que contiene laminaciones de ripples de
corriente y de oscilación (wave ?ipples), laminación cruzada
de gran escala y seudomorfos de sal. En Morenilla se
encuentran estructuras similares, lan-únación cruzada de bajo
ángulo y gran escala, dunas, wave-ripples, etc.
La unidad A en Castellar de la Muela comienza con
dolomías con estructuras estromatolíticas en la base que
en pocos centímetros pasan a tener sus láminas rotas, resedimentadas
y redondeadas, encontrándose wave-ripples
hacia la parte superior.
En Morenilla comienza con tepees incipientes y
seudomorfos de sal, continúa con laminaciones estromatolíticas
para encontrarse nuevamente tepees y frecuentes
moldes de evaporitas. Por encima se encuentra un conglomerado
de base erosiva de cantos dolomíticos angulosos
a redondeados para terminar con laminaciones de ripples.
4.3.1.2.- Unidad B. Dolomías en capas gruesas
A pesar de la intensa recristalización que suelen presentar
las dolomías de esta unidad puede observarse, a
escala de afloramiento, la presencia de estructuras sedimentarias.
Es bastante frecuente encontrar laminaci6n cruzada
de bajo a muy bajo ángulo e incluso en bastantes afloiramientos
pueden reconocerse la morfologia de las barras y
dunas así como de los canales, o al menos la base erosiva
de éstos.
82

Aunque suele ser cuan titativame nte menos abundante,
también es frecuente observar laminaciones
cruzadas de pequeña escala, generalmente debida a waveiipples
y la bioturbación localmente está presente, siendo
dentro de ella las pistas verticales más abundantes.
En los cortes situados en la parte oriental (Castellar
de la Muela, Morenilla, Bronchales, Checa) se encuentran
unas brechas de cantos dolomíticos hacia la parte superior
de la unidad, que en Castellar presenta su base canalizada,
erosiva, y en la cual, en Morenilla, aparte de las bases erosi
vas de los canales, puede observarse una intensa bioturbación
hacia la parte superior.
En algunos de los cortes dentro de la unidad o de su
parte alta se encuentran estructuras criptalgares (laminación
estromatolítica), a veces con retoques de wave-ripples
y en ocasiones (Alcubilla de las Peñas) con porosidad
fenestral.
En la parte centro-occidental (llorna, Bujarrabal,
Fuencaliente de Medina, jubera, Aguilar de Anguita)
dentro de esta unidad se encuentran n¿dulos de sílex que
al menos localmente (Fuencaliente, jubera) parecen haber
sufrido una fragmentación temprana (sin o ligeramente
post-deposicional) y en Aguilar de Anguita se encuentran
interestratificados depósitos de mineral de hierro.
4.3.1.3.-- Unidad C. Dolomías en capas finas
La estructura sedimentaria predominante en esta unidad
es la laminación cruzada de pequeña escala debida a
wave-ripples, la cual no sólo destaca por su abundancia
sino por la buena exposición y conservación que alcanza en
algunos de los afloramientos reconocidos.
También es muy frecuente la bioturbaci¿n a lo largo
de la unidad, predominando las pistas horizontales y a
veces inclinadas. Algunos de sus niveles son especialmente
ricos en moldes de conchas de Bivalvos, generalmente de
pequeño tamaño, y Gasterópodos que pueden llegar a pavimentar
la superficie de los estratos. Localmente se encuen-
83

tran cuerpos sedimentarios con morfología y estructura
interna'de barras y canales, y localmente (Checha, Bronchales)
pueden reconocerse estructuras flaser bien conservadas.
En los dos cortes donde el Muschelkalk presenta el
mayor espesor de la región (Castellar de la Muela y Morenilla)
en la parte inferior-media de la unidad son relativamente
frecuentes los niveles con laminaciones estromatolíticas
que llegan a presentar sus láminas rotas y porosidad
fenestral.
4.3.1.4.- UnidadA Alternanciadernargasydolomías
En algunos de los cortes (Riba de Saelices, Bujarrabal)
el límite entre las unidades B y D se lleva a cabo mediante
una superficie ferruginosa y con frecuencia bioturbada. La
parte inferior de esta unidad suele presentar estructuras
similares a las de la unidad anterior, predorrúnando la laminación
de wave-iipples y la bioturbación, así como niveles
con moldes de Bivalvos y Gasterópodos. Muy localmente
pueden reconocerse cuerpos con morfología y estructuras
de barra e incluso secuencias en las que de abajo a arriba
aparecen: margas-bioturbación-wave ripples barras-wave
?ipples-margas.
En la parte superior, por el contrario, son frecuentes
las estructuras de otro tipo, de entre las cuales las más
abundantes son los tepees, dispuestos en uno o dos niveles,
frecuentes especialmente en el área central y centro occidental,
así como los moldes de sales. En la parte oriental
suelen encontrarse niveles con estructuras estromatolíticas,
que llegan a tener sus láminas rotas. Hacia la parte media
de esta unidad, en Castellar de la Muela, se encuentran
estructuras de slumping y domos de origen algal.
4.3.2.- Medios sedimentarios
El reconocimiento de los medios sedimentarios donde
se llevó a cabo la deposición del Muschelkalk tropieza con
84

una serie de inconvenientes graves. Entre ellos uno de los
más importantes es el hecho de contar hasta el momento
con un contexto paleogeográfico escasamente esbozado,
así como el de estudiar una porción de la cuenca relativamente
pequeña respecto al total, el que las texturas deposicionales
estén borradas por la dolomitización, la extrema
escasez de dataciones, la ausencia de un modelo
equivalente actual, etc.
No obstante, basándose en el estudio de las estructuras
sedimentarias reconocidas en el campo, puede
realizarse un ensayo de reconstrucción de los ambientes
sedimentarios que reinaron durante esta etapa en el bloque
de hojas reconocido.
4.3.2.1.- UnidadA. Dolomíasylimos
Las estructuras presentes en esta unidad reflejan en
general un ambiente extremadamente somero. En Castellar
de la Muela la unidad comeinza con niveles de dolomías,
con estructuras estromatolíticas de tipo algal-mat, las cuales
se apoyan sobre limos con ripples de corriente y 7ipples
de oscilación con alguna estructura de mayor energía (canales
de espesor centimétrico). En los Emos puede reconocerse
un ambiente somero, correspondiente a una llanura
de fango de tipo mareal (mud a mixed-falt) con
frecuencia hipersalina como lo indica la presencia de
seudomorfos de sal.
Los algal mats que se encuentran en la base de la
unidad A, reflejan un ambiente intermareal alto con prolongada
exposición subaérea, que provoca la desecación de
los tapices algares y su rotura, produciéndose posteriormente
su retrabajamiento por las mareas.
Localmente pueden verse brechas dolomíticas canalizadas
con base erosiva, depositadas posiblemente en
canales mareales, que suelen tener unos pocos centímetros
de espesor por varios metros de anchura.
En Morenilla las estructuras presentes reflejan un ambiente
similar. Se encuentran laminaciones criptalgares y
85

estructuras tepees que se interpretan causadas por expansión
de la roca. WILSON (19 75) sitúa a estas estructuras en
un ambiente supramareal evaporítico de tipo sebkha, lo
cual viene apoyado por la presencia ocasional de moldes de
sales.
En definitiva la unidad A, dolomía y limos, parece
haberse depositado en un ambiente marea] alto, muy somero,
a supramareal, con frecuencia evaporítico, de tipo
sebkha. La llanura mareal se encontraba surcada por canales
mareales, en los cuales se podría producir la deposición
de brechas, provenientes en parte de la rotura, por
desecación, del material expuesto a condiciones supramareales
durante tiempo prolongado.
4.3.2.Z- UnidadB. Dolomías en capas gruesas
En esta unidad se encuentran estructuras que reflejan
un mayor índice de energía. Es frecuente encontrar laminación
cruzada de bajo ángulo y gran escala, conservándose
con frecuencia la morfología y estructuras de barras y
dunas (mega-ripples), así como de canales en los que su
base suele ser suavemente erosiva. No suele pasar de unos
pocos centímetros la erosión que produce en el estrato
inferior, predominando muy claramente la anchura sobre
la altura. También es frecuente la laminación de ripples,
fundamentalmente de wave-?ipples.
En conjunto la unidad B parece haber sido depositada
en una llanura sometida a la acción de olas y mareas, en la
cual se producía la distribución y retrabajamiento de los
sedimentos calcáreos.
Local y accidentalmente, las barras y dunas podían
dejar zonas protegidas en las cuales se producía un
ambiente hipersalino en el que se llevaba a cabo la deposición
de sílice en forma de nódulos. La presencia de etapas
con mayor energía, debido probablemente a tempestades,
podrían sobrepasar las áreas confinadas evaporíticas, produciendo
así la rotura de los nódulos de sílex recientemente
depositados o en estado incipiente de cementación,
86

dando lugar a la presencia de niveles que pueden clasificarse
como tempestitas. También pueden verse niveles de
tempestitas, que llegan a producir secuencias de Bourna
típicas en el "Muschelkalk terrígeno", en niveles posiblemente
equivalentes, como ocurre en Riba de Santiuste.
En algunas zonas, los sedimentos de esta unidad reflejan
episodios intermareales altos o supramareales, que vienen
indicados por la presencia de algal-mats e incluso porosidad
fenestral (Alcubilla de las Peñas).
Al menos localmente, la brecha situada en la parte
superior de la unidad, que se encuentra en los cortes del
reas, oriental, se encuentra canalizada (Castellar de la Muela)
y puede significar la presencia de canales mareales, a
veces de rango apreciable, que drenaban la llanura de marea,
concentrándose en ellos los fragmentos poco elaborados.
Como se verá más adelante, la deposición de estas
brechas se encuentra controlada por la tect6nica y el volumen
de material depositado en forma de clastos corresponde
a un volumen de material ausente por erosión, que
se encontraba situado al noroeste del área donde hoy se
encuentran los afloramientos de los niveles de brechas.
En definitiva, la sedimentación de las dolomías en
capas gruesas se llevó a cabo en una llanura mareal en la
cual se llevaba a cabo la producción de carbonatos, sin
aportación terrígena apreciable excepto en el área occidental,
coincidiendo con el "Muschelkalk terrígeno". Los sedimentos
se encontraban bajo la acción del oleaje y corrientes
de marca, quedando en ocasiones áreas hipersalinas y
áreas intermareales altas a supramareales.
4.3.2.3.- Unidad C. Dolomías en capas finas
La laminación debida a wave-ripples junto con la bioturbación,
son las estructuras sedimentarias dominantes en
esta unidad. También son de destacar el menor espesor de
los estratos, respecto a la unidad anterior, y la presencia de
interestratos margosos. La frecuencia de laminación debida
a wave-ripples indica que los sedimentos se encontraban
87

expuestos durante un tiempo prolongado a la acción del
oleaje. Localmente pueden encontrarse cuerpos de carbonatos
con estructuras de rango mayor tales como dunas
(mega ?ipples) y barras, y en algunos cortes, al menos en la
parte suroriental, pueden observarse estructuras flaser que
indican claramente un ambiente mareal.
Coincidiendo con los cortes más espesos, y hacia la
parte inferior de la unidad (Castellar de la Muela, Morenilla)
se encuentran estructuras tales como algal-mats, láminas
rotas, porosidad fenestral, moldes de sales, que indican
local y temporalmente ambientes supramareales a
hipersalinos.
En consecuencia, si bien la mayor parte de los sedimentos
de la unidad C parecen haberse depositado en un
ambiente intermareal, en una plataforma interna somera, al
menos local y temporalmente los sedimentos reflejan condiciones
submareales y supramareales en el medio del
depósito.
4.3.2.4.- Unidad D. Alternancia de margas y dolomías
En los niveles margosos y arcillosos de esta unidad no
puede reconocerse generalmente estructuras sedimentarias,
pero sí en los niveles dolomíticos. Con frecuencia en la
parte inferior pueden observarse estructuras que denotan la
influencia del oleaje, por lo que parece haberse sedimentado
en un ambiente intermarcal somero.
En la parte superior suelen predominar estructuras
que indican un ainbiente intermarcal alto a suprmareal,
con frecuencia hipersalino, lo cual indica una tendencia a
condiciones iniciales de sebkha a salt nwrsh.
En Castellar de la Muela, en los niveles dolomíticos
intercalados en esta unidad, se encuentran domos algares
así como estructuras de slumping debidas, como se verá, a
causas tectónicas.
88

4.3.3.- Paleogeografía
Aunque sólo a muy grandes rasgos, la paleogeografía
del Muschelkalk 'comienza a ser conocida. GARRIDO y
VILLENA (1977) presentan un mapa de isopacas y otro de
facies a escala de la Península Ibérica, en el que según estos
autores el Muschelkalk más espeso se sitúa en/él área próxima
a la actual costa mediterránea, con un máximo del
orden de 500 m en las proximidades de la desembocadura
del Ebro, y en la fosa del Ebro, donde parecen existir
espesores de orden similar. El límite de existencia mínimo
lo trazan desde la mitad de la Sierra de la Demanda hacia el
Sur, pasando cerca del borde meridional del Sistema Central.
Distinguiendo una serie de umbrales ligados a los afloramientos
paleozoicos de Ateca, al accidente del Segre y a
ambos lados de los Pirineos, entre otros.
En el mapa de facies demarcan las áreas donde el
Muschelkalk presenta dos tramos carbonatados separados
por una intercalación detrítico-evaporítica (tramo rojo intermedio
de VIRGILI, 1958; en los Catalánides) así como
las áreas en que se observa la existencia de un único tramo
carbonatado, y por último aquellos en los que no se observan
intercalaciones carbonatadas. Los tres tipos de facies se
disponen en bandas que conservan cierto paralelismo entre
sí y a su vez con los bordes de la Meseta.
La zona oriental de este estudio, según GARRIDO y
VILLENA (op. cit.) está próxima al área límite entre la
existencia de uno o dos tramos carbonatados, y a ella no
extrapolan las "facies arcillo-arenosas marginales", aunque
como se ha dicho, a partir de cierto límite dentro del área
reconocida no puede hablarse de un Muschelkalk típico
sino de un "Muschelkalk terrígeno" en el que se pasa de
tener intercalaciones clásticas a zonas donde los carbonatados
están en total minoría, predominando los materiales
detríticos.
Prácticamente todos los autores están de acuerdo que,
en aquellas áreas donde se encuentran un tramo carbonatado
único, - éste 'corresponde al tramo superior de los
Catalánides, y esto plantea el primer problema paleogeo-
89

gráfico de gran escala, puesto que si -como se supone- el
mar abierto se encontraba hacia el este, ¿cómo es posible
que la edad del Keuper del Mediterráneo (Kamiense, según
VIRGILI et al. (1977) sea la misma que la del Muschelkalk
del área aquí estudiada (según RAMOS, in litt.)?. A la
vista de ello se podría llegar a la conclusión de que el
Keuper representa la facies distal, o si se quiere más mar¡-
na, que el Muschelkalk del borde de la Meseta, lo cual es
difícilmente explicable con los esquemas esbozados hasta
ahora.
Por otra parte, y a la vista de los datos disponibles,
parece difícil a primera vista establecer una paleogeografía
suficientemente detallada del Muschelkalk, entre otras razones
por las grandes dimensiones de la plataforma interna
donde se llevó a cabo su deposición, lo cual unido a la
escasa profundidad hace que no puedan diferenciarse en la
mayoría de los casos cinturones de facies bien marcados,
sino una serie de microambientes, provocados por pequeños
accidentes topográficos del fondo.
En sintesis parece que la mayor parte del Muschelkalk
se ha depositado en una gran llanura mareal, sometida a la
acción del oleaje y de las mareas, donde pueden distinguirse
diferentes ambientes entre submareal a supramareal
y sebkha. Aunque parezca difícil poder imaginar una llanura
de mareas que ocupaba casi media Península Ibérica, en
parte por falta de equivalentes actuales, lo cierto es que en
Cataluña parecen encontrarse niveles arrecifales bien
desarrollados que podrían constituir en cierta época la
separación entre la plataforma interna (hacia el oeste) y la
plataforma externa (hacia el este). En este esquema podrían
encajar la presencia de materiales posiblemente turbidíticos
o de facies de talud en curso de estudio por
OBRADOR (com. personal) en el Archipiélago Balear.
Dentro del bloque de hojas estudiado y a partir de los
datos obtenidos en los cortes levantados, se ha construido
un mapa de isopacas y facies, así como un perfil que muestra
la distribución y relaciones de las unidades faciales distinguidas
(fig. 4.2). A la vista del mapa de isopacas puede
observarse la presencia de una serie de elementos paleogeo-
90

ATIENZA B AHONA
í
'-ú ,A7K
MAPA DE ISOPACAS Y FACIES
FIG. 4.2
LEYENDA
Area en que lo unidad (ü contiene
nódulos de silex
A-ea en lo que se encuentran niwies de
brechas dolom os y dolom,os brechoides
en ¡a unidad (tB
Area de extensión m;nimo en la unidad
Yacimientos eustra b de hierro,
,godos l o lo nid.dorj?
UT,UST E.,ir ,
í
Limite supuesto de l., facies
R,8A
1
DE
Accidente
de Ribo de Sontiuste-Sienes
e el limite aproximado entre Muschelkoik
carbonatico y el `Musch koik de borde'
HIENCIELAENCINA SIGIENZA R C N
(91 Oeste)
11,11-1101
u
VIL.LEL
DE
¡0- Lineas isopocas
1 su RR
Lineas isopocos supuestos
PALIAACES
DE ~RAQUE
Perfil de facies
F
E
AN ITA
J_ r// 1
ABIMIDUE 1\ MOLINA -v
Limite opir.xinnad. de SI, de espesor
de carbonatos
vA Situación de los coftes estudiados
70
NW
,- DE\
PERFIL DE FACIES
-"'ARAGONCILLO
SE
80
90
.GU.T.
RISA DE -AST LLAR
"'ATIUSTE o' MIENES EAUARRABAL m. F.) SAEL CES
ARAGONCILLO j LA MUELA MORENILLA
TORliffILLA
DEL RNAR
As VOW 1 1
wcc
LEYENDA
pn
UNIDAD@ Morgos y dolomias
UNIDAD Dolomíos en copas finos
CHECA
UNIDAD
B,«h.'
doJormit,cos
D.1.-.os en C.POS 91USS.s
UNIDAD9 Dolomios y limos 40
30
Arecí con cicoinces erosowpodos a los brechas
diomit,c.s de lo ...dad
1,10 0 5 10 20 30 K-
0
0 5 lo 20 K., ESCALA GRAFICA
ESCALA
GRAFICA

gráficos que han jugado un importante papel durante la
sedimentación del Muschelkalk. Entre ellos se distinguen:-
Accidente Riba de Santiuste-Sienes
Es de destacar la brusquedad del cambio de facies que
existe entre estos dos cortes separados entre sí 5 km. En el
corte de Riba de Santiuste no pueden reconocerse las unidades
distinguidas en esta memoria, debido a la presencia
de frecuentes intercalaciones detríticas ("Muschelkalk terrígeno")
mientras que en el corte de Sienes todas las unidades
mencionadas pueden reconocerse sin dificultad.
Entre ambos cortes se sitúa una zona que marca el cambio
neto entre las ds facies, y al oeste de la cual los carbonatos
disminuyen de espesor de una forma progresiva y
rápida hasta desaparecer. Este cambio parece estar provocado
por un accidente paleogeográfico cuya dirección, a la
vista del trazado que toman en sus proximidades las líneas
isopacas, parece ser sensiblemente norte-sur. Su existencia
puede deberse al movimiento de fracturas de basamento,
originados durante la etapa de fracturación tardihercínica,
las cuales se han mantenido con una actividad más o menos
continua e intensa durante gran parte del Mesozoico.
- Surco Anguita- Castellar de la Muela
Las líneas isopacas dibujan una serie de áreas con mayores
o menores espesores relativos las cuales, a la vista de
la relativa uniformidad de las facies, pueden ser interpretadas
como áreas con subsidencia diferencial. En este sentido
se distingue un área de "surco" de dirección aproximada
NW-SE que discurre entre Castellar de la Muela y
Anguita, dejando a ambos lados áreas de menor espesor
relativo.
Dado que la distribución de espesores del Buntsandstein
muestra una situación similar, puede deducirse que el
Surco de Anguita-Castellar de la Muela es un accidente
paleogeográfico de marcada longevidad, e importante
rango, creado posiblemente, como se ha dicho, durante la
91

etapa de fracturación tardihercínica y activo posteriormente,
al menos a lo largo de la sedimentación de gran
parte del Triásico.
- Accidentes transversales al surco
También se observa desde la línea de cortes de Villel de
Mesa-Aragoncillo-Torrecilla del Pinar que hacia el oeste los
espesores decrecen paulatinamente mientras que hacia el
este los espesores aumentan con bastante rapidez, hasta
llegar a los máximos en Castellar de la Muela y Morenilla,
donde está presente la unidad A (dolomías y limos).
Esta diferencia de espesores marca la presencia de un
accidente paleogeográfico cuyo trazado es aproximadamente
normal al surco, el cual, ha podido estar condicionado
por la presencia de una zona de fractura que produjo
posiblemente un basculamiento durante la deposición del
Muschelkalk.
Como resultado de ello, el labio situado al NW quedó
levantado, produciéndose la erosión de parte de las dolomías
depositadas, las cuales fueron resedimentadas en forma
de brechas en el área del labio hundido, situado al SE
de la zona de falla. En esta situación puede explicarse la
presencia de las brechas dolomíticas situadas en el techo de
la unidad B en el área suroriental del bloque estudiado
(cortes de Castellar, Morenilla, Checa, etc.), así como el
origen de las estructuras de slumping presentes en la
unidad C del corte de Castellar de la Muela, que apoyan
una vez más la existencia de movimientos durante la sedimentación
del Muschelkalk.
De la misma manera, el área de Anguita presenta
ciertas características singulares, dado que: l' en sus proximidades
las líneas isopacas tienden a disminuir su espaciado,
2' se encuentran yacimientos estratiformes de
hierro y V se sitúa el límite oriental de la extensión de los
nódulos de sílex contenidos en la unidad B. Todo ello
indica la existencia de un accidente capaz de realizar un
cambio en la distribución de espesores, el cual puede ser
interpretado como el efecto producido por una zona de
92

fractura. A su vez, esta zona de fractura ha podido constituir
una vía de ascenso para el mineral de hierro, procedente
de removilizaciones de los materiales ferruginosos
presentes en el Buntsandstein, que han pasado a sustituir a
las dolomías del Muschelkalk, dando así lugar a los depósitos
estratiformes mencionados. Además este accidente
debió de actuar tempranamente, durante la deposición del
Muschelkalk, condicionando la presencia de una zona
hipersalina donde se producía la deposición de los n6dulos
de sílex de la unidad B.
En definitiva parece que la distribución de espesores, y
al menos parte de la distribución de facies del Muschelkalk,
ha estado en parte tectónicamente controlada, en una
cuenca compartimentada por una sucesión de horstsgrabens
de orientación preferente NW-SE y aproximadamente
N-S a NE-SW. Una de estas líneas N-S limita
hacia el oeste una zona con clara influencia de terrígenos y,
dolomías supramareales en su parte inferior, que hacia el
oeste va perdiendo progresivamente el contenido en carbonatos
hasta quedarse reducidos a unos pocos niveles de
escasos centímetros de dolomías (Somolinos) y,dolomías
arenosas a areniscas dolomíticas (Pálmaces de jadraque)
representando las facies proximales, con mayor influencia
de terrígenos, respecto a las situadas al este, depositadas en
una llanura mareal generalmente de aguas claras con frecuentes
niveles depositados en ambientes supramareales a
sebkha, más generalizados hacia su parte terminal.
4.4.- EVOLUCION GENERAL DE LA CUENCA SEDI-
MENTARIA
Recordemos brevemente que el Muschelkalk en esta
área puede apoyarse sobre cuerpos arenosos del Buntsandstein
(parte occidental del bloque) o sobre. los limos y
areniscas de la "facies Rót" (o de Torete según RAMOS, in
litt.). En el primer caso los cuerpos arenosos presentan
estructuras en cuya génesis han intervenido las corrientes
de marea, siendo necesaria la presencia de una considerable
93

lámina de agua para producir estas estructuras en cuerpos
arenosos que pueden llegar a tener varios metros de espesor.
Sin embargo en algunos de estos casos (Riba de Satiuste,
por ejemplo) las dolomías que se apoyan sobre estos
cuerpos arenosos presentan estructuras de algal-mats, a veces
con porosidad fenestral, que indican que su deposición
se realizó en un medio supramareal.
En el segundo de los casos las dolomías del
Muschelkalk se apoyan sobre una serie limo-arenosa depositada
en un ambiente mareal que hacia el Este contiene
intercalaciones de carbonatos que reflejan condiciones de
depósito en medio supramareal. Al menos en ambos casos
la aparición de los carbonatos indican una notable someridad
en el medio y no un medio más marino como se
había generalizado. Por estas razones, junto a otras consideraciones
regionales, puede decirse que el Muschelkalk
representa una etapa regresiva, dentro de la evolución general.
Observando la secuencia vertical, durante el Muschelkalk
se produce la sustitución de los elementos terrígenos
por los carbonatos, los cuales han podido ejercer un papel
de fijación de los materiales depositados en la llanura de
mareas.
Tanto en la sedimentación del Pérmico como del
Buntsandstein se puede observar un claro control tect6nico
y aunque en el Muschelkalk este control no sea tan espectacular
como en etapas anteriores, las fracturas que compartimentan
a la cuenca han seguido actuando, obteniéndose
así una serie de surcos y umbrales relativos. El
surco de Anguita-Castellar de la Muela quedó marcado en
una etapa temprana, relacionada con la fracturación tardihercínica
y localizándose en el área más subsidente la
presencia de los primeros sedimentos carbonáticos (Unidad
A). Estos se intercalan y enlazan lateralmente con los limos
y areniscas de la llanura mareal, y_ contienen estructuras
que indican que su deposición se llevo a cabo en un medio
intermareal alto a supramareal.
La primera de las unidades que presenta una marcada
continuidad son las Dolom ías en capas gruesas (Unidad B).
94

Se extiende por la mayor parte del bloque con características
bastante similares de unos puntos a otros, al menos
a grandes rasgos, excepto en Riba de Santiueste y hacia
el W, debido a la existencia de un accidente paleogeográfico
entre esta población y Sienes que provoca un cambio
total de la facies, sustituyéndose parte de los sedimentos
carbonáticos por sedimentos detríticos. El tránsito entre
la unidad B y los limos y areniscas de la parte superior
del Buntsandstein suele ser gradual rápido aunque en ocasiones
es neto, con superficies ferruginosas por medio y en
algunos lugares puede verse la interdigitación entre carbonatos
y materiales clásticos. La aparición de las Dolomías
en capas gruesas parece corresponder no obstante, en
líneas generales con la implantación de una llanura mareal
carbonática de aguas claras bajo la acción de las olas y las
mareas con episodios circunstanciales en el espacio y en el
tiempo de áreas que quedaban bajo condiciones hipersalinas
a suprmareales.
La unidad C (Dolomías en capas finas) presenta también
una marcada continuidad de facies, pasando lateralmente
hacia el W a la unidad margosa superior (Unidad
D). En la base de las Dolomías en capas finas o en el límite
entre éstas y las Dolomías en capas gruesas, pueden encontrarse
niveles con estructuras que indican sedimentación en
ambientes intermareales altos a supramareales, pero la mayor
parte de la unidad C parece haberse depositado en
ambiente intermareal, en un tidal flat sometido con frecuencia
a la acción del oleaje.
Laaparición de IaAlternancia de margas y dolomías(unidad
D), representa por una parte la llegada de terrígenos
finos y además una tendencia general a la somerización, ya
que si bien se encuentran tramos con clara influencia del
oleaje y de las mareas, son frecuentes las estructuras de
ambiente supramareal tales como acal-mats a veces con
láminas rotas y tepees que suelen colocarse en la parte
superior de la unidad, marcando un ambiente hipersalino
de tipo salt marsh a sebkha que alcanzará un notable
desarrollo posteriormente, durante la sedimentación del
Keuper.
95

4.5.-
MUSCHELKALK EN FACIES TERRIGENAS
La existencia en los sectores más occidentales de la
Cordillera Ibérica y en los bordes NE y SE del Sistema
Central, de un "Muschelkalk de borde", con características
litológicas sensiblemente diferentes al que aflora en el resto
de la Cordillera Ibérica, ha sido señalada en numerosas
ocasiones por diversos autores (SCHROEDER, 1930;
VIRGILI, 1954, 1958; SANCHEZ DE LA TORRE y
AGUEDA, 1970; RAMOS y SOPEÑA, 1976, HERNAN-
DO, 1977; SOPEÑA, 1979 entre otros).
Estos depósitos se caracterizan por su carácter terrígeno
predominante, aunque contienen también algunas intercalaciones
de carbonatos, que son menos numerosas
según nos desplazamos hacia occidente.
En líneas generales se trata de un conjunto de areniscas
y lutitas de colores ocres, verdes y grises con intercalaciones
de dolomías y margas dolomíticas. Su potencia es
variable y dentro de la región estudiada está comprendida
entre un máximo de valores próximos a los 40 m y un
mínimo de 20 m.
En síntesis la mayor parte de los autores coinciden en
que estos depósitos representan el equivalente lateral de
parte del Muschelkalk superior'de Cataluña (M3 de VIR-
GILI, 1958) y constituyen los sedimentos que marcan la
línea de costa del mar del Muschelkalk en este sector de la
Península. Su edad es difícil de precisar ya que el contenido
paleontológico es muy escaso y generalmente de valor
cronoestratigráfico muy pequeño. Sin embargo, los datos
más recientes basados en las asociaciones palinológicas que
contienen algunos de los niveles detríticos finos en el sector
de Riba de Santiuste (SOPENA, 1979) indican una
.edad Karniense inferior para la mayor parte de la unidad.
Sólo la parte más alta, parece corresponder ya al Karniense
superior.
96

4.5. 1. - Las facies
Aunque existen áreas, como por ejemplo en los alrededores
de Riba de Santiuste, donde es posible distinguir tres
tramos bien diferenciados dentro de esta unidad (inferior
carbonatado, medio terrígeno y superior margoso), en la
mayor parte de la región donde aflora el "Muschelkalk terrígeno",
no puede establecerse esta separación ya que los
cambios laterales de facies, la complicada distribución paleogeográfica,
y el medio de sedimentación en que se produjeron
estos depósitos, no lo hacen posible por el momento.
Por lo tanto, a continuación se describen las principales
facies y asociaciones de facies encontradas, tanto en
sedimentos terrígenos, como en carbonatados, ya que
además casi siempre corresponden a distintos tipos de
depósitos pero dentro del mismo medio o submedio de
sedimentación.
Las principales facies y asociaciones encontradas son:
- Dolomías grises de grano fino o margas dolomíticas
en bancos poco potentes (0,20 a 0,40 m). Presentan
diversas estructuras sedimentarias como son wave ripples,
laminación paralela, estructuras laminares de algas (en ocasiones
estromatolitos del tipo LLH), grietas de desecación
y seudomorfos de cristales de yeso. Con frecuencia existen
niveles muy bioturbados (pistas y burrows) y otros con
fauna muy mal conservada de pequeños lamelibranquios
no clasificables.
- Dolomías tableadas ocres de grano fino y muy fino
en bancos poco potentes (de 0,02 a 0,10 m). La dolomitización
ha destruido casi totalmente las estructuras sed¡-
mentarias primarias. Sólo localmente se reconocen laminaciones
estromatolíticas y estratificación cruzada de pequeña
escala debido a ripples de corriente y oscilación. Más
frecuentes son las grietas de desecación y los fantasmas de
moldes de evaporitas (halita y yeso).
- Alternancia de dolomía y margas dolomíticas en
lechos de 2-4 cm, con estructuras tepees. Localmente
estos niveles presentan un alto grado de brechificación que
interpretamos como correspondiente al estado senil de la
97

evolución de los tepees según ASSERETO y KENDALL
(1977).
- Estratificación cruzada de gran escala en areniscas
de grano grueso o medio. Es de tipo surco y constituye
normalmente el relleno de canales de base suavemente erosiva.
Sobre ella se sucede con frecuencia estratificación
cruzada de pequeña escala. En la base de estos canales
aparecen en muchas ocasiones mud-chips y restos vegetales
macerados. En la fig. 4.3 se han representado dos secuencias
de relleno de canal tomadas de las columnas levantadas
en Riba de Santiuste y en Tiermes.
RIBA DE SANTIUSTE TIERMES
Fig. 4.3.- Secuencias de relleno de canales tidales.
Estratificación cruzada de pequeña escala en areniscas
de grano medio, fino o en limos arenosos. Es el
resultado de la migración de una gran variedad de formas
de ripples quedan lugar a estratificación flaser, ondulada y
lenticular.
- Laminación paralela en areniscas de grano medio y
fino. Con frecuencia contienen restos vegetales macerados.
- Lutitas masivas. Localmente contienen seudomorfos
de cristales de sal.
98

4.5.2.- Interpretación
De acuerdo con los trabajos de RAAF y BOERSMA,
1971; REINEK, 1975; 'RIZINI, 1975; KLEIN, 1977;
ASSERETO y KENDALL, 1977 y TILL, 1978 entre otros,
las facies y asociaciones de facies que presenta esta unidad,
son características de depósitos de ambientes intermareales
SU P RAMAREAL
MUD
FLAT
MIXED
FLAT
SAND
FLAT
SUBMAREAL (Conoles)
Fig. 4.4. - Secuencia ideal tipo de los depósitos de llanura mareal del
Muschelkalk de borde.
y supramareales con algunos episodios submareales que parecen
corresponder casi siempre a canales dentro de la
llanura mareal. Sin embargo todo el conjunto de depósitos
de esta unidad no corresponde a una llanura mareal clástica
típica, como por ejemplo la descrita para el mar del Norte
(VAN STRAATEN, 1954; KLEIN, 1963; REINEK, 1975)
sino más bien *de un modelo mixto'terrígeno carbonatado.
Un aspecto destacable, es la presencia en algunas de las
columnas levantadas, de secuencias que interpretamos como
depósitos de tormenta. Se trata de niveles de areniscas
con base plana pero suavemente. erosiva y una potencia
comprendida entre 0,25 y 0,35 m. Constituyen secuencias
99

de granulometría decreciente que comienzan con un intervalo
de areniscas de grano grueso a medio con granoselección
positiva. Se sucede en la vertical laminación paralela.
Este intervalo presenta con mucha frecuencia convoluted
bedding. Sobre él se suceden areniscas con estratificación
cruzada de pequeña escala debida a migración de
climbing-ripples y por último areniscas de grano fino y
muy fino con laminación paralela difusa y con frecuencia
bioturbadas. Se trata por tanto de verdaderas secuencias de
Bourna.
100

5.- KEUPER
5. 1.- INTRODUCCION
La facies Keuper de la rama castellana de la Cordillera
Ibérica ha sido estudiada desde un punto de vista casi estrictamente
petrológico. Esto es debido fundamentalmente
a la falta de buenos afloramientos en casi toda la región.
El primer trabajo petrológico exhaustivo corresponde a
MARFIL (19 70).En 19 7 7 aparecen varios trabajos (GARCIA
PALACIOS et. alt., GARCIA PALACIOS en LUCAS, LU-
CAS et alt.), en los que se concluye que su sedimentación
corresponde a un medio evaporítico muy confinado, en el
que la sedimentación se realiza bajo una lámina de agua
escasa pero continua, si bien ha habido etapas de desecación
total, ya que en la región de Molina existen niveles
de arena yesífera. GARCIA PALACIOS y LUCAS
(1977) comparan la geoquímica de la cuenca del Triásico
superior con los medios magnesianos evaporíticos del Golfo
Pérsico (sebkhas).
En la fig. 5.l, se muestra un esquema de afloramientos
de Keuper en la región, y la situación de las columnas
estratigráficas de detalle que se han levantado para el
estudio sedimentológico del mismo.
101

5.2.- LAS FACIES
Sólo se han obtenido dos series estratigráficas en esta
formación (fig. 5. l), debido a- sus malas condiciones de
afloramiento, y una de ellas, la serie de Carrascosa, fuera
del límite estricto del presente trabajo. A pesar de que el
número de series es muy escaso consideramos que son ampliamente
representativas de los sectores donde han sido
obtenidas, ya que a grandes rasgos, incluso en el sector de
Valsalobre, se reconocen regionalmente algunos aspectos
macroscópicos de los tramos litológicos.
Un aspecto muy característico del Keuper es la presencia
de minerales autigénicos: jacintos de compostela,
aragonitos y teruelitas (MARFIL, 1970). Las teruelitas no
se han citado nunca en este sector de la Cordillera Ibérica.
Los aragonitos, especie minera¡ cuya localidad tipo es Molina
de Aragón, no se han encontrado en ninguna de las dos
series obtenidas; esto es debido a que parte de los sedimentos
de la base no están representados en ellas y a que estos
minerales aparecen de forma discontinua.
La facies litológica predominante en el Keuper son los
terrígenos finos seguidos de los yesos y las areniscas. También
se encuentran, aunque en escasa proporción, dolomías
y margas. Empezaremos describiendo las facies de los sed¡-
mentos terrígenos que son los más abundantes hacia la
base de las dos series obtenidas.
5.2.1.- Sedimentos terrígenos
Los sedimentos terrígenos son lutitas y areniscas de
grano fino y una pequeña proporción de yeso detrítico.
Las areniscas no sobrepasan los 2 m de potencia y aunque
siempre presentan un contacto basal neto, raramente están
canalizadas (foto 23).
Tanto en la serie de Carrascosa como en la de Valsalobre
se han representado grandes tramos de lutitas, en realidad
estos tramos corresponden a repeticiones verticales de
secuencias que se describen al final del análisis de facies.
102

FIG. S. 1
1433 4 3 4
ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
Y COLUMNAS ESTUDIADAS
.TIE
163
Z.
Corroscosos
SI.N
Te,oleic
ZAORF j.5 E L POSO DE 0 450
o TAR LA
L-T Z OIF.1
\oT:9\-
540
1 11 lo
zo 25-
OCHECA

Las facies que componen los sedimentos terrígenos
presentes en estas series son las siguientes: estratificación
cruzada de gran escala, estratificación cruzada de pequeña
escala, estratificación flaser, estratificación lenticular, estratificación
ondulada y areniscas masivas, brechas de arcilla
y arcillas masivas. Un aspecto asociado a estas facies es
la bioturbación.
a) Estratificación cruzada de gran escala
Esta facies es relativamente escasa y puede estar formada
por arena fina o yeso detrítico. Puede estar relacionada
secuencialmente con estratificación cruzada de pequeña escala
(foto 23). En general está asociada a canales. En la
serie de Carrascosa en la base de uno de estos canales hay
un depósito de carga residual formado por cantos blandos.
b) Ewatificación cruzada de pequeña escala
Se encuentra en la serie de Carrascosa formando parte
con la facies anterior del relleno de un canal y en un nivel
de base neta pero no canalizada. En la serie de Valsalobre
esta facies está presente en yeso detrítico de origen e6lico.
c) Estratificación flaser
Puede encontrarse aislada, como única componente de
un nivel arenoso, o asociada con estratificación cruzada de
gran escala y/o estratificación ondulada. Ocasionalmente
está bioturbada.
a) Estratificación lenticular
La estratificación lenticular es relativamente abundante
en la serie de Carrascosa. La matriz es lutítica y se presenta
interestratificada con niveles de arenisca continuos, a veces
muy finos y masivos.
103

e) Estratificación ondulada
En general está relacionada con la facies c, aunque también
se encuentra aislada, en niveles arenosos con espesores
de 15 y 40 cm.
f) Areniscas masivas
Consideramos que éste no es un carácter primario del
sedimento, pero dado que tampoco existen evidencias claras
de bioturbación preferimos analizar esta facies individualmente.
Algunas veces el aspecto masivo se debe a que
tienen un encostramiento ferruginoso. Los niveles masivos
presentan características macroscópicas semejantes a las de
otros niveles arenosos que contienen estructuras primarias,
capas poco potentes y continuas. Al techo de la serie de
Carrascosa existen 30 m de serie donde esta facies es muy
frecuente, aunque puntualmente se han identificado
ripples y laminaci6n paralela, y constituye la base de secuencias
formadas además por brechas intraformacionales
de arcillas y niveles carbonatados con aspecto de costras.
g) Brechas de arcillas
Esta facies está presente hacia el techo de la serie de
Carrascosa; son niveles de escasa potencia, de alrededor de
25 cm y su origen es postsedimentario probablemente relacionado
con una desecación del sedimento (foto 25 y
26).
h) Arcillas masivas
Secuencialmente están relacionadas con casi todas las
facies descritas anteriormente y con las no terrígenas que
se describirán a continuación y, serán interpretadas en función
de sus relaciones secuenciales. En la serie de Carrascosa
se encuentran localmente bioturbadas. En Valsalobre
existe un nivel de estas arcillas que contiene cristales lenticulares
de yeso. Hacia la base de la serie de Carrascosa
son algo carbonosas.
104

'b
L oto 22. Buntsandstein de Rillo de GaBo. Detalle de la asociación de
facies D. Molde de grietas con retracción.
t
1, -171
Oro.- ,
m
l w. T- i
'NO
0,1Z
o.wmy
Foto 23.- Keuper de Carracosa. I`jemplo de un canal jaenoso.
Istiatificaci6n cruzada de gran escala.
105

-7
l- oto 24. - Keuper de Carrascosa. Veso de litofacies nodulosa en nia zrii
lutítica.
Z:..,
ji,
Iz
J2-
FL,io -Ketip,?r de C,irras,:o,a. Secuen.-ia.-fo'?riiida- -Por
aTCiIIOSa k, costra calcárea. ExpLicación en el texto.
106

a
21
Poto 26. DetuBc de la brecha arcillosa y de la costra calcárea de la foto
anterior.
5.2.2.- Dolomías, margas y yesos
De esta litología los yesos es la dominante. Las dolomías
aparecen en capas áe gran continuidad lateral pero
con potencia centimétrica. Las margas s6lo están presentes
en la base de la serie de Carrascosa.
a) Dolomías
La potencia media de las capas dolomíticas oscila entre
3 y 10 cm, aunque en la serie de Valsalobre uno de estos
nieles alcanza los 30 cm de espesor. No se conserva o no
existen estructuras en el interior de estas capas, solamente
se encuentran moldes de cristales de sal. En una de ellas
existen restos vegetales fragmentados (serie de Valsalobre).
b) Margas
Tienen potencias comprendidas entre 0,25 y 0,70 rri,
107

están interestratificadas con arcillas carbonosas y niveles
muy delgados de areniscas con encostrarniento ferruginoso
que alternan con arcillas.
c) Yesos
Casi todas las texturas que presentan los yesos en ambas
series son secundarias: alabastrina, nodulosa, enterolítica
y fibrosa; la nodulosa (foto 24) y enterolítíca a su
vez están formadas por yeso alabastrino. Además de estas
texturas existe un yeso megacristalino tan alterado en
superficie que no ha sido posible describir su hábito cristalográfico.
Las texturas nodulosa y enterolítica son -sustituciones
de anhidrita (SHEARMAN, 1971). Este mineral tiene un
medio de formación bastante restringido como se comentará
más adelante.
Con los yesos, independiente de su textura y origen, se
encuentran a vecesjacintos de compostela.
Al techo de la serie de Valsalobre existen yesos alabastrinos
que engloban fragmentos de arcillas.
5.2.3.- Asociaciones de Facies
Como los datos obtenidos para esta unidad son escasos
y no conocemos la evolución horizontal de estos sedimentos,
consideramos que no puede realizarse una interpretación
de las facies Keuper a partir de las dos series.
Sin embargo, la presencia de determinadas facies y secuencias
proporcionan algunos datos de interés paleogeográfico.
Ambas series del Keuper están constituidas por una
sucesión vertical de secuencias que varían de muro a techo
para cada una de ellas.
Las secuencias tipo A (fig. 5.2) de la serie de Valsalobre
son semejantes a las que existen al techo de algunas
series del Buntsandstein, cuyo contexto paleogeográfico es
mejor conocido (ver apartado correspondiente). Estas secuencias
(Fig. 5.2), debido fundamentalmente a la pre-
108

sencia de estratificación flaser, pueden estar relacionadas
con una llanura de marea.
Fig. S. 2. - Secuencias tipo A de la serie de Valsalobre.
La persistencia en sentido vertical de niveles con estratificación
flaser y la aparición de estratificación ondulada y
de moldes de cristales de sal en las capas dolomíticas apoyan
esta interpretación.
En la serie de Carrascosa, las secuencias de tipo A (Fig.
5.3) podrían ser equivalente, desde el punto de vista ambiental,
a los dos niveles litológicos más altos representados
en la fig. 5.2. Dejando de momento al margen los niveles
con presencia de yesos, en la misma serie de Carrascosa, la
secuencia D (Fig. 5.4) representa nuevamente una asociación
de facies que puede encontrarse en una llanura de
marea. En niveles superiores de la misma serie vuelve a
aparecer la estratificación flaser acompañada de bioturbación.
Fig. 5.3.- Secuencia tipo A de la serie de Carrascosa
Fig. 5.4.
109

Otros tipos de secuencias son las formadas por lutitas
con yesos fibrosos anastomosados y yesos, en capas continuas
(Fig. 5.5.a) o en grandes nódulos de litofacies nodulosas
(fig. 5.51).
V
V V
Fig. 5.5.
Las anhidritas primarias (litofacies de yeso enterolítico
y noduloso) se forman en la zona vadosa-capilar de la llanura
supramareal en las sebkhas costeras (SHAERMAN,
1966) o en las llanuras de fango de los lagos salinos efímeros
(HARDIE et. alt., 1978). Cualquiera de las dos alternativas
supone una etapa regresiva con respecto a las asociaciones
de facies descritas anteriormente.
Sin embargo en las sebkhas costeras la asociación vertical
de facies incluye niveles calcáreos formados por algal
mats que contienen cristales de yeso (SHAERMAN, 1966).
En las dos series descritas sólo existe un nivel con cristales
de yeso aislados; este nivel se encuentra en la serie de
Valsalobre en una matriz lutítica, los cristales tienen hábito
lenticular y se presentan aislados o en agregados (rosas
del desierto). Esta facies puede interpretarse como una llanura
de fango salina que rodea un salt pan (HARDIE et.
alt., 1978). Por lo tanto a pesar de la relación con sed¡-
mentos de llanura de marea, las secuencias de la fig. 5.5,a y
b, podrían estar relacionadas con la sedimentación de un
lago salado efímero.
En el techo de la serie de Valsalobre disminuyen las
lutitas, que sólo aparecen como fragmentos aislados y englobados
en el yeso sacaroideo. Esta facies tiene al techo
yeso alabastrino enterolítico (fig. 5.6). Posiblemente el
nivel a de la fig. 5.6, representa una facies más profunda
que b que se ha formado en el nivel vadoso. Los fragmen-
4
110

tos de arcilla aislados pueden haberse formado por el crecimiento
del yeso.
V
V
V
V
j
1--
Fig. 5.6.
Por último, el techo de la serie de Carrascosa está formado
por una repetición de secuencias formadas por tres
términos (fig. 5.7 y fotos 25 y 26).
C
a
Fig. 5.7.
No quedan apenas restos de estructuras primarias en las
arenas de la base ("a", fig. 5.7). El nivel c es calcáreo,
incluye fragmentos de arcilla y está ligeramente ondulado
y pensamos que se ha formado por evaporación capilar
subaérea a partir del contenido en sales de los niveles arenosos
basales. Otra posibilidad sería que la sedimentación
haya sido continua y subacuática pero en este caso las
arcillas no presentarían señales de desecación. Los niveles
de costras (c, fig. 5.7) pueden haber sido originalmente
yesíferos ya que localmente quedan restos de yeso o de
texturas de yeso. Estos niveles, por su formación pueden
considerarse equivalentes a las costras salinas de las playas
o sebkhas continentales.
5.3.- RESUMEN
Con los escasos datos que poseemos de la facies
Keuper, solamente podemos comentar algunos de sus prin-

cipales rasgos sedimentológicos. El Keuper de las dos series
descritas, se ha sedimentado en una llanura próxima al
litoral, que temporalmente sufría pequeñas transgresiones
marinas que dejaban sedimentos de llanura de marea. En
esta llanura se desarrollaban lagos efímeros en apariencia
más semejantes a las playas o sebkhas continentales. Esporádicarnente
esta llanura era surcada por pequeños canales.
112

6.- LIAS
6.1.- INTRODUCCION
La presencia de sedimentos del Jurásico en la región
estudiada es conocida desde muy antiguo. A mediados del
siglo XVIII, TORRUBIA (1754) cita por primera vez la
existencia de fósiles pertenecientes a este Sistema en varias
localidades de la mitad Norte de la Rama Castellana de la
Cordillera Ibérica, fundamentalmente en las proximidades
de Maranch6n. Defiende la idea de que los fósiles liásicos
de los cerros serían moluscos llegados allí a raíz del Diluvio
Universal, en el que un colosal aporte de aguas extracósmicas,
al anegar la Tierra, les habría pernútido colonizar las
montañas.
Los primeros estudios modernos se deben a de
VERNEUIL y COLLOM (1853) que dividen el Lías en
Inferior, Medio y Superior. Sus trabajos se ven completados
por los de TRICALINOS (1928) que sin duda fue el
investigador que más aportó al conocimiento y actualización
de las ideas sobre el Lías de este sector.
El estudio científico de las características sedimentológicas
de los materiales liásicos no comienza hasta la
década de los setenta. Hasta ese momento se emiten numerosas
hipótesis sobre la génesis de los sedimentos del Lías,
113

que carecen, en general, del suficiente apoyo de pruebas
que las respaldan. Por ejemplo, CALDERON (1898) cree
que las carniolas tienen un origen glacial de tipo morrénico.
SANCHEZ DE LA TORRE et al. (1971) estudian el
Lías de esta área, analizando las características sedimentológicas
de los materiales, emitiendo diversas hipótesis genéticas.
Correlacionan los mayores espesores de carniolas
con zonas del Keuper ricas en cloruros, lo que les permite
suponer que su dolomitización es secundaria. Atribuyen a
la Fin. Cuevas Labradas un origen marino somero de aguas
tranquilas, que hacia el techo serían más agitadas.
VILLENA et al. (1971) en un trabajo realizado en la
región de Molina de Aragón, distinguen cinco tramos de
carácter litoestratigráfico. Consideran que durante el
Hettangiense-Sinemuriense, los fondos eran estáticos y sus
aguas tranquilas. En el Pliensbachiense se producirían movimientos
epirogénicos, correspondientes a una fase Intraliásicíi
tiirdía, que progresarían de Sur a Norte. Acompai-iaiitl(>
a este Icii(')¡neno se originaría una pérdida de
profundidad apareciendo facies más neríticas de batimetría
inferior a 30-40 m. Al comienzo del Toarciense la batimetría
sería algo menor de 100 m, disminuyendo los espesores
de S a N.
Con posterioridad a estos estudios, aparecen diversos
trabajos, fundamentalmente de A. GOY, M.J. COMAS y A.
YEBENES que analizan con detalle las características biostratigráficas,
litológicas y sedimentológicas del Lías de este
sector. YEBENES (1973) y YEBENES et al. (1978) estudian
las características petrológicas y sedimentológicas,
mientras que en GOY et al. (1976) se definen formalmente
las unidades lit o estratigráficas que utilizaremos a lo largo
del presente trabajo.
Un esquema de afloramientos del Lías, y de la situación
de las columnas estratigráficas de detalles levantadas
en esta unidad, puede verse en la fig. 6. l.
114

FIG. 6.1
"T,: .
EHIAS-
ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
1434
5 7 Y COLUMNAS ESTUDIADAS
A
5 3
A
TI
EN
2
460 ... 462 463

6.2.- UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS
GOY, GOMEZ y YEBENES (1976) definieron un conjunto
de unidades litoestratigráficas que están presentes en
todo el sector y que pueden extenderse, en mayor o menor
grado, a otras áreas de la Cordillera Ibérica. Las unidades
establecidas comprenden los depósitos que tienen como
yacente los materiales del Triásico superior (Keuper) y cotecho
la Fm. Carbonatada de Chelva, estudiada en el apartado
correspondiente al Jurásico medio y superior. De base
a techo se pueden distinguir:
1) Tramo de transición (Unidad informal).
2) Formación Dolomías tableadas de Imón.
3) Formación Carniolas de Cortes de Tajuña.
a) Miembro Brechas de aspecto margoso
b) Miembro Carniolas.
4) Formación Calizas y dolomías tableadas de Cuevas Labradas,
a) Miembro Calizas y dolomías microcristalinas.
b) Miembro Dolomías, calizas y margas verdes.
5) Formación Margas grises de Cerro del Pez.
6) Formación Calizas bioclásticas de Barahona.
7) Formación Alternancia de margas y calizas de Turmiel.
a) Miembro Margas y calizas margosas.
b) Miembro Calizas amarillas y margas verdes.
c) Miembro Margas rosas.
d) Miembro Alternancia rítn-úca de margas y calizas.
e) Miembro Margas y margocalizas.
El conjunto de estas tres últimas formaciones calcomargosas
constituye el Grupo ABLANQUEJO.
6.2.1.- Tramo de transición (Unidad informal)
Sobre los depósitos arcillosos y/o evaporíticos del
Keuper se encuentra un tramo formado por calizas cristalinas
amarillo-rojizas, arcillosas, que contienen cuarzos
bipiramidados. Se trata de pseudoesparitas de dedolorrútización.
Los cuarzos idiomorfos presentan inclusiones
de carbonatos, sulfatos y cloruros.
115

El espesor es bastante constante en toda la región, oscilando
entre 3 y 4 metros.
No se han encontrado fósiles. Se puede suponer una
edad Triásico superior para estos materiales.
6.2.2.- Formación Dolomías tableadas de Imán
Dolomías de color gris, de aspecto tableado, estratificadas
en capas medias y finas, rara vez gruesas. Suelen dar
un resalte, no muy fuerte, fácil de identificar sobre el terreno.
En lámina delgada incluyen dolomicritas y doloesparitas
con frecuentes fantasmas de aloquímicos.
El espesor varía entre 18 y 21 metros. Dentro de la
zona no es posible observar variaciones importantes de espesor,
aunque sobre una superficie más amplia se llega a
observar una cierta tendencia al aumento de espesores de
NW a SE.
Los fósiles
son escasos, aunque pueden aparecer ejem-
(le gisi(-r-

433 43
BARAHONAR
N
ATIEN
'4'61 l6i
462 463
HIENYÉ'rAENCINA
.001
SIGUENZA 0
AlcMm M p—,
MARANCHON
MILMARCOS 0
9
Neo
ABLANQUE
51
MOLINA
ZAORUAS j,080 DE DUENASO ,o
i
L
54-0
is
CHECA
FIG. 6-2 ISOPACAS Y FACIES DEL MIEMBRO
BRECHAS DE ASPECTO MARGOSO
La flineo %use(brocla js revesento N
el cambio las facies
mas arcil M

En estos niveles han aparecido esporas cuya asociación,
aunque no muy característica, podría corresponder
todavia al Trías superior.
b) Miembro Carniolas
Está formado por calizas y dolomías masivas o mal
estratificadas, más o menos oquerosas y brechoides. El estudio
litoestratigráfico de detalle es muy dificultoso debido
a su frecuente tectonización y a la ausencia de elementos
fiables de correlación. En la zona situada al N. de
una línea que pasa por los alrededores de Molina de Aragón,
es posible distinguir tres tramos dentro de este miembro.
1.- Camiolas ss., con una potencia que puede variar
entre 25 y 60 m.
2.- Resalte dolomítico brechoide, de 10 a 20 m de
espesor.
3.- Dolomías blanquecinas, cuyo espesor puede
alcanzar hasta 70 m.
Los tramos 2 y 3 pueden aparecer más o menos carniolizados.
Al sur de la línea mencionada anteriormente no hemos
podido realizar estas distinciones, pues el conjunto presenta
un aspecto brechoide más homogéneo.
No se han encontrado fósiles. Provisionalmente situamos
el límite Trías-Jurásico en el interior de este
miembro.
6.2.4.- Formación Calizas y dolomias tableadas de Cuevas
Labradas
Se han distinguido dos miembros.
a) M,&'embro Calizas y dolomías microcristalinas
Calizas y dolomías tableadas de color gris claro a beige.
En conjunto suelen dar un fuerte resalte. En general domi-
117

nan los mudstones y wackstones, con niveles bioesparíticos
subordinados. Los materiales están afectados por procesos
de dolomitización de distribución irregular.
En la mitad NW del área estudiada es posible observar
tres tramos dentro de este miembro.
1.- Resalte calcodolomítico, de potencia variable entre
8 y 15 m.
2.- Calizas margosas con fauna abundante. Su espesor
oscila entre 3 y 15 m.
3.- Calizas tableadas, con una potencia media de 40
M.
Los fósiles son poco característicos. Se han recogido
entre otros Spiriferina walcotti (SOW) y "Terebratula " davidsoni
(HAIME). Es muy probable que el límite Sinemuriense-Carixiense
se encuentre en el interior de este núembro.
b) Miembro Dolomías, calizas y margas verdes
Dominan las dolomías, estratificadas en capas de potencia
desigual. Hacia la nútad del miembro comienzan a
aparecer niveles margosos de color verdoso. Termina en
una o más superficies ferruginizadas.
En el sector NW, área de Barahona-Lun-úas, experimenta
un cambio importante de facies, apareciendo en su lugar
frecuentes niveles de calizas y margas.
En el extremo SE, hoja de Checa, también cambia su
aspecto, haciéndose más calcáreo y perdiendo sus intercalaciones
margosas, por lo que se hace difícil su separación
del miembro inferior.
Su espesor oscila entre 40 y 60 m.
Los fósiles son poco frecuentes excepto en los alrededores
de Barahona donde han aparecido ammonites de
edad Carixiense.
6.2.5.- Fonnación Margas grises de Cerro deI Pez
Está constituida por margas grises
con algunas interca-
118

laciones de calizas margosas. En lámina delgada dominan
los mudstones y wackstones de fósiles.
En el sector estudiado el espesor varía entre 5 y 15 m.
(Fig. 6.3). En el área de Barahona-Lumias pueden existir
dificultades para separar esta formación y el miembro infrayacente,
que en dicha zona adquiere un cierto carácter
margo-calcáreo.
Los fósiles son muy abundantes. Entre los braquiópodos
cabe destacar Plesiothyris verneuili (DESL.) y entre
los ammonites: Fuciniceras y Pro togram mo ceras. Su edad es
Domeriense inferior.
6.2.6.- Formación Calizas bioclásticas de Barahona
Está constituida por calizas de aspecto noduloso de
color pardo, estratificadas en capas medias y finas cuyas
superficies son algo onduladas y poco continuas. El límite
superior está marcado por una superficie ferruginizada. En
lámina delgada dominan las biomicroesparitas, con algunos
niveles de bioesparitas.
Los espesores varían entre 10 y 2 metros. (Fig. 6.4).
Es rica en fósiles, destacando la existencia de numerosas
especies de braquiópodos en todo el tramo. Entre los
ammonites se observa la siguiente sucesión: Amalteus margaritatus
(MONTF) en la parte inferior, Arieticeras en la
parte media y superior, Pleuroceras y Emaciaticeras en la
parte superior, y Eodactylites en los niveles terminales.
Su edad por tanto incluye el Domeriense medio y
superior.
6.2.7.- Formación Alternancia de margas y calizas de Turmiel
Se han distinguido cinco miembros.
a) Miembro Margas y calizas margosas
Margas con intercalaciones finas de calizas margosas
119

que continene una gran cantidad de braquiópodos y abundantes
Plicatula. En lámina delgada dominan las biomicritas.
Su espesor varía entre 3 y 10 m (fig. 6.5).
Contiene: Orthodactylites e Hildaites, lo que indica
que su edad es Toarciense inferior (zona de Tenuicostatum).
b) Miembro Calizas amarillas y margas verdes
Calizas amarillentas estratificadas en capas finas o medias
con intercalaciones de margas verdosas. Es frecuente la
existencia de perforaciones, en ocasiones ferruginizadas, en
el techo de algunas capas. En lámina delgada dominan los
mudstones.
El espesor varía entre 2 y 5 metros.
Contiene: Harpo cera to ¡des, Bouleiceras y muy numerosas
Stolmorhynchia bouchardi (DAV). Su edad es
Toarciense inferior (zona de Sepentinus).
c) Miembro Margas rosas
Margas de tonalidades rosadas con intercalaciones de
calizas más o menos arcillosas en capas finas, que pueden
llegar a constituir lumaquelas.
Los espesores varían entre 8 y 15 m (fig. 6.6).
Son muy frecuentes los fósiles, con numerosos ammonites:
Nodicoeloceras, Dactylioceras, Hildoceras,
Harpoceras, Mercaticeras y Phymatoceras. Su edad incluye
el Toarciense inferior y medio (zonas de Serpentinus y
Bifrons).
Hacia la hoja de Checa el miembro tiende a hacerse
más calcáreo s'iendo difícil su diferenciación del miembro
superior.
d) Miembro Alternancia rítmica de margas y calizas
Alternancia rítmica con predominio de las margas
sobre las calizas, que se acentúa en la parte superior del
miembro.
120

'
En lámina delgada dominan los mudstones con microfilamentos.
En el área estudiada los espesores se mantienen bastante
constantes, siendo lo normal que oscilen entre 15 y
20 metros.
Las características litológicas varían hacia el SE haciéndose
cada vez más ricas en carbonatos, llegando a convertirse,
en la región de Orihuela, en calizas.
Contienen amnionites frecuentes: Haugia, Pseudogrammoceras,
.'Brodieia" y Hammatoceras. Su edad
incluye el Toarciense medio y superior (zonas de Variabilis
y de Thouarsense).
e) Miembro Margas y margocalizas
Alternancia de margas y margocalizas de color gris, estratificadas
en capas finas.
El espesor varía entre 5 y 11 metros.
Donúnan los ammonites: Gruneria, Pseudolillia y Polyplectus.
También es frecuente la aparición de grandes
bivalvos.
La edad del miembro es Toarciense superior (zona de
Insigne).
6.3.1_
SEDINIENTOLOGIA
6.3.1.- Las Facies y su Interpretación Sedimentológica
Para facilitar la descripción de las facies analizaremos
sucesivamente las unidades litoestratigráficas mencionadas
en el apartado anterior.
1. Tramo de transición
Está constituido por materiales extraordinariamente alterados
lo que dificulta la reconstrucción de sus características
primitivas. Es interesante hacer constar la aparición
de numerosas texturas de dedolomitización, lo que prueba
121

que originalmente estos sedimentos fueron de naturaleza
dolomífica. Es también frecuente la presencia de cuarzos
bipiramidados incoloros, que muestran inclusiones de minerales
evaporíticos como anhidrita y cloruros. Además, en
la parte inferior de tránsito al Keuper, son frecuentes las
vacuolas rellenas de arcilla verdosa.
El tramo de transición parece estar más relacionado
con las facies Keuper subyacentes que con la Fm. Dolomías
tableadas de Imón, como lo demuestra el tránsito más
bien gradual entre los dos primeros.
Desde el punto de vista de su interpretación sedimentológica
pensamos que el "tramo de transición" puede
haberse originado por procesos de tipo edáfico sobre los
materiales del Keuper, en condiciones de gran aridez. Sin
embargo, no existen pruebas definitivas de su génesis edáfica,
y como interpretación alternativa podemos considerar
que se haya formado en procesos de alteración telogenética
de la base de la Fm. Dolomías tableadas de Imón, motivada
por la circulación de aguas meteóricas de infiltración
sobre el sustrato impermeable del Keuper.
2. Fm. Dolomías tableadas de Imón
Los procesos diagenéticos, fundamentalmente la dotomitización,
han oscurecido las texturas y estructuras
deposicionales, lo que impide un análisis secuencial detallado.
Sin embargo, es posible distinguir las siguientes
facies:
a) Dolomicritas y dolo mi croesparitas con frecuentes
niveles en que son visibles ripples de oleaje. En las ocasiones
en que es posible observar los aloquímicos, se puede
constatar el predominio de los peloides e intraclastos. No
es infrecuente encontrar intercalaciones con ripples linguoides
planos. Interpretamos estos sedimentos como
depósitos de llanura de mareas.
b) Dolomicritas con laminaciones de algas, con frecuentes
láminas rotas. En algunos niveles están asociados a
moldes de cristales evaporíticos con rellenos geopetales de
44silt" calcitico. Estos sedimentos se originarían en condi-
122

ciones predominantemente supramareales ("algal marsh
c) Dolomicroesparitas y doloesparitas, con laminación
paralela de bajo ángulo. El espesor de estos tramos no
supera en general los 0,50 m. Entre los aloquímicos es
posible observar peloídes, intraclastos y oolitos. Consideramos
que estas facies corresponden a depósitos de playas de
poco desarrollo. El rango mareal no debía ser importante
no llegando posiblemente a un metro.
d) Dolomicroesparitas y doloesparitas canalizadas. Se
encuentran rellenos nonnalmente por peloides e intraclastos.
Por sus dimensiones y facies asociadas podemos distinguir
dos subfacies canalizadas.
1) Canales de pequeñas dimensiones y profundidad
menor de 0,50 m asociados a las facies a) intermareales.
Parece clara su interpretación como canales intermareales.
2) Microcanales, de menos de un metro de anchura y
escasos centímetros de profundidad, asociados a las facies
c) de playa. Pensamos que pueda tratarse de rills desarrollados
en playas muy tendidas.
e) Dolomicritas sin estructuras visibles. Esporádicamente
se pueden observar moldes de bivalvos y
gaster¿podos. Su interpretación, dada la ausencia de criterios
sedimentológicos, es bastante dudosa. En algunos
casos podría tratarse de depósitos submareales de lagoon.
3. Fm. Carniolas de Cortes de Tajuña
El miembro Brechas de aspecto margoso es prácticamente
imposible de estudiar desde un punto de vista sed¡-
mentológico, debido a que en la mayoría de las ocasiones
se encuentra cubierto. No obstante hemos podido distinguir
tres tipos de facies, aunque probablemente esta unidad
presente mayor complejidad litológica que la reflejada
aquí.
a) Arcillas verdes.
Los análisis palinológicos han demostrado la existencia
de microesporas en estos niveles. Probablemente representan
depósitos de marsh.
b) Doloesparitas y pseudoesparitas de dedolomitación.
123

Debido a su fuerte recristalización, normalmente no se observan
estructuras. En algunos casos hemos encontrado
láminas estromatolíticas y moldes de evaporitas. Posiblemente
se trata de depósitos supramareales.
c) Brechas margosas.
Es la facies más frecuente. Su origen no creemos que
sea sedimentario sino diagenético y/o tect6nico, representando
primitivas altemancias de dolomías y arcillas con
posibles intercalaciones evaporíticas (?
En el primer tramo del miembro Carniolas dominan las
facies brechoides más o menos carniolizadas y alteradas.
Muestran frecuentes y variadas texturas de dedolomitización.
Interpretamos este tramo como una brecha de colapsamiento
producida por la disolución de capas evaporíticas,
hoy ausentes en superficie, intercaladas entre niveles
dolomíticos. El estudio de los fragmentos menos alterados,
no permite reconstruir, con certeza, el medio deposicional
de estos materiales, aunque algunos datos (presencia de
b¡rd-eyes, laminación criptalgal, etc.) aparecen apoyar la
idea de depósitos supramareales en un medio de tipo
"shebka". Sin embargo no se puede descartar un posible
origen submareal en un lagocín hipersalino, o quizás una
combinación de ambas alternativas. En cualquier caso la
potencia original de este tramo debió ser mucho más elevada
de la que encontramos hoy en superficie.
El segundo tramo de este miembro está representado
por brechas dolomíticas que en ocasiones parecen erosionar
al tramo subyacente. Normalmente no es posible observar
estructuras en el depósito, pero en algunos casos aparecen
canales con acreción lateral bastante difusa.
En el tercer tramo se pueden distinguir varias facies:
a) Dolomieritas con moldes de evaporitas, laminaciones
estromatolíticas y b¡rd-eyes. Ocasionalmente
aparecen tepees, mud-cracks y ripples. Pueden ser interpretados
como depósitos supramareales a intermareales altos.
b) Canales de doloesparitas asociadas a la facies anterior.
Los canales, están rellenos de peloides e intraclastos.
Se trata de canales intermareales.
c) Dolomicroesparitas en capas que muestran acreción
124

lateral de muy gran escala. Aparecen exclusivamente en las
proximidades de Lumias y probablemente representan depósitos
de bancos migrantes que constituirán el cierre del
lagoon hipersalino situado al sur de dicha localidad.
En la mitad inferior de este tercer tramo aparecen frecuentes
niveles que parecen haber sufrido procesos de deformación
sinsedimentaria.
4. Fm. Calizas y dolomías tableadas de Cuevas Labradas
En el miembro calizas y dolomías microcristalinas se
pueden distinguir las siguientes facies:
a) Mudstones con escasos bioclastos y algunos pellets.
Las capas poseen continuidad lateral, variando su espesor
entre 10 y 30 cm, y siendo la estratificación muy regular.
Las superficies de los estratos son algo ondulosas y en
algunos casos muestran pistas horizontales. Interiormente
carecen de estructuras o presentan ligera bioturbación. En
ocasiones aparecen niveles de concentración de bioclastos
de espesor centimtrico que muestran estructura gradada
con disminución del tamaño y frecuencia de los bioclastos
de base a techo. Aunque no hemos encontrado pruebas
definitivas nos inclinamos a pensar que esta facies puede
considerarse como un depósito de llanura mareal (mudflat).
Los niveles gradados de bioclastos podrían representar
sedimentos depositados en episodios de tormentas.
De cualquier forma no es posible descartar la posibilidad
de que las capas de mudstones correspondan al menos en
parte a sedimentos submareales de lagoon proximal, ya que
no hemos encontrado criterios definitivos de emersión, ni
estructuras de tracción.
b) Wackstones más o menos nodulosos con formas relativamente
variadas de braquiópodos y bivalvos. Presentan
bioturbación bastante intensa. A veces aparecen interestratificadas
con la facies anterior, con la que presentan
todas las gradaciones posibles. Pueden considerarse como
depósitos típicos de lagoon de las zonas que podríamos
considerar como más profundas dentro del mismo.
c) Facies canalizadas de grainstones y packstones los
125

aloquimicos más frecuentes son los bioclastos e intraclastos.
En general los canales bastante amplios y tendidos con
profundidad casi siempre inferior a 0,50 m. Su base puede
ser más o menos erosiva presentando en ocasiones estructuras
de cut and fill y normalmente un depósito de lag, de
intraclastos y braquiópodos, en la base. A veces es posible
observar fenómenos de acreción lateral y estructuras de
tracción de tipo duna en el relleno del canal, aunque lo
más frecuente es que este relleno muestre estratificación
cruzada de pequeña escala producida por la migración de
ripples de corriente. Casi siempre se encuentra asociada a la
facies a) aunque también se puede presentar alternando
con facies f) en cuyo caso la base de los canales apenas
muestran señales de erosión. En el primer caso consideramos
que los sedimentos corresponden a depósitos de canales
intermareales más o menos divagantes mientras que
en el segundo los canales probablemente ocuparan espacios
situados entre bancos y/o mud-mounds.
d) Facies canalizadas de mudstones. Los canales se caracterizan
por su gran amplitud y escasa profundidad. Los
interpretamos como canales intermareales transportadores
de fangos, y rellenos por depósitos de decantación.
e) Facies de grainstones de base plana con secuencias
de tipo fining and thining upwards. Las secuencias muestran
carácter gradado en la base con laminación plana y
ripples a techo. Esta secuencia muestra un cierto parecido
a la de Bounia. Probablemente se trata de depósitos producidos
por derrames de canales intermareales originado en
momentos de crecidas que rompen los levees.
f) Secuencias tipo coarsening and thickening upwards.
Con cierta frecuencia es posible observar la geometría convexa
de estos litosomas. Según la naturaleza de los materiales
podemos distinguir dos subfacies:
1. Mudstones a wackstones.
2. Mudstones a grainstones.
En el primer caso consideramos que podrá tratarse de
depósitos de mud-mounds de lagoori. En el segundo caso
nos encontrariamos ante bancos o shoals desarrollados
igualmente en el lagoori.
126

g) Grainstones con laminación de bajo ángulo. Aparecen
formando capas masivas gruesas. La laminación puede
aparecer cortada por canales con relleno de grainstones que
muestran estratificación cruzada de tipo surco. Esta facies
puede considerarse como un depósito de tipo playa-barrera
cortada por canales mareales. En algunas ocasiones es posible
observar la existencia de pequeños deltas mareales asociados
a estas facies.
El miembro Calizas y dolomías cristalinas está dolomitizado
de forma muy irregular, afectando a las distintas
facies indiscriminadamente, aunque normalmente los grainstones
muestran una mayor tendencia a dolomitizarse. No
cabe duda de que la dolomitización es secundaria.
En el miembro Dolomías, calizas y margas verdes
hemos distinguido las siguientes facies más importantes:
a) Secuencias tipo coarsening and thickening upwards,
formando litosomas de geometría convexa en sucesiones
de dolomicritas a doloesparitas. En el techo de las secuencias
es posible observar la presencia de ripples y herringbones.
Son depósitos de bancos o shoals que parecen migrar
hacia el interior del lagoon.
b) Dolomicritas con laminación plana horizontal muy
continua. Constituyen la base de las secuencias de la facies
a). Aunque podrían ser interpretadas como depósitos supramareales,
nos inclinamos a pensar que se trata de sed¡-
mentos de decantación depositados en un lagoori de escasa
profundidad.
c) Doloesparitas canalizadas, de base escasamente erosiva,
asociadas a las facies a). Consideramos que se trata de
canales que discurrían entre shoals.
d) Dolomicritas con laminaciones estromatolíticas,
que en ocasiones muestran estructuras de tipo LLH. Corresponderían
a depósitos intermareales a supramareales de
algal-marsh.
e) Doloesparitas en capas masivas gruesas que pueden
alcanzar varios metros de potencia. Muestran laminación
plano-paralela de bajo ángulo y canales con estratificación
cruzada de gran escala. Puede considerarse como un complejo
de barra-playa, cortado por canales mareales.
127

f) Arcillas verdosas. En general aparecen a partir de la
segunda mitad de la unidad, en capas de espesor menor de
0,50 m. El análisis palinológico demuestra la existencia de
microesporas como único contenido biológico de esta facies.
Pensamos que puede tratarse de depósitos de marsh.
g) Arcillas grises que pueden contener starved-ripples
constituidos por gasterópodos minúsculos. Contienen
abundante materia orgánica y restos vegetales. Aparecen
fundamentalmente en el sector de Lumias y pueden ser
interpretados como depósitos de llanura de mareas (mudflat)
con probables influencias de agua dulce que impide el
desarrollo de fauna marina normal, provocando el enanismo
de las mismas.
En el sector de Barahona aparece en este miembro un
conjunto de facies característico y exclusivo de esta zona,
y que por tanto no analizaremos con 9ran detalle. Se caracteriza
por la presencia de facies muy fosilíferas, con branquiópodos
y ammonites frecuentes, bioturbadas que alternan
irregularmente con grainstones y packstones, a veces
canalizadas, y con otras facies ya descritas anteriormente.
En conjunto creemos que se trata de sedimentos depositados
fundamentalmente en una plataforma abierta de escasa
profundidad e influenciada por mareas, situada al
frente del complejo de barra-playa correspondiente a la
facies e).
5. Fm. Margas grises de Cerro del Pez
Está constituida por margas grises con intercalaciones
finas de calizas margosas. Son muy fosilíferas con frecuente
braquiópodos y ammonites. En las intercalaciones
calcáreas pueden observarse ripples de oleaje difusos. Son
depósitos de plataforma continental abierta (offshore) aunque
de escasa profundidad, con predominio de aportes detriticos
finos y déficit de carbonatos.
6. Fm. Calizas bioclásticas de Barahona
Constituida por calizas bioclásticas de tipo packstone,
128

nodulosas con abundante bioturbación y fauna muy abundante.
A veces es posible observar la presencia de ripples de
oleaje difusos y de megaflasers. Son depósitos de plataforma
carbonatada abierta, de poca profundidad, sometida
a la acción del oleaje y posiblemente al efecto de mareas.
7. Fm. Alternancia de margas y calizas de Turmiel
En general toda la formación puede considerarse como
una alternancia de margas y calizas, aunque la proporción
relativa de ambas litologías varía tanto en la horizontal
como en la vertical. En las calizas dominan los mudstones
y wackstones con algunos niveles lumaquélicos, frecuentes
sobre todo en el tránsito del Miembro Calizas amarillas al
de Margas rosas. Dentro de cada ritmo el tránsito de las
margas a las calizas es casi siempre progresivo, mientras que
el paso de las calizas a las margas suele ser más brusco,
aunque también pueden encontrarse transiciones progresivas.
No hemos encontrado estructuras bien definidas que
indiquen la acción de corrientes tractivas, por lo que debemos
suponer que los procesos de decantaciones dominaron
netamente sobre los de tracción, y que éstos si existieron
fueron muy débiles. Interpretamos estos materiales como
depósitos de plataforma abierta, situados por debajo del
nivel de acción del oleaje. No hemos encontrado datos
suficientes que permitan elaborar una hipótesis razonablemente
fundamentada sobre el origen de los ritmos margo-calcáreos,
que ha sido discutido por numerosos autores.
No obstante, nos inclinamos a pensar que la llegada intermitente
de aportes detríticos finos procedentes de la meseta
pudiera ser la responsable de las alternancias. No es
necesaria, aunque no se pueda tampoco descartar, la existencia
de pulsaciones tectónicas, ni variaciones de profundidad
para explicar la llegada intermitente de materiales
detríticos, puesto que una migración lateral de los puntos
de entrada de los aportes, podría explicar la aparición de
ritmos.
Las variaciones horizontales y verticales, tanto en las
caracteristicas litológicas, como en las faunísticas, parecen
129

indicar que la plataforma toarciense era menos uniforme
de lo que en una primera impresión podría pensarse. La
interpretación sedimentológica de estas variaciones es muy
difícil y altamente especulativa debido a la ausencia de
modelos actuales de sedimentación en plataforma externa,
comparables con los del Jurásico. No obstante, en los apartados
siguientes discutimos algunos aspectos con la distribución
y evolución de las facies.
6.4.- MEDIOS SEDIMENTARIOS Y PALEOGEOGRA-
FIA
El tramo de transición parece estar relacionado con las
facies Keuper, y tal vez pueda considerarse como una costra
desarrollada sobre las arcillas yesíferas, en condiciones
climáticas áridas, previamente a la llegada del primer impulso
de la transgresión liásica.
El análisis de las facies que aparecen en la Fm. Dolomías
tableadas de Imón permite afirmar que sus
sedimentos se depositaron fundamentalmente en un medio
litoral de tipo llanura de mareas, en el que del exterior al
interior se desarrollaron los siguientes submedios:
a) Playas muy tendidas, con algunos rills, que limitarían
por el exterior la llanura de mareas.
b) Llanura de mareas con canales divagantes más o
menos frecuentes.
c) Algal marsh con laminación estromatolítica.
Del estudio de la laminación de fo reshore en las facies
de playa y de la profundidad de los canales mareales, deducimos
que el rango mareal debía ser escaso, del orden probablemente
de 0,50 m.
La dolomitización total de los materiales y la gran
escasez y pequeño tamaño de la fauna encontrada parecen
indicar condiciones de hipersalinidad en el medio, atribuibles
a condiciones climáticas de cierta aridez.
En conjunto la unidad presenta un carácter regresivo,
en el sentido de que las facies . de algal marsh son más
frecuentes hacia el techo. Termina con una superficie ferruginosa,
parcialmente silicificada.
130

La Fm. carniolas de Cortes de Tajuña ha sufrido en su
evolución transformaciones diagenéticas de gran importancia,
entre las que cabe destacar la desaparición de niveles
evaporíticos que se depositaron alternando con los tramos
dolomíticos y arcillosos. Su disolución trajo como
consecuencia la brechificación y dedolomitización de los
niveles carbonatados. La potencia observada hoy, es pues,
sólo una parte de la que originalmente debió depositarse.
El modelo de medio deposicional en el que se sedimentaron
los materiales de esta unidad es difícil de establecer
debido fundamentalmente al efecto enmascarador de los
procesos diagenéticos. La presencia de moldes y de niveles
de evaporitas indica una fuerte hipersalinidad que implicaría
la existencia de condiciones climáticas áridas.
En el miembro inferior dominan las facies de sebkha
supramareal carbonatadas con intercalaciones más o menos
frecuentes de arcillas con esporas que probablemente representan
depósitos continentales. Aunque la medida de
potencias en este tramo es muy difícil, debido entre otras
cosas a la posible existencia de despegues, hemos realizado
una mapa de isopacas que muestra la existencia de una
tendencia al aumento de espesores de SE a NW, y la mayor
proporción de arcillas en el sector NW (fig. 6.2). Arribos
datos parecen indicar que las zonas de borde estarían situadas
hacia el NW del bloque.
En la parte inferior del miembro superior es donde
serían más frecuentes las intercalaciones evaporíticas, cuyo
origen podría ser en parte supramareal (sebkha), pero sin
descartar la posibilidad de que se trate de depósitos de
cuencas hipersalinas con un fuerte grado de confinamiento.
En la parte superior dominan las facies de mareas, de características
también hipersalinas. En las proximidades de Lumias
aparecen facies que podrían interpretarse como bancos
que constituirían el cierre de la cuenca hipersalina situada
al sur.
Como discutimos en el apartado correspondiente a la
evolución de la cuenca es posible que se produjeran emersiones
entre los tramos 1 y 2 del miembro Carniolas.
La Fm. Calizas y dolomías tableadas de Cuevas Labra-
131

das está caracterizada por la aparición de facies de llanura
de mareas y lagoon. Respecto a las unidades infrayacentes
cabe destacar la pérdida del carácter hipersalino del medio
deposicional, ya que las dolomías que aparecen en el
miembro inferior son claramente secundarias, siendo más
abundantes hacia el borde de la meseta.
La repartición de facies del miembro inferior corresponde
a un modelo típico de sedimentos carbonatados
litorales, siendo posible distinguir los siguientes submedios
del interior al exterior:
a) Llanura de mareas con canales intermareales.
b) Lagoon, en cuyo interior se desarrollan distintos
tipos de facies, como canales submareales, bancos
migrantes y mud-mounds.
c) Complejo de barra, que avanza trangresivamente
hacia el lagoon, migrando en dirección aproximada
NE-SW. Los únicos afloramientos en el bloque se encuentran
en el sector de Barahona.
d) Plataforma abierta muy proximal, situada al exterior
del complejo de barra. S¿lo aparece en el sector de
Barahona.
El miembro superior presenta facies que indican que el
lagoon se está rellenando progresivamente y pasando, por
colmatación, a un modelo de llanura de mareas y playa.
Así pues en la parte inferior se pueden observar facies de
llanura de mareas y lagoon, desapareciendo estos últimos
en la mitad superior del miembro y siendo sustituidos por
las primeras, que a su vez muestran frecuentes episodios de
algal marsh con intercalaciones de arcillas probablemente
continentales. La llanura de mareas estará separada del mar
abierto por un complejo de playa-barrera de gran anchura,
cruzado por -numerosos canales de marea. Entre este
complejo y la llanura de mareas quedarla únicamente un
lagoon de dimensiones reducidas en comparación con el
que existía durante la deposición del miembro inferior. Por
fuera existirían facies muy proximales de plataforma abierta.
La Fm. Margas grises de Cerro del Pez está constituida
por materiales depositados en una plataforma abierta de
132

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escasa profundidad. La aparición de esta unidad indica un
cambio importante en las condiciones del medio, que será
analizado en el apartado correspondiente a la evolución de
la cuenca. Cabe destacar la presencia de yeso, de origen
probablemente detrítico, disperso entre las margas. La
abundancia de cefalópodos y braquiópdos indica condiciones
de salinidad marina normal.
Las variaciones de espesores han sido representadas en
la fig. 6.3. Es posible observar una tendencia general al
aumento de espesores en el sector NW.
La Fm. Calizas bioclásticas de Barahona representa
también condiciones de plataforma abierta, probablemente
aún de menor profundidad que la unidad anterior, como lo
prueba la aparición de ripples de oleaje. Es posible que esta
plataforma estuviera sometida a la acción de corrientes de
marea. Las condiciones de salinidad debieron ser normales
como lo demuestra la abundancia de fauna estenohalina.
La distribución de espesores (fig. 6.4) marca la existencia
de una zona más subsidente en la región de Olmedillas.
En general se puede observar que el contenido en
arcilla de los carbonatos es mayor en el sector NW.
La Fm. Alternancia de margas y calizas de Turmiel
representa también condiciones de plataforma abierta y
salinidad normal.
En la fig. 6.5 hemos representado el mapa de isopacas
de los miembros Margas y calizas margosas y Margas rosas,
que son las que muestran mayores cambios. En general se
sigue observando que la relación marga/caliza aumenta hacia
el NW, disminuyendo hacia el S.
6.5.- EVOLUCION GENERAL DE LA CUENCA SEDI-
MENTARIA
Las arcillas y evaporitas del Keuper pueden considerarse
en esta región como depósitos continentales con ligeras
influencias marinas (YEBENES y ALCALDE, 19 7 7).
Al final de su deposición las áreas emergidas mostrarían un
extraordinario grado de peneplanización. Sobre esta super-
133

ficie se desarrollarían probablemente las costras carbonatadas
que constituyen el Tramo de transición.
En el Triásico superior con la deposición de la Fm.
Dolomías tableadas de Im6n, comienza el desarrollo de la
plataforma carbonatada que dio origen al grupo Renales.
Esta plataforma estaba caracterizada fisiográficamente por
la gran extensión y peneplanización de su superficie. Ambos
factores son los responsables de las peculiaridades que
presenta el desarrollo y distribución de las diferentes facies,
en comparación con las que muestran las plataformas
carbonatadas actuales.
La Fm. Dolomías tableadas de Im6n se depositó fundamentalmente
en una llanura de mareas. En conjunto la
unidad presenta tendencias "regresivas" hacia el techo, terminando
con una superficie ferruginosa y silicificada, que
podria indicar una emersión y vuelta a las condiciones continentales.
Con la Fm. Carniolas de Cortes de Tajuña se reanuda
progresivamente la sedimentación carbonatada, aunque en
el miembro inferior aparecen claras influencias continentales
en forma de niveles de arcillas con microesporas y
polen, pudiendo considerarse, en cierto modo, como una
recurrencia de las facies arcillosas del Keuper. En el tramo
1 del Miembro Carniolas se produce el máximo de deposición
de niveles evaporíticos probablemente en un sistema
sebkha - lagoc,n hipersalino. Al final de la sedimentación
de este tramo es posible que se produjera una emersión,
fundamentalmente en las zonas próximas al borde de la
meseta, iniciándose el proceso de karstificación y disolución
de las evaporitas. Un nuevo impulso transgresivo provocaria
' la deposición del tramo 2 de brechas dolomíticas
que rellenarían las irregularidades producidas en el techo
del tramo. El tramo 3 muestra un fuerte desarrollo de
facies de llanura de mareas hipersalinas, con tendencias
generales transgresivas. Probablemente, durante la depo- jJ
sición de la parte inferior de este tramo, continuará produciéndose
la disolución de evaporitas del tramo 1, como
parece probarlo la presencia de deformaciones sinsedimentarias,
asociadas a aquel tramo. En sondeos realizados fuera
134

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FIG. 6-5 ISOPACAS EN F. TURMIEL
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M. MARGAS Y CALIZAS MARGOSAS

de la zona en estudio, se han encontrado como equivalente
de las carniolas, alternancias de anhidrita y dolomías. Su
existencia en profundidad demuestra que la disolución de
evaporitas y consiguiente brechificación y carniolización
del depósito es un proceso que se realiza en varias fases.
Estas fases pueden estar muy separadas en el tiempo, y
lógicamente relacionadas con las etapas de emersión en las
que la circulación de aguas meteóricas de infiltración pudo
provocar la disolución. Por ello podemos encontrar desde
zonas donde la carniolización comenzó prácticamente durante
la sedimentación, hasta zonas en las que las evaporitas
se conservan totalmente o están siendo carniolizadas
en la actualidad.
La deposición de los materiales de la Fm. Calizas y
dolomias de Cuevas Labradas corresponde a la iniciación
de un impulso transgresivo importante, con instalación de
un sistema deposicional formado por una llanura mareal y
lagocin, separados del mar abierto por un complejo de barras
que se desplazan hacia el interior. -El avance de las
barras y la colmatación provocan progresiva reducción del
lagoon y la progradación de la llanura de mareas, ayudada
por la entrada de aportes continentales. Aunque no existe
famna que permita realizar dataciones precisas en esta'unidad,
pensamos que el impulso transgresivo inicial debió
producirse al iniciarse el Sinemuriense superior (Lotharingiense).
Al techo de esta formación aparecen varias superficies
ferruginosas de tipo hard-ground con ostreidos y
perforaciones, que indican ralentizaciones en la velocidad
de sedimentación y posibles emersiones.
Al comienzo del Domeriense se produce un cambio
muy importante en la sedimentación, desapareciendo totalmente
las facies de plataforma restringida, que habían sido
dominantes hasta este momento, y siendo sustituidas por
facies de plataforma abierta, con ammonites y braquiópodos
abundantes, que se instalan con cierta brusqeudad
en todo el sector estudiado. Coincide además con la llegada
de importantes masas de aportes detríticos finos, procedentes
del NE. Es muy posible que el cambio está relacionado
con un episodio de fragmentación y hundimiento de
135

la plataforma carbonatada, en conexión con una etapa de
apertura del Atlántico Norte. En cualquier caso en nuestra
zona estos movimientos no debieron tener demasiada importancia
cuantitativa, aunque serían responsables de la
entrada de materiales detríticos finos y de la transformación
de un medio deposicional confinado a otro de plataforma
abierta. Esta plataforma sería somera y deficitaria
en carbonatos. Progresivamente la profundidad iría disminuyendo
y en ocasiones el fondo llegó a quedar sometido a
la acción de oleaje y de las marcas. Simultáneamente
aumentarla la productividad de carbonatos, lo que unido a
la disminución de aportes detríticos condujo a la deposición
de la Fm. Calizas bioclásticas de Barahona.
En el Toarciense se produce una nueva pulsación con
renovada invasión de detríticos finos y aumento de la profundidad.
Toda la Fm. Turmiel corresponde a un depósito
de plataforma abierta de escasa profundidad, pero siempre
por debajo del nivel de acción del oleaje.
Dentro de esta unidad se producen algunos cambios
biosedimentarios cuya interpretación sedimentológica es
muy problemática y prematura en el estado actual de
conocimientos. El primer cambio se produce en el techo
del Miembro Calizas amarillas cuyas capas presentan superficies
perforadas y fauna escasisima. El segundo en el techo
del Miembro de Margas rosas, que presenta ammonites piritizados
en el paso al Miembro Alternancia rítmica. El
tercero, menos brusco, se caracteriza por una nueva llegada
de aportes finos.
136

7.- DOGGER Y MALM
7.1.- INTRODUCCION
Dentro del bloque de hojas reconocido se encuentran
sedimentos del Jurásico medio únicamente en la parte
oriental, al este de una línea de dirección aproximada
NNE-SSW que pasa al oeste de Maranchón y Ablanque
(fig. 7.1). Al oeste de esta línea pueden encontrarse
algunos afloramientos aislados, como por ejemplo en las
proximidades de Alcolea del Pinar, que han quedado preservados
de sucesivas etapas de erosión.
Los afloramientos correspondientes a los materiales del
Jurásico superior - ocupan una extension mas restringida,
encontrándose únicamente en la parte oriental del bloque,
en las Hojas de El Pobo de Dueñas y Checa. Aún así, no en
todos los puntos de esta área se encuentra la sucesión completa,
ya que las arenas de la Formación Utrillas y los
materiales del Terciario pueden apoyarse sobre diferentes
unidades del Jurásico.
El Jurásico medio y superior de esta región ha sido
objeto de varios trabajos en los que se estudian sus aspectos
estratigráficos, como por ejemplo el de VILLENA, RA-
MIREZ DEL POZO, LINARES y RIBA (1971) al describir
el corte de Pozuel del Campo y el trabajo de GOY et al. (in

litt.) en el que se estudia la bioestratigrafía del Jurásico
superior a través de varios cortes levantados en esta región.
Para el estudio sedimentológico de estos materiales se
han levantado cuatro cortes de detalle, cuya posición puede
verse en el mapa de la fig. 7. 1, encontrándose en el de El
Pedregal-Pozuel una de las secciones más potentes del Jurásico
medio de la Cordillera Ibérica.
7.2.- UNIDADES LITOLOGICAS
Los materiales correspondientes al Jurásico medio y
superior de la Cordillera Ibérica han sido divididos en una
serie de unidades litoestratigráficas formales. junto a éstos,
por razones de similitudes faciales, se incluyen también
sedimentos correspondientes al Lías terminal.
La definición de estas unidades fue realizada formalmente
por GOMEZ (1978) y GOMEZ y GOY (in litt.)
tomando como área tipo el Sector Levantinodela Cordillera
Ibérica. No obstante a lo largo del trabajo de campo
realizado en esta área se ha podido comprobar que estas
unidades, cuya sucesión puede verse en el cuadro 1, son
reconocibles sin dificultad en el área estudiada.
Cuadro 1.-Resumen de las unidades litoestratigráficas
del Jurásico medio y superior de la Cordillera
Ibérica
Grupo
Turia
Formación Calizas con oncolitos de Higueruelas
Formación Ritmita calcárea de Loriguilla
Formación Margas de Sot de Chera
Formación Carbonatada
de Chelva
Miembro Calizas con
esponjas de Yatova.
Capa de Oolitos ferruginosos
de Arroyofrío
-«parte media" (informal).
Miembro Calizas nodLb
losas de Casinos
138

433 434
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FIG. Z 1
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ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
Y COLUMNAS ESTUDIADAS
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t
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í
el.
6- 2
15 lo 15 20 Z5- CHECA
d
6-40
6- 3

Algunas de las unidades presentan ciertas diferencias
respecto a los correspondientes cortes tipo, fruto de los
lógicos cambios de facies, pero estas variaciones están contempladas
en la definición y entran dentro del rango, de
variabilidad que puede considerarse normal. La razón de
que su reconocimiento puede realizarse sin dificultad, queda
mostrado por el hecho de que sus límites aparezcan
marcados en las columnas levantadas. A continuación se
exponen las características que presentan cada una de estas
unidades, dentro del bloque de hojas estudiado.
7.2.1.- Formación Carbonatada de Chelva
Sobre la Formación Alternancia de margas y calizas de
Turmiel definida por GOY, GOMEZ y YEBENES (1976)
tomando como área tipo la aquí estudiada, se encuentra un
potente conjunto de rocas carbonatadas al que se ha denominado
Formación Carbonatada de Chelva.
Características y límites
Dentro de esta unidad pueden distinguirse varias unidades
de orden menor, parte de ellas son formales, definidas
con el rango de Miembro y Capa, y otra informales.
En la parte inferior se encuentra el Miembro Calizas nodulosas
de Casinos constituido por calizas con los planos
de estratificación ondulados que le comunican aspecto noduloso.
Por encima se encuentra la "parte media" de la
Fm. Chelva (tramo informal) constituido por calizas bien
estratificadas, calizas margosas y margas calcáreas, calizas
con nódulos de sílex, dolomías y hacia la parte media-superior
calizas ooliticas.
Por encima se encuentra una capa con gran extensión
lateral y cuyo espesor no suele sobrepasar un metro. Se
trata de la Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrío
constituida por calizas con oolitos ferruginosos en proporción
variable, generalmente abundantes, que suelen con-
139

tener una abundante fauna fósil de Ammonites. La Formación
Chelva termina con un tramo constituido por calizas y
calizas margosas que contienen abundantes espongiarios.
Corresponde al Miembro Calizas con esponjas de Yátova
sobre el cual se apoya la Formación Margas de Sot de
Chera.
Los límites de la unidad son muy claros puesto que en
base y techo está delimitado por unidades margosas. Su
límite inferior coincide con el techo de la Formación Alternancia
de margas y calizas de Turmiel y se marca en el
techo del último tramo margoso a partir del cual las margas
pasan a ser escasas o inesistentes. El límite superior
coincide con la base del primer nivel margoso de la Formación
Margas de Sot de Chera, a partir del cual las calizas
pasan a ser minoría en el conjunto.
A continuación se expondrán con más detalle las características
de cada una de las unidades mencionadas
dentro del área estudiada.
Miembro Calizas nodulosas de Casinos
Sobre las margas de la Fm. Turmiel se encuentra un
tramo de rocas carbonatadas de aspecto noduloso, el
Miembro Casinos, que constituye la unidad basal de la Formación
Carbonatada de Chelva. Se ha podido reconocer en
todos los cortes estudiados, siendo su espesor bastante
constante.
a) Características y límites
En el área estudiada el Miembro Casinos está constituido
por calizas micríticas mudstones y wackstones a
packstones de color gris, a veces con tonos rojizos y amarillentos,
que se encuentran bien estratificados en capas de 5
a 30 cm. Sus planos de estratificación son más o menos
ondulados, por lo que el conjunto toma cierto aspecto
noduloso.
A veces se encuentran algunas intercalaciones de calizas
margosas en lajas de 2 a 7 cm de espesor y en el corte
140

ealizado al sur de Checa son frecuentes las calizas con
Crinoides. A veces se reconoce la presencia de superficies y
nódulos ferruginosos.
Su limite inferior es neto puesto que coincide con el
techo de una unidad margosa, la Formación Alternancia de
margas y calizas de Turmiel. Puede marcarse en el techo de
la última capa margosa a partir de la cual predominan claramente
las calizas.
No obstante se observan cambios laterales de facies
entre la Formación Turmiel y el Miembro Casinos. Dentro
de la hoja de Checa, al norte, en Alustante-Orihuela del
Tremedal, el Miembro Alternancia rítmica de margas y calizas
primeramente y el Miembro Margas y margocalizas
después,amb os de la Formación Turmiel, pasan a estar constituidos
casi exclusivamente por carbonatos, con lo cual
son más asimilables por sus caracteres litológicos al Miembro
Casinos de la Formación Carbonatada de Chelva. Aun
con esta circunstancia, en líneas generales,el contacto sigue
siendo neto y sólo localmente puede ser transicional.
El límite superior, suele estar bien definido, marcándose
cuando los planos de estratificación dejan de ser
ondulados, y la unidad pierde su aspecto noduloso.
b) Contenido Jaunístico y edad
La fauna suele ser frecuente en el Miembro Casinos. Se
reconocen secciones o bioclastos de Bivalvos, Braquiópodos,
Crinoides, Corales, Pectínidos, Myácea, etc., así como
las pistas fósiles y entre ellas es localmente abundante
Zoophycos. Los Ammonites son menos frecuentes que en
la unidad margosa inferior, se han encontrado ejemplares
de Dumortieria sp.
La unidad no ha podido datarse con precisión, parece
pertenecer en su mayor parte al Toarciense superior,
aunque es posible que la parte alta pueda pertenecer al
Aaleniense.
141

'Tarte media" (informal) de la Formación Carbonatada de
Chelva
Sobre el Miembro Calizas nodulosas de Casinos y bajo
la Capa de Oo litos ferruiZin osos de Arroyofflo se encuentra
un conjunto de rocas carbonáticas que hasta el momento
no ha sido subdividido en unidades formales. A este tramo
se le denomina, de manera informal, "parte niedia" de la
Fm. Chelva. Los cambios de espesor de esta unidad son
muy notables de unos puntos a otros dentro del bloque.
a) Caracteristicas y límites
Dentro de esta unidad pueden diferenciarse dos grandes
conjuntos de facies, el grupo de facies micríticas y el
grupo de facies oolítico-dolomíticas. A nivel de Cordillera
existen áreas en las que predominan uno u otro tipo de
facies, pero en determinados lugares, como el área de estudio,
puede observarse un cambio de facies de unas a otras o
una superposición entre ellas.
Las facies micríticas son las que alcanzan el mayor
desarrollo dentro de la unidad, encontrándose calizas
mudstone, wackstone y packstone bien estratificadas en
capas cuyo espesor más frecuente suele ser de 10-30 cm.
Normalmente son de color gris, a veces beige o con tonos
rojizos a rosados. Se encuentran tramos de calizas con nódulos
de sílex a diferente altura de la secuencia y en ocasiones
es frecuente que se intercalen margocalizas lajosas
que llegan a formar una alternancia más o menos irregular
con las calizas, a veces con notable desarrollo, como en el
corte de El Pedregal-Pozuel. Localmente se encuentran niveles
con superficies fosfáticas así como superficies onduladas
o tintes ferruginosos.
Las facies oolítico-dolomíticas suelen encontrarse en
menor proporción, al menos en los cortes del área oriental.
En la parte inferior de la unidad, en el corte de El Pedregal-Pozuel,
se encuentran tramos dolomíticos constituidos
por dolomías cristalinas grises con frecuencia mal estratificadas
y en ocasiones intercalaciones micríticas. Facies
142

oolíticas y de grainstones se encuentran hacia la parte media-superior
del tramo tanto en el corte de El Pedregal-
Pozuel como en el del sur de Checa. Están compuestos por
calizas en capas frecuentemente gruesas, a veces medias,
que localmente pueden contener nódulos de sílex.
b) Contenido jaunistico y edad
Dentro de esta unidad, excepto en los niveles dolomíticos,
la fauna suele ser frecuente, encontrándose Bivalvos,
Microfilamentos, Belemnites, Braqui¿podos, Crinoides,
Ammonites, etc. En algunos tramos son muy abundantes
los Zoophycos.
En la parte inferior-media es frecuente Stephano ceras y
en el corte de El Pedregal-Pozuel existe un nivel fósfático
rico en Poecilomorphus y otras formas. Hacia la parte superior
llegan a ser abundantes Macrocephalites, Reineckeites,
Bulla tim orphites, Hecticoceras, etc., especialmente
en los niveles del techo de la unidad. La edad de
la "parte media" de la Formación Chelva es Bajociense-
Bathoniense-Calloviense inferior y medio, siendo posible
que la base pertenezca al Aaleniense.
Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrío
El espesor de esta unidad es muy reducido, ya que rara
vez supera 1 m, pero a pesar de ello presenta una marcada
continuidad lateral a lo largo de la cordillera. No obstante
en diferentes cortes, el contenido faunístico puede indicar
algunas variaciones de edad y con frecuencia está relacionada
con la existencia de lagunas estratigráficas de intensidad
variable.
Se sitúa hacia el límite entre el jurásico medio y el
jurásico superior, y dentro del área estudiada se puede
reconocer en varios cortes de la parte oriental (Alustante,
Motos, Checa, El Pedregal- Pozuel, etc.).
143

a) Características y límites
La Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrío está
constituida por Calizas que contienen oolitos ferruginosos
en proporción variable, generalmente abundantes. Suele
tener tonos o tintes rojizos o amarillentos y dentro de ella
pueden separarse a veces diferentes niveles en función del
tamaño, proporción de los oolitos, coloración o contenido
faunistico.
Ambos límites, inferior y superior, son netos: coincidiendo
respectivamente con la aparición y desaparición de
los oolitos ferruginosos.
b) Contenido faunistico y edad
El contenido faunístico de esta capa suele ser muy
abundante. Son frecuentes Arnmonites,'Telemnites", Pectínidos,
Ostreidos, Crinoides, etc. Entre los Arnmonites se
encuentran Grossouvria, Subgrossoubria, Choffatia, Indosphinctes,
etc., que indican una edad Calloviense. GOY
et al. (in litt.) estudian la bioestratigrafía de estos niveles y
del Jurásico superior en varios cortes de esta región, confirmando
la presencia del Calloviense inferior y medio. El
Calloviense superior parece estar ausente.
Miembro Calizas con esponjas de Yatova
Es la unidad más superior de la Formación Carbonatada
de Chelva. Su espesor en la región suele ser del orden
de 2-5 m.
a) Características y límites
El Miembro Yatova , está constituido por calizas y calizas
margosas grises en capas de 10-40 cm, que suelen
contener abundantes fragmentos de esponjas. Los planos
de estratificación son con frecuencia irregulares, por lo que
la unidad suele tener aspecto noduloso.
144

En las capas más superiores, normalmente más margosas,
suelen encontrarse algunas superficies ferruginosas
más o menos desarrolladas, y es frecuente que la fauna sea
abundante. El límite inferior coincide con la desaparición
de los oolitos ferruginosos y el límite superior con la aparición
de las margas de la Formación Sot de Chera. Ambos
son netos y fáciles de señalar en el campo.
b) Contenido Jaunistico y edad
La fauna en el Miembro Yatova suele ser abundante,
además de las Esponjas son frecuentes Crinoides, Bivalvos,
Ammonites, Braquiópodos, púas de Equínidos, etc.
Entre los Ammonites se encuentran Orthosphinctes,
Gregoryceras, Dicho to m osphinctes, Ochetoceras, etc., que
indican una edad Oxfordiense medio, aunque según GOY
et al. (in litt.) algunas formas podrían indicar, posiblemente,
la presencia del Oxfordiense inferior.
7.2.2.- Formación Margas de Sot de Chera
Sobre la Formación Carbonatada de Chelva se dispone
un tramo fundamentalmente margosos que presenta en algunos
cortes de la región un gran desarrollo comparado
con el resto de la Cordillera Ibérica.
a) Características y límites
La Fm. Sot de Chera está constituida por margas grises,
a veces amarillentas con intercalaciones frecuentes de calizas,
calizas margosas y margocalizas. En el área de El
Pedregal-Pozuel se encuentran además niveles intercalados
de areniscas de grano fino, calizas limo-arenosas, limolitas,
etc.
El límite inferior es neto, coincide con el techo del
último banco calcáreo de la Fm. Chelva por encima del
cual predominan las margas. El límite superior puede ser
más difícil de marcar porque la unidad superior, la For-
145

mación Ritmita calcárea de Loriguilla tiene en esta área un
carácter predominantemente margoso. No obstante el límite
entre ambas unidades puede marcarse en el campo. En el
Pedregal-Pozuel el límite superior coincide con el techo del
último banco de areniscas, que se intercala entre las
margas, teniendo por encima calizas margosas en lajas y
capas de calizas micríticas que forman el ritmo elemental
de la Fm. Loriguilla,, las cuales se intercalan entre margas.
En Alustante el límite entre ambas unidades es difícil de
observar por encontrarse con frecuencia parcial o totalmente
cubierto.
b) Contenido Jaunístico y edad
En los materiales de la Fm. Sot de Chera pueden encontrarse
fósiles de Bivalvos, Ostreidos, Braquiópodos, restos
vegetales, púas de Equinodermos, Crinoides, Serpúlidos
y Ammonites. GOY et al. (in litt.) estudian la fauna de
Ammonites de estas capas, en los cortes de El Pedregalllozuel
y Alustante, encontrando que la totalidad de la
unidad pertenece al Oxfordiense, basándose principalmente
en la presencia de varias especies de Ochetoceras.
7.2.3.- Formación Ritmita calcárca de Loriguilla
En la mayor parte de la Cordillera Ibérica, sobre las
margas de la Fm. Sot de Chera se dispone un conjunto de
calizas en disposición rítmica, formada por una alternancia
de margocalizas lajosas y calizas micríticas, que constituyen
la Formación Ritmita calcárea de Loriguilla. Debido
a la posición paleogeográfica del área estudiada, esta
unidad presenta unas facies algo diferentes a las del área
tipo, pero no obstante puede reconocerse su existencia.
a) Características y límites
En el corte de El Pedregal-Pozuel la Fm. Loriguilla está
constituida por margas con intercalaciones de calizas, las
146

cuales se ordenan en ritmos que en su base contienen margocalizas
lajosas y en la parte superior calizas micríticas, de
manera similar a como se encuentran en la mayor parte de
la Cordillera Ibérica. En el corte de Alustante la unidad se
encuentra cubierta por derrubios en muchos puntos, por lo
que, como se ha dicho, su reconocimiento es difícil.
El límite inferior de esta unidad en el corte de El Pedregal-Pozuel
es fácil de señalar, pues coincide con el techo
del último nivel arenoso intercalado entre las margas. Por
encima de él predominan las intercalaciones de calizas ordenadas
en los ritmos mencionados. El límite superior es
neto pues coincide con las calizas en capas gruesas de la
Formación Higueruelas.
b) Contenido jaunistico y edad
El contenido faunístico de esta unidad suele ser bastante
escaso. En el corte de El Pedregal-Pozuel se encuentra
un nivel fosfático con Ammonites fragmentados que
según GOY et al. (op. cit., in litt.) puede corresponder al
límite del Oxfordiense. Por consiguiente parece que al menos
la parte inferior de la unidad pertenece al Oxfordiense,
pudiendo ser Kimmeridgiense el resto de la Fm. Loriguilla.
7.2.4.- Formación Calizas con oncolitos de Hígueruelas
Es la unidad más superior del jurásico en facies carbonatadas
y resulta fácilmente distinguible por su estratificación
en gruesas capas, que con frecuencia resaltan dando
un escarpe en el relieve así como por su contenido en
aloquímicos que suele ser abundante.
a) Características y límites
La Fm. Higueruelas está constituida por calizas, normalmente
packstone a grainstone en las que suelen ser
abundantes los oolitos que con frecuencia coexisten con
estructuras concéntricas de algas (oncolitos). Suelen dis-
147

ponerse en capas medias a gruesas hasta bancos gruesos. En
la base pueden contener algunas intercalaciones margosas y
en el techo disminuye el espesor de las capas formando un
tránsito gradual rápido a los depósitos "fipo Purbeck" como
puede verse en Alustante.
b) Contenido faunístico y edad
Aparte de las estructuras estromatolíticas de algas tipo
SSH, los restos orgánicos son frecuentes en esta unidad. Se
encuentran Ostreidos, Crinoides, radiolas de Equinodermos,
Serpúlidos, Límidos, Trigonia. No se ha encontrado
macrofauna característica que permita su datación,
pero los microfósiles encontrados indican una edad
Kimmeridgiense.
7.3.- SEDIMENTOLOGIA
Basándose en el estudio de las texturas y de las estructuras,
encontradas en cada una de las unidades distinguidas
en el jurásico medio y en el jurásico superior, se realizará
en este apartado un análisis sedimentológico de los materiales
carbonáticos descritos en el apartado anterior. Las
texturas han sido reconocidas en el campo y en lámina
delgada, y las estructuras sé han estudiado en los afloramientos
donde se han levantado los cortes. El conocimiento
del contexto regional está basado en los estudios
efectuados en áreas próximas y en la bibliografía existente.
7.3.1.- Tipos de facies y estructuras sedimentarias
Como.se ha expuesto en apartados anteriores, eljurásico
medio y superior está constituido fundamentalmente por
calizas, con margas en menor proporción, siendo las dolomías,
calizas arenosas, areniscas, etc. poco abundantes.
Excepto en la "parte media" de la Fm. Chelva, donde se han
distinguido dos grupos principales de facies, el resto de las
148

Formaciones, Miembros y Capas constituyen de por sí unidades
faciales, por lo que serán utilizadas para la descripción
de los tipos de facies y estructuras sedimentarias
presentes.
1 - Formación Carbonatada de Chelva
Esta unidad se encuentra subdividida en una serie de
unidades de rango menor. En la parte inferior se distingue
el Miembro Calizas nodulosas de Casinos; la "parte rriedia"
no está dividida en unidades formales y constituye de por
sí una unidad informal y en la parte superior se distingue la
Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrío y el Miembro
Calizas con esponjas de Yátova.
Miembro Calizas nodulosas de Casinos
Como se ha expresado anteriormente el Mb. Casinos
se superpone y es en parte cambio lateral de la Fm. Alternancia
de margas y calizas de Turmiel, lo cual condiciona
en parte los cambios de espesor y facies encontrados en
esta unidad a lo largo del área estudiada.
Generalmente está constituida por calizas con matriz
micrítica (mudstones y wackstones a packstones), y al
sur de Checa se encuentran facies con frecuentes restos de
Crinoides.
Las estructuras sedimentarlas son bastante escasas en
esta unidad. Se encuentran laminaciones de pequeña escala
debida a wave ripples en algunos interestratos y los planos
ondulados, que comunican el aspecto noduloso a la unidad,
está provocado, al menos en parte, por la existencia
de estructuras de escape de fluidos.
'Tarte media" (informal) de la Formación Carbonatada de
Chelva
Dentro de esta unidad se distinguen dos grandes conjuntos
de facies, las facies oolítico-dolomíticas y las facies
micríticas.
149

En el grupo de facies oolítico-dolomíticas, las dolomías
se encuentran formando algunos tramos en la mitad
inferior de la unidad, en el corte de El Pedregal-Pozuel y en
ellas las características texturales han sido borradas por la
dolomitización y recristalización y tampoco se encuentran
estructuras sedimentarias.
Dentro de las facies oolíticas se incluyen calizas grainstones,
con frecuencia oolíticas, y calizas packstones con
abundantes aloquímicos. Se encuentran en la mitad superior
de la sucesión en los cortes de El Pedregal-Pozuel y sur
de Checa. En ellas son frecuentes las estructuras sedimentarias,
predominando la laminación cruzada de gran escala,
correspondiente a barras y canales. Localmente se reconocen
laminación oblicua de tipo festoneado y algunos niveles
contienen nódulos de sílex.
El grupo de facies micríticas está constituido por calizas
con matriz micrítica, predominando las calizas
wackstone y packstone, aunque también son frecuentes
las calizas mudstone. En estos materiales las estructuras
sedimentarias suelen ser poco abundante, debido en parte a
la granulometría y al ambiente deposicional. En el corte de
El Pedregal-Pozuel se encuentran hacia la parte media y
superior de la unidad, cuerpos constituidos por alternancias
de calizas y margocalizas lajosas en las que es frecuente
la laminación cruzada de pequeña escala debida a
wave-ripples. Localmente, en algunos tramos pueden observarse
además estructuras de rango mayor, debidas a barras
y canales, y en ocasiones estructuras con laminación cruzada
festoneada.
En el corte de El Pedregal-Pozuel se encuentran niveles
de calizas con abundante fauna, fosfática al menos en parte,
así como nódulos fosfáticos en la roca, siendo la estructura
sedimentaria más frecuente la laminación cruzada de
pequeña escala debida a wave-ripples. Por encima se encuentran
algunos niveles con superficies ferruginosas, niveles
con nódulos de sílex y limonita, así como laminaciones
de hierro y localmente Glauconita y fosfatos.
Por último, en la parte inferior de la unidad, en un
afloramiento situado al sur de Checa, se reconocen estruc-
150

turas de slumping de importante talla, afectando a varios
metros de materiales replegados que se intercalan entre
capas no afectadas por esta deformación.
Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrío
Esta unidad presenta una gran extensión a lo largo de
la Cordillera Ibérica. En el área estudiada se apoya sobre
una superficie ferruginosa irregular que marca el techo de
la "parte media" de la Fm. Chelva. En esta superficie pueden
observarse importantes acumulaciones de restos f6-
siles, a veces fragmentados, y en ocasiones restos losfáticos.
Normalmente dentro de esta unidad en el área estudiada
pueden separarse dos niveles de calizas con oolitos
ferruginosos en base a la proporción, tamaño, etc. de estos
aloquímicos. Los oolitos ferruginosos suelen estar dispersos
o irregularmente distribuidos y con frecuencia se
observan varias superficies ferruginosas irregulares dentro
de la Capa,
Recordemos que ligada a esta unidad se encuentra una
laguna estratigráfica de intensidad variable, que marca el
límite entre el Jurásico medio y el Jurásico superior.
Miembro Calizas con esponjas de Yatova
Las facies de esta unidad son muy uniformes, está
constituida por wackstones y packstones con abundantes
fragmentos de esponjas. En detalle se distingue un tramo
inferior calizo y otro tramo superior margo-calcáreo en el
que suelen alternar ambos términos. No se han podido
observar estructuras sedimentarias en el Miembro Yátova,
debido en parte a que la bioturbación suele ser intensa.
En el techo suele encontrarse una o varias superficies
ferruginosas poco desarrolladas y en los últimos niveles la
fauna suele ser frecuente.
2 - Formación Margas de Sot de Chera
En el corte de Alustante se encuentran niveles de ca-
151

lizas intercaladas entre las margas de esta unidad, pero ni
en las margas ni en las calizas pueden observarse claramente
estructuras sedimentarias, debido en parte en la granulometría
y en parte a la bioturbación.
No obstante, en el corte de El Pedregal-Pozuel, se encuentran
niveles de areniscas, areniscas calcáreas, calizas
limosas y arenosas y calizas que se intercalan entre las
margas. En los niveles más o menos arenosos se encuentran
ripples linguoides así como rills y capas cuya base se encuentra
canalizada.
También puede observarse localmente laminación plano-paralela
de muy bajo ángulo y a veces es frecuente la
bioturbación.
Al menos algunos de los niveles arenosos están formados
por trenes de ripples en los que se ha podido medir una
dirección de paleocorriente de N-900 E y sentido de oeste
a este.
3 - Formación Ritmita calcárea de Loriguilla
Se presenta en una facies poco común en la Cordillera
Ibérica, ya que normalmente es una unidad eminetemente
calcárea, y en los cortes estudiados en este bloque de hojas
la unidad es bastante margosa, con intercalaciones de ritmos
constituidos por margocalizas lajosas en la base y calizas
micríticas en la parte superior.
Aparte de esta ordenación no se han encontrado estructuras
sedimentarias en esta unidad, destacando
únicamente la presencia de un nivel fosfático con fauna
fragmentada en el corte de El Pedregal-Pozuel.
4 - Formación Calizas con oncolitos de Higueruelas
La mayor parte de esta unidad está constituida por
calizas packstones y grainstones frecuentemente oolíticas.
Es frecuente encontrar en ellas la presencia de megawaveripples,
sobre todo en los tramos estratificados en gruesos
bancos, y laminaciones de bajo ángulo y gran escala así
como laminaciones de ripples. Hacia la parte superior de la
152

unidad, en el corte de Alustante, se encuentran cantos redondeados
de cuarcita.
7.3.2.- Medios sedimentarios
Aunque son relativamente abundantes los trabajos publicados
sobre el Jurásico medio y superior de la Cordillera
Ibérica, la mayoría de ellos tratan con preferencia los aspectos
bioestratigráficos, siendo muy escasos los que estudian
la sedimentología de los depósitos de estas edades.
Dentro del bloque de hojas estudiado, en el trabajo de
VILLENA et al. (1971) se describe una evolución de los
sedimentos en la cuenca, analizando las facies encontradas
e incluso llegando a evaluar la profundidad de la cuenca
durante varios intervalos de tiempo, aunque apenas exponen
criterios para apoyar estas afirmaciones.
El reconocimiento de los ambientes donde se llevó a
cabo la sedimentación del Jurásico medio y superior no es
tarea fácil puesto que si bien las texturas se encuentran con
frecuencia bien conservadas, las estructuras sedimentarias
suelen ser escasas.
a) Formación Carbonatada de Chelva
a. 1) Miembro Calizas nodulosas de Casinos
En las calizas del Mb. Casinos son escasas las estructuras
sedimentarias y las calizas son micríticas mudstones y
wackstones. Unicamente en algunos interestratos pueden
observarse laminaciones de ripples de oleaje, lo cual parece
poco compatible con los 100 m, de profundidad de la
cuenca estimados por VILLENA et al. (1971).
La deposición del Mb. Casinos parece haberse llevado a
cabo en una plataforma de baja energía y aguas claras,
aceptablemente comunicada con el mar abierto y bajo unas
condiciones de salinidad normal como indican los organismos
fósiles presentes.
Las estructuras de escape de fluidos encontradas, que
153

comunican su aspecto noduloso a la unidad,parecen indicar
que el proceso de sedimentación se ha llevado a cabo de
una forma discontinua.
a.2) 'Tarte media" (unidad informal) de la Formación
Carbonatada de Chelva
Para tratar de analizar los medios donde se llevó a cabo
la sedimentación de la "parte media" de la Formación Carbonatada
de Chelva es necesario hacer mención de la existencia
de dos grupos de facies, el grupo de facies oolíticodolomíticas
y el grupo de facies micríticas.
Dentro del grupo de facies oolítico-dolomíticas, poco
se puede decir acerca de las dolomías presentes en esta
unidad, ya que en la mayor parte de los casos tanto sus
características texturales como estructurales han quedado
borradas por la dolomitización. Unicamente en algunos tramos
pueden observarse de forma más o menos clara la
presencia de una laminación cruzada de gran escala perteneciente
a barras. Las facies oolíticas, que están constituidas
por grainstones con frecuencia oolíticos y packstones, reflejan
ambientes de energía elevada a moderadamente elevada,
con canales y barras producidas en una plataforma de
carbonatos somera, donde los sedimentos se encuentran
sometidos a la acción de olas y mareas. Al menos localmente
entre estos accidentes topográficos del fondo quedaban
zonas protegidas y circunstancialmente aisladas, en
los que se producían condiciones hipersalinas, encontrándose
en ellas la presencia de nódulos de sílex. En el corte
de El Pedregal-Pozuel, se encuentran unos niveles de calizas
grainstone a packstone con Arnmonites y nódulos fosfáticos
que pueden ser interpretadas como depositadas en un
ambiente estuarino, con mezcla de aguas de diferentes safinidades.
En el grupo de facies micríticas, con calizas mudstone
a packstone, se encuentran intervalos con laminaciones
debidas a wave-ripples que denotan la influencia del oleaje
a que se encontraban sometidos los fondos. En ocasiones
se observan estructuras de rango mayor tales como megaripples
y barras, así como canales que pueden llegar a tener
154

varias decenas de metros de ancho, por alrededor, de una
decena de metros de profundidad, y zonas canalizadas con
estratificación festoneada de tamaño menor. En algunos de
estos canales se observa influencia de las mareas y a veces
se reconocen concentraciones bioclásticas en el techo de
algunas de estas unidades que sugieren removilización del
sedimento en etapas de energía moderadamente elevada,
quizás relacionadas con tormentas.
En el corte de El Pedregal-Pozuel los niveles con nódulos
y Armnonites fosfáticos han sido depositados en un
ambiente donde se llevaba a cabo la mezcla de aguas con
diferente salinidad. Bajo estas premisas puede deducirse la
presencia de medios de tipo estuarino para la deposición de
estas facies.
Basándose en todo lo expuesto anteriormente, pueden
integrarse los datos para dar una visión de conjunto del
ambiente sedimentario donde se llevó a cabo parte de la
deposición de la "parte media" de la Formación Carbonatada
de Chelva: durante este tiempo se contaba con una
plataforma de carbonatos extensa, en la cual se encontraban
desarrollada la zonación clásica de ambientes; un
lagoort interno hipersalino, en el cual se llevaba a cabo la
sedimentación de dolomías y otras facies de plataforma
interna de baja energía, una zona con barras oolíticas y/o
bioclásticas que servía de separación entre el lagoon de la
plataforma interna y la plataforma externa, la cual contaba
con valores de salinidad normal. Entre las barras se encontraban
canales, de mayor o menor rango, a favor de los
cuales se producía la mezcla entre las aguas hipersalinas del
lagoon y las estenohalinas de la plataforma externa, produciéndose
la deposición del material fosfático.
Por otra parte al sur de Checa, en el borde sur del
bloque estudiado, el grupo de facies micríticas de esta unidad
parece reflejar condiciones de baja energía, debido a
que su sedimentación se llevó a cabo en la plataforma externa.
No obstante en esta área se encuentran muestras de
actividad tectónica durante la sedimentación, puesta de
manifiesto por la presencia de estructuras de slumping de
importante rango, situadas en la parte inferior de la un¡-
dad.
155

a.3)
Capa de Oolitos ferruginosos de Arroyofrío
Recordemos brevemente que esta unidad cuyo espesor
suele ser inferior a Im, está constituida por calizas micríticas
(Oobiomicritas) con oolitos ferruginosos. Suele contener
abundante fauna, presenta una gran extensión lateral
(se encuentra en la mayor parte de la Cordillera Ibérica y
gran parte de Europa Central y Meridional) y suele estar
ligada a ella una discontinuidad con lagunas estratigráficas
de importante rango.
Puede decirse que la interpretación de estos depósitos
es uno de los mayores problemas que tiene planteados la
sedimentología en la actualidad, y obviamente los dos cortes
estudiados en el bloque de hojas son suficientes, únicarnente
para tener una idea de la magnitud del problema.
En conjunto parece que los niveles con oolitos ferruginosos
se han depositado en un ambiente marino bien comunicado,
con salinidad normal, en el que se lleva a cabo
de una forma precaria una escasa precipitación de carbonatos.
En ausencia de estructuras que indiquen acción de olas
y mareas puede pensarse que la sedimentación se llevó a
cabo a profundidad suficiente como para que los fondos
no fueran afectados por éstos en condiciones rionnales,
aunque sí en condiciones excepcionales, tales como tormentas,
durante las cuales podría producirse una intensa
removilización de los fondos.
En este ambiente se desarrollaba una abundante fauna,
principalmente de Ammonites, Bivalvos de conchas finas
(Calloviense) y Esponjas (Oxfordiense) cuyas conchas podían
ser removilizadas e incluso fragmentadas.
Ningún indicador que informe de manera clara y concluyente
acerca de la emersión de estos depósitos ha
podido ser encontrado por el momento en los cortes estudiados,
y la discontinuidad relacionada con estos niveles
parece ser el resultado de varios factores de tipo tectónico,
físico, quimico, hidrodinámico, biológico, cuyo análisis sale
fuera de los propósitos y posibilidades de este trabajo.
156

a.4)
Miembro Calizas con esponjas de Yatova
En esta unidad no se han podido observar estructuras
de origen hidrodinámico, debido en gran parte a la intensa
bioturbación. Los ragos más importantes de la unidad son
el estar constituida por calizas con fango micrítico wackstones
y packstones y la gran abundancia de Esponjas, así
como de otros fósiles.
Las Esponjas han sido utilizadas en numerosos casos
como indicador batimétrico, incluso algunos autores han
pensado que eran indicadores de mar profundo a batiales,
sin embargo en las Bahamas puede observarse a veces una
gran variedad de esponjas a 1 m de profundidad. Por
ejemplo la esponja Cliona encuentra su máxima actividad y
reproducción en los 25 m superiores, reduciéndose mucho
ambas a 70 m de profundidad. En la actualidad se admite
que una profundidad situada entre unos pocos metros y
varias decenas de metros puede considerarse aceptable para
el desarrollo de bastantes grupos de esponjas.
Por otra parte, estos organismos han podido ejercer un
papel de estabilizador del sedimento, evitando el lavado del
fango micrítico, de análoga manera a como lo hacen hoy
día otros organismos fijados al fondo de las plataformas
actuales.
En definitiva, la sedimentación del Miembro Calizas
con esponjas de Yátova, debió llevarse a cabo en un medio
submareal de plataforma, bien comunicada con el mar
abierto, con salinidad normal y escasa profundidad, donde
los fondos podían ser removidos al menos eventualmente
por la acción hidrodinámica, aunque este fenómeno haya
podido verse notablemente disminuido por el mencionado
papel estabilizador de las esponjas.
b) Formación Margas de Sot de Chera
La presencia de esta unidad representa un cambio importante
respecto a las anteriores, por la presencia de materiales
elásticos de tamaño arcilla a arena, y la ausencia o
extrema escasez de aloquímicos en los carbonatos.
157

Tanto las estructuras encontradas en los niveles arenosos
del corte de El Pedregal-Pozuel (canales, rills,
ripples) como los fósiles (restos vegetales, Ostreidos, bioturbación,
Serpúlidos, etc.) indican que la Fm. Sot de Chera
se depositó en una llanura mareal, encontrándose materiales
depositados en un ambiente de mud-flat a sand-falt.
Parte de los materiales eran aportados por la corriente de
marea y otros provendrían del continente, como lo indican
las paleocorrientes medidas, que marcan un sentido del
oeste hacia el este.
Los Arnmonites y otras faunas presentes de hábitat
pelágico, han sido acumuladas en esta área por las corrientes
de marea, debido a la facilidad de flotación de sus
conchas y a que la llanura mareal se encontraba comunicada
con la plataforma, ya que aunque en los niveles
superiores de la unidad se reconocen intentos de formación
de barreras por parte de una asociación de Corales y Esponjas
como organismos principales, éstos no llegan a producirse
o al menos no se han reconocido en los afloramientos
estudiados.
c) Formación Ritmita calcárea de Loriguilla
Como se ha dicho, las facies con que se presenta esta
unidad dentro del bloque de hojas estudiado, puede considerarse
como atípica respecto a las facies que son usuales
en el resto de la Cordillera Ibérica. No obstante la Fm.
Loriguilla puede reconocerse por los ritmos de margocaliza
lajosa y caliza micrítica, que es uno de sus caracteres esenciales.
Sobre el mecanismo de deposición de esta ritmita,
GOMEZ, SANCHEZ DE LA TORRE Y RIVAS (1971)
hablan de la presencia de corrientes densas de fango en
suspensión, no turbidíticas, que al sedimentarse dan ofigen,
por decantación, a los ritmos mencionados. Otros
autores sin embargo (GINER y BARNOLAS, in litt.) piensan
que entre estos ritmos aparec,n secuencias turbidíticas.
En el corte de El Pedregal-Pozuel se observa un nivel
fosfático, con Ammonites fragmentados (MELENDEZ,
158

com. pers.) que hacen pensar, de forma similar a como
ocurría en unidades anteriores, la presencia de mezclas de
aguas con diferentes salinidades, realizadas en un ambiente
de tipo estuarino.
En conjunto la deposición de esta unidad se llevó a
cabo en un medio submareal sometido a influjos de materiales
detrítico! finos provenientes de la erosión de las masas
continentales. El transporte por lavado de estos fangos
y su posterior deposición por decantación, junto a una
importante producción de carbonatos en las partes centrales
de la cuenca, dan origen a los depósitos rítmicos. Dentro
del área reconocida pueden reconocerse, indicios de la
llegada de agua dulce, proveniente del continente, con la
cual se producía el aporte de los elásticos finos y la mencionada
mezcla de aguas con diferente salinidad.
d) Formación Calizas con oncolitos de Higueruelas
Tanto las texturas como las estructuras encontradas en
las calizas grainstones y packstones que constituyen esta
unidad reflejan, que su deposición se llevó a cabo en un
medio de energía elevada a moderadamente elevada.
Es frecuente que en los sedimentos se encuentren
ripples de oleaje de mediana a gran escala (megawaveripples),
lo cual indica una clara influencia del oleaje, así
como laminación de foreshore producida en un ambiente
intermareal de playa.
Por otra parte, la presencia de oncolitos y microoncolitos,
indica que su deposición se desarrolló dentro de la
zona fótica.
Todo ello indica que la deposición de la Fm. Higueruela
se llevó a cabo en un medio intermareal a submareal
somero, sometido al influjo de terrígenos gruesos, aportados
por la erosión de un continente en estado de levantamiento.
7.4.- PALEOGEOGRAFIA
Los grandes rasgos de la paleogeografía del Jurásico
159

medio y del Jurásico superior en la Cordillera Ibérica comienzan
a ser conocidos a partir de algunos trabajos como
los de AZEMA (1977) y GOMEZ (1978), entre otros. No
obstante se está lejos aún de conocer en detalle la distribución
de los diferentes accidentes paleogeográficos y su
actuación a lo largo del tiempo. Por ejemplo, no se han
podido situar por el momento con suficiente precisión, las
sucesivas líneas de costa, y se sabe que algunas de ellas no
podrán ser situadas nunca o sólo con cierta aproximación,
porque los movimientos neociméricos han producido el
"biselado" de gran parte de estos sedimentos en la parte
oeste y noroeste de la Cordillera.
Los afloramientos del Jurásico superior se limitan a la
parte sureste del bloque de hojas estudiado y el Jurásico
medio aflora únicamente en la mitad noroeste, con algunos
afloramientos aislados, como por ejemplo el próximo a
Alcolea del Pinar, posiblemente conservado entre fallas.
Esta distribución de afloramientos está causada por las sucesivas
etapas de erosión a que se han visto sometidos los
sedimentos del Jurásico medio y superior antes de la deposición
de las facies Weald y de la Formación Arenas de
Utrillas.
De hecho, dentro del bloque de hojas puede verse c6-
mo la última de las unidades mencionadas desde el este
hacia el oeste, pasa de estar apoyada sobre sedimentos del
Jurásico superior o Cretácico inferior (Weald), a apoyarse
sobre sedimentos del Jurásico inferior, del Triásico y finalmente
sobre el Paleozoico (Hiendelaencina), existiendo
con frecuencia claros controles tectónicos en esta distribución,
como por ejemplo la línea Somolinos-
Atienza-Sigüenza, así como la línea de extensión máxima
de la Formación Chelva, que también sigue una dirección
NW-SE entre Maranchón y Taravilla (fig. 7.3).
No obstante, y a pesar de los escasos afloramientos
de materiales correspondiente al Jurásico medio y
superior que se encuentran en el área estudiada, pueden
ser situados en un contexto paleogeográfico. En el mapa
de la fig. 7.2 pueden verse una reconstrucción de algunos
de los principales accidentes paleogeográficos que
160

actuaron durante la sedimentación del Jurásico del
este de España.
En conjunto puede decirse, que la sedimentación de la
mayor parte del Lías se llevó a cabo en una extensa plataforma
(en sentido amplio) que mantenía una unidad bien
marcada a juzgar por la gran extensión que presentan sus
unidades con características faciales (aunque no siempre
sedimentológicas) bastante similares de unos puntos a
otros. Sin embargo, desde el Lías medio se observa el comienzo
de la actuación de algunos elementos paleogeográficos
a escala de Cordillera como puede ser la Zona de
falla de Caudiel, o si se quiere la "Zona de falla de Caudiel-Somolinos",
ya que además existe una serie de fenómenos
perfectamente alineados entre otras localidades, los
cuales son explicables sin dificultad mediante la presencia
de este elemento paleogeográfico.
Dentro del bloque de hojas estudiado, la zona de falla
parece haber actuado de forma diferente. En el sector
oriental el labio sur parece haber actuado como labio levantado
durante la mayor parte de la sedimentación de la
Fm. Chelva, mientras que parece haber actuado como labio
hundido durante la sedimentación de las Formaciones Sot
de Chera y Loriguilla. En el área occidental sin embargo
puede verse que previamente a la sedimentación de la Fm.
Utrillas ha actuado como labio hundido el lab ío norte,
quedando en él preservados de la erosión los sedimentos
-
del Jurásico inferior, ausentes en el labio sur.
Flexión suroccidental
Recordemos nuevamente que dentro de la Formación
Carbonatada de Chelva se distinguen dos grandes conjuntos
de facies, las facies oolítico-dolomíticas y las facies micríticas,
las cuales en otros términos, aunque con ciertas restricciones,
suelen reflejar ambientes de deposición diferentes.
Normalmente las facies oolítico-dolomíticas están ligadas
a una sedimentación en ambiente de plataforma somera,
en tanto que las facies micríticas suelen ocupar la
plataforma externa. En el área de cambio entre ambos gru-
161

pos de facies se encuentra un accidente paleogeográfico
denominado 'Tlexión suroccidental" que marca la diferencia
topográfica existente entre la plataforma y las facies
depositadas en un "surco" (en sentido morfológico),
haciendo la flexión el papel de talud entre ambos.
El límite entre ambas facies no suele ser rígido y en
ocasiones es inestable a lo largo del tiempo, por lo cual es
frecuente que este accidente no pueda marcarse con precisión,
por corresponder a una zona de cambio de facies la
que marca su presencia.
Dentro del área estudiada pueden observarse los
fenómenos que se acaban de generalizar anteriormente, ya
que la "parte media" de la Fm. Chelva que aflora en
Maranchón, puede asignarse en su totalidad al grupo de
facies oolítico-dolomíticas ya que en esta localidad se encuentra
constituida por dolomías, calizas oolíticas y algunas
calizas micríticas atribuibles a las barras y parte interna
del lagocon. Por el contrario, en los cortes de El Pedregal-
Pozuel y Checa predominan claramente las facies
micríticas. Entre ambas áreas se encuentra una zona de
cambio de facies que marca la existencia de una deformación
en la topografía del fondo. No obstante, la presencia
de calizas grainstone oolíticas y calizas packstones hacia la
parte media-superior de esta unidad en el corte de El Pedregal-Pozuel
indica, como ya se ha dicho, que este límite
no ha sido rígido, pudiendo variar a lo largo del tiempo.
Por otra parte, en el área oriental del bloque se encuentran
notables diferencias de espesores y cambios de facies
de unos puntos a otros en los sedimentos del jurásico. En
primer lugar, llama la atención el rápido cambio de facies
observado entre la Fm. Alternancia de margas y calizas de
Turmiel y el Mb. Casinos de la Fm. Chelva. En el norte de
la hoja de Checa el cuarto miembro de la Fm. Turmiel pasa
a ser calizo y al sur de Checa también el quinto miembro se
hace irreconocible por estar representado en su totalidad
por rocas carbonatadas, haciéndose más asimilable al Mb.
Casinos.
Respecto a los sedimentos de la Fm. Chelva, en el corte
El Pedregal-Pozuel (hoja de El Pobo) tienen un espesor de
162

286 m, mientras que al sur de Checa su espesor se reduce a
117 m. Inversamente, la suma de espesores de las Formaciones
Margas de Sot de Chera y Ritmita calcárea de Loriguilla
en el corte de El Pedregal-Pozuel, es de poco más de
35 m y en el corte de Alustante su espesor total es de 84
m. En ambos casos, las diferencias de espesores son del
orden de 2,5 veces.
Desafortunadamente la escasez de afloramientos de
calidad suficiente como para levantar cortes estratigráficos,
y las erosiones pre-Weald y pre-Utrillas, no permiten disponer
de suficientes datos como para elaborar un mapa de
distribución de espesores, pero es evidente que las
mencionadas diferencias de espesores no pueden ser explicadas
fácilmente sin la presencia de un accidente paleogeográfico
entre ambos.
Zona de Falla de Caudiel
Fue deducida en el Sector Levantino de la Cordillera
Ibérica por GOMEZ (1978) debido a la presencia de materiales
volcánicos, cambios de facies y espesores durante la
deposición de la Fm. Calizas bioclásticas de Barahona
(Pliensbachiense p.p.) y la Fm. Carbonatada de Chelva
(Toarciense superior a Oxfordiense), siendo durante la deposición
de la parte inferior de esta última unidad (Aaleniense-Bajociense
inferior) cuando la Zona de Falla de
Caudiel muestra una actividad mayor, a la vista de la frecuencia
de las emisiones volcánicas.
Dentro del bloque de hojas estudiado puede verse hacia
el noroeste, en las hojas de Atienza y Sigüenza (fig, 7.3 y
mapa geológico) como existe un gran lineamiento de dirección
NW-SE que actualmente aparece como una franja
tectonizada pero que sin duda tiene un significado paleogeográfico
ya que por ejemplo, en las cuatro hojas occidentales
del bloque, al norte de esta zona de falla se encuentran
sedimentos del Jurásico, preservados de la erosión
previa a la deposición de la Fm. Arenas de Utrillas, y al sur
el Jurásico está generalmente ausente. Este accidente ha sido
denominado comúnmente en esta área 'Talla de Somolinos".
163

Una prueba de la existencia de diferencias topográficas
en el fondo la proporciona las importantes estructuras de
slumping encontradas en el corte de Checa. Estas se encuentran
situadas hacia la base de la "parte media" de la
FM. Chelva e informan definitivamente de la existencia de
una paleopendiente a favor de la cual se produjo la inestabilidad
de los sedimentos, su deslizamiento y formación de
las estructuras slumpizadas. Su creación y máxima actividad
se llevó a cabo durante el Aaleniense-Bajociense inferior,
coincidendo con una importante etapa de actividad tectónica
y volcánica en la Cordillera Ibérica.
7.5.- EVOLUCION GENERAL DE LA CUENCA SEDI-
MENTARIA
Como se ha visto en el capítulo 6), la deposición del
Lías se llevó a cabo en una extensa plataforma progresivamente
mejor comunicada con el mar abierto, a lo largo del
tiempo, a juzgar por la abundancia y variedad en la fauna
de Ammonites presente en la Fm. Alternancia de margas y
calizas de Turmiel.
No obstante la marcada unidad que debía mantener
esta plataforma en gran parte de la Cordillera Ibérica, a
juzgar por la continuidad que presentan las unidades Etoestratigráficas
del Lías, no se encuentra exenta de actividad
tectónica, pudiendo verse los primeros episodios volcánicos
intercalados en la FM. Calizas bioclásticas de Barahona
(Pliensbachiense) en el Sector Levantino y más tarde, durante
el Toarciense, en la Sierra de javalambre.
Dentro del área estudiada, el cambio de facies observado
entre la parte alta de la Fm. Turmiel y el Mb. Casinos
(parte inferior de la Fm. Chelva) entre Alustante, Orihuela
del Tremedal y Checa, parece corresponder a la actuación
de la Zona de Falla de Caudiel, a favor de la cual se producen
las emisiones volcánicas mencionadas, provocando una
alteración marcada en la distribución de las facies.
164

En realidad, si se observan los mapas paleogeográficos
de unidades anteriores, por ejmplo del Muschelkal, (fig.
4.2), puede verse que la Zona de Falla de Caudiel (o de
Caudiel-Somolinos) sigue las mismas tendencias que algunas
de las líneas paleogeográficas anteriores, como el surco
de Anguita-Castellar de la Muela, aunque ligeramente desplazado
hacia el sur.
No obstante puede considerarse que durante la deposición
del Miembro Calizas nodulosas de Casinos (Toarciense
sup-Aaleniense? ) la plataforma mantiene todavía su
unidad, depositándose en un ambiente de baja energía, al
menos ocasionalmente influenciado por el oleaje, estenohalino
y aceptablemente comunicado con el mar abierto.
La etapa de mayor actividad tectónica de la Cordillera
Ibérica durante el Jurásico se lleva a cabo durante la sedimentación
de la base de la "parte media" de la Formación
Carbonatada de Chelva (Aaleniense-Bajociense inferior),
con volcanismo en varios puntos del Sector Levantino. Durante
esta etapa se llevan a cabo dos hechos de amplia
repercusión en el área estudiada. Por una parte se produce
una importante reactivación de la Zona de Falla de Caudiel
y por otra se provoca la aparición de la Flexión suroccidental.
Como resultado de ello se produce un hecho fundamental,
la desintegración de la extensa plataforma de carbonatos
que se har venido manteniendo unida durante el
Lías.
Respecto a estos fenómenos, el área estudiada se sitúa
en un lugar muy especial debido a que en ella se lleva a
cabo la intersección entre los dos importantes elementos
paleogeográficos, falla y flexión, y dentro de ella pueden
apreciarse los efectos que ambos provocan.
La flexión suroccidental produce la aparición de los
dos grandes conjuntos de facies durante la "parte media"
de la Fm. Chelva, por una parte los de plataforma interna
lagocin y barras y canales de grainstones con frecuencia
ooliticos, del tipo de los presentes en Maranchón y por
otra parte los de plataforma externa, incluyendo facies de
talud y "surco", representados por la facies micriticas, se-
165

dimentadas en su mayor parte en ambientes de baja energía,
con zonas de salida del lagoc,n hipersalino, donde se
producen repetidas veces ambientes de tipo estuarino, con
mezcla de diferentes salinidades y deposición de material
fosfático. Además de estos efectos, en la etapa principal
(inicial) de formación de la flexión se provoca la formación
de un talud a favor del cual se produce la inestabilidad y
deslizamiento de masas relativamente importantes de sedimentos,
dando origen a las estructuras slumpizadas del sur
de Checa.
No es casualidad que si revisamos los mapas paleogeográficos
de etapas anteriores pueda verse que la situación
de la "Flexión suroccidental" coincide sensiblemente con
otros accidentes. Recordemos por ejemplo, que durante el
Muschelkalk existía un accidente de dirección aproximada
NE-SW, transversal al surco sedimentario principal, que se
situaba al sureste de Molina y Taravilla, el cual provocaba
el rápido aumento de espesores hacia el sureste, así como
la presencia de brechas canalizadas y de estructuras de
slumping; y es aproximadamente en esta área donde se
sitúan los principales cambios de facies durante elJurásico
medio, que marcan la presencia de la Flexión suroccidental,
indudablemente heredada en esta parte de la Cordillera,
de accidentes tectónicos anteriores y de gran longevidad.
Por otro lado, existe la influencia de la Zona de Falla
de Caudiel cuya actuación condiciona, como se ha dicho,
el hecho de que la diferencia de espesores a un lado y otro
sean de 2,5 veces; mayores para el conjunto de la Fm.
Chelva en el labio norte y mayores para el conjunto de las
Formaciones Sot de Chera y Loriguilla el labio sur.
Para el primero de los casos un ejemplo notable lo
proporcionan los sedimentos del Calloviense, mucho más
potentes en el corte de El Pedregal-Pozuel (labio norte)
que en el corte de Checa. Todo ello está provocado por la
presencia de un accidente paleogeográfico antiguo que con
la misma orientación y situación similar ha actuado en
etapas anteriores, sin embargo, el hecho de que durante el
Bathoniense las facies de grainstones oolíticos y packsto-
166

nes, correspondientes al grupo de facies oolítico-dolomíticas,
se disponen sobre las facies micríticas, indican una
migración hacia el centro de la cuenca de las facies de
energía más alta, provocado por una somerización en el
medio, fruto a su vez, posiblemente, de un levantamiento
de la cuenca o una etapa de menor actividad en la subsidencia,
la cual provoca que a grandes rasgos la secuencia
desde el Bajociense al Bathoniense sea de tipo coarsening
upwards.
Algunos cambios paleogeográficos importantes debieron
producirse durante la sedimentación de la Capa de
Oolitos ferruginosos de Arroyofrío pero todo indica que
ésta se llevó a cabo en un medio submareal, bien comunicado,
con escasa velocidad en la sedimentación hasta llegar a
producirse lagunas estratigráficas de amplitud temporal variable
que van ligadas a la presencia de estos niveles. Lo
cierto es que después de ello, se asiste nuevamente a la
reconstrucción de la extensa plataforma, desintegrada anteriormente
hacia los comienzos del Jurásico medio, apareciendo
con gran extensión las calizas con esponjas del
Miembro Yatova, que presentan una marcada similitud de
facies de unos puntos a otros en la Cordillera Ibérica, a
pesar de que su edad puede presentar ciertas variaciones,
especialmente en su parte superior, ya que aunque con
frecuencia su límite superior está próximo o, a veces coincide,
con el límite superior del Oxfordiense, en esta área
gran parte de la Fm. Sot de Chera tiene todavía esa edad.
La inversión del movinúento de la Zona de Falla de
Caudiel provoca la presencia de secuencias más espesas en
el labio sur (Alustante) durante la sedimentación de las
Formaciones Margas de Sot de Chera y Ritmita calcárea de
Loriguilla. El levantamiento de las masas continentales, representadas
por la Meseta y el Macizo del Ebro, dan origen
a los sedimentos de tipo 'Turbeck" al norte del área estudiada,
encontrándose una notable influencia de materiales
terrigenos depositados en una llanura mareal en el área de
El Pedregal-Pozuel, pasándose a facies más distales hacia el
sur. La orla con terrigenos que afecta a las unidades mencionadas
se encuentra, de una forma discontinua, a lo largo
167

MACI->0 MA111 J_L
DtL 1 E-25VW-
0 50 100 Km.
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CIrRA
LICANTE
u RCO
Fig. 7.2.- Mapa mostrando algunos de los principales elementos paleogeográficos
que han jugado durante la sedimentación del Jurásico en el Este
de España. Tomado de GOMEZ (1978), con leves modificaciones
para el área estudiada.
168

del borde oeste de la Cordillera hasta Albacetc, lo que
indica que se trata de un levantamiento generalizado; las
paleocorrientes medidas en el corte de El Pedregal-Pozuel,
indican la procedencia del oeste del material clástico y por
tanto la presencia de zonas emergeidas relativamente próximas,
situadas en esta dirección.
También la Fm. Ritmita calcárea de Loriguilla se encuentra
representada en facies proximales, con el
desarrollo de escasos ritmos margocaliza-caliza micrítica
tan característicos y tan ampliamente desarrollados en la
mayor parte de la Cordillera, con la presencia de niveles
fosfáticos que revelan nuevamente la existencia de ambientes
estuarinos.
Finalmente la aparición de la Fm. Calizas con oncolitos
de Higueruelas marca de manera definitiva la tendencia
regresiva generalizada con la aparición de sedimentos de
alta energía depositados en ambientes intermareales playeros
a submareales someros, e influjo de terrígenos gruesos
aportados por la erosión de un continente en estado de
levantamiento, con lo que se dará fin a la sedimentación
carbonática y la aparición de las facies Purbeck, escasamente
representadas, posiblemente por causa de la erosión,
en la región estudiada.
169

'
I
I
FIG. 7.3
MAPA CON LA EXTENSION DE LAS UNIDADES DEL JURASICO
Y LA SITUACION DE LOS ELEMENTOS PALEOGEOGRAFICOS DEL
1URASICO MEDIO Y SUPERIOR
- -
t\ ; - -'
Jurásico generalmente ausente por erosión
o no sedimemoción
°
Extensión máximo de los materiales del
Grupo Renoles \
Extensión máximo de los materiales del
Grupo
Ablonoueio
Extensión maximo de los materiales de la
rmó on Carbonotodó de Chelva -
'31-11
- ` , f \' I ¡ ó
\
í
_ ;R Í
p
Extension máximo de los Formaciones Margos de Sot de Chero,
Ritm,to calcáreo de Lorlguillo y Calzos con oncolitos de Higueruelas -- `; t1.Rkw_(ot
Limite de extensión de los afloramientos del Jurósicc
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8.- FACIES WEALD
8.1.- INTRODUCCION
La presencia del Cretácico inferior en facies Weald,
en el sector de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica
correspondiente al bloque en estudio, no ha sido citada
hasta el año 1975 en que COMAS, GOY y PEREZ GON-
ZALEZ señalan su aparición en la región comprendida entre
Canales del Ducado y La Fuentesavíñán.
Con anterioridad a dicho trabajo, los diferentes autores
que investigaron en la zona confundieron estos materiales
con sedimentos del Lías, con la Formación Utrillas e incluso
con brechas y conglomerados cuatemarios.
Como consecuencia de su tardío descubrimiento no
existen datos bibliográficos sobre la posible interpretación
sedimentológica de estos depósitos, dentro de nuestra zona
MELENDEZ HEVIA (1971), RAMIREZ DE POZO y ME-
LENDEZ HEVIA (1972), y MELENDEZ HEVIA et al
(1974) estudian el.Cretácico inferior en facies Weald de
la Serrania de Cuenca, de características bastante parecidas,
en términos generales, a las del sector objeto del
presente trabajo. Señalan su carácter terrígeno-continental
y la presencia de calizas lacustres y lignitos, destacando su
carácter ciclotemático así como la existencia de posibles
influencias marinas.
171

Los afloramientos de facies Weald tienen una extensión
superficial muy limitada dentro del ámbito del
bloque. Aparecen únicamente en dos sectores, el de Canales
de Ducado y el de Alustante, siendo este último mucho
más reducido que el primero (fig. 8.1). Podemos, pues,
aceptar la existencia de dos cuencas sedimentarias relativamente
independizadas.
La disposición de los afloramientos de Canales permite
deducir el carácter alargado en dirección NW-SE, correspondientes
a las directrices tardihercínicas, de la cuenca
sedimentaria. Es probable que los afloramientos de Alustante
también formen parte de una cuenca de dirección
similar, la de Beteta, situada al suroeste de la zona en
estudio.
Los depósitos de facies Weald se apoyan erosivamente
sobre materiales cuya edad, aunque siempre
jurásica, es sumamente variable.
En general es posible observar una tendencia a gran
escala, por la que la edad del yacente disminuye de oeste a
este.
Desde el punto de vista litológico los sedimentos muestran
un grado importante de heterogeneidad dominando
las arcillas y las calizas y, en menor proporción, las areniscas
y los conglomerados. Esta heterogeneidad no sólo se
manifiesta en la vertical sino también en la horizontal, siendo
muy frecuentes los cambios laterales de facies.
La cuenca de Canales presenta un espesor máximo cercano
a la centena de metros, y muestra variaciones de
potencia importantes en pequeñas distancias. Así, por
ejemplo, en los alrededores de Abanades es posible pasar,
en una distancia relativamente corta, de 6 a 70 m de espesor.
En los afloramientos de Alustante sólo hemos levantado
una columna cuya potencia sobrepasa ligeramente los
100 m.
Las zonas de borde de la cuenca de Canales están caracterizadas
por la aparición generalizada de calizas, pudiendo
observarse en las proximidades de Huertahernando como
entre la Fm. arenas de Utrillas y la Formación Turmiel
existe una capa de un metro de espesor de caliza arenosa
172

¡FACIES
FIG. 8.1
WEAED]
ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
433 434 Y COLUMNAS ESTUDIADAS
BARAHONA
ATIENZ
460 461 462 463
MENDELAENCINA
SIGUENZA
MARANCHON
MILMARCOS 0
lcw..
7 3
ABLANQUE a
7-0 Canales del Ducado
MOLIN MOUN.
514 515
7-(j) Abonades
7-Q) Esplegares
7-:1
2
7- 1 ZAOREJAS EL POSO DE DUEÑASO
OTARAVILLA
7 zt
15 20 25-
OCHECA
7

que corresponde al Weald del borde de la cuenca.
Los fósiles de Characeas presentes en numerosos tramos
arcillosos y calcáreos permiten asignar a estos depósitos
una edad fundamentalmente Barremiense, aunque no
se pueda descartar la posibilidad de que los materiales más
altos pertenezcan al Aptiense.
8.2.- LAS FACIES
Los depósitos Weald muestran una elevada heterogeneidad
en lo que se refiere a sus facies y a su distribución
vertical y horizontal.
Para facilitar el análisis sedimentológico clasificaremos
las facies primeramente en función de sus características y
cada categoría la subdividiremos en función de los aspectos
geométricos, estructurales y texturales.
8.2.1.- Sedimentos detríticos groseros
1 - Facies no canalizadas de conglomerados
Constituidas por conglomerados con cantos de caliza
frecuentemente angulosos. La microfacies del interior de
estos cantos permite deducir que se formaron a expensas
de materiales de edad Liásica. No es infrecuente el hallazgo
de braquiópodos rodados del Pliensbachiense y Toarciense
entre los cantos. La potencia de estos litosomas es variable
pudiendo alcanzar hasta 5 m. Aunque la geometría no se
ha podido estudiar en buenos afloramientos, aparentemente
parece tabular. No se aprecia la existencia de estructuración
en estos depósitos, si bien en algún caso se
puede observar una gradación inversa muy difusa.
Las interpretamos como depósitos de apron.
2 - Facies Canalizadas
Formadas por litosomas canalizados de potencia, en
173

general, inferior a 2 m. Texturalmente su tamaño varía
desde la grava a la arena fina, aunque dominan los inicroconglomerados
y las arenas gruesas. La composición es fundarnentalmente
cuarcífera. En su interior podemos encontrar
cuatro tipos de facies que rellenan los canales en secuencias
fining and thinnening upwards en general incompletas.
a) Depósitos de carga residual. Constituidos por conglomerados
cuarcíticos y menos frecuentementes calcáreos.
Normalmente aparecen en la base de los cuerpos,
pero no es raro encontrarlos. en la base de cicatrices
cóncavas en el interior de los litosomas, lo que indicaría la
existencia de etapas de encajamiento de los canales.
b) Sets planares de gravas. Son muy poco frecuentes,
apareciendo situados en la base de algunos cuerpos. Los
interpretamos como barras de gravas que migran por el
fondo del canal. Estas barras son bastante características
del modelo de río braided. (WILLIAMS y RUST, 1969;
CANT y WALKER, 19 76).
c) Estratificación cruzada de gran escala de tipo surco.
Constituida por arena gruesa y microconglomerado. La potencia
de los sets suele ser menor de 0,50 m y disminuye
de base a techo. Se interpretan como depósitos de tipo
duna producidos por corrientes tractivas de aguas limpias.
La disminución del tamaño de las dunas se debería a la
disminución progresiva del espesor de la lárnina de agua
(YALIN, 1972).
d) Estratificación cruzada de pequeña escala. Aparece
a techo de la facies c), y está formada por arenas finas. Se
interpretan como depósitos de ripples de corriente.
8.2.2.- Sedimentos detríticos finos
1 - Facies de arcillas rojizas y amarillentas
Están constituidas por lutitas muy finas en las que,
aunque no siempre, es posible observar laminaciones horizontales.
Es muy frecuente que estas arcillas contengan
174

Ostrácodos y Characeas. Interpretamos estas facies como
depósitos de decantación sedimentados en un medio de
tipo lacustre. Algunos tramos de arcillas limosas rojizas no
laminadas y carentes de fauna y flora podrían interpretarse
como sedimentos formados a partir de coladas de fango.
La aparición de Characeas asociadas a sedimentos rojizos,
oxidados, constituye una anomalía, una de cuyas posibles
explicaciones podría ser el que las arcillas llegaran a la
cuenca ya oxidadas, esto es, enrojecidas, puesto que si se
hubieran oxidado en el medio deposicional las Characeas
no se habrían conservado. Esta explicación implicaría la
presencia en las áreas de aporte de arcillas rojizas, que tal
vez pudieran ser arcillas procedentes de la decalcificación
de las calizas liásicas.
2 - Facies de arcillas grises
Lutitas de color oscuro con laminación horizontal bien
visible, con restos vegetales, Ostrácodos, Characeas y contenido
elevado en materia orgánica. A veces se pueden observar
cristales de pirita. Interpretamos estas facies como
depósitos de decantación característicos de un medio lacustre.
Intercalados entre estas lutitas aparecen niveles de
lignitos que pueden alcanzar hasta 20 cm de espesor. Los
lignitos contienen abundantes restos vegetales transformados,
no habiendo encontrado restos enraizados, por lo que
pensamos que se trata de lignitos alóctonos.
Su deposición probablemente esté relacionada con un
delta lacustre.
8.2.3.- Sedimentos carbonatados
1 - Facies de calizas no canalizadas
En general no suelen tener demasiada extensión lateral,
aunque en conjunto sean las facies más continuas.
Dentro de este grupo podemos distinguir varias facies.
a) Mudstones y wackstones. Calizas grises micríticas
175

con frecuentes restos de Ostrácodos y Characeas, y ocasionales
gasterópodos y bivalvos. Las zonas de transición a la
facies de arcillas grises pueden contener restos de vegetales
flotados y abundante materia orgánica. Consideramos que
se trata de sedimentos lacustres formados en aguas sobresaturadas
en carbonato cálcico y con escasos aportes detríticos.
b) Calizas con nodulizaciones y marinorizaciones. Se
trata, en general, de calizas parcialmente recristalizadas en
las que es posible encontrar huellas de raíces. De acuerdo
con FREYTET (19 73) la nodulización y marmorización es
característica de los sedimentos palustres.
Es muy frecuente encontrar secuencias b) y a) sobre
todo en los afloramientos de Alustante.
e) Margas calcáreas. Son materiales de color beige que
pueden considerarse como híbridos entre la de arcillas y las
de mudstones y wackstones.
Se originarían, por tanto, en los momentos en que el
aporte de detríticos finos y la precipitación de carbonatos
estuvieran equilibrados.
2 - Facies de calizas canalizadas
Intercaladas en las facies de calizas no canalizadas aparecen
facies canalizadas de distribución muy irregular. El
relleno de estos canales puede estar constituido por conglomerados
más o menos brechoides de calizas lacustres. Con
menor frecuencia, los canales aparecen rellenos de oncolitos,
intraclastos y bioclastos. En el primer caso, de canales
de brechas, pueden observarse numerosas cicatrices erosivas
cóncavas en el interior del litosoma lo que parece indicar
que han existido varias etapas de encajamiento. El origen
de estas facies puede explicarse suponiendo que una
vez depositadas las calizas lacustres se produjo el encajamiento
de una red de canales que erosionó y redepositó los
materiales calcáreos ya consolidados, al menos en gran parte.
Las causas de dicho encajamiento pudieron ser tanto
tectónicas como sedimentarias, debido en este último caso,
a la compactación de los sedimentos arcillosos infrayacen-
176

tes que pudo provocar hundimiento en las zonas centrales
de la cuenca lacustre.
Cabe destacar la presencia en algunas facies canalizadas
de restos muy fragmentados de vertebrados, posiblemente
reptiles.
8.3.- MEDIOS SEDIMENTARIOS Y PALEOGEOGRA-
FIA
De acuerdo con los datos expuestos en el apartado
anterior se puede afirmar que, tanto en la cuenca de Canales
del Ducado como en la de Alustante, la deposición de
las facies Weald se realizó en un medio continental, dentro
de una cuenca intermontana lacustre con episodios fluviales
de tipo braided. Dentro del medio lacustre alternarían
los períodos de aportes de detríticos finos con los de
precipitación de carbonatos, en forma cíclica. Durante la
deposición de las arcillas se producirían pequeños deltas
lacustres en los que se acumularían los restos vegetales. En
los bordes de la cuenca se formarían depósitos de tipo
apron.
Al cesar los aportes detríticos los carbonatos se convertirían
en el sedimento más abundante del lago, pudiendo
distinguirse inicialmente una zona interna de carbonatos
lacustres y otra externa de carbonatos palustres.
Los canales fluviales podían penetrar esporádicamente
en los sedimentos carbonatados retrabajándolos y originando
canales de conglomerados y brechas calcáreas.
La paleogeografía de detalle de ambas cuencas no ha
podido ser analizada por las dificultades encontradas para
la obtención de buenos cortes y la importancia y frecuencia
de los cambios laterales de facies. De cualquier
manera, es posible observar una zonación general que de
borde a centro pasaría de facies de apron a canales braided
situados entre arcillas de coladas de fango y por último
arcillas o calizas lacustres.
177

8.4.- EVOLUCION GENERAL
Las cuencas de Canales del Ducado y de Beteta, cuya
zona oriental está representada en el bloque por los afloramientos
de Alustante, se originaron como consecuencia de
los movimientos Neociméricos. Estas cuencas estrechas y
alargadas llevan una dirección NW-SE quedando cortadas
por accidentes transversales oblicuos de dirección NE-SW.
Ambas direcciones coinciden con las de las directrices tardihercínicas,
por lo que se puede afirmar que la reactivación
de dichas directrices fue la responsable de la formación
de las cubetas intermontanas en las que se depositaron
los sedimentos de facies Weald.
En las zonas centrales de las depresiones se desarrollarían
las facies lacustres, mientras que en los bordes se desarrollarían
orlas de conglomerados apron. Entre ambas
facies aparecerían canales de tipo braided de funcionamiento
episódico que serían los responsables de la llegada
de aportes terrígenos a la cuenca lacustre.
En los bordes del lago existiría una vegetación abundante
que proporcionaría aportes vegetales alóctonos que
se acumularían en pequeños sistemas deltaicos lacustres
originando los niveles de lignitos. Los aportes de materiales
detríticos finos podrían proceder, al menos en parte, de
arcillas de decalcificación originadas en el área fuente.
Al disminuir los aportes detríticos finos y dada la riqueza
en carbonatos de las aguas, el lago comenzaría a
depositar sedimentos carbonatados que en las zonas litorales
del mismo, y debido a las frecuentes exposiciones al
aire libre, originaría las facies de carbonatos palustres, con
la aparición de procesos edáficos de tipo calcim¿>rfico,
La transformación del lago arcilloso en lago carbonatado
sería progresiva y podría sufrir numerosas interrupciones
producidas por la llegada
ticos.
de nuevos aportes detrí-
La vida en el lago estaría dominada por Ostrácodos,
Characeas y Moluscos, mientras que en sus proximidades
serían relativamente frecuentes los Vertebrados y distintos
tipos de vegetales.
178

Durante el período de deposición de los carbonatos se
produciría la compactación de las arcillas subyacentes, que
produciría un hundimiento generalizado, precisamente en
la zona de máxima acumulación de arcillas, coincidente
normalmente con los sectores centrales de la cubeta. Al
aumentar el gradiente topográfico, como consecuencia del
hundimiento, los canales fluviales penetrarían en las zonas
periféricas de precipitación de carbonatos, que ya estarían
litificados, al menos parcialmente, y los retrabajarían originando
los conglomerados y brechas calcáreas canalizados.
Así pues, existiría un ciclo completo de colmatación
del lago que culminaría con la deposición de carbonatos
lacustres, que a su vez podrían ser reerosionados por canales
fluviales.
La llegada de nuevos aportes detríticos como consecuencia
de posibles rejuvenecimientos del relieve producidos
probablemente por ligeros reajustes tectónicos, suprimiría
bruscamente la sedimentación carbonatada, con lo
cual volvería a iniciarse el ciclo de colmatación.
Los niveles más altos de sedimentación del Weald en
este sector son de naturaleza calcárea, y todo parece indicar
que al final se alcanza la colmatación de la cuenca,
extendiéndose a los sedimentos carbonatados incluso más
allá de los límites de la depresión primitiva.
179

9.- FORMACION ARENAS DE UTRILLAS
9.1.- INTRODUCCION
La Fm. Arenas de Utrillas fue definida por AGUILAR,
RAMIREZ DEL POZO y RIBA (1971) para toda la "cubeta
de las cadenas Ibéricas". En su definición se ponen de
relieve algunos de sus aspectos texturales y estructurales
fundamentales: "arenas blancas amarillentas en bancos poco
definidos con estratificación cruzada y oblicua, con cantos
translúcidos de cuarzo y cuarcitas, con restos de lignito
en algunas juntas de estratificación, e intercalaciones de
niveles poco potentes, de arcillas amarillentas, plásticas,
limolíticas y azoicas". Las arenas están formadas por cuarzo
(60-70 por ciento) feldespatos potásicos (15-25 por
ciento) y cemento de limonita (10-20 por ciento) a veces
sin cemento alguno, o caolinita.
Esta unidad ha sido descrita en trabajos específicos o
bien en tesis doctorales de tipo regional (RIBA, 1959;
SAEFTEL, 1961; MELENDEZ HEVIA, 1971; AGUILAR
et al., 1971; VILLENA, 1971; MELENDEZ HEVIA et. al.,
1974; VILLENA y RAMIREZ DEL POZO, 1974). El primer
intento de análisis paleogeográfico corresponde a
SAEFTEL (1961), pero hoy en día todavía se poseen escasos
conocimientos sobre su modelo de sedimentación. Las
181

interpretaciones de tipo ambiental que se recogen en la
bibliografía oscilan entre abanicos deltaicos (SAEFTEL,
1961) y facies continentales de origen fluvial, aunque hasta
el momento no se había realizado un análisis de facies.
En su localidad tipo (provincia de Teruel) por debajo
de esta Formación se encuentra la Fm. Lignitos de Escucha
de edad Albiense inferior, y sobre su techo las margas con
microfósiles del Cenomaniense inferior (AGUILAR et al.
1971).
COMAS RENGIFO y GOY (1975) en las proximidades
de Huertahernando describen un tramo carbonatado, intercalado
en la parte superior de esta formación, con fauna de
Ostreidos y Gasterópodos. Estos autores le atribuyen una
edad Albiense? - Cenomaniense. Posteriormente en la realización
de la hoja de Ablanque se cita Exogyra flabelata
en este mismo nivel.
En el sector de Somolinos (WIEDMANN, 1964) sobre
la Fm. Arenas de Utrillas existen 3 m. de margas con Ostreidos
del Cenomaniense y 35 m. de margas con Ammonites
del Turoniense inferior.
En la región de Cuenca-Almansa (GARCIA et al.,
1978) el techo de esta formación es heterócrono variando
en edad entre el Albiense y el Cenomaniense superior.
Fuera del marco geográfico de la Cordillera Ibérica, en
la provincia de Albacete ARIAS y WIEDMANN (1977, en
ARIAS, 1978), se encuentran en una unidad infrayacente
Ammonites del Albeniense superior.
CANEROT y SOUQUET (1972) en el Bajo Aragón y
Maestrazgo atribuyen una edad esencialmente Albiense a
esta formación. El yacente del Utrillas en esta zona lo
constituye una "serie de transición" de edad variable ya
que del NW al SE pasa del Aptiense superior al Albiense
basal y llega a ser Albiense superior cerca del litoral
mediterráneo. Su techo es el Cenomaniense marino.
9.2.- LAS FACIES
Para el estudio de las facies de estaformación se han
levantado 16 columnas estratigráficas de detalle cuya loca-
182

TE. 433 4 3 4
FIG. 9.1
IFORMACION ARENAS DE UT-R-IL-LA-51
ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
Y COLUMNAS ESTUDIADAS
BARAHONI
IA14HCINI
".E
¡E.,
'60 461 462
'13
QL
MIENDLAENCINA
IZ
i,
N
-....C.ON
MARANCHON
MILMARCOS
N-
C>
L.NGUE
(j)
S-(¡)
Condemios de Abaio
Alcodo
Somohnos
Himoces de Jadroque
Atienza
9
17
K .
MOkINA
514
fl
ZAORE)A5 EL P080 DE DUEÑASO
;519
8-(j) La Bodera
8- (Z) Ribo de Esculore
8-(J)
olffiedilias
t
8-(J) Canales de¡ Ducodo
8-@
Peñolen
8-@
codes
$-@ Torovillo 1 '0 15 ?s..
OCHECA
S- @ Al9ar de Meta
Labros
Povedo de la Sierra
8-@
Pozuel
8-(2) Huertohernondo

lización puede verse en el esquema de afloramientos de las
figs. 9.1 y 9.7.
La Fm. Arenas de Utrillas siempre se ha considerado
una única unidad litoestratigráfica. Esto es debido a la
homogeneidad vertical que presenta en la distribución de
sus facies litológicas.
Desde el punto de vista geométrico se distinguen dos
tipos fundamentales de litosomas, los tabulares de gran
continuidad lateral (fot. 28), al menos a escala de aflorarniento,
y los de base cóncava y techo plano. Estos últimos
están formados exclusivamente por sedimentos terrigenos
groseros y son canales individuales.
Dentro de los litosomas tabulares a su vez se distinguen
dos tipos según su litología, unos constituidos por sedimentos
detríticos groseros y los otros por sedimentos terrígenos
finos. Los primeros presentan un contacto neto y
plano o ligeramente erosivo y los consideramos cuerpos de
base cóncava, para una escala mayor que la de los afloramientos.
Comparando las series obtenidas en localidades
próximas, como las de Condemios y Somolinos (fig. 9.2) se
observa que no existe una correlación lateral entre los litosomas
tabulares, por lo que se deduce que estos cuerpos se
acuñan lateralmente y se relevan en el espacio, con una
geometría de canal. Los sedimentos terrígenos finos constituyen
la matriz que engloba a los terrigenos groseros.
En primer lugar describiremos las facies correspondientes
a los cuerpos canalizados (tabulares y canales
individuales) y posteriormente las de los cuerpos no canalizados.
9.2.1.- Facies canalizadas
A - Cuerpos tabulares
Los cuerpos tabulares tienen potencias comprendidas
entre unas decenas de centímetros y 43,50 m (fot. 28)
pero éstos son los valores extremos y predominan los espesores
entre 1 m y 18 m. Desde el punto de vista textural
183

están presentes desde el tamaño de grava hasta arena fina
siendo más frecuentes los microconglomerados y las arenas
gruesas. En ellos se encuentran seis tipos de facies: depó-
Fig. 9.2.- Explicación en el texto.
sitos de carga residual (lag), sets de gravas, estratificación
cruzada de pequeña escala, estratificación flaser, sedimentos
de decantación, arenas masivas y estratificación ondulada.
A.a)
Depósitos de carga residual
Los constituyen gravas cuarcíticas, cantos blandos y
restos vegetales. Se presentan con diferente geometría y
posición dentro de cada cuerpo tabular (fig. 9.3).
A.a.l En la base de los cuerpos.
A.a.2 En el interior de los cuerpos tabulares, separando
etapas de acreción vertical.
A.a.3 En el techo.
A.a.4 En la base de cicatrices cóncavas en el interior de
estos cuerpos, que indican etapas de encajamiento
de canales.
A.a.5 En niveles horizontales y discontinuos (fog. 29 y
30). Aunque ésta no es la geometría ni la posición
habitual de un depósito de carga residual en un canal,
no cabe duda de que se trata de una acumulación
del material más grueso movido por la corriente.
A.b)
Sets planares de gravas
Esta estructura se
encuentra situada bien en la base de
184

los cuerpos tabulares o en cualquier posición vertical, relacionada
espacialmente con estratificación cruzada de gran
escala. Los sets pueden estar aislados o agruparse en coscts
(fig. 9.4.a) su potencia media es de 1 m.
2 3
a. 4 5
Fig. 9.3-
Explicación en el texto.
. . .. ......
b
Fig. 9.4. (a y b).-
Explicación en el texto.
Estos sets los interpretamos como estructuras relacionadas
con la migración de barras. Las barras son formas del
lecho cuya periodicidad es menor que la de las dunas y por
esta razón pueden fosilizar aisladas entre otro tipo de fa-
185

cies (estratificación cruzada de gran escala).
Esta facies se ha citado en modelos fluviales de rios
braided (ORE, 1963; WILLIAMS y RUST, 1969; COLLIN-
SON, 1970; SNUTH, 1971 y 1972; CANT y WALKER,
1976) y meandrifonnes (SUNDBORG, 1956JACKSON,
1976 a y b), pero con esta granulometría son más frecuentes
en el modelo braided.
Como las barras se han clasificado por aspectos morfológicos
(SMITH, 1978) que difícilmente se pueden
observar en sedimentos fósiles, como son su posición en el
canal y la forma de su cara de avalancha, no podemos
atribuirlas a un tipo determinado. En un río braided, estas
barras quedan emergidas en los bajos estados de flujo.
Con la caída del flujo sobre su superficie se forman ripples
o bien decantan arcillas (WILLIAMS y RUST, 1969) y
pueden llegar a erosionarse por canales que las cortan
transversalmente (ORE, 1963). De todos estos aspectos, en
estos cuerpos sólo existe ocasionalmente alguna pequeña
cicatriz de incisión al techo de esta facies (fig. 9.41).
A.c)
Estratificación cruzada de gran escala
Esta estructura está formada a partir de arena gruesa y
microconglomerado. La potencia de los sets es variable,
pero los valores medios oscilan entre 1 m y 0,3. Los sets
pueden estar limitados por superficies de erosión cóncavas,
convexas (de reactivación) o planas. Frecuentemente en la
base de los sets hay gravas. En ocasiones la disposición de
las láminas indica una paleocorriente marcadamente bipolar
(fot. 3 1). Es frecuente que las láminas de los sets se
agrupen en paquetes con geometría de abanico separadas
por superficies de discontinuidad.
A.d)
Estratificación cruzada de pequeña escala
El una estructura poco frecuente. Se da en arena fina y
al techo de la facies anterior. Se han visto ripples de tipo
climbing con transición a ripples enTase al techo de la serie
de Somolinos, interestratificadas con arcillas.
186

F oto 2 7. Fin. Arenas de l trillas de Atienza. Cuerpos tabulares. Los litosomas
arenosos tienen contacto inferior neto y ligeramente erosivo.
.
j1
ti
1 oto -,S.- Fm. Arenas de 1 th1las de Poveda de la Sierra. Litosomas arenosos
de gran potencia formado fundamentalmente por estratificación
cruzada de gran escala y niveles liorizontales de cantos.
Explicación en el texto.
7i
187

,
k,`
441.- ,á1
1 etó 2 9. - Eni. Arenas de Utrillas de Atienza. Niveles liorizontales de
4
cantos sobre costs de estratificación cruzada de gran escala.
k
_Aé
kv,
1 to 1).- [ni. Arenas de Utrillas de Atienza. Niveles horizontales de
cantos sobre cosets de estratificación cruzada de gran escala.
188

W:
j
Foto 3 1. ¡-ni. Arenas de Utrifias de Atienza. Paleocorrientes bipolares
en dunas.
A.e)
Estratificación llaser
Esta estructura s(')I() se ha encontrado en la serie de
Po-veda de la Sierra, fon-nando parte del relleno (le un canal
abandonado. En los cariales abandonados el relleno puede
producirse íntegrarnente por decantación pero también
puede ser mixto y existir sedimentos de corrientes tractiVas
cuando el canal no ha estado completamente aislado de la
zona de flujo más peri-nariente (ALLEN, 1965).
AJ)
Sedimentos de decantación
Se encuentran en el relleno de caria-les abandonados o
en delgadas capas de gran continuidad lateral alternando
con estratificación cruzada de gran escala. S¿lo se han encontrado
dos eJemplos de canales abandonados, en la serie
de Somolinos y en la de Poveda de- la Sierra; en ellos los
sedirnentos de decantación son láminas altemantes de lutitas
y arena fina.
189

Cuando los sedimentos de decantación presentan una
gran continuidad lateral y alternan con estratificación cruzada
de gran escala, esta última está formada por arena
gruesa y la decantación por arena media a fina, indicando
una brusca desaceleración de la corriente.
A.g)
Arenas masivas
Existen un gran número de niveles de arena gruesa a
fina- que se han representado como masivos. Algunos de
ellos presentan bioturbación de origen edáfico o animal
que es la causa de la pérdida de la estructura interna, pero
en la mayoria de los casos no se aprecia ningún tipo de
bioturbación al menos macroscópicamente. Sin embargo
algunos de los niveles masivos están constituidos por arena
fina muy clasificada y es muy probable que hayan perdido
Jas estructuras por causas secundarias.
A.h)
Estratificación ondulada. (Ripples de oscilación)
Puede verse esta facies al techo de estratificación cruzada
de gran escala en la serie de la Bodera.
B - Canales individuales
Incluimos en este apartado los cuerpos de sedimentos
detrítico groseros que tienen geometría de canal individual
a escala de afloramiento.
Estos canales son poco frecuentes, sólo se han encontrado
dos ejemplos, uno en la serie de Pozuel y otro en la
serie de Labros. En Pozuel el canal está rellenado por un
conglomerado masivo, cementado por carbonatos, en el
que no se observan las estructuras primarias. En Labros el
relleno constituye estratificación cruzada de gran escala.
9.2.2.- Facies no canalizadas
Estas facies las constituyen sedimentos terrígenos finos
y sedimentos carbonatados.
190

A - Facies no canalizadas de sedimentos terrígenos finos
Las lutitas masivas constituyen más del 90 por ciento
en volúmen de estas facies. En menor proporción existen
laminación horizontal, estratificación ondulada, estratificación
flaser y estratificación lenticular.
A.a)
Lutitas masivas
Las lutitas masivas presentan además la peculiaridad de
tener arena gruesa, y a veces cantos, flotando dentro de
esta matriz. Por estas características este sedimento podría
definirse como un mud flow o sandy flow. Su origen es el
resultado del transporte por una corriente de alta viscosidad.
Las lutitas tienen una gran variedad de tonos: verde,
violeta, pardo y negro. Cuando el color del sedimento es
negro se encuentran en él restos vegetales (fragmentos de
troncos). Esta facies ocupa espacialmente las áreas entre
canales (cuerpos tabulares); sin embargo no ofrecen las características
propias de los depósitos de desbordamiento
asociados a canales fluviales sino más bien las de coladas de
fango frecuentes en abanicos aluviales.
A.b)
Laminación horizontal
Esta facies se encuentra en la base de la serie de Poveda
de la Sierra y en la serie de Pozuel. En ambos casos está
formada por arena fina y arcillas, y se ha producido por
decantación.
En la serie de Poveda de la Sierra está relacionada verticalmente
con cuerpos tabulares de granulometría gruesa.
En la base de la serie de Pozuel tanto lateral como verticalmente
está asociada a facies canalizadas, y hacia su
techo con estratificación ondulada.
A.c)
Estratificación ondulada (ripples de oscilación)
Esta estructura se encuentra en la serie de Pozuel, en
191

arena media a fina, bioturbada. En sentido vertical está
relacionada con areniscas bioturbadas y larrúnación
paralela.
A.d)
Estratificación flaser
El marco geográfico de esta facies es el mismo que el
de la facies anterior (serie de Pozuel). Puede presentarse
bioturbada. Se da en arena fina y puede tener un encostramiento
ferruginoso.
A.e)
Estratificación lenticular
También se produce en sedimentos de granulometría
fina. Esta facies se encuentra en la serie de Pozuel y en la
serie de Riba de Escalote. En Pozuel está relacionada secuencialmente
con las facies b, e y d. En Riba de Escalote
esta facies se apoya sobre estratificación cruzada de pequeña
escala y a su techo existencalizas nodulosas.
B - Facies no canalizadas de sedimentos carbonatados
Distinguimos dos tipos fundamentales: calizas arenosas
o bioclásticas y margo-calizas bioturbadas.
B.a)
Calizas arenosas o bioclásticas
Están constituidas por fragmentos y valvas enteras de
ostreidos y otros bivalvos, a veces tienen arena silícea. En
general están bioturbadas y tienen estratificación ondulada
o laminación cruzada de gran escala. Esta facies está presente
en la serie de Pozuel, Huertahernando, Poveda de la
Sierra, Canales del Ducado y Algar de la Mesa. Su potencia
es muy variable, oscila desde escasos centímetros hasta casi
un metro de espesor.
B.b)
192
Margas y calizas margosas
Estas facies litológicas se presentan bioturbadas, con-

tienen restos de fauna marina, y en general están secuencialmente
relacionadas con la facies anterior.
9.2.3.- Otras facies
En este apartado se incluye la descripción de los encostramientos
y nódulos ferruginosos. Existe una transición
entre los primeros N, los segundos. Los nódulos pueden
llegar a adquirir un gran desarrollo lateral v vertical hasta
jt':
k
¡-oto 32. 1 in. Arenas de Utrillas de Atienza. Aspecto de las disposici¿n
vertical de los nódulos ferruginosos. Explicación en el texto.
forniar una capa continua. En los cuerpos tabulares de
granulometría grosera, tanto los encostramientos como los
n¿dulos bien desarrollados, se encuentran al techo.
En los sedimentos terrígenos finos pueden encontrarse
interestratificados a dis-ersas alturas o bien en todo un nivel
ininterrumpidarriente de muro a techo.
El aspecto más característico (le los nódulos ferruginosos
es su disposición perpendicular (fot. 32) respecto a
193

la estratificación y su control estratigráfico (aparecen en
niveles horizontales). El que en ocasiones se encuentran
erosionados por los niveles suprayacentes (ver serie de
Algar de Mesa) indica que su origen es contemporáneo con
el de la formación. En nuestra opinión los nódulos y encostramientos
están asociados a procesos edáficos. Entre ellos
son notables los paleosuelos de la serie de Peñalen. En
opinión de FREYTET (1971), el origen pedogenético de
este tipo de nódulos y concreciones ferruginosas no es
siempre evidente ya que pueden ser masivos.
9.3.- ASOCIACIONES DE FACIES E INTERPRETA-
CION PALEOGEOGRAFICA
Los cuerpos tabulares de sedimentos detrítico-groseros
por la geometría y asociación de sus facies pueden clasificarse
en cuatro tipos fundamentales (figs. 9.5 y 9.6), al
margen de otros casos aislados que constituyen ejemplos
individuales. La interpretación sedimentológica de estos
ejemplos individuales necesita de un estudio sedimentológico
más detallado.
A B C
T
D
Fig. 9.6. - Expficaci6n en el texto.
194

A - Un primer tipo (fig. 9.6A) lo constituye los que están
compuestos por canales y que por lo tanto atribuimos
a un modelo braided (ALLEN, 1965). Este tipo de
geometría puede verse en la parte inferior de la serie
de Somolinos. Los canales individualizados en el interior
de los cuerpos tabulares pueden presentar diferentes
tipos de facies. En general la asociación más
frecuente la constituyen depósitos de carga residual,
en la base de la cicatriz y estratificación cruzada de
gran escala. También existen otros tipos de rellenos
como estratificación cruzada de pequeña escala y sedimentos
de decantación. Este tipo está representado
en la serie de Somolinos.
B - Otro tipo (fig. 9.6.B) es aquel en que alternan sets
planares de gravas y estratificación cruzada de gran
escala. Como se ha expuesto anteriormente los sets
planares de gravas son frecuentes en ríos de tipo
braided. La atribución al modelo braided se debe a la
alta probabilidad de que estas facies hayan emergido
en los bajos estados de flujo como sucede en los ríos
actuales (ORE, 1963 y SMITH, 1971 y 1972).
C - El tipo de asociación más frecuente lo forman la estratificación
cruzada de gran escala y los niveles horizontales
y discontinuos de gravas (fig. 9.6C). Estos
cuerpos muestran una acreción vertical importante,
sobre todo en el caso de la serie de Poveda de la Sierra
donde existe uno con 43,50 m de espesor.
D - Aunque menos frecuente algunos de los cuerpos tabulares
están formados por una alternancia de niveles de
tracción y de decantación (fig. 9.6.D). En la serie de
Taravilla los niveles de tracción son de arena gruesa
con estratificación cruzada de gran escala y los de
decantación, de arena media masiva.
En la serie de Somolinos, los niveles de tracción están
formados por ripples climbing con transición a ripples
en fase, en arena fina y las de decantación por arcilla.
195

Estas 4 asociaciones de facies se combinan entre sí en
sentido vertical. A veces se suceden cuerpos tabulares
que contienen la misma asociación de facies, separados
entre sí por una cicatriz neta y horizontal.
Otras veces se observan asociaciones mixtas dentro de
un mismo cuerpo tabular, por ejemplo B sobre C, C
sobre B, B sobre D; pero no existe una pauta general
en este sentido. Lo que sí se observa a escala regional
es que las asociaciones A y B son más frecuentes hacia
el oeste y que hacia el este predomina la asociación C.
En sentido vertical tampoco existe una evolución en
la distribución de las facies, las asociaciones A y B se
encuentran situadas en general en las partes inferiores
y medias en las series situadas hacia el W, y en las
series más orientales donde la asociación no se puede
obtener ninguna conclusión sobre su posición estratigráfica.
E - En las series de Canales de Ducado, Huertahernando
Riba de Escalote, Algar de Mesa y Pozuel existen facies
o asociaciones de facies, que corresponden a medios
marinos o de transición. Dejando a un lado de
momento la serie de Pozuel, que es la más compleja y
se discutirá por separado, en las otras tres series existe
una transición vertical entre los cuerpos tabulares de
granulometría grosera y los sedimentos marinos. Los
ostreidos que se encuentran en estas facies indican un
medio de escasa profundidad.
F - En la serie de Pozuel pueden identificarse dos tramos
caracterizados por diferentes asociaciones de facies.
Un tramo inferior de 11 m de potencia en el que
existen depósitos canalizados y otro superior donde
predominan las facies no canalizadas. En este último
tramo los terrígenos presentan una asociación de facies
propia de una llanura de marea: estratificación
flaser, lenticular, paralela y ondulada; con una intensa
bioturbación. Existen intercalados niveles de areniscas
relativamente potentes, entre 1 m y 1,5 M. pero com-
196

pletamente bioturbados que podrían corresponder a
la llanura arenosa. Hacia el techo visible de la serie
existe una barra bioclástica (asociación E), muy
cementada y bioturbada, formada por estratificación
ondulada en la base y que por su contexto, al estar
relacionada verticalmente con sedimentos de llanura
de marea, podría corresponder a un chenier.
9.4.- DISCUSION E INTERPRETACION
La mayor dificultad en la interpretación de esta formación
la constituye en primer lugar la geometría de sus litosomas
en relación con las facies que los constituyen.
Aunque a los cuerpos tabulares de granulometría
grosera les hemos atribuido una geometría canalizada, por
su contacto neto en la base y la imposibilidad de correlación
lateral entre series próximas, su interpretación dentro
de un modelo netamente fluvial presenta algunas dificultades.
Los cuerpos arenosos tabulares de origen continental
generalmente en el registro estratigráfico están compuestos
por canales coalescentes (CAMPULL, 1976;
POTTER 1967) pero en el caso de la FM. Arenas de Utri
llas, esta coalescencia solamente se puede observar en la
asociación de facies A. En el resto de las asociaciones B, C
y D, solamente existe una marcada acreción vertical que
sólo sería explicable, en cuanto a geometría, dentro de un
modelo de backffiling de canal de baja sinuosidad, pero
resulta extraño que con la anchura que presentan estos
cuerpos no haya señales de incisión de canales y de acreción
lateral. En la asociación C destaca la geometría de los
niveles discontinuos de gravas, perfectamente horizontales,
nunca ligados a procesos de cut and fill, y en ocasiones
situados al techo del litosoma. Este último aspecto no
tiene explicación dentro de un contexto fluvial(*). En con-
Según CLIFTON (1973) las características que presentan estos niveles de
cantos se explicarían más fácilmente por un retrabajamiento de oleaje.
197

junto esta formación presenta un modelo de sedimentación
que no tiene equivalente en la literatura sobre medios antiguos.
Su relación vertical y lateral con facies carbonatadas
marinas apoyaría su interpretación dentro de un contexto
de sistema de origen fluvial relacionado con un medio litoral.
Dentro de ese contexto podrían explicarse algunos de
sus aspectos geométricos y de facies.
Desde el punto de vista geométrico se explicaría las
paleocorrientes bimodales y la gran cantidad de superficies
de reactivación o discontinuidad en las dunas morfológicamente
semejantes a las descritas por BOERSMA (1969),
KLEIN (1970 y 1971), DE RAAF y BOERSMA (1971),
NIO (1976) y VAN DER BERG (1980), producidas por la
acción de las marcas. En sedimentos fluviales también se
han citado superficies de reactivación ligadas a la caída
temporal del flujo (COLLISON, 1970), pero su frecuencia
es mucho menor.
Las superficies de discontinuidad son menos netas en
esta formación que en la facies Buntsandstein, pero pensanos
que esto no es comparable por las diferencias en el
régimen fluvial, en el rango mareal, y en la erosión producida
por corrientes de marea y oleaje sobre cuerpos arenosos
de muy diferente granulometría.
Dentro del marco regional de este trabajo la distribución
de las facies parece indicar que la línea de costa
estaría situada al E. Otros trabajos (SAEFTER, 1961; VIA-
LIARD, 1973; GARCIA et al., 1978) fuera de esta área
confirman esta interpretación.
En resumen, la Fm. Arenas de Utráias es un sistema
deposicional que puede ser interpretado como un modelo
deltaico dominado por las marcas (según la clasificación
de GALLOWAY, 1975), en lo que respecta a los sedi
mentos detrítico-groseros, además los cuerpos arenosos
tabulares se han descrito frecuentemente en ambientes
fluvio-deltaicos (en CAMPBELL, 1976). Un estudio
minucioso de la estratificación cruzada sería imprescindible
para la comprensión del modelo de sedimentación.
Un problema que queda planteado es el del significado
de las secuencias formadas por los terrígenos groseros
198

MS=íEn--B- 7
FIG. 9.7 ESQUEMA DE COLUMNAS ESTRATIGRAFICAS Y
15 ASOCIACIONES DE FACIES DE LA F m. ARENAS
. ..... 11 DE UTRILLA
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8- G) SOMOLINOS
8-() PALMACES DE JADRAQUE c
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8-() CANALES DEL DUCADO
C=
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8-@ PEÑALEN
8-(H) CODES 540
8-@ TARAVILLA
8-@ ALGAR DE MESA
8-(3 LA13ROS 1.0691 Q o lo
CHECA
0
8- POVEDA DE LA SIERRA
8-@ POZUEL
NOTA:
Las letras A,B,C, DvE representan los esociacioles de facies
cuyo explicaci6n oporece en el texto.

con retoque mareal y los terrígenos finos de rasgos todavía
mal definidos.
Las potencias de esta formación está controlada por
una tectónica de grandes bloques (fig. 12.3).
199

10.- CRETACICO SUPERIOR CARBONATADO
10.1.- INTRODUCCION
El Cretácico superior en esta zona ha sido hasta ahora
objeto de muy pocos estudios. Algunos autores, que han
trabajado en áreas próximas, han realizado observaciones
puntuales y algunos cortes, pero faltan estudios globales
sobre las características litológicas, bioestratigráficas y sedimentológicas
del Cretácico superior del sector septentrional
de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica.
Los primeros datos sobre la existencia de Cretácico se
deben a TORRUBIA (1754), que encuentra ostreas en la
zona de Molina de Aragón. Con posterioridad son varios
los autores que describen estos materiales y su contenido
faunístico.
RIBA (1959) en su tesis doctoral sobre la Sierra de
Albarracín estudia algunos cortes en el sector SE del bloque,
atribuyendo al Cretácico superior calcáreo un origen
nerítico.
VILLENA (1971) en su tesis doctoral realizada en la
región de Molina de Aragón levanta varias columnas detaliadas,
estableciendo un conjunto de unidades litológicas,
datadas en base a su contenido micropaleontológico. Considera
que la transgresión Cenomaniense se manifiesta en
201

niveles progresivamente más altos cuanto más nos desplazamos
al NW. Afirma que en el Cenomaniense los sedimentos
son neríticos a veces con influencias lacustres. En el Turoniense
la profundidad aumenta, aunque la sedimentación
continúa siendo neritica. Al final del Turoniense se produce
un hiato que abarca hasta el Coniaciense inferior. En
el Coniaciense se vuelve a facies costeras, hasta que se ¡nicia
la regresión en el Senoniense.
WIEDMANN (1975) estudia el Cretácico superior de
las Cadenas Celtibéricas, describiendo el corte de Somolinos.
Aunque su trabajo se centra en el análisis bioestratigráfico
y palcobiogeográfico del Turoniense, realiza algunas
observaciones litoestratigráficas y sedimentológicas de
interés. Considera el Cretácico Superior como un ciclotema
simétrico con un máximo de transgresión y subsidencia en
el Turoniense inferior.
MELENDEZ et al. (1976), en su síntesis del Cretácico
de la Zona Sur de la Rama Castellana de la Cordillera
Ibérica, realizan un estudio estratigráfico y paleogeográfico
en un sector situado al SE del que nos ocupa. Consideran
que la transgresión del Cenomaniense procede del SE
desarrollando facies generalmente litorales. El máximo
transgresivo corresponde* al Turoniense basal. El
Senoniense presenta facies que varían desde calizas a
carniolas.
BREMAN (1976) realiza un estudio de la fauna de
ostrácodos Turoniense en una región que incluye el sector
NW de nuestra zona. Define dos formaciones y proporciona
algunos datos biostratigráficos y sedimentológicos.
Considera que el Cenomaniense superior se depositó en
condiciones supramarcales a submareales. Para el Turoniense
Inferior supone condiciones marinas abiertas muy
someras que hacia el techo se van restringiendo.
FLOQUET (1978) estudia la sedimentación de los materiales
del Cretácico superior en Castilla la Nueva, al Norte
de nuestra zona de trabajo. Realiza un análisis secuencial
de los depósitos que según él, se sedimentaron en una
platafonna abierta al Norte, hacia la Cuenca Cántabro-Navarra,
y cada vez más restringida hacia el Sur. Den-
202

9
CRETACICO
FIG. 10.1
SUPERIOR]
9-@A ESQUEMA DE AFLORAMIENTOS
433 w ir .134 Y COLUMNAS ESTUDIADAS
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9- (9 Abanades
9- @ Puente de Son Pedro
9-Y Pozuel
9- Piqueras
9-S Alu,foríte
p lo lo to 25--
9-8 Checo 9-;
OCHECA

tro del megaciclo Cretácico superior establece dos secuencias
litoclinales; la inferior corresponde al Cenomaniense
superior-Turoniense, y la superior al Senoniense.
10.2.- UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS
Debido a la ausencia de estudios de conjunto sobre el
Cretácico de esta región, no existe un conocimiento preciso
de las unidades litológicas que lo cQmponen, ni de sus
posibles cambios laterales.
Por esta razón, antes de proceder al análisis sedimentológico
de los materiales, tuvimos que realizar un intento
para establecer las unidades que constituyen el Cretácico
superior, para ello se han levantado columnas estratigráficas
de detalle cuya localización figura en el esquema de
afloramientos de la fig. 10.1.
Aparte de la penuria, ya mencionada, de datos bibliográficos,
tropezamos también con la grave dificultad que
representa, a la hora de tratar de correlacionar las columnas
levantadas, la escasez de fósiles de valor bioestratigráfico
comprobado. En efecto, con excepción de los
Ammonites existentes en el Turoniense inferior, el resto de
la fauna encontrada o bien es banal, o su validez bioestratigráfica
es, en muchos casos, discutible. Además la frecuencia
con que aparecen procesos de dolomitización y
recristalización tiende a dificultar el hallazgo de restos fósiles
útiles.
Como consecuencia de estos problemas el conjunto de
unidades que hemos establecido y que describimos a continuación
posee un marcado carácter provisional, que deberá
ser comprobado en posteriores trabajos de detalle, fundamentalmente
en lo que se refiere a sus cambios laterales y
relaciones mutuas.
Hemos establecido un total de ocho unidades:
1.- Unidad A: Calizas Arenosas, limos y margas.
2.- Unidad B: Calizas y dolomías bien estratificadas.
3.- Unidad C: Calizas nodulosas.
4.- Unidad D: Margas y calizas nodulosas.
203

5.- Unidad E: Dolomías y calizas.
6.- Unidad F: Dolomías cristalinas masivas.
7.- Unidad G: Calizas.
8.- Unidad H: Calizas, margas y brechas.
10.2.1.- Unidad A. Calizas arenosas, limos y margas
El tránsito entre la _Fm. Arenas de Utrillas y los materiales
carbonatados suprayacentes del Cretácico superior,
presenta, en general, un carácter progresivo con aparición
de facies intermedias, de carácter detrítico-carbonatado.
Además la modalidad del tránsito muestra importantes variaciones
de acuerdo con la situación geográfica.
La unidad "A" está constituida por estos materiales de
facies intermedias, entre los que don-únan las calizas arenosas,
limos y margas, aunque también pueden aparecer
calizas más o menos margosas, areniscas de cementos calcáreo,
arcillas y diversos tipos de dolomías.
El carácter transicional del paso entre esta unidad y la
Fm. Arenas de Utrillas subyacente plantea dificultades en
cuanto al establecimiento preciso del límite. En efecto,
dado que la parte superior de la Fm. Utrillas muestra, en
algunos,puntos, intercalaciones de calizas arenosas y bioclásticas,
y que la unidad "A" puede presentar niveles de
arenas, su separación en algunos casos puede ser problemática.
En cualquier caso, se trata, de un problema meramente
formal y nosotros hemos utilizado como criterio
operativo para separarlas simplemente el predominio de las
margas y calizas sobre las arenas.
Somos conscientes de que el estudio de la transición
entre la Fm. Utrillas y el Cretácico superior carbonatado,
que se realiza dentro de esta unidad A, requiere un análisis
mucho más detallado que el realizado por nosotros, ya que
existen numerosos problemas de pequeña escala, pero de
gran interés, que no. ha podido estudiarse suficientemente.
En la fig. 10.2 se pueden observar las variaciones de
espesor de la unidad. Cabe destacar el aumento de potencias
hacia el SE. y la presencia de mínimos espesores en el
204

433 434 43*
BARAHONA RAHON
ATIENZ
460 462 112 463 163 0
HIENDELAENCINA
SIGUENZA M ARCOS 0
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5 lo 15 20 25.

433 434
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00.9 .OLIN. MOLIN
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lo 15 20 25.
OCHECA
FIG.10.1-UNIDAD B. CALIZAS Y DOLOMIAS BIEN ESTRATIFICADAS
' 'o

sector Olmedillas-Condemios-Alcorlo. Hacia el Norte
parece insinuarse también un aumento de potencias.
La presencia en los afloramientos del Norte, de
Exogyra flabellata, E. pseudoafricana y E. columba maJor,
y el hallazgo de Orbitolina gr. concava en los del SE.,
permiten atribuir a éstos materiales una edad Cenomaniense,
que en Piqueras puede llegar hasta el Albiense. Se
observa claramente que la edad de la base de esta unidad
aumenta al desplazarnos de NW a SE.
10.2.2.- Unidad B. Calizas y dolomías bien estratificadas
Unidad compuesta por calizas y dolomías bien estratificadas,
con algún nivel margoso muy subordinado. Dentro
de esta unidad hemos distinguido do! subunidades B-1
inferior y B-2 superior, diferenciadas en base a sus características
micropalcontológicas.
La subunidad B-1 está constituida por carbonatos de
facies variadas. Contienen en general poca fauna determinativa
entre la que se han citado Daxia cenomana y Cuneolina
cf. pavonia que permiten asignar, provisionalmente, a
estos materiales una edad Cenomaniense.
La subunidad B-2 está caracterizada por la presencia
de mudstones en general recristalizados en los que aparecen
Pithonella sphaerica y más raros Heterohelix, que parecen
apuntar a una posible edad Turoniense.
En la fig. 10.3 hemos representado las variaciones de
espesor del conjunto de la unidad B. Vemos que sólo aparece
al SE de la línea Barahona-Pálmaces y que los espesores
aumentan claramente hacia el SE.
Cabe destacar también el hecho de que la subunidad
B-2 sólo aparece al Sur de la línea Abanades-Anquela del
Ducado.
10.2.3.- Unidad C. Calizas nodulosas
Unidad constituida por wackstones y packstones bioelásticos
nodulosos con fauna muy abundante, sobre todo
205

de ostreidos de gran talla y concha muy robusta con frecucticia
en posición de vida.
Aunque su aspecto general es bastante unifonrie, el
contenido faunístico muestra algunas variaciones interesantes,
sobre todo en sentido W-E. En efecto, en el sector
NW, dominan los ostreidos netamente, mientras que hacia
el NE son frecuentes también los equínidos, pectínidos e
incluso aparecen ammonites y foraminíferos pelágicos co-
MO Heterohelix y Hedbergella.
En la Fig. 10.4 se han representado las variaciones de
espesores, pudiéndose observar la existencia de mayores
potencias en la región situada entre Milmarcos y Sigüenza.
La unidad falta en la mitad inferior del bloque.
En el sector W se han encontrado Exogyra flabellata y
E. pseudoafficana que según WIEDMANN (1975) indican
una edad Cenomaniense superior. El hallazgo por MOJICA
y WIEDMANN (19 7 7) en la región vecina de Nuévalos, de
Metoicoceras y Vascoceras a unos 8 metros de la base de
esta unidad confirma su edad Cenomaniense superior, y
que en el sector NE el límite Cenomaniense-Turoniense
debe encontrarse en la parte superior de la misma.
10.2.4.- Unidad D. Margas y calizas nodulosas
Corresponde esta unidad a la Formación Molina definida
por BREMAN (1976). Está constituida por margas
grises y calizas nodulosas. En la parte inferior dominan las
primeras, y en la superior las segundas. Su contenido
faunístico es rico y variado.
En la fig. 10.5 se puede observar la existencia de máximos
espesores en el sector NW que disminuyen hacia el SE.
En la zona de Torrubia-Anquela del Ducado no hemos
encontrado esta unidad.
La frecuente aparición de ammonites permitió a
WIEMIANN (1975) su datación precisa en el corte de
Somolinos, encontrando las siete zonas correspondientes al
Turoniense inferior. Posiblemente hacia el Este la edad de
la base de las margas sube ligeramente aunque siempre dentro
del Turoniense inferior.
206

433 4 3 4
BARAHONA
ATIENZ 460
461 463
HIENDELAENCINA
SIGUENZA
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10
488 409
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lo 11 2.0 25-
0 CHECA
FIG.10.4:-MAPA DE ISOPACAS DE LA UNIDAD C. CALIZAS NODULOSAS

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BARAHONA
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4 0
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SIGUENZA
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0
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9
OCHECA
FIG.10.5.-MAPA DE ISOPACAS DE LA UNIDAD D. MARGAS Y CALIZAS NODULOSAS

1
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L E YE N DA
Predominio de dolomias
0
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MOUNA S514
Edificios
bioconstruidos
D
Zonas de predominio de calizas o sin informoci¿n EL POBO DE DUEÑ.50
TARAVULA
5 lo 1 20 2
OCHECA
FIG:10.6:--DISTRIBUCION DE FACIES DE LA UNIDAD E DOLOMIAS Y CALIZAS

10.2.5.- Unidad E. Dolomías y calizas
Es una unidad compleja desde el punto de vi^sta litológico,
y que presenta cambios de facies importantes. En
general dominan las dolomías y calizas microcristalinas,
aunque también aparecen otros tipos de carbonatos, como
biolititas, calcarenitas, etc. y otros materiales como arenas
y arcillas. Generalmente las calizas muestran cierto grado
de recristalización, que se acentúa fuertemente en los puntos
en que esta unidad constituye el techo de los materiales
cretácicos (Olmedillas, Anquela, Pozuel ... ).
En la fig. 10.6 se muestran las características litológicas
de la unidad en los distintos sectores. En la zona NW.
dominan las dolomías y arenas, mientras que en el S se
desarrollan facies recifales dolomitizadas.
No hemos encontrado fauna de valor bioestratigráfico
por lo que las asignaciones cronoestratigráficas han de estar
basadas en correlaciones sedimentológicas más o menos
discutibles. La unidad está apoyada sobre materiales del
Turoniense inferior y muestra facies regresivas e incluso en
algunos puntos señales de posibles emersiones. En zonas
situadas al Norte de la nuestra, aparecen facies regresivas
en el Coniaciense basal (FLOQUET, 1978). Como consecuencia
podemos pensar que esta unidad puede incluir el
Turoniense superior y parte del Coniaciense.
10.2.6.- Unidad F. Dolomías cristalinas masivas
Es una unidad formada por dolomías cristalinas que
originan una morfología muy característica. Es muy frecuente
el desarrollo de procesos de karstificación asociados
a estos materiales. En algunos puntos, como por ej. Alcorlo,
la base de la unidad está formada por una brecha
dolomítica que se acuña lateralmente.
Prácticamente carece de fauna reconocible, con excepción
de algunos moldes de vivalvos y de restos hipotéticamente
atribuibles a algas clorofíceas. Es por tanto imposible
asignar una edad precisa a estos materiales, aunque
j207

es probable que incluyan parte del Coniaciense y quizás del
Santoniense.
10.2.7.- Unidad G. Calizas
Esta unidad s6lo la hemos encontrado en la zona de
Algar Mesa, donde a su vez falta la unidad "F". Podemos
pensar por tanto cine "G" es, al menos en parte, el
equivalente lateral no dolomitizado de "F". Por su carácter
calcáreo es imposible separarlo de la unidad "H", por lo
que también puede incluir parte de esta unidad (fig. 10.7).
Contiene microforaminíferos atribuibles al Santoniense,
pero la ausencia (le Lacazina elonguata es difícil de
explicar, puesto que las facies son favorables para la apanci)n
de este foraminífero. Quizás la explicación más
coherentc sea la de que el nivel de erosiéni corta el Cretácico
por debajo del Santoniense superior.
10.2.8.- Unidad H. Calizas, margas y brechas
Unidad formada fundamentalmente por calizas cristalinas,
brechas y margas En general muestra un
fuerte desarrollo de procesos (le karstificaci6n.
No hemos encontrado fauna determinativa y por tanto
la edad de la unidad es desconocida. Pensamos que esta
unida(¡ requiere un estudio l),i](,()iitoI('))ico y sedimentogico
de detalle que permita analizar cuidadosamente el
proceso de la regresión finicretácica y el tránsito a los materiales
terciarios. Este c-studio podría realizarse sobre los
cortes (le Somolinos y Alcorlo, y en algunos afloramientos
de la ho,ja de Zaorejas (513, 23-20).
En la fig, 10.7 mostramos esquemáticamente las relaciones
espaciales entre las unidades según dos perfiles de
dircccl(')ii aproximada kV-E y N-S. Debemos sefialar que si
bien las relaciones establecíclas en el primer perfil parecen
claras v sencillas, las del segundo. a causa de la escasez de
datos bioestratigrJificos, soii ninclio mz'ts discutibles y deberían
analizarse en el futuro con mucho mayor detalle.
208

w
H
F
G
E
D
D
B
TURONIENSE
CENOMANIENSE
E
ESCALAS
CD
w
B
TURONIENSE
CENOMANIENSE
o
Fig. 10.7.- Relaciones espaciales entre las unidades M Cretácico Superior.

10.3.- ANALISIS DE FACIES Y SEDIMENTOLOGIA
Las facies del Cretácico superior son bastante variadas
cuando se estudian con detalle, aunque las diferencias entre
ellas son, en muchas occasiones, difíciles de detectar.
Por ello sólo describiremos las facies más características
dentro de cada unidad.
10.3.1- Unidad A. Calizas arenosas, limos y margas
A. 1. Facies de calizas margosas con granos de Cuarzo
Muestran diferentes grados de bioturbación, aunque a
menudo se pueden observar laminaciones cruzadas de pequeña
escala producida por ripples. A veces se asocian a las
facies "E" formando secuencias coarsening and thickening
upwards. Es bastante frecuente, sobre todo en los afloramientos
del NW, la aparición de fragmentos de costras ferruginosas.
Interpretamos estos materiales como depósitos
carbonatados intermarcales. Es posible, que estos sedimentos
fueran dolomíticos pero hoy se encuentran transformados
en calizas pseudoesparíticas debido a la acción
de procesos dedolomitizados. Los fragmentos ferruginosos
procederían de la erosión de ¡ron-pans supramarcales.
A.2. Facies de margas grises con limos y arenas subordinadas
Los limos y arenas, en general finas, se presentan en
forma de lentejones muy pequeños (starved ripples), y como
estratificación lenticular. Corresponderían a depósitos
de llanura de fangos (mud-flat a mixed-flat), dentro del
contexto de una llanura de mareas.
A.3.
Facies de arenas bioturbadas
Está constituida por arenas finas blanquecinas con la
minación cruzada de pequeña escala, enmascarada casi
210

siempre por una bioturbación bastante intensa. No es raro
encontrar tramos que muestran estratificación flaser. Corresponden
a depósitos de llanura de mareas (sand-flat a
mixed-flat).
AA Facies de margas calcáreas oscuras
Carecen de estructura interna y muestran numerosos
granos de cuarzo, en ocasiones revestidos de glauconita. A
veces aparecen moldes con rellenos geopetales de pirita
más o menos oxidada. La bioturbación es importante y
asociada a ella se concentra la materia orgánica. Posiblemente
se hayan originado en depresiones topográficas
(ponds) dentro de una llanura mareal. Los granos de cuarzo
con envueltas glauconíticas procederían de zonas marinas.
A. 5, Facies de margas verdosas
En general no muestran estructuras visibles, aunque en
ocasiones presentan laminación cruzada de pequeña escala.
Su interpretación es difícil pudiendo considerarse únicamente
como depósitos de decantación de aguas poco profundas.
No obstante, en algunos casos hemos encontrado
posibles señales de raicillas que indicarían un depósito de
marisma. Quizás esta aparente contradicción sea explicable
si suponemos que pueden existir depósitos de margas verdes
de uno y otro origen.
A.6.
Facies de calizas y dolomias con laminación de bajo
ángulo
Las calizas suelen ser pseudoesparíticas y contienen ostreidos
en muchas ocasiones. La potencia de las capas suele
ser inferior a 0,50 m. En algunos puntos es posible observar
la presencia de montículos algares a techo. En general
esta facies suele estar relacionada con la facies "E", con la
que forman secuencias de tipo coarsening and thickening
upwards. Pensamos que debe tratarse de depósitos relacionados
con bancos (shoals) con acreción lateral.
211

A. 7. Facies canalizadas de carbonatos
Suelen ser poco frecuentes en relación a las restantes.
Muestran casi siempre un relleno constituido por ripples.
En la base de los canales puede aparecer un lag de cantos
blandos (intraclastos) y ostreidos. Pensamos que estos canales
son marcales.
A.8.
Facies estromatolíticas
Aparecen en esta unidad siempre de forma muy subordinada.
Consideramos que se trata de sedimentos de
algal-marsh.
10.3.2.- Unidad B. Calizas y dolornías bien estratificadas
B. 1. Facies de dolomías con laminación algar
Aunque existen varias subfacies la más frecuente es la
formada por láminas discontinuas y rotas, asociadas normalmente
a facies con moldes de sales y bird-eyes. Serían,
por tanto, depósitos de algal-marsh con elevado índice de
exposición (supramarcal).
B.2. Facies de dolomías con estratificación lenticular y
flaser
Está constituida por dolomías cristalinas, en general
algo arcillosas, en las que a pesar de la recristalización es
posible observar laminación cruzada de pequeña escala producida
por ripples. Corresponden a sedimentos de llanura
mareal.
B.3.
Facies de wackstones bioturbados
Están formadas por calizas, con bioturbación variable,
en ocasiones muy intensa. Contienen restos fósiles con predominio
de ostreidos, ostrácodos, discórbidos y
212

Ophthalmidium. Interpretamos estos materiales como
depósitos de lagoori interno, con un grado bastante elevado
de confinamiento. En Algar aparecen los primeros rudistas
de tipo caprínido.
B.4.
Facies de calizas con ciclos CTU
Los ciclos comienzan con calizas margosas bioturbadas
que pasan progresivamente a packstones y grainstones con
ripples y en ocasiones con laminación inclinada de bajo
ángulo. A veces el techo de la secuencia muestra laminaciones
algares. Los tramos de packstones contienen intraclastos
-y numerosos restos de fósiles (bivalvos, equinoideos,
foraminíferos, ostrácodos y algas clorofíceas).
Pueden considerarse shoa1s (bancos) situados en el interior
del lagoon, cuya parte superior puede estar estabilizada por
un algal-mat (tapiz algar).
B.5.
Facies de dolomías cristalinas con ciclos CTU
Son ciclos coarsening and thickening upwards con dolomías
arcillosas en la base que pasan progresivamente a
dolomías cristalinas en las que es posible observar la presencia
de megawaves. Suelen ser más frecuentes en el sector
Torrubia-Abanades. Posiblemente se trata de depósitos
submarcales sometidos a la acción del oleaje, relacionado
con shoals.
B. 6. Facies de calizas pseudoesparíticas
Son calizas muy recristalizadas, que han perdido prácticamente
su estructuración, aunque a veces se insinúan
la.minaciones cruzadas de pequeña escala. Su interpretación
es, por tanto, problemática. Puede que estén relacionadas
con episodios de exposición subaérea.
B. 7. Facies de mudstones con Pithonella
Calizas bien estratificadas, en general algo recrista'
213

lizadas, entre las que dominan los mudstones, aunque también
pueden aparecer wackstones. Se caracterizan por su
contenido micropaleontológico rico en Pithonella sphaerica
y Heterohelix. Constituyen la única facies presente en la
subunidad B-2. El carácter pelágico de los restos fósiles
permite considerarlos como depósitos de plataforma interna
poco profunda, como parece probarlo la aparición de
fragmentos de clorofíceas, pero bien comunicada con el
mar abierto.
10.3.3.- Unidad C. Calizas nodulosas
C.1.
Facies de wackstonesapackstonesnodulosos
Se caracterizan por su contenido faunístico elevado y
variado. Muestran un cierto grado de bioturbación con
pistas horizontales frecuentes. En ocasiones es posible
observar laminación cruzada de pequeña escala debida probablemente
a ripples de oleaje. Entre la fauna dominan los
ostreidos grandes y de concha robusta, siendo también frecuentes
los equínidos, crinoides, pectínidos, ammonites y
foraminíferos planctónicos. Como ya se ha mencionado
existe una cierta variación horizontal en la frecuencia de
aparición de los distintos tipos de organismos. Interpretamos
estos materiales como depósitos de plataforma
abierta muy poco profunda.
10.3.4.- Unidad D. Margas y calizas nodulosas
D. L Facies de arcillas oscuras
Caracterizadas por la presencia de restos vegetales carbonizados.
En la base de los tramos suelen mostrar una
estructura lajosa que se va perdiendo progresivamente por
bíoturbación hacia el techo. Como fauna autóctona sólo
muestran moldes de bivalvos de pequeño tamaño. Pueden
interpretarse como depósitos de plataforma abierta proba-
214

lemente relacionados con salidas de agua dulce (estuario?
). La hiposalinidad del medio podría explicar el
pequeño tamaño de las faunas.
D.2.
Facies de margas calcáreas
Aparece asociada a la facies anterior que pasa a ésta
por un aumento progresivo en el contenido en carbonatos.
Contienen equinoideos de pequeño tamaño y formas juveniles
de Exogyra. Entre los equinoideos dominan netamente
Hemiaster que con gran frecuencia aparecen aplastados.
En estas facies son muy frecuentes los amirionites,
habiendo encontrado incluso algunos aptychus; la bioturbación
suele ser importante. La velocidad de sedimentación
debía ser alta, como parece probarlo la presencia de
conchas aplastadas. En varios puntos hemos podido observar
ripples de oleaje. Estos materiales se pueden considerar
como depósitos de plataforma abierta de poca profundidad.
DJ.
Faciesde calizas nodulosas
Se trata en general de mudstones y wackstones de bioclastos.
Contienen equinoideos, ostreidos, gasterópodos,
bivalvos, ammonites y foraminíferos planctónicos (Heterohelix,
Hedbergella, Pithonella). Suelen estar algo bioturbados,
siendo muy frecuentes las pistas tanto horizontales
como verticales. El contenido en arcilla es variable, pudiendo
existir toda clase de tipos intermedios entre esta facies
y la anterior. Corresponden también a depósitos de plataforma
abierta poco profunda.
DA Facies de calizas con glauconita
Packstones, y en menor proporción wackstones, algo
arcillosos que contienen granos de cuarzo y glauconita dispersos.
Están bastante bioturbados, y son muy abundantes
las pistas horizontales y verticales. Con frecuencia aparecen
restos de crustáceos decápodos. En algunos niveles se pue-
215

de observar la existencia de turritélidos orientados y radiolas
rotas. Estos depósitos pueden corresponder a sed¡-
mcntos asociados a barras, probablemente por su zona
frontal o lateral, de plataforma abierta muy somera. La
velocidad de sedimentación sería rápida e intermitente como
lo prueban los spreiten.
10.3.5.- Unidad E. Dolomías y calizas
E.1.
Facies de calizas con ripples
Grainstones de tamaño de grano muy fino que aparecen
asociados normalmente a mudstones. Se caracterizan
por su laminación cruzada de pequeña escala producida
por ripples. En algunos casos es posible observar el carácter
bimodal de las laminaciones. En general dominan los
ripples linguoides sobre los lunados, siendo muy frecuente
la aparición de ripples de oleaje, que en ocasiones muestran
(I(, Iwi a[,,,¡s, s, Iiiininas rotas. Interprctítiiii)s
estos depósitos como sedimentos de llanura de marca, fundamentalmente
dentro de la llanura de fango, mud-flat. A
veces es posible observar la presencia en algunos tramos de
estratificación flaser que correspondería a una llanura mixta.
E.2.
Facies de calizas bioturbadas
Dominan los wackstones, en ocasiones algo arcillosas
en cuyo caso adquicren un aspecto noduloso. Entre los
fósiles cabe destacar la presencia de gasterópodos, clorofíceas,
Favreina, equínidos y distintos tipos de microforaminíferos.
Pueden considerarse como depósitos de lagoori
normal.
E.3.
Facies de calizas canalizadas
Aparecen asociados en general a la facies 1. Los canales
son poco profundos y su anchura suele ser escasa. Su relle-
216

no está formado por grainsiones muy finos o por mudstones.
Corresponden a canales marcales rellenos por depósitos
de tracción, o de decantación cuando los canales han
sido abandonados. En la región de Pálmaces se observa que
los canales llevan una dirección dominante NNE.
E.4. Facies de mudstones con foraminíferos planctónicos
Se encuentran exclusivamente en los tramos del tránsito
a la unidad "D" subyacente. Contienen Heterohelix y
Hedbergella junto con foraminíferos característicos de medio
más restringido. Son dcp6sitos de plataforma abierta
muy proximal, en la que se empiezan a advertir señales de
confinamiento.
E.5.
Facies de calizas con ostrácodos y discórbidos
Dorrúnan los mudstones y wackstones con fauna poco
numeroas y variada, característica de un medio restringido.
A veces se encuentran restos vegetales. Se pueden
interpretar como depósitos de lagoori restringido, con mala
comunicación con el mar abierto y probables influencias
de agua dulce. Suelen estar recristalizadas a microcsparita.
E.6.
Facies de dolomías con laminación algar
Aunque existen dentro de esta facies distintos subtipos,
el más frecuente es el que está constituido por láminas
algares rotas, asociadas a grietas de desecación y lúrd-eyes.
También son frecuentes las laminaciones continuas ligeranicrite
onduladas. En general se pueden considerar como
depósitos de algal-marsh con índice de exposici¿n variable,
aunque dominando las condiciones supramarcales.
E. 7. Facies de calizas con ciclos CTU
Los ciclos, coarsening and thickening upwards, comienzan
con mudstones y/o packstones en general algo bioturbados,
que pasan progresivamente a packstones y/o
217

g,rainstones. Estos últimos materiales muestran laminación
inclinada de bajo ángulo y/o ripples. Domínan los fragmentos
de fósiles, entre los que destacan las algas clorofíceas,
bivalvos y foraminíferos, en menor proporción también
aparecen intraclastos y a veces oolitos. En la zona de
Algar, estos ciclos muestran a techo bioconstrucciones de
rudistas. Corresponden estos materiales a depósitos de han-
COS (shoals), en ocasiones colonizados por rudistas.
E.8.
Facies de calizas con laminación subhorizontal
Aparece bien desarrollada sobre todo en el sector NW,
v está constituida por packstones-grainstones de grano fino
que muestran laminaciones oblicuas muy tendidas. Con
frecuencia intercalan niveles con laminaciones de ripples,
que en ocasiones presentan conductos verticales producidos
por organismos perforantes. Las interpretarnos como
depósitos de playas de muy poco gradiente topográfico.
E.9.
Facies de dolomías con ciclos CTU
Estos ciclos coarsening and thickening upwards muestran
dolomías arcillosas en la base que pasan progresivamente
a dolomías cristalinas con estructuras, visibles sólo
en algunas ocasiones, de tracción. A veces se pueden observar,
canales de dirección aproximada N-S, algunos con
laminación cruzada de surco. Pueden interpretarse como la
equivalente dolomitizada de la facies E.7.
E.10.
Facies de calizas con bioconstrucciones
Incluimos en esta facies los edificios bioconstruidos.
Aparecen masas recifales, constituidas fundamentalmente
por rudistas, y que se presentan bien como arrecifes o
como mounds de hasta 3 metros de altura y 25 m de
longitud, estabilizados por rudistas y con importantes acumulaciones
bioclásticas laterales. En general, estas facies
aparecen muy dolomitizadas, con silificaciones irregulares
que afectan fundamentalmente a los rudistas, y señales de
218

karstíficación. Esporádicamente aparecen mud-mounds estabilizados
por algas filoides (? ) que pueden considerarse
como bafflestones- Sedimentológicamente se pueden considerar
como patch-reefs situados en el interior del lagoon,
aunque en algunos momentos pudieran llegar a producir
zonas confinadas hacia el interior.
E. 11. Facies de calizas pseudoesparíticas
Calizas muy recristalizadas que en general carecen de
estructuras. Su interpretación sedimentológica es muy problemática,
e9tando quizás relacionadas con episodios de
exposición subaérea y circulación de aguas meteóricas.
E. 12. Facies de margas verdosas y arcillas negras
Carecen de fauna y a veces contienen restos vegetales.
Normalmente están asociadas a facies supramareales, y de
llanura de marcas. Pueden interpretarse como depósitos
producidos en marismas.
E. 13. Facies de arenas
Aunque existen en varios puntos del sector NW, su
estudio detallado sólo se pudo realizar en el corte de Somolinos.
Aquí aparecen facies canalizadas con laminación
cruzada de gran escala en la base, que pasan hacia arriba a
areniscas bioturbadas y a techo muestran láminas de acreción
lateral. Las arenas contienen pequeñas cantidades de glauconita.
La interpretación de esta facies presenta algunas
dificultades, pero muestra ciertas analogías con secuencias
de Tidal-inlet, o sea de canales de marea cortando a barras.
10.3.6.- Unidad F. Dolomías cristalinas masivas
Los procesos diagenéticos han destruido casi todas las
estructuras deposicionales, por lo que es prácticamente imposible
realizar un análisis de facies en esta unidad. Nos
219

limitaremos, por tanto, a realizar algunas observaciones de
carácter puntual.
En algunos tramos es posible observar secuencias que
comienzan con dolomías con laminación estromatolítica
discontinua (láminas rotas) y sigue con dolomías con moldes
de sales y moldes de nódulos y anhidrita. Esta secuencia
sería comparable a la producida por progradación de
sebkhas.
El estudio de algunas láminas delgadas permite deducir
la existencia de una historia diagenética muy compleja, en
la que es posible detectar hasta tres fases de dolomitización
y dos de dedolomitización. Esta historia indica que los
materiales han sido sometidos a la acción de aguas de características
químicas variadas con alternancia en el predominio
del ión calcio y magnesio. Esta variación podría ser
explicada si suponemos que la unidad, después de su deposición
quedó sometida a la acción alternativa de aguas meteóricas
y marinas.
10.3.7. - Unidad G. Calizas
Esta unidad, aflorante sólo en Algar de Mesa, presenta
facies muy similares a las de la unidad E subyacente
Para evitar las repeticiones citaremos sólo las facies mas
frecuentes sin describirlas, ya que en el apartado 10.3.5
han sido descritas.
Dominan las facies de calizas con ciclos CTU, las calizas
con bioconstrucciones, en general, de pequeño
tamaño, y las calizas bioturbadas.
10.3.8.-- Unidad H. Calizas, margas y brechas
Tampoco ha podido ser estudiada con detalle debido a
la escasez de buenos afloramientos, y a la fuerte recristalización
que presentan.
En Somolinos hemos encontrado secuencias asimilables
• islas-barrera cortadas por canales, con posibles colianitas
• techo de las secuencias.
220

Entre las calizas marinas, aparecen intercalaciones de
calizas con ostrácodos y caráceas de origen probablemente
lacustre.
Las brechas, que muestran un fuerte grado de alteración,
podrían ser brechas de colapsamiento producidas por
la disolución de anhidrita y sales intercaladas entre los carbonatos.
10.4.- MEDIOS SEDIMENTARIOS Y PALEOGEO-
GRAFIA
La unidad A, Calizas arenosas, limos y margas, muestra
un conjunto de facies que permiten considerarla como un
depósito de llanura de marcas, con algunas intercalaciones
de sedimentos de lagoon y/o bahía. Dentro de la llanura se
desarrollarían distintos tipos de facies que han sido descritos
en el apartado anterior. Característica destacable del
medio sedimentario sería su carácter composicional mi xto,
detrítico-carbonatado, originando por la "pugna" mantenida
entre los aportes detríticos procedentes de áreas continentales
y la capacidad de producción de carbonatos de
la propia plataforma. En efecto, inicialmente la mayor
parte del escaso carbonato presente procedería de la disolución
de conchas de fósiles, dominando netamente los
aportes detríticos que bloqueaban la producción de carbonatos.
Progresivamente los aportes terrígenos se reducen y
los carbonatos pueden formarse en proporciones más importantes.
Este balance entre aportes detríticos y productividad
de carbonatos es el responsable de la aparición de
las facies mixtas.
En las figuras 10.2 y 10.7 se puede observar cómo la
potencia de la unidad muestra una tendencia general a
aumentar hacia el SE., al mismo tiempo que su base se
hace más antigua. Esto parece apoyar la idea de que existe
un cambio lateral de facies entre esta unidad y la Fm.
Arenas de Utrillas.
Desde un punto de vista paleogeográfico podemos considerar
que la colonización de la plataforma por los car-
221

onatos se produjo lenta y progresivamente en dirección
hacia el NW., donde no llegaron, probablemente, hasta el
Cenomaniense superior. Este avance de la plataforma carbonatada
desde el SE. está condicionado en,gran manera
por la intensidad de los aportes detríticos procedentes del
continente. Podemos suponer, por tanto, que en el NW
existiría una zona importante de entrada de materiales
terrígenos, que dificultaba el avance de los carbonatos
sobre aquel sector. En la fig. 10.2 se puede observar como
también hacia el N. parece iniciarse un aumento en la potencia
de esta unidad, que podría ser debido al avance,
aproximadamente desde el Norte hacia el Sur, de otra plataforma
carbonatada que sólo alcanzaría el borde N. de la
zona en estudio. Así pues, ya en el Cenomaniense parecen
dibujarse dos posibles plataformas carbonatadas interconectadas,
abiertas hace el SE y el N. respectivamente. La
zona de articulación entre ambas plataformas estaría situada
en el sector Olmedillas - Somolinos.
La unidad B, Calizas y dolomías bien estratificadas,
corresponde a un depósito de llanura mareal y lagoon.
Hacia el SE son más frecuentes las facies de lagoon e incluso
en algunos puntos aparecen facies atribuibles a plataforma
bien comunicada con el mar abierto (facies de
mudstones con Pithonella). En esta unidad las intercalaciones
detríticas son muy escasas, debido probablemente al
descenso en la entrada de material detrítico procedente de
las zonas continentales y al aumento en la productividad
de carbonatos.
En la fig. 10.7 se puede observar cómo las potencias
aumentan hacia el SE., y cómo sigue existiendo una zona
al NW, a la que no llegan los carbonatos que en este momento
avanzan fundamentalmente desde el SE.
La unidad C, Calizas nodulosas, se depositó en una
plataforma de profundidad muy escasa, aunque probablemente
no incomunicada con el mar abierto, como lo prueba
la aparición de algunos ammonites en el sector NE.
En la fig. 10.4 se puede comprobar cómo la unidad
sólo aparece en la mitad norte del bloque, no estando presente
al sur de la línea Abanades-Torrubia. También se
222

puede observar la existencia de una zona de umbral en la
región de Somolinos. Todo parece indicar que esta unidad
se encuentra relacionada con la plataforma carbonatada
situada al N. La línea paleogeográfica Abanades-Torrubia
podría tener un origen tectónico.
La unidad D, Margas y calizas nodulosas, corresponde a
un depósito de plataforma abierta, como lo demuestra la
frecuente aparición de organismos planctónicos (Ammonites,
Heterohelix, Hedbergella, etc ... ). La profundidad de
la plataforma debía ser escasa como lo prueba la aparición
de ripples de oleaje en algunos niveles.
La fig. 10.5 muestra la presencia de máximos espesores
en la región de Somolinos, y un descenso progresivo de las
potencias hacia el SE. También destaca aquí la existencia
de un umbral en el sector de Anquela-Torrubia. Las zonas
de máximos espesores suelen coincidir con las de mayor
predominio de arcillas y margas sobre calizas.
La parte inferior de la unidad suele ser más arcillosa y
contiene restos frecuentes de vegetales flotados junto con
faunas juveniles de bivalvos. Creemos que estos materiales
detríticos finos proceden de áreas continentales emergidas,
y han sido transportados a la plataforma a través de salidas
de agua dulce (estuarios? ), que crearon en su entorno microambientes
hiposalinos. La entrada de detríticos disminuiría
progresivamente, lo que permitiría un aumento en la
productividad de carbonatos que queda reflejado en el carácter
más calcáreo que adquiere la parte media y superior
de la unidad. Las zonas situadas al NE., más alejadas del
sector de entrada de los finos, muestran una mayor y más
temprana productividad de carbonatos con desarrollo de
facies nodulosas de plataforma abierta. Sin embargo, en los
sectores más proximales del NW aparecen secuencias de
arcillas y calizas cuya presencia indica que los aportes detríticos
poseen ya un carácter esporádico que permite el
desarrollo intermitente de facies carbonatadas. Las secuencias
podrían originarse de acuerdo con las siguientes etapas:
l') Entrada de fangos detríticos ricos en nutrientes que
originarían las facies de arcillas y limos, a veces con
64ripples" y restos vegetales.
223

2") Colonización por organismos depositívoros, en general
carentes de esqueleto fosilízable, que originan las
arcillas y margas bioturbadas.
30) Colonización por bivalvos y otros organismos de concha
calcárca, tanto depositívoros como filtradores,
que hacen aumentar progresivamente el contenido en
carbonatos de los sedimentos, que al final llegan a ser
dominantes, dando lugar a las facies de calizas nodulosas.
El techo de la secuencia puede mostrar señales
de detención o "ralentización" de la sedimentación
(hard-g,rounds).
En la parte superior de la unidad y dentro del sector
NW, aparecen facies que corresponden a sedimentos de
plataforma abierta asociados a barras probablemente por
su zona frontal o lateral.
En conjunto los materiales de esta unidad estarían relacionados
también con una plataforma abierta hacia el N.
La unidad E, Dolomías y calizas, presenta facies muy
variables tanto en su distribución horizontal como en la
vertical. Dominan netamente las facies de plataforma interna
carbonatada (llanura de mareas y lagoon). Las líneas
p al co geográficas durante la deposición de esta unidad debieron
ser bastante complejas y cambiantes, por lo que su
reconstrucción es difícil. En el sector Somolinos-
Condernios dominan las facies de llanura de mareas, por lo
que podemos uponer que existía allí una zona de umbral.
El sector de Anquela-Torrubia también presenta características
que permiten suponer la existencia de otro umbral
en este sector. En el resto de la zona dominan los depósitos
de "Iagoori" con grado de confinamiento bastante variable,
entre los que esporádicamente aparecen intercalaciones de
llanura de mareas. En general, el conjunto de la unidad
muestra características hacia el techo, y en algunos puntos
incluso, señales de emersión, que lógicamente son más frecuentes
en las zonas de borde. Probablemente estas emersioncs
sean responsables de los procesos de recristalización
y dolomitización que afectan a los materiales de esta un¡-
dad.
En la fig. 5 se puede observar la distribución bastante
224

irregular de las distintas facies. Cabe &stacar aquí la aparición
de los primeros edificios bioconstruidos de cierta
importancia, que pueden considerai—sc como patch-reefs desarrollados
en el interior del lagoun. A pesar de no tratarse
de una barrera rccifal en sentido estricto, no cabe duda de
que los patch-reefs producían un cierto grado de conflinamiento
cuya intensidad dependería de su desarrollo tanto
en tamaño como en nánicro, y (luc en algún momento
pudo llegar a crear hipersalinas en las zonas
internas. Es interesante. liacer notar lit apanición en el sector
NW de facies de arci¡as canalizadas, que interpretamos
como dep6sitos de tidal 1"Wu/, aunque la procc(1ciicia dc1
material detrítico es difícil (te explicar.
En la unidad F, D(,i,auías cristalinas inasivas, los procesos
diagenéticos lian destruido casi totalmente las estructuras
deposicionales, y por ello es inuy difícil rcalizar una
interpretación scdlmcíit()1)gjct v nienos aún uri amIsis paleogeográfico.
No obstanic en íos afloramientos occielciitales
se observan coil cicrta frecuciicia secuencias atribuibles
a dep()sitos (le pn (le sebkhas, aunquc no
sabemos hasta qué pulito esta facies es gencralizable al
conjunto de la unidad. A veces aparecen niveles, que muestran
un menor grado (le (I()I

grado (le confinamiento variable. Como hemos mencionado
anteriormente, esta unidad constituye, al menos en
parte, un cambio lateral de la unidad F.
Por último, la unidad H, Calizas margas y brechas,
muestra, una gran complejidad sedimentológica, alternando
de manera bastante irregular facies muy diversas, tales como
colianitas, colapsobrechas, calizas lacustres, barras calcareníticas,
calizas de lagoon, etc... La escasez de afloramientos
y la escasa calidad de los mismos dificulta en gran
manera el estudio sedimentológico de estos materiales, que
además muestran generalmente un fuerte grado de recristalización
y karstificación. En cualquier caso cabe destacar
que, aunque la unidad muestra tendencias regresivas con
aparición de facies lacustres, el carácter de la regresión
finicretácica es muy complejo, puesto que existen varias
alternancias de materiales marinos y lacustres. No es posible
descartar la presencia de pequeñas discordancias, de
difícil detección, en el interior de esta unidad.
10.5.- EVOLUCION GENERAL
En los momentos finales de la deposición de la Fm.
Utrillas, la disminución en la entrada de material terrígeno
procedente del continente, probablemente relacionada con
una disminución en los relieves de las áreas fuente, favoreció
el aumento en la productividad de carbonatos de la
plataforma lo que provocó un avance progresivo de las
facies carbonatadas hacia el borde de la Meseta. La llegada
de aportes no se cortó bruscamente, sino que las descargas
detríticas se hicieron cada vez menos frecuentes e intensas,
transportándose cada vez materiales más finos. Este equilibrio
dinámico entre productividad de carbonatos y aportes
detríticos fue el responsable de la aparición de las facies
mixtas carbonatado-terrígenas que caracterizan a la unidad
A, y de la distribución compleja de sus litotipos.
El lento avance de la plataforma carbonatada hacia el
interior estaba controlado por la importalicia de las entradas
de terrígenos, siendo las zonas de mayor aporte las que
226

más tardiamente fueron colonizadas por los carbonatos.
Por estas y otras razones podemos afirmar que el techo de
la Fm. Utrillas muestra un carácter heterócrono, que está
más relacionado con las variaciones en la frecuencia e intensidad
de los aportes terrígenos, que con migraciones de
la línea de costa.
En nuestra zona el avance de los carbonatos se produjo
desde dos direcciones distintas. En efecto, aunque existe
una dirección de avance dominante desde el SE, también
hay indicios razonables de que otra platafonna de carbonatos,
abierta hacia el norte, avanzaba en dirección NS,
articulándose ambas en el sector NW del bloque. De acuerdo
con las ideas expuestas anteriormente esto indicaría
que, en las proximidades de dicho sector, existiría un punto
importante de entrada de terrígenos, que dificultaba la
colonización por carbonatos, que no pudieron instalarse
allí probablemente hasta el Cenomaniense superior.
Las unidades A y B corresponden a depósitos de llanura
de mareas y 1,5kg~, diferenciándose fundamentalmente
en la proporción de detríticos, casi ausentes en la segunda.
En el Cenomaniense superior se produjo un impulso
transgresivo, relacionado con la plataforma situada al norte,
que originó la deposición de las Calizas nodulosas de la
unidad C.
En el límite Cenomaniense-Turoniense se produjo un
nuevo impulso transgresivo, coincidente con un episodio
de entrada de detríticos finos por el sector NW, que situó
gran parte del bloque en condiciones de plataforma abierta.
También este impulso, que corresponde a la instalación
de las condiciones de mayor profundidad durante el Cretácico
superior, parece estar relacionado con la plataforma
abierta hacia el N.
Estas condiciones no duraron demasiado puesto que
enseguida comenzó la lenta progradación de la plataforma
carbonatada, instalándose de manera progresiva condiciones
de plataforma interna de palcogeografía compleja,
con desarrollo de facies de lagoon, episodios recifales con
rudistas como constructores principales, y, en algunos puntos
relacionados con zonas de umbral, llanuras de marca.
227

Posiblemente en el Coniaciense inferior se produjo la
culminación de este episodio regresivo, que llegó a producir
emersiones en algunos puntos del bloque, con desarrollo
de karstificaciones y dolomitización secundaria por
mezcla de aguas.
Durante el resto del Coniaciense y el Senoniense inferior
nuestra zona estaba situada en una región de altos
fondos, que en algunos momentos y de forma irregular
quedaban emergidos, desarrollándose procesos complejos
de karstificación, recristalización y dolomitización, e incluso
apareciendo cada vez con más frecuencia sedimentos
continentales, en general de facies lacustres, intercalados
entre los depósitos marinos.
En general dominan las facies litorales de tipo sebkha,
siendo bastante probable que se depositaran evaporitas,de
las que en la actualidad sólo encontramos algunos indicios
por haber sido disueltas. Esta zona de umbral estaría abierta
hacia el N. como lo prueba la existencia de facies marinas
menos restringidas en el borde NE del bloque.
En la mitad norte del sector estudiado aparecen ligeras
tendencias transgresivas en el Senoniense inferior, con
desarrollo de facies de lagoon y barras calcareníticas.
La gran regresión finicretácica parece haber progresado
de S. a N., pero muestra un carácter muy complejo y es
posible que existan incluso discordancias intrasenonienses
que compliquen el análisis de la evolución del Cretácico
terrrúnal.
Podemos considerar que el Cretácico superior está
constituido por un ciclo sedimentario de naturaleza
bastante compleja, en el que es posible separar dos sube¡-
clos. El primero se desarrollaría desde el Albiense al Coniaciense,
y el segundo, observable sólo en la mitad norte,
desde el Coniaciense al Cretácico terminal.
Durante el Cretácico superior existía una zona de
umbral que durante el Cenomaniense se encontraba en el
sector NW del bloque, y que a lo largo del Turoniense y
Senoniense fue variando su posición, desplazándose en términos
generales hacia el Sur, quedando situada fundamentalmente
hacia la zona media del bloque.
228

11.- TERCIARIO
11.1.- INTRODUCCION
Los sedimentos de edad terciaria que forman parte de
este estudio pertenecen a los bordes de las cuencas del
Tajo, de Almazán o bien a las pequeñas cuencas internas de
la Cordillera Ibérica. La mayor parte de la información
bibliográfica corresponde a la Cuenca del Tajo seguida de
la Cuenca de Almazán, pero son muy escasos los trabajos
en los que se realiza un análisis sedimentológico. A continuación
analizaremos por separado la información bibliográfica
que se poseen para cada cuenca.
11.2.- ANTECEDENTES
11.2.1.- Cuenca del Tajo
Los primeros trabajos de importancia geológica para el
Terciario de la comarca de la Alcarria corresponden a RO-
YO y GOMEZ (1922, 1926 a y b, 1927) quien se preocupó
de aspectos litoestratigráficos y paleontológicos. Este autor
dividió el terciario en Paleógeno y Neógeno, el Paleógeno
concordante con el Cretácico y separado del Neógeno por
229

una discordancia. Este mismo esquema es seguido por
SCHRODER (1948).
CRUSAFONT, MELENDEZ y TRUYOLS en 1960
describen el Paleógeno de Huérmeces del Cerro como "una
serie calcomargosa que soporta una molasa", y el Neógeno
formado por conglomerados rojos y calizas.
En 1960, CUTANDA PERALES, un poco más al S., en
Villaseca de Henares, encuentra un Paleógeno como el de
Huérmeces, de 150 a 200 m de potencia, discordante bajo
un "Oligoceno" formado por conglomerados y arcillas. Este
Oligoceno es la "molasa" de CRUSAFONT, MELEN-
DEZ y TRUYOLS (o.c.). Sobre el Oligoceno se apoya un
Mioceno horizontal a subliorizontal formado por conglomerados,
areniscas, margas, calizas y calizas de los pára-
MOS.
11. 2. 1. 1. - Resumen de las unidades
Teniendo en cuenta que los criterios paleontol6gicos
son muy escasos en los materiales terciarios continentales,
y que apenas sirven para delimitar intervalos de tiempo
inferiores a "épocas", los criterios hasta ahora más útiles
para señalar líneas de tiempo de control regional son los
estructurales. Existen en este sector tres claras unidades
separadas por dos discordancias cuya edad se discutirá más
adelante.
SCEIRODER (1948) distirigne una sola discordancia que
separa el Palcógeno del Neógeno. CRUSAFONT et al.
(o.c.) distingue en el texto una sola discordancia, pero de
hecho figura otra en corte realizado en Huérmeces del
Cerro (p. 246) donde además de la clara discordancia erosiva
que existe bajo los materiales del Mioceno superior
puede observarse una discordancia progresiva entre los materiales
de edad "Eoceno" y "Oligoceno".
Un poco más al S., CUTANDA PERALES (o.c.) distingue
también estas dos discordancias que sitúa basándose
en el trabajo de los autores antes citados entre el Eoceno-
Oligoceno y entre el Oligoceno-Mioceno.
230

La edad de estas discordancias debe ser revisada en
función de datos regionales más recientes como se indicará
más adelante. Resumiendo lo anteriormente expuesto existen
las siguientes unidades estructurales:
T-1) Una unidad concordante con el Cretácico cuyo
techo se consideraba Eoceno, por la presencia en
Huéri,neces del Cerro de un yacimiento de vertebrados
que fue datado como Ludiense por CRUSA-
FONT et al. (o.c.). En zonas de la Cordillera Ibérica
y de la Sierra de Altomira esta unidad incluye
en su base materiales de edad Cretácica en facies
continentales (ALBENIZ y BRELL, 1976; VIA-
LLAR, 1969). Esta unidad estructural generalrriente
engloba dos unidades litoestratigráficas de
características muy diferentes. La inferior en este
área es fundamentalmente evaporítica (yesos) y la
supcirior calco-margosa; sin embargo esta última
está constituida por terrígenos en la Depresión Intermedia
(DIAZ MOLINA y LOPEZ MARTINEZ,
1978). Entre estas dos unidades litoestratigráficas
localmente se han detectado discordancias angulares
(hoja de Zaorejas núm. 513). La edad de la
base de la unidad superior es Rhenaniense superior
al E. de la Sierra de Altomira (DIAZ MOLINA y
LOPEZ MARTINEZ, 1978).
T-11) Sobre la unidad T-1 se apoya otra unidad, de carácter
más detrítico que la precedente en todo el
ámbito de las comarcas de la Alcarria y de la Mancha
(unidad detrítica superior de DIAZ MOLINA,
1974; DIAZ MOLINA y LOPEZ MARTINEZ,
1978). Su base y su techo están afectados por discordancias
progresivas o angulares según los sectores
(CAPOTE y CARRO, 1970; VILAS y PEREZ
GONZALEZ, 1971; PEREZ GONZALEZ et al.
1971; DIAZ MOLINA y LOPEZ MARTINEZ,
1978).
231

T-111) Por último, discordantemente sobre la unidad T-11
se apoya la unidad más moderna. Su base es discordante
en las zonas de borde de la Cordillera Ibérica
y Sierra de Altomira (CAPOTE y CARRO 1970,
VILAS y PEREZ GONZALEZ, 1971; PEREZ
GONZALEZ et al. 19 7 1; DIAZ MOLINA y LOPEZ
MARTINEZ, 19 7 8). Esta es la discordancia que para
ROYO GOMEZ y SCHRODER separaba el Paleógeno
del Neógeno, sin embargo como veremos a
continuación su edad es intramiocena. Esta unidad
culmina con las "calizas de los párarnos".
11. 2.1.2. - Edad de las unidades
A continuación resumiremos los datos paleontológicos
que permiten una atribución de edad a estas unidades estructurales.
La edad será referida a la escala de mamíferos
aprobada en el "Intern. Symp. on Marnmalian Stratigr. of
European Tertiary" celebrado en Munich del 11 al 14 de
Abril de 1975 y en el VI Congr. RENINS-IUGS, celebrado
en Bratislava del 4 al 7 de Septiembre de 1975. Al final de
este apartado se hace una síntesis de las unidades reconocidas
en esta área y su edad (cuadro 1) en base a los datos
paleontológicos del Terciario de la "depresión intermedia"
entre la. Sierra de Altomira y la Cordillera Ibérica.
Localmente sólo existen los siguientes datos palcontológicos
dentro del sector donde se ha realizado el
presente trabajo.
Gasterópodos:
SCHRODER (1948) encontró entre Baides y Viana de
Jadraque, en calizas débilmente bituminosas, aproximadarnente
a 120 m por debajo del límite del techo del Terciario,
un yacinúento de gasterópodos con las siguientes
especies clasificadas por el Dr. WENZ; cuya edad es
"Sannoisiense".
232

Amnicola elachyspira FONTANNES
Nvstia Plicata D'ARCHIAC y VERNEUIL
Melanoides (Tarebia) acuta SOWER-BY
Brotia albigensis NOULET
Melanopsis romejacensis FONTANNES
Steodoscus (Vittochithon cfr. lantricensis.
NOULET DE LA CONCHA (1962) encontró en Torremocha
de Jadraque los siguientes gasterópodos de edad
Oligocena:
LIMnaea cf. longiscata BRONG - Sannoisiense
Megalostoma formosum BOUBEE - Oligoceno
Melania laurae MATH - Oligoceno
Vertebrados:
CRUSAFONT, MELENDEZ y TRUYOLS (1960), en
Huérmeces del Cerro describen el yacimiento de vertebrados
con:
Palaeotherl'um crassum CUVIER
Palaeotherzum magnum CUVIER
y un Anoploterido indeterminado
y dan a este yacimiento una edad de Ludiense superior.
Estos autores correlacionan estas capas con las descritas
por SCHRODER(o.c.) de edad Sannoisiense, poniendo en
duda la atribución de edad que el Dr. WENZ dio a aquel
yacimiento que CRUSAFONT et al. (o.c.) consideran también
de edad Ludiense.
En 1968, FRANZEN hace una revisión del género Palacotherium,
y entre el material estudiado se incluyen las
formas del yacimiento de Huérmeces del Cerro que atribuye
a otras especies diferentes del género Palaeotherium:
Palaeotherium medium suevícum
Palaeotherium magnum girondicum
Estas dos especies tienen una edad Sannoisiense como
el yacimiento de Gasterópodos. Este dato todavía no ha
sido recogido en la bibliografía regional y tiene una doble
importancia: 1) rehabilita la edad sannoisiense del yacimiento
de gasterópodos y 2) concuerda con el resto de los
datos regionales del Terciario situado al E de la Sierra de
Altomira.
233

En resumen (ver también cuadro 2):
PLIOCENO
MIOCENO
OLIGOCENO
EOCENO
PALEOCENO
MAESTRICHT.
CAMPANIENSE
SANTONIENSE
RUSCINIENSE
TUROLIENSE
VALLESIENSE T-3
ARAGONIENSE _ _ _ _
Fase Neocas
tellana
AGENIENSE T-3 Fase Castellana
ARVERNIENSE
SUEVIENSE
Cuadro 2
Unidad T-I: en su base todavía puede estar representado
el Cretácico continental como sucede en otros puntos
de la Cordillera Ibérica y de la Sierra de Altomira. Su techo
tiene una edad de al menos Sannoisiense (después de la
revisión de edad del yacimiento de Huérmeces). Al E de la
Sierra de Altomira su techo tiene una edad Arverniense
superior (DIAZ MOLINA y LOPEZ MARTINEZ, 1978).
Es muy probable que ésta sea también la edad del techo de
la Unidad 1 en este sector, dado que todavía quedan materiaIes
pertenecientes a esta unidad por encima de yacirniento
de Huérmeces del Cerro.
Unidad T-2: abarca una edad comprendida desde el
Oligoceno superior. Al E de la Sierra de Altomira, en Loranca
del Campo su techo tiene una edad Ageniense superior.
(DIAZ MOLINA y LOPEZ MARTINEZ, 1978).
234

Unidad T-3: comprende al resto del Mioceno y probablemente
parte del Plioceno (DIAZ MOLINA y LOPEZ
MARTINEZ, 1978).
La discordancia situada entre T-1 y T-2 ha sido atribuida
a una fase de plegamiento nombrada Castellana
(PEREZ GONZALEZ et al., 1971), su edad es intraarver-
.niense, probablemente post-Arverniense inferior (DIAZ
MOLINA y LOPEZ MARTINEZ, 1978). La discordancia
situada entre T-2 y T-3 fue atribuida a otra fase de plegamiento
que fue nombrada Neocastellana (AGUIRRE et al.,
1976), su edad es post-Agenlense superior, probablemente
esté situada entre el límite entre el Ageniense y el Aragoniense
(DIAZ MOLINA y LOPEZ MARTINEZ, 1978).
Estas fases han sido datadas aproximadamente en 28 y
21 m.a. (DIAZ MOLINA y LOPEZ MARTINEZ, o.c.) y
aunque no coinciden en posición temporal exacta con las
fases Sávica y Estaírica, si en la posición relativa ya que
entre ellas hay un intervalo de 7 m.a.
11.2.2.- Cuenca de Almazán
En el borde N del sector comprendido dentro de este
trabajo los afloramientos Terciarios corresponden a los sedimentos
Miocenos de la cuenca de Almazán en sus facies
de borde (SANCHEZ DE LA TORRE, 1963). El Terciario
más antiguo está fosilizado bajo estos sedimentos.
No existen datos palcontológicos en la cuenca de Almazán,
salvo para su borde E, donde se ha citado un yacimiento
de vertebrados de edad Ageniense en Cetina de
Aragón (LOPEZ MARTINEZ, 1977). Este yacimiento muy
probablemente está situado en una unidad equivalente a la
T-2 de la Cuenca del Tajo.
A pesar de la proximidad y analogías litológicas entre
las cuencas del Tajo y del Duero, no puede establecerse por
el momento una equivalencia entre la edad de la colmatación
de ambas cuencas.
235

11.2.3.- Cuencas internas de la Cordillera Ibérica
Son pequeñas cuencas aisladas de las que apenas existen
datos palcontológicos. En la mayoría de los casos es
necesario utilizar criterios estructurales para comparar los
sedimentos Terciarios que contienen con el modelo de la
cuenca del Tajo (Cuadro 2).
Solamente en las hojas de Taravilla y Zaorejas existen
sedimentos continentales apoyados concordantemente con
los Mesozoicos marinos y que por lo tanto corresponden a
un Terciario inferior. Los datos paleontológicos obtenidos
en estas hojas confirman que se trata de la unidad T-1.
Por encima y discordante se apoya otra unidad que por su
posición se ha considerado equivalente a T-2.
En el resto de las cuencas internas el Terciario se encuentra
discordante sobre el Mesozoico y en este caso
podría tratarse de la unidad T-2, la unidad T-3, o de las
dos, cuando existe una discordancia que indica la presencia
de ambas y permite su separación. Este último caso es el de
la cuenca de Alustante - Alcoroches - Piqueras. Cuando
sólo existe una unidad se ha identificado con T-3 porque
los sedimentos además de encontrarse discordantes sobre el
Mesozoico están horizontales. En la Figura 11. 1 se resume
todo lo anteriormente expuesto, haciendo hincapié en las
relaciones estructurales entre las unidades terciarias entre
sí y con el Mesozoico.
En sentido general, parece que la Cordillera Ibérica
durante el Terciario se ha ido colmatando hacia su interior
por sedimentos progresivamente más modernos.
11.3.- LAS FACIES
La unidad T-1 que litológicamente difiere notablemente
del resto de las unidades por su composición yesífera
y calco-margosa no ha sido suficientemente estudiada
en este trabajo, y por ello no se describen sus facies.
236

HOJA
ZAOREJAS
CORTE CUENCA TAJO-OCENTEJO
1300
'200
1 100
1000
so.
OCENTEJO
N E.
LEYENDA
c:,i,,,.
Y
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SUP
lwo 50. looo 3oo0 ooo.
cocEw
jusocEmo
o..
c..
C.A
Fig. 11.1

11.3.1.- Unidades T-2 y T-3
Estas dos unidades se describen conjuntamente porque
presentan grandes analogías de facies, que han estado condicionadas
en parte por una misma área madre a lo largo
del tiempo. En la unidad T-2 se han obtenido dos series,
una en una cuenca interna en la hoja Zaorejas y otra en la
cuenca de Alustante - Alcoroches - Piqueras. En esta
última cuenca están presentes T-2 y T-3, y no puede
establecerse un límite entre ambas porque el techo de T-2
y muro de T-3 están afectados por una discordancia progresiva.
En la unidad T-3 se han obtenido cuatro series,
una en la cuenca de Alustante - Alcoroches - Piqueras,
dos en la cuenca de Almazán y una en la cuenca del Tajo.
11.3. 1. 1. - Facies canalizadas (foto 33)
Los canales están presentes tanto en T-2 como en
T-3; su relleno está formado por terrígenos cuya composición
es fundamentalmente carbonatada. Están presentes
desde el tamaño bloque hasta la arena media y por regla
general están cementados por carbonato. Las facies que
están presentes en el relleno de los canales son las siguientes:
depósitos de carga residual, sets de gravas, conglomerados
masivos, y estratificación cruzada de gran escala.
a -- Depósitos de carga residual
Se distinguen cuando encima hay tamaños finos, es
decir arenisca con estratificación curzada de gran escala.
Cuando sobre - la cicatriz existen tamaños gruesos, sets de
gravas o conglomerados masivos, si existe depósito de lag
se confunde con aquellas facies.
b - Sets de gravas
Alcanzan espesores de más de dos metros, y pueden
estar aislados entre otros tipos de facies o formar cosets. Se
238

Voto 33.- 1 erciario. Unidad T. 2. Ejemplo de un paleocanal de la serie
de Zaorejas.
íE
AM
SON,
1 oto 34. -l ercia-rio. L nidad T.3. Aspecto de las facieN nu canalizadas de
la serie de Somaen.
239

producen por la migración de barras de gravas y como ya
se ha dicho en ejemplos anteriores que se encuentran en el
Pérmico, facies Buntsandstein y Fm. Arenas de Utrillas, se
han citado en todo los modelos fluviales aunque con esta
granulometría son más frecuentes en el tipo braided.
c - Conglomerados masivos
Están formados por bloques y gravas calcáreos y dolomíticos,
en contacto entre sí y con una matriz arenosa
cementada por carbonato. Los cantos no están imbricados
ni orientados, y en ocasiones, a semejanza con los sedimentos
de debris flow, los cantos más gruesos están al techo de
una unidad de sedimentación.
d - Estratificación cruzada de gran escala
Es de tipo surco, está formada por arena gruesa a media
y pueden encontrarse cantos en las láminas o bases de
los sets. Ocupan cualquier posición en el relleno de los
canales y en general los cosets están limitados por cicatrices
erosivas, salvo en el caso de que esta facies se encuentre
al techo del relleno del canal.
e - Estratificación cruzada de pequeña escala
Es una facies poco frecuente. Se encuentra en la serie
de Piqueras al techo de la facies "c" o al techo de la
secuencia de relleno de un canal.
11.3.1.2.- Facies no canalizadas
En ocasiones presentan convergencias con las facies canalizadas.
Constituyen el 100 por cien de las series de
Baides y de Somaén (fog. 34), además están presentes en la
base de la serie de Piqueras y en la serie de Zaorejas. Estas
facies son mud flow, debris flow, lutitas masivas, areniscas
240

masivas, estratificación cruzada de gran escala y estratificación
cruzada de pequeña escala.
a - Mudflow
Están formados por arena dispersa en una matriz
arcillosa. Esta facies está interestratificada con canales o
con otros sedimentos no canalizados (debris flow).
b - Debris flow
Forman capas de gran continuidad lateral (fot. 34)
formadas con bloque a gravas, calcáreos o dolomíticos,
flotando en una matriz arcillo-arenosa cementada por carbonato.
Tiene espesores muy variables, desde escasas decenas
de centímetros hasta varios metros. En este último
caso los niveles litológicos están formados por varios episodios
superpuestos identificables por la presencia de cicatrices
horizontales, discontinuas y algo irregulares. El contacto
basal es neto y a veces marcadamente erosivo.
c - Lutitas masivas
Las lutitas masivas están presentes en la serie de jaraba,
interestratificadas con los canales. A veces forman niveles
muy potentes, sólo interrumpidos por la presencia de nódulos
de carbonatos.
d - Areniscas masivas
En la serie de jaraba existen niveles de areniscas masivas,
de gran continuidad lateral y con una potencia media
de 35 cm. El contacto inferior es neto. Estos niveles están
bioturbados y cementados por carbonatos y no se identifican
las estructuras primarias.
e - Estratificación cruzada de gran escala
Esta facies está formada por arena gruesa, cementada
241

por carbonato. Es de tipo surco. Se encuentra al techo de
la facies b.
f - Estratificación cruzada de pequeña escala
En arena media a fina, también cementada por carbonato.
Está relacionada secuencialmente con la facies e, al
techo de aquélla, o bien se apoya directamente sobre la
facies b. Las facies e y f, están condicionadas por la pérdida
de viscosidad del flujo y no tienen gran continuidad
lateral.
11.3.1.3.- Otrasfacies
Es frecuente encontrar en estos sedimentos nódulos de
carbonato y suelos calcimorfos con raíces en posición de
vida. Los nódulos de carbonatos están relacionados más
frecuentemente con los terrígenos finos. Los suelos calcimorfos
pueden encontrarse tanto en los terrígenos más
finos como en las areniscas. Las huellas de raíces en posición
de vida están formadas por tubos verticales que destacan
por su mayor cementación, a veces al partirse muestran
en su interior una geoda de pequeños cristales de calcita.
11.4.- DISTRIBUCION DE LAS FACIES E INTERPRE-
TACION PALEOGEOGRAFICA
11.4.1.- Discusión del modelo sedimentológico de los paleocanales
Por la geometría de su relleno los paleocanales pueden
clasificarse en dos tipos, los que presentan cicatrices que
indican etapas de encajamiento de canales, o aquellos en
los que las unidades deposicionales tienen geometría horizontal,
y aunque el contacto entre ellas sea erosivo no hay
señales de incisión de canales. Ambos tipos corresponden a
un modelo de canal de baja sinuosidad. Aunque también
242

existen canales de alta sinuosidad con barras de gravas
(BLUCK 19 7 1; GUSTAVSON, 19 7 8), las secuencias que se
han descrito en ellos difieren notablemente del relleno que
presentan estos paleocanales.
11.4.2.- Discusión del modelo sedímentológico para las facies
no canalizadas
Distinguimos dos tipos de conjuntos de facies no canalizadas,
por una parte los debris flow y mud flow y por
otra las lutitas masivas. El primer conjunto está relacionado
con el transporte por una corriente viscosa; en cambio
las lutitas masivas pueden estar relacionadas con un
flujo con carga en suspensión sin que llegue a constituir
una corriente de alta viscosidad (SCHUMM, 19 7 7).
La naturaleza de los depósitos de debris flow y mud
flow y su geometría de capas de gran continuidad lateral
son dos criterios que permiten atribuir estos sedimentos a
un modelo de abanico aluvial de características áridas o
serniáridas (BLISSENBACH, 1954; HOOKE, 1967; BULL,
1968 y 1972).
Las lutitas masivas, relacionadas verticalmente con canales
tienen dos posibles orígenes que en realidad corresponden
a un mismo tipo de proceso sólo que de distinta
magnitud. La explicación más clásica consiste en relacionar
estos sedimentos con los desbordamientos de los canales
(ALLEN, 1965). Este fenómeno se ha descrito y observado
a escala de tiempo humana en los tradicionalmente nombrados
"cursos bajos de los ríos" en los que los canales por
regla general son de alta sinuosidad. Sin embargo, recientemente
ha llamado la atención la enorme potencia que
llegan a alcanzar estos terrígenos finos en muchas series
estratigráficas, las observaciones de campo y trabajos experimentales
de SCHUMM (1977) han demostrado que su
origen puede estar relacionado con desbordamientos de
mayor magnitud que corresponden a inundaciones de todo
el sistema de canales de un abanico. Este último fenómeno
se ha relacionado con una escorrentía superficial muy im-
243

portante. Sin embargo, nos encontramos con que en estas
series Terciarias pueden darse ambos tipos de modelos para
una misma unidad. Este es el caso de la unidad T-3 en la
cuenca de Almazán, donde las series de Somaén y de Jaraba
pueden adaptarse por separado a un modelo árido y
húmedo, respectivamente.
En estos sedimentos Terciarios existen fundamentalmente
dos asociaciones de facies, la formada por debris
flow y mudflow y aquellas en las que intervienen las facies
canalizadas. Ambas asociaciones pueden aparecer lateralmente
dentro de la misma unidad como sucede en la cuenca
de Almazán. En la cuenca de Alustante - Alcoroches -
Piqueras se pasa en sentido vertical de una asociación a
otra, y en el resto de las series predomina una asociación.
El paso vertical entre ambas asociaciones que existe en
la serie de Piqueras, seguramente refleja la evolución distal
del abanico y la pérdida de energía del sistema. Sin embargo,
esta relación no 1 puede establecerse, con los datos obtenidos
para este estudio, en la cuenca de Almazán donde
sería necesaria individualizar los sistemas deposionales con
una cartografía de detalle y medidas de paleocorrientes.
Las series de Somaén y de Jaraba corresponden a dos sistemas
diferentes en cuanto a modelo de sedimentación,
condicionados por factores litológicos y fisiográficos del
área madre.
244

12.- TECTONICA
12.1.- INTRODUCCION
En este capítulo se da una interpretación de la evolución
tectónica del ciclo alpino en la mitad norte de la rama
castellana de la Cordillera Ibérica.
Esta interpretación se ha realizado a partir, por un
lado, de los datos de macroestructura aportados por la
cartografía que para el proyecto (M.A.G.N.A.) elaboró el
equipo de geólogos de INTECSA, durante los años 1978 y
1979, y por otro lado, a partir de los datos microestructurales
recogidos para este fin durante el mismo período de
tiempo.
El conjunto de datos se han sintetizado e integrado en
un modelo tectónico que puede insertarse en la evolución
de la cadena Celtibérica tal como se concibe actualmente
en base a los principios de la Nueva Tectónica Global. El
modelo geotectónico que resulta para la zona estudiada
representa una evolución larga y compleja de diferentes
etapas caracterizadas por regímenes tectónicos específicos,
unas veces de carácter distensivo y otras de carácter compresivo.
Una serie de problemas quedan planteados y pendientes
de solución al carecerse por el momento de datos
definitivos que permitan resolverlos, pero en este caso se
245

proponen y discuten algunas soluciones alternativas que
futuras investigaciones con este fin podrán resolver.
12.2.- EL MARCO GEOTECTONICO REGIONAL
La región estudiada se sitúa en su mayor parte en la
Rama Castellana de la Cadena Celtibérica entrando también
la parte más oriental del Sistema Central Español y la
Zona de interferencia de ambas unidades geotectónicas.
La Cadena Celtibérica ha sido clasificada como una
cadena intermedia (JULIVERT, et al 1972-74) dado su
carácter intracratónico y sus claras diferencias con la Cadena
Alpina propiamente dicha. Su interpretación geotectónica
ha interesado desde hace muchos años precisamente
por la dificultad de relacionarla con el orógeno alpino mediterráneo.
Existen diversos trabajos de síntesis tectónica
cuya aportación ha sido fundamental para el conocimiento
de la Cadena (STILLE, 1931; BRINKMANN, 1931;
RICHTER y TEICHMULLER, 1933; RIBA y RIOS,
1960-62; BRINKMANN, 1960-62; JULIVERT et al.
19 72-74), pero hasta ahora no se había abordado su explicación
desde el punto de vista de la Nueva Tectónica
Global. Recientemente se ha elaborado un modelo de evolución
geodinámica (ALVARO, CAPOTE y VEGAS, 1978,
in lit CAPOTE, 1978), en el que a partir de los principios
de la tectónica de placas se interpreta1a cadena celtibérica
como un Aulacógeno (Aulacógeno Celtibérico) deformado
en los tiempos alpinos. En este modelo se pone de manifiesto
cómo su evolución sigue las pautas definidas por
HOFFMAN etal(1974) para los aulacógenos, tanto en los
aspectos estratigráficos, como en los magmáticos, tectónicos
y metalogénicos, todo ello durante la evolución sed¡-
mentaria mesozoica. El rasgo que más diferencia a la cadena
Celtibérica de otros aulacógenos conocidos es su deformación
relativamente intensa debida a su proximidad y
orientación respecto a la zona móvil donde se generó por
compresión el orógeno del Pirineo y a la presencia de un
importante nivel de despegue (el Keuper) que permite la
246

deformación independiente de la cobertera. Como la evolución
tectónica del área concreta de este'estudio se adapta
perfectamente al modelo del aulacógeno de ALVARO et al
(1978, in litt) y CAPOTE (1978) se describen a continuación
brevemente los grandes rasgos de dicho modelo.
12.2.1.- Las grandes etapas evolutivas del Aulacógeno Celtibérico
La consideración como Aulacógeno de la Cadena Celtibérica
surge de su carácter intracratónico y su disposición
casi perpendicular al orógeno alpino, formando parte de
una de las ramas de una unión triple tipo "rrr". En el
punto de unión con la cadena alpina situado en la región al
norte de Valencia, debió localizarse siguiendo el modelo de
BURKE y DEWEY (1973), una pluma del manto cuyos
efectos se manifiestan en la presencia de intensa actividad
volcánica en esa región, durante el Triásico superior y Jurásico.
Como todos los aulacógenos las etapas reconocibles en
la evolución sedimentaña son una etapa de graben, una
etapa de transición y una etapa de flexura. La primera fue
precedida por un conjunto de movimientos que prepararon
el zócalo hercínico al generar una red de fracturas que
controló gran parte de la evolución posterior. Después de
la etapa de flexura se produjo la tectogénesis y la consiguiente
sedimentación molásica. La evolución como aulacógeno,
desarrollada bajo régimen distensivo, tuvo a escala
cortical el resultado de estirar y adelgazar la corteza. Este
carácter débil de la corteza explica la intensa deformación
posterior, cuando la región fue acortada por compresión
durante la Orogenia Alpina, tal como han puesto de manifiesto
CAPOTE y VEGAS (19 79).
12.2.2.- La etapa pre-graben
La evolución claramente de tipo aulacógeno se inició al
comienzo del Triásico, con el Buntsandstein, lo que
247

HOFFMAN (1973) llamó la fase sedimentaria cuarcita.
Con anterioridad existe un período de intensa actividad
tectónica desarrollada durante el Pérmico, después de que
acabaron los plegamientos hercínicos. La actividad tectónica
pérmica es de fracturación y, sin entrar en grandes
detalles, dos tipos de regímenes se han propuesto:
-- Formación de desgarres (tectónica tardihercínica)
según un sistema con fallas dextrales de dirección NW-SE
y siniestrales de dirección NE-SW (PARGA, 1969;
ARTHAUD y MATTE, 1975,1977; VEGAS, 1975).
- Formación de fallas normales de fuerte salto vertical
en un régimen distensivo de tipo Basin and Range
(LORENZ y NICHOLLS, 1976).
Ambos modelos encuentran apoyo en las observaciones
estructurales no sólo en la Península sino también en toda
Europa. Las relaciones entre fallas y rocas ígneas pueden
indicar, en nuestra opinión, que el régimen de desgarres
precedió al de tipo Basin and Range, Los desgarres se iniciarían
en el Estefaniense, mientras que las fallas gravita-
( i11 ti, ',d,11k.111 ci) (-1 Pérmico inferior
(HERNANDO, 1977; SOPENA, 1979). En todo caso la
tectónica Pérmica afecta a una extensísima región que incluye-
la Península Ibérica y gran parte de Europa, de tal
manera, que puede asegurarse que la Cuenca Celtibérica no
se había individualizado todavía para estos tiempos. El basamento
hercínico quedó cruzado por una densa red de
fracturas de direcciones NW-SE; NE-SW; N-S y E-W,
algunas de las cuales alcanzarían longitudes de centenas de
Kilórnetros.
Pucsto que el aulacógeno se define ya como un graben
al comienzo del Triásico el doming precursor, centrado en
la región de Valencia, debió iniciarse en el Pérmico.
SENGOR et al. (1978), han resaltado el carácter centrífugo
en la sedimentación para esta etapa de doming, con
los mayores espesores en las áreas alejadas de la pluma de
manto. Faltan datos precisos que permitan detectar este
fenómeno en las formaciones pérmicas conocidas pero es
de destacar que no se han citado hasta el momento sedimentos
del Pérmico superior en la Cadena Celtibérica por
248

lo que, a modo de hipótesis, se podría pensar que el proceso
de doming que precedió a la creación de la unión triple
4frrr" se desarrolló durante el Pérmico superior.
12.2.3.- La etapa graben
Corresponde a la evolución durante el Buntsandstein y
el Muschelkalk. La facies de los sedimentos peri-niten paralelizar
estas formaciones con las fases cuarcita y dolomita
de HOFFMAN (1973) y las variaciones de espesor del
Buntsandstein, claramente controladas por fallas permite
afirmar que una parte de las fallas tardihercínicas previamente
existentes fueron reactivadas bajo régimen distensivo.
Las fallas activadas fueron principalmente las
NW-SE, más favorablemente orientadas respecto al domo
centrado en la pluma de manto, pero también lo hicieron,
si bien con menor importancia, algunas fracturas transversales
(NE-SW).
La región Celtibérica durante esta etapa era un graben
complejo de dirección NW-SE, con bloques afectados por
subsidencia diferencial fuerte. El graben se haría más profundo
de NW a SE, hacia el punto donde se situaba la
unión triple, tal como predice el modelo de los aulacógenos
de HOFFMAN et al. (1974).
12.2.4.- La etapa de transici¿n
Corresponde al Keuper. Coincidiendo con un cambio
en el tipo de subsidencia, que pasa de ser diferencial a ser
generalizado para toda la cuenca, se producen varios cambios
importantes:
- Las facies pasan a ser predominantemente arcillosas.
- Los sedimentos son expansivos sobre las formaciones
anteriores rebasando el borde del graben Celtibérico.
- Aparece un intenso magmatismo básico (las ofitas),
de indudable origen mantélico y concentrado en la región
Valenciana (BRINKMAN, 1931) y a lo largo del borde
Norte de la Cuenca.
249

Todos estos fenómenos pueden ponerse en relación
con la actividad de la pluma de manto de la unión triple y
con la progresión de la distensión, que produce estirarráento
y adelgazamiento cortical, con subsidencia de los
bordes del anterior graben y ascensión de magmas desde el
manto a través de fallas profundas. La unión triple de Valencia
correspondería durante este período a uno de los
múltiples centros de expansión que dieron lugar a la línea
de disyunción de la Pangea. Esta línea se puede seguir
desde América hasta la Península, jalonada por las rocas
volcánicas del Trías superior (fig. 12.1).
12.2.5.- La etapa de flexura
Al progresar el estiramiento y hundimiento de los bordes
del graven se pasa definitivamente al modelo de subsidencia
general que controla la sedimentación carbonatada
del jurásico y Cretácico. A pesar de ello existen todavía
movimientos diferenciales en fallas aunque siempre de
menor importancia de lo que fueron durante el Buntsandstein.
Durante la parte alta del jurásico y en el Cretácico
inferior se desarrolla un período de actividad tectónica que
se superpone y perturba la evolución del aulacógeno. Corresponde
a los movimientos Neokimmencos y Austricos
descritos por todos los autores que han estudiado la Cadena
Celtibérica. ALVARO et al. (1978) lo relacionan con
la apertura del Golfo de Vizcaya durante la rotación de la
Península Ibérica producida al cambiar el movimiento relativo
entre las placas africana y euroasiática. Este período
de perturbaciones se manifiesta mediante grandes movirnientos
verticales acompañados por fuerte erosión en las
áreas levantadas y sedimentación en las deprimidas, lo que
explica el que la formaci6n Ut?¡11as se apoye sobre distintas
formaciones anteriores.
12.2.6.- La etapa tectogenética
Después de la erosión tipo aulacógeno la Cuenca Ibé-
.250

FIGURA 12-1
EUROPA
NORTEAMERICA
uj k¡
............ ....
PULIA
-Í- 49
A F R 1 C A PLACA DE
TURQUIA-
CAPAS ROJAS EVAPORITAS RODAS
CARBONATOS
AULACóGENO
CELTIBERICO
> OLIGOCENO-MIOCENO SUPERIOR
LLI .. ....
x LLI
CRETACICO
SUPERIOR
T"r
ff>1 CRETACICO INFERIOR
0
... .... ....
.......... . .....
...........
... ..........
Lú la
le
wi
CL
JURASICO
PALECIGENO
z
w0
TRIASICO SUPERIOR ...........
00
.... ..... .
Trm
............
.......................
.......... .
TRIASICO MEDIO ........
...... ...........
z«
TRIASICO INFERIOR
MIOCENO INFERIOR A MEDIO
AREAS SOMETIDAS A COMPRESIóN
AREAS SOMETIDAS A DISTENSIóN

'
rica estaba asentada sobre una corteza continental adelgazada
y fracturada, más débil que la de la región del Ebro y
la de la Meseta. Por ello cuando al final del Cretácico superior
se instalan las Zonas móviles de las Béticas-Baleares y
del Pirineo los esfuerzos transmitidos al interior de la
Península van a deformar intensamente la región. Las deformaciones
controladas a veces por las antiguas fallas del
basamento, se realizan como consecuencia de esfuerzos
compresivos desde SE y desde el Norte y NW (fig. 12.1)
alternando una dirección y otra a lo largo del tiempo para
dar pliegues y fallas inversas tanto lon.gitudinales como
transversales a la Cadena. La distensión que acompañó la
creación de la Cuenca Valenciana, entre la Península y
Baleares definió las regiones de evolución orogénica diferente
en un lado y otro de la línea de fallas que aproximadamente
coincide con la línea Divisoria Hespérica de
STILLE (1931). En la zona al sur de dicha línea las compresiones
desde el SE se mantuvieron hasta más tarde,
entrando ya en el Mioceno. La sedimentación para esta
etapa corresponde a la fase molasa de los aulacógenos.
12.2.7.- Relaciones entre la evolución Geotectónica y la
metalogenia alpina
El modelo evolutivo propuesto por ALVARO et al
(Op. Cit.) constituye un marco en el cual pueden explicarse
algunos hechos de interés económico como puede ser
la formación de depósitos minerales metálicos durante los
tiempos alpídicos. Efectivamente la Cadena Celtibérica sigue
el modelo de mineralizaciones intraplaca propuesto
por SAWKINS (1976) para los aulacógenos y uniones triples.
Los indicios de cobre asociados al Keuper y sus ofitas
corresponde a los que Sawkins relaciona con el vulcanismo
de la etapa de transición. Como era de esperar los indicios
de Cu se concentran en la región de Valencia, donde se
localizase la pluma del manto, y en el borde Norte de la
Cadena (ALVARO et al, 1978 y CAPOTE, 1978).
También existen indicios de Pb-Zn siguiendo el mismo
251

modelo, e incluso Hg y Ni. Faltan sin embargo los de Sn
como resulta lógico si se tiene en cuenta que en la Cadena
Celtibérica no hay rocas granitoides alpinas.
12.3-
LA ESTRUCTURA DE LA REGION ESTUDIA-
DA
La cartografía MAGNA de la región ha puesto de manifiesto
una estructura compleja en la que se reconocen zonas
de muy diferente estilo. Las mayores diferencias derivan
de la presencia en la región estudiada, de unidades
geotectónicas diversas. En la fig. 12.2 se presentan dos
mapas:
Atapa estructural, en el que se detallan las estructuras
individuales, pliegues y fallas, obtenidas de las Hojas
1:50.000, MAGNA realizadas por INTECSA en esta zona.
- Alapa tectónico, donde se diferencian las grandes
unidades geotectónicas y se subdivide alguna de ellas.
Desde el punto de vista tectónico las unidades principales
son:
a) Sistema Central Español
Constituye un bloque complejo formado por el basamento
hercínico aflorante. Afectado por una tectónica
sajónica de fallas, lleva una dirección NE-SW y una inmersión
general hacia el SE, hundiéndose bajo las formaciones
mesozoicas de la Cadena Celtibérica, con la que interfiere
en el Sector situado al NW de Sigüenza. En su reborde
septentrional el'basamento se inclina hacia el NW donde
queda cubierto por las formaciones mesozoicas. El borde
meridional presenta una tectónica más enérgica; recubierto
por las delgadas series Triásicas y Cretácicas queda limitado
por una línea de cabalgamiento oculta en parte por los
sedimentos Terciarios de la Depresión del Tajo.
b) Cadena Celtibérica (Rama Castellana)
Es la unidad más importante para los
tiempos alpinos.
252

El conjunto se orienta según la dirección NW-SE y está
formado por un basamento hercínico, que aflora sólo localmente,
y una serie de materiales Pérmicos, Mesozoicos y
Terciarios que desde el punto de vista tectónico pueden
agruparse, de abajo a arriba, en los siguientes pasos:
- Tegumento, constituido por el Pérmico, Buntsandstein
y Muschelkalk. Representa una tectónica de revestimiento
por adaptación al basamento, localmente muy
intensa, con fajas de cabalgamientos muy frecuentes a nivel
de Muschelkalk, donde hay despegues locales.
- Nivel de despegue, constituido por el Keuper margo-yesífero.
Su deformación varía según los lugares
alcanzando a veces un elevado grado de deformación plástica
y frecuentemente fenómenos de adelgazamiento y laminación
de tramos estratigráficos.
- Cobertera, formada por el conjunto Jurásico-
Cretácico, en su mayor parte calco-inargoso. Despegada del
tegumento y basamento tiene un estilo epidérmico propio
en muchos sectores pero a escala de las estructuras mayores
refleja y se adapta a las estructuras de fondo. Presenta
pliegues de diversas orientaciones al haber sido acortada
según diversas direcciones. Abundan los haces de pliegues y
fallas situadas unas veces directamente sobre fallas de fondo
y otras reflejando la existencia de estas fallas pero desplazadas
respecto a su posición original, como consecuencia
del deslizamiento generalizado sobre el Keuper. Un
ejemplo de este último caso se tiene en el arco de pliegues
y cabalgarnientos al SE de Sigüenza, desplazado respecto a
la falla de zócalo de Cincovillas.
- Cobertera molásica terciaria plegada. La forman las
diferentes unidades detríticas separadas por discordancias
afectadas por pliegues alpinos. Naturalmente se sitúan en el
borde meridional de la Cadena pero localmente se encuentran
en su interior, en bloques deprimidos por fallas. A este
último tipo pertenece el Terciario más bajo de la Cuenca
de Alustante-Piqueras, limitada por las fallas inversas de
Anquela del Pedregal, la de Alustante y la falla normal del
Sur de Sierra Menera. Mecánicamente estos materiales
Terciarios van asociados a la cobertera Jurásico-Cretácica.
253

- Cobertera postorogénica Terciaria. Se reúnen en este
grupo los materiales Miocenos posteriores a la última
discordancia y los mantos de materiales detríticos más recientes,
tipo raña. La disposición de estos materiales es
horizontal pero las formaciones Mioceno-Pliocenas de la
Unidad terminal pueden estar afectadas por fallas normales
de dirección NE-SW.
Los estilos estructurales no varían únicamente en la
vertical para dar, en función del comportamiento mecánico,
los niveles descritos, sino que lo hacen también en la
horizontal. Las causas que definen estas variaciones horizontales
son diversas: Distribución de estructuras de cada
fase de deformación. Nivel estructural aflorante y, grado
de participación del basamento. Según estos criterios se
pueden distinguir las siguientes zonas:
- Zona de Interferencia con el Sistema Central
Corresponde a la parte noroccidental y está limitada al
norte por la familia de fallas normales; las fallas de Somolinos
y Cincovillas al SW y la falla de Sigüenza al SE.
Existen pliegues de dirección NW-SE, pero dominan los
de dirección NE-SW, asociados a fallas de zócalo que separan
bloques donde el Mesozoico es subtabular.
- Zona externa meridional
Se localiza al SW de los pliegues de Ocentejo y Armallones
y en ella el Mesozoico, suavemente plegado, es recubierto
de manera discontinua por formaciones Terciarias.
- Zona de Taravilla
Se articula por el SW con la zona anterior mediante el
haz de pliegues de Ocentejo-Annallones y queda limitada
al NE por la falla de Terzaga y las fallas de Alustante y del
Tremedal. Abundan los pliegues cruzados de direcciones
NE-SW y NW-SE así como la mayor parte de las estructuras
(pliegues y cabalgarnientos) de dirección NNW-SSE.
254

Estas últimas llevan vergencia al Oeste coincidiendo con la
de los pliegues NW-SE (Pliegues Ibéricos) en esta Zona. La
falla de Terzaga, que se manifiesta en superficie como una
falla normal a lo largo de la cual ha intruido localmente el
Keuper, es la expresión superficial de una importante falla
de zócalo antigua. El estilo tectónico de esta zona cambia
hacia el SE donde aparecen los pliegues de fondo del Nevero
y del Tremedal, vergentes hacia el NE.
- Zona Central de Maranchón-Molina
Situada al NE de la falla de Terzaga, se caracteriza por
un estilo variable de NW a SE donde se notan las influencias
del zócalo. En el área de Maranchón la cobertera
presenta un estilo suave, tabular, que hacia Molina se convierte
en un estilo dominado por los pliegues de fondo
vergentes al NE en cuyo núcleo aparece el basamento hercínico.
Desde el pliegue cabalgante de Anquela del Pedrcgal,
de dirección NE-SW, hacia el SE se sitúa el bloque
deprimido de Alust ante -Piqueras, donde se alojan sedimentos
Terciarios.
- Zona fallada septentrional
Corresponde el límite entre la Rama Castellana de la
Cadena Celtibérica y la Depresión de Almazán. Se trata de
una zona afectada por intensa fracturación tensional, con
fallas normales de dirección WNW-ESE que van hundiendo
bloques hacia el Norte hasta quedar fosilizadas bajo los
sedimentos Miocenos.
c) Depresión del Tajo
En el área estudiada entra únicamente su extremidad
Norte (hojas de Hiendelaencina y de Sigüenza). En ellas los
materiales de las unidades terciarias T-1 y T-2 aparecen
plegados con dirección NE-SW (Dirección Guadarrama)
hasta ser cortadas por los cabalgamientos de dirección
NW-SE (D. Ibérica). El terciario de la Unidad terminal
Miocena recubre discordante estas estructuras.
255

d) Depresión del A lmazán
Unicamente entra en escasa proporción en el borde
norte de la región estudiada corresponde a un área deprimida
por la acción de las fallas normales de la Zona fallada
septentrional, donde se alojan sedimentos Miocenos postorogénicos.
12.4.- LAS ETAPAS DE LA EVOLUCION TECTONICA
La estructura de la región es el resultado de la superposición
de varias etapas tectonicas desarrolladas unas durante
la evolución Mesozoica del Aulacógeno Celtibérico,
otras durante su compresión y acortamiento en el Terciario,
y otras finalmente, en los tiempos posteriores al
plegarniento. El análisis de la geometría, orientación y criterios
de superposición tanto en macro como en microestructuras
permite definir las diferentes etapas tectónicas y
su cronología relativa. Los datos estratigráficos contenidos
en las memorias de las Hojas han servido para situarlas en
el tiempo si bien en este último aspecto aún quedan muchos
problemas sin resolver, derivados de la dificultad que
a veces existe en la correlación entre etapas tectónicas y
discordancias.
A grandes rasgos se pueden reunir las diferentes etapas
de movimientos en grupos, paralelizables con las fases del
desarrollo del Aulacógeno Celtibérico, de la siguiente
manera:
- Movimientos Pérmicos.
- Movimientos intrames.ozoicos (Neokinunéricos
Aústricos).
y
Movimientos tectogenéticos o de plegamiento.
Movimientos distensivos postplegamiento.
12.4.1.- Los movimientos Pérmicos
La distribución de las formaciones Pérmicas está controlada
por fallas del Zócalo hercínico, al menos en la
Zona de interferencia de la Cadena Celtibérica y el Sistema
256

Central. Los datos estratigráficos parecen indicar que las
formaciones Pérmi.cas se desarrollaron en un ambiente de
actividad tectónica en la que predominaron movimientos
verticales. Las estructuras claramente activas en el Pérmico
son el semigraben de Pálmaces (Hoja de Hiendelaencina) y
la falla de Somolinos. En el primero se alojan las Series de
Pálmaces y su falla límite oriental es fosilizada por el Trías.
La falla de Somolinos separa un bloque Norte deprimido,
donde existe Pérmico, de un bloque Sur levantado sin Pérmico.
La falla de Bochones (de dirección NE-SW) articula
la falla de Somolinos con la de Cincovillas al Sur de la cual
se apoya el Trías directamente sobre el zócalo, sin Pérm-ico
intermedio. Hacia el SE también existe un contraste entre
la aparición de Pérmicos sedimentarios en las áreas al Norte
de la falla de Terzaga (Macizos de Santa María del Espino,
Arangocillo, Sierra Menera) y la ausencia de ellas al Sur
(Macizos del Nevero y del Tremedal). Existe pues una gran
línea compuesta por las fallas de Somolinos, Bochones,
Cincovillas, Terzaga, Alustante y El Tremedal que separan
un área deprimida y con Pérmicos sedimentarios al Norte
de otra elevada sin Pérmicos o en todo caso preservados en
fosas y semifosas, o representado únicamente por materiales
volcánicos. Esta línea de fallas se reactivó varias veces
durante el Mesozoico y el Terciario y por su posición coincide
con la denominada por ALVARO et al (1978) Línea
Hespérica. Respecto a la fase tectónica que produjo esta
falla podemos decir que afecta al Pérnrico inferior y es
anterior al Buntsandstein y probablemente al Pérmico superior;
por todo ello se puede considerar como la fase
Saálica.
12.4.2.- Los movimientos intramesozoicos
12.4.2.1.- Introducción
Existen en la zona estudiada distintos tipos de evidencia,
que revelan movinúentos tectónicos durante el Mesozoico.
Los primeros son los producidos durante el período
1257

de subsidencia diferencial desarrollado durante la sedimentación
del Buntsandstein y Muschelkalk en la etapa graben
del Aulacógeno Celtibérico. El impacto más claro de estos
movimientos es sobre la distribución de espesores que reflejan
el movimiento diferencial de las fallas del basamento,
principalmente las longitudinales a la Cadena, como
el conjunto de fallas de la Línea llespérica, si bien no
faltan las señales de movimiento en fallas transversales.
12.4.2.2.- Los movimientos Ncoki'mméricos y Aústricos
Es sin embargo en la parte final del Jurásico y en el
Cretácico inferior cuando los movimientos tectónicos intramesozoicos
son más intensos y producen efectos de mayor
alcance, no sólo por su repercusión en la sedimentación
y distribución de formaciones sino también porque
influyeron de manera decisiva en la manera en que reacionarían
las distintas zonas durante las compresiones alpinas
Terciarias. Estos movimientos han sido señalados por todos
los autores tanto para la Zona estudiada en este trabajo
como para regiones limítrofes.
Los hechos fundamentales que permiten aislar esta
etapa de actividad tectónica son:
- Presencia de formaciones elásticas gruesas continentales
de facies Weald. Según las descripciones de las
memorias de las Holas 1/50.000 MAGNA, las formaciones
conglomeráticas "Wealdenses" contienen principalmente
clastos de rocas carbonatadas Jurásicas y muy raramente
clastos silíceos, lo que indica que en las áreas próximas a la
zona de estudio no llegó a aflorar el basamento.
-- Las facies Weald se sitúan sobre diferentes series
según los lugares. Así en el área de la Cuenca de Alustante-Piqueras
se apoya el Weald sobre capas del Malm
cuya formación más moderna es la de las calizas oolíticas y
oncolíticas del Kimmeridgiense. En el área de Sacecorbo se
observa claramente una discordancia cartográfica pasando
unas veces sobre el conjunto margas y calizas bioclásticas
las Formaciones, Margas de Cerro del Pez, y Caliza bioclás-
258

ticas de Barahona y otras sobre la Formación Calizas y
dolomías tableadas de Cuevas Labradas.
- El "Weald" no se encuentra actualmente en toda la
región sino únicamente en algunas áreas limitadas por fallas.
Es muy notorio cómo en la Cuenca de Alustante es la
falla de el Nevero la que limita por el Sur las formaciones
Wealdenses. En Sacecorbo el 'Veald" termina muy rápidamente
por el Sur según una línea NW-SE coincidente con
los pliegues de Ocentejo y Annallones, muy probablemente
como consecuencia de la acción de una falla de
Zócalo.
- La formación Arenas de Utrillas descansa sobre muy
diferentes formaciones previas (fig. 12.3) sobre las que se
extiende separada de ellas mediante clara discordancia cartográfica.
Localmente, como en Madrigal (Hoja de Sigüenza)
hay discordancias angulares.
Todos estos datos reflejan la acción de dos etapas en
las que hubo movimientos verticales diferenciales muy activos.
Una primera etapa es anterior o sincrónica con el
"Weald" y da lugar a erosión y sedimentación. Por su edad
puede hacerse equivalente a los movimientos Neokiméricos.
La segunda etapa es post-"Weald" y pre-Utrillas y
dio lugar a erosión que desmantela en muchos lugares todo
el "Weald" depositado en la etapa anterior. Se trata de los
movin-lientos Aústricos.
El régimen tectónico en que se desarrollaron estos movimientos
plantea problemas geotectónicos importantes.
Los autores que han estudiado la región o áreas limítrofes
(RICHTER y TEICHMULLER, 1933; RIBA, 1959; RIBA
.y RIOS 1960-62; VIALLARD, 1973; MELENDEZ
HEVIA, 1971) han supuesto por lo general un carácter
compresivo que generan pliegues suaves y movimientos verticales,
durante la etapa Neokimérica. Para los movimientos
Aústricos o pre-Utrillas VIALLARD (1973) supone un
régimen de movimientos verticales debidos a desplazamientos
en fallas.
Por nuestra parte se han usado dos líneas de evidencias
en el análisis de esta etapa tectónica:
- Análisis de la macroestructura.
- Análisis microestructural.
259

Se ha realizado, a partir de los datos de las Hojas
1/50.000, un mapa paleogeológico del substrato del Utrillas
(fig. 12.3) y en él se pueden apreciar algunos hechos
fundamentales:
- Se definen claramente áreas relativamente extensas
en las que el Utrillas se apoya sobre la misma terminación.
Estas áreas están separadas por líneas de cambio brusco.
- Estas líneas coinciden con fallas de zócalo unas veces
van reflejadas por la sedimentación pérmica y otras
deducidas de la distribución de haces de pliegues, o fallas,
en la cobertera después del plegamiento alpino.
- En algún caso, como en Madrigal, la formación Arenas
de Utrillas fosiliza discretamente estructuras de tipo
monoclinal situadas sobre líneas de fallas en el Zócalo.
Se trata pues de una tectónica de bloques limitados por
fallas que son antiguas fallas de Zócalo (Pérniicas) reactivadas.
Estos bloques sufrieron movimientos verticales de
tal manera que en los más levantados la erosión llegó a
niveles más bajos, preservándose los términos más altos en
la serie pre-Utrillas únicamente en los bloques más deprimidos.
Las fallas a veces son netas y bien delineadas pero
en ocasiones se manifiestan por dar lugar a variaciones
complejas en la naturaleza del substrato de la formación
Arenas de Utrillas. Las fallas que se reactivaron llevan principalmente
dirección NW-SE (fallas de Somolinos, Cincovillas,
Ocentejo-Armallones, Terzaga y Alustante), pero
hay también fallas de dirección general NE-SW, destacando
la reactivación de la línea Hespérica con un descenso
relativo del bloque situado al Norte. Los mayores bloques
individualizados son los siguientes:
- Bloque elevado del Sistema Central.
- Bloque hundido de Barahona-Sigüenza.
- Bloque hundido de Maranchón-Molina.
- Bloque elevado Meridional.
- Bloque elevado de Almazán.
Bloque de Taravilla.
Bloque hundido de Alustante.
Bloque elevado de las Sierras de Albarracin.
El 'Veald" sólo quedó preservado en el bloque de
260

Alustante (el más deprimido del área estudiada) y en el
bloque de Taravilla, que basculado al SW ocupa una posición
intermedia entre el bloque levantado Meridional, y el
bloque hundido de Maranchón-Molina.
Es difícil en esta tectónica de bloques separar el efecto
debido a los movimientos Neokiméricos del debido a los
Aústricos; puesto que el "Weald" parece haber desaparecido
por erosión en algunos puntos es probable que una
parte importante del movimiento sea post-"Weald" (Aústrico).
Una tectónica de bloques limitados por fallas con desplazamientos
relativos en la vertical y formación de monoclinales
de revestimiento sugiere un régimen geotectónico
tensional para estas etapas de actividad tectónica. Los
datos microestructurales parece que apoyan esta idea. Así,
en algunos puntos se han localizado en la formación de
Cuervas Labradas (Sinemuriense-Carixiense) abundantes
juntas estilolíticas estratiformes asociadas a grietas rellenas
con calcita, todo ello anterior a las microestructuras de las
primeras fases compresivas alpinas. En las figuras 12.4 y
12.5 se puede ver el aspecto de estas microestructuras y su
orientación en una estación situada al Sur de Barahona.
Siguiendo el modelo de ARTHAUD y MATTAUER
(1972) estas estructuras se pueden interpretar como generadas
durante una distensión intramesozoica según la dirección
ENE-WSW (fig. 12.5). Proponemos como hipótesis la
correlación entre la distensión que gener6 estos estilolitos
y grietas y la tectónica de bloques en la vertical Neokimérica
y Aústrica. Es cierto que un régimen distensivo se
dio ya previamente durante el Jurásico (ALVARO et al,
1978) pero parece más lógico con los datos disponibles
asociar las microestructuras descritas con un episodio más
corto e intenso, capaz de producir una discontinuidad mayor
en la evolución geotectónica.
Unicamente la presencia de pliegues N-S como los descritos
por VILLENA (1971) en la Hoja de Molina de
Aragón resultan difíciles de encajar en el esquema propuesto.
Según dicho autor pudieron formarse como resultado
de una compresión local ligada a movimientos de tipo des-
261

garre en las fallas del zócalo hercínico durante los movimientos
Neokiméricos. En tanto no existan nuevos datos
estructurales el problema no puede resolverse.
En resumen y como conclusión puede afirmarse la presencia
de dos fases de actividad tectónica, una al final del
jurásico y otra en el Aptense y Albense; estas etapas dieron
lugar a una tectónica de bloques con movimiento vertical,
con erosión en los elevados y preservación de series e
incluso sedimentación en los deprimidos. Probablemente
en relación con estos movimientos tectónicos se generaron
microestructuras (estilolitos y grietas) que sugieren un régimen
distensivo según una dirección ENE-WSW.
12.4.3.- Los movimientos tectogenéticos alpinos
12.4.3.1.- La macroestructura
La estructuraci¿n principal de la zona estudiada se realizó
durante el Terciario y bajo régimen compresivo. En el
apartado 12.3 se han mencionado los diferentes niveles
estructurales y zonas tectónicas desarrolladas durante esta
etapa compresiva. Un análisis más detallado de la macroestructura
revela la existencia de un diseño de estructuras
cruzadas, con figuras de interferencias visibles en varios
puntos. En base a las directrices, las vergencias y algunos
rasgos geométricos que definen el estilo, se pueden diferenciar
tres grupos o familias de macroestructuras.
-- Estructuras NW-SE, longitudinales a la Cadena (Directrices
Ibéricas). Las vergencias son al SW en el borde
suroccidental del área estudiada (fig. 12.2) y al NE en el
resto de la región, sirviendo aproximadamente de divisoria
de vergencias la Línea Hespérica (Divisoria Hespérica de
STILLE, 1931). Algunas de las estructuras de fondo de
esta dirección son debidas a reactivación de antiguas fallas
de z ¿calo pero otras son de nueva creación durante el plegamiento
Í Alpino, como ocurre con las fallas de Aragoncillo
y de Torremocha del Pinar todas ellas limitando los macizos
Paleozoicos desarrollados en el bloque de Maranchón-Molina.
262

Estructuras NE-SW, cruzadas respecto a la Cadena
(Directriz Guadarrama). Son menos abundantes que las anteriores
y su vergencia es siempre SE. Las estructuras principales
de esta dirección están siempre determinadas por
fallas de zócalo antiguas, destacando las que definen la
prolongación del Sistema Central en laZona de interferencia
en la Cadena Ibérica.
- Estructuras NNW-SSE, ligeramente oblicuas a la
Cadena. Son las menos numerosas pero se separan claramente
de las estructuras Ibéricas principales por su vergencia
contrastada, siempre hacia el WSW. No se han medido
acortamientos de una manera cuantitativa pero por el estilo
de las estructuras de cada familia permite hacerse una
idea al respecto. Las estructuras cabalgantes de dirección
NW-SE son a veces muy tendidas indicando fuerte acortamiento
afectando a zócalo y cobertera. El estilo de algunos
haces de pliegues y fallas permiten detectar algunas
zonas plegadas importantes.
Las estructuras NNW-SSE afectan tanto a la cobertera
como al zócalo, indicando también fuerte acortamiento.
Las relaciones entre el cabalgamiento de Torremocha del
Pinar, perteneciente a la familia NW-SE y el despegue de
Tierzo (VILLENA, 1968), perteneciente a la familia
NNW-SSE y por ello de vergencia contraria permiten asegurar
que las estructuras NNW-SSE son posteriores a las
NW-SE. En efecto, el despegue de Tierzo, de dirección de
deslizamiento NNE-SSW deducido a partir de estrías,
dobla el plano del cabalganúento hasta cambiar su sentido
de buzamiento a la vez que desprende un bloque paleozoico
de su frente (VILLENA, 19 7 l).
Las estructuras cruzadas NE-SW van asociadas a fallas
inversas de gran ángulo de zócalo indicando un acortamiento
algo menor aunque sensible en toda región a pesar
de una cierta discontinuidad en su repartición impuesta
por la distribución previa de las fallas heredadas en el Zócalo.
Las figuras de interferencia entre estos pliegues y las
NW-SE se pueden interpretar como indicativas de edad
más antigua para las NE-SW (hojas de Sigüenza, y Zaorejas)
pero otras interpretaciones son posibles.
263

La presencia de tres discordancias en las series terciarias
(DIAZ MOLINA, 1974) son un argumento a favor
de la existencia de tres fases de deformación Terciarias a
las que podrían asociarse las tres familias de macroestructuras.
Este modelo se encuentra ya en GOMEZ y
BABIN (1973) y ALVARO (1975), y se ha seguido
también en las Hojas MAGNA de la región. Los datos microestructurales
permiten también llegar a un esquema de
este tipo si bien algo más complejo.
12.4.3.2.- Las microestructuras
Para apoyar en una base cuantitativa la interpretación
de la, tectónica alpina se ha procedido al análisis de las
microestructuras principales detectadas en el área, fundamentalmente
juntas estilolíticas y grietas de tracción rellenas
de calcita, utilizando para ello el método contenido en
h)s trabajos de ARTIJAUD y MATTAUER (1969, 1972) y
AR2AUD y C110UKROUNE (1972). Se han tomado medidas
de orientación de las columnas estilolíticas y de las
grietas, en estaciones situadas en la región a las que se han
añadido otras, cuyos datos han sido cedidos amablemente
por M. ALVARO. El tratamiento estadístico de las
medidas de columnas estilolíticas han permitido obtener
las directrices de acortamiento (Z) de la región, y las grietas
las direcciones de alargamiento (X). Las figuras 12.6 y
12.7 son diagramas de frecuencia de las medidas de columnas
estilolíticas en la zona estudiada y en ellos puede observarse
cómo se concentran según tres direcciones principales,
próximas a NW-SE, NE-SW y ENE-WSW, pudiendo
añadirse una cuarta próxima al N-S. Esto demuestra
que la región ha sufrido acortamiento según estas
direcciones, acortamientos que son los responsables del
plegamiento y cabalgamiento de los materiales Mesozoicos;
en algún caso, como por ejemplo en el pliegue de Anquela
del Pedregal (Hoja de El Pobo de Dueñas), la relación entre
estilolítizaci¿n y plegamiento está claramente demostrada.
En algunas estaciones sólo se encuentra una familia de esti-
264

lolitos correspondiente a una de las direcciones de compresión;
en otras estaciones hay dos o tres familias de
orientación distinta. La figura 12.8 es ejemplo de datos
tomados en cuatro estaciones, representadas en proyección
estereográfica. En la fig. 12.9 se reúnen los resultados de
las 37 estaciones tomadas en toda la región estudiada, representando
los sectores en negro las áreas de dispersión de
los picos estilolíticos. En dicha figura queda evidenciado
que las compresiones deducidas a partir de las figuras 12.6
y 12.7 afectaron a toda la región y no son fenómenos
locales. Según ALVARO, CAPOTE y VEGAS (1978) estas
compresiones fueron transmitidas al interior de la Península
desde los bordes activos de Iberia (Zona móvil del
Pirineoy Zona móvil Bético-Balcar). Las relaciones de superposición
entre juntas estilolíticas observadas en diferentes
afloramientos permiten obtener la cronología relativa
entre las diversas etapas comprcsivas.
Para el conjunto de la región se ha obtenido la siguiente
secuencia:
1.- Compresión de dirección NW-SE. Genera los primeros
estilolitos transversos a la estratificación y los primc_
ros pliegues cruzados respecto a la Cadena.
2.- Compresión de dirección NE-SW.- Es la compresión
principal, responsable de las estructuras de dirección
Ibérica. Estos pliegues deforman las estructuras anteriores
dando lugar a los diseños de superposición visibles
en la Hoja de Sigüenza.
3.- Compresión ENE-WSW.- Da juntas estilolíticas
que cortan siempre a las anteriores. Las macroestructuras
asociadas son las de dirección NNW-SSE, retrovergentes
respecto a las de la compresión principal.
4— Compresión casi N-S que varía a lo largo del
tiempo a NE-SW. Esta variación en el tiempo es visible en
algunas estaciones (núnis. 27 y 35 de la fig. 12.9) a partir
de juntas estilolíticas. Su situación cronológica se obtiene
en las estaciones de la Hoja de Barahona y en las de El
Pobo y Checa, siguiendo en estas últimas donde se manifiesta
con más claridad.
En este esquema se añade una última etapa compresiva
265

a la sucesión de tres fases de acortamiento y plegamiento
propuesto por GOMEZ y BABIN (1973) y ALVARO
(1975) para las regiones de Valencia y Sigüenza, respectivamente.
---------- _
Z ------
T
Z E
Ic-TG
Fig. 12.4.
La relación entre estas cuatro fases compresivas y las
discordancias encontradas en las series terciarias DIAZ
MOLINA (1974) no está definitivamente establecida si
bien se puede, a modo de hipótesis, seguir el modelo propuesto
por otros autores:
1' Fase de plegamiento.- Compresión NW-SE y estructuras
cruzadas NE-SW vergentes al SE. Responsable
de la discordancia incluida dentro de la unidad Terciaria
T-1 y por lo tanto de edad intraeocena.
2' Fase de plegamiento.- Compresión principal
NE-SW y estructuras longitudinales Ibéricas NW-SE
vergentes al NE en la mayor parte del área estudiada, al SW
en el borde euroccidental de la Cadena. Discordancia entre
T-1 y T-2, edad intraoligocena (intravemiense). Fase Castellana
(PEREZ GONZALEZ et al, 1971).
3a Fase de plegamiento. - Compresión ENE-WSW, es-
266

0
00 ob &
0 2
3
Fig. 12.5.
267

N
I
-_
II
r
7,75%
5,25 %
....................
2,25 %
0,25 %
Fig. 12.7.
269

tructuras NNW-SSE vergentes al SW. Plegamiento importante
de la Zona externa euroccidental de la Cadena (Sierra
de Altomira, etc.). Discordancia entre T-2 y T-3 (Fase
Neocast:ellana, AGUIRRE et al., 1976) de edad intramiocena,
entre el Ageniense y el Aragoniense.
4a Compresión NW-SE, estructuras cruzadas NE-SW
en la zona de cruce con el Sistema Central y en la Hojas de
El Pobo y Checa. Gira en el tiempo de NS a NW-SE y su
edad es muy próxima a la anterior sin poder precisarse más
pero siempre anterior al Aragoniense.
12.4A.--
Movimientos distensivos posteriores al plegamiento
En todo el área investigada se dan con profusión las
fallas normales posteriores al plegamiento, distribuidas en
dos familias de diferente dirección, una NW-SE y otra
NNE.-SSW. Estas dos familias de fallas gravitacionales se
desarrollaron en régimen distensivo durante dos etapas que
siguen el esquema propuesto por VIALLARD (1973) para
regiones próximas.
Las fallas longitudinales, NW-SE, parece corresponder
a una primera fase distensiva y dio lugar a importantes
movimientos verticales (hundimiento final de la Depresión
de Almazán, elevación de la Sierra Menera, etc. Estas fallas
están fosilizadas por los sedimentos miocenos de la Depresión
de Almazán (Hojas de Atienza, Maranchón y Milmarcos)
pertenecientes a la parte final de la Unidad T-3 por lo
que su actividad puede datarse como intramiocena.
Según VIALLARD (1973 ) esta distensión se sitúa en el
Mioceno, Pre-Vindoboniense superior. Posteriores a estas
fallas son las de dirección NNE-SSW, las cuales determinan
pequeñas fosas donde en ocasiones se preserva el Cretácico
(Hojas de El Pobo y Checa). A nivel de microestructuras
con estas fallas se relacionan juntas estilolíticas
de pico subvertical y grietas con calcita cuyo eje de alargamiento
X lleva una dirección 100-110 (fig. 12.10). En
la región su edad es difícil de establecerse pues el único
270

dato seguro es que al ser fosilizadas por las rañas (Hoja de
El Pobo de Dueñas) son anteriores al Villafranquiense. Sin
embargo su relación con la distensión que dio lugar a la
fosa de Teruel y al campo de fallas normales del Maestrazgo
(CANEROT, 1974) permite situar su formación
N
N
Z
Z
so
FD\
Z
Z
Z
Z
Z
S.'
b
Z
x
Z\\
N
Z
x
so
N
x
Z
Z
z C x z x $d
Fig. 12.8.
entre el final del Mioceno y el Plioceno terminal (VIA-
LLARD, 1973). Se trata pues de una distensión regional
muy importante ligada a la creación de la Cuenca
Valenciana (ALVARO et al, 1978) iniciada para esta
última región en el Mioceno inferior y prolongada hasta el
Plioceno. Si la primera distensión de fallas longitudinales a
la Cadena, se puede relacionar con la relajación de
esfuerzos después del plegamiento compresivo (VIA-
LLARD, 1973), esta segunda es un fenómeno superpuesto
271

e independiente del desarrollo anterior de la Cadena
Ibérica.
12.5.- CONCLUSION
La evolución tectónica de la región investigada es larga
y compleja pero se ajusta perfectamente al modelo general
propuesto por ALVARO et al (1978), en el que se consi-
Iz
x
x
z/
N
Iz\
Fig. 12-10.
dera que entra a formar parte de un aulacógeno posteriormente
comprimido y deformado. De gran influencia en
toda la evolución tectónica alpina es la fracturación del
Zócalo Hercínico ocurrido durante el Pérmico. En estos
tiempos no se encuentra individualizada la Cuenca Ibérica
pero es cuando se forman las fallas activas durante el Mesozoico
y la mayor parte de las que actuaron durante los
plegamientos Terciarios. En los movimientos Neokinunéricos
y Aústricos, finijurásicos y eocretácicos estas fallas
272

controlan el movimiento diferencial de los bloques individualizados
a partir del mapa paleogeológico de la base del
Utrillas.
Los plegamientos alpinos se realizaron en varias fases
de acortamiento separadas en el tiempo y relacionadas con
compresiones de diversa dirección transmitidas a esta Zona
interior de la Península desde los márgenes alpinos activos.
Dos etapas distensivas, una primera relacionada con el
cese de las compresiones y otra posterior superpuesta sobre
la estructura regional completan la evolución tectónica de
la región. No se han tomado datos que permitan aportar
luz a la actividad tectónica más reciente, Plio-Cuaternaria.
273

13.- BIBLIOGRAFIA
AGUILAR, M.; RAMIREZ DEL POZO, J.; RIBA, O.
(1971).- Algunas precisiones sobre la sedimentación y
paleoecología del Cretácico inferior en la zona de Utrillas
- Villarroya de los Pinares (Teruel) Estudios geol.
27: 497-512.
AGUIRRE, E.; DIAZ, M.; PEREZ GONZÁLEZ, A.
(1976).- Datos paleontológicos y fases tectónicas en
el Neógeno de la Meseta sur española. Trabajos
Neog.- Cuaternario , 5: 7-29.
ALBENIZ, M.A.; BRELL, J.M. (1976).- Un ejemplo de
discordancias en la serie sintectónica de la Sierra de
Altamira. Estudiosgeol ., 33: 131-139.
ALVARO, M. (1975).- "Estilolitos tectónicos y fases de
plegamiento en el área de Sigüenza (borde del Sistema
Central y la Cordillera Ibérica)" Estudios geol. 31:
241-247.
ALVARO, M.; CAPOTE, R.; y VEGAS, R. (1978).- "Un
modelo de evolución geotectónica para la Cadena Celtibérica"
Libro homenaje al Prof. Solé Sabaris. (in lit).
ALLEN, J.R.L. (1965).- A review of the origin and
characteristics of recent alluvial sediments. Sedimentology,
5:89-191.
275

ALLEN, J.R.L. (1974).- Studies in fluviatile sedimentation:
Implications ofpedogenic carbonate units, Lower
Old Red Sandstone, Anglo-We1sh. outcrop. Geol. J, 9:
181-208.
ARIAS, C. (1978)— Estratigrafía y paleogeografladeljurásico
y Cretácico inferior del Nordeste de la provincia
de Albacete. Seminarios de Estratig., Ser. Mon., 3:
1-299. Madrid.
ARIAS, C.; WIEDMANN, J. (1977)— Ammoniten und
Alter der Utrillas - Schiten (Mittelkreide) in der
ósflichen Provinz Albacete, SE Spanien. N. Jb. GeoL
PÚL Mg. H., 1: 1-14.
ARTHAUD, F. y MATTAUER, M. (1969).- "Exemples
de stylobites dorigine tectonique dans le Lenguedoc,
leurs relations avec la tectonique cassante- Bull. Soe.
Geól. France (7) 11: 73 8- 744.
ARTHAUD, F. y MATTAUER, M. (1972).- "Sur Vorigine
tectonique de certains joints stylolitiques paralléles
á la stratification; leur relation avec una phase de distension
(exemple du Languedoc)". Bulí. Soe. Geól.
France (7) 14: 12-1 7.
ARTHAUD, F. y MATTE, Ph (1975)— -Les décrochements
tardi-herryníens du Sud-Ouest de PEurope.
Géometrie et essai de reconstitution des conditions de
la défo rma tion " Tectonophysies, 25: 13 9-171.
ARTHAUD, F. y CHOUKROUNE, R. (1972)— "M¿-
thode dlanalyse de la tectónique casante a Vaide des
microstructores dans les Zones pen déformées. Exemple
de la plate-forme nord-aquitaine". Rev. Inst. Frane.
Pétrole. 2 7 (5): 715- 73 2.
ASSARETO, R.L.A.M. y KENDAL, C.G.ST.C.
(19 7 7). - "Nature, origin and classification of peritidal
tepee structures and related breccias" Sedimentology,
24: 153-210.
AZEMA, J. (1977)— Etúde géologique des zones externes
des Cordillbres Bétiques aux confins des provinces
d'Alicante et de Murcia (Espagne). Thbses doctorat,
Université Pierre et Marie Curie, Paris, 396 págs.
276

BLISSENBACH, E. (1954)— Geology of alluvial fans in
semiarid regions. GeoL Soe. Am., Buil. 65: 175-190.
BLUCK, B.J. (1964).- Sedimentations of an alluvialfan
in Southern Nevada. J Sediment. PetroL, 34:
395-400.
BLUCK, B.J. (1971).- Sedimentation in the meandering
River Endrik. Scottish J Geol., 7: 93-138.
BOERSMA, J. R. (1969). - Internal structure of some tidal
megaripple on a shoal in the Westerschelde estuary,
The Netherlands. Geol. en Miinb., 48: '409-414.
BREMAN (1976)— Paleoecology and systematics of
Cenomanian and Turonian Ostracoda from Guadalajara
and Soria (Central Spain). Including a stratigraphic
Outline. Rev. Esp. Mieropal, 8: 71-122.
BRINKMANN, R. (1931)— Las cadenas Béticas y celtibéricas
del sureste de España. Públic. Extranjeras sobre
Geol. de España. Tomo IV pp 305-434. (Trad. por
Gómez de Llamera de: Betikum und Ke1tiberikum ¡m
Südostspanien Beitr. zur Geol. der west. Mediterrangebiete,
num. 6: Berlín. 1931.
BRINKMAN, R. (1960-62)— "Apercu sur les Chaikes
Iberiques du Nord de VEspagne—. Livre Mem. Prof.
Paul Fallot. Soc. Géol. France. Mém. hors sér. 1:
291-299.
BULL, W.B. (1968).- Alluvial Fans. J Geol. Educ., 16:
101-106.
BULL, W.B. (1972).- Recognition of alluvial-fans deposits
in the stratigraphic record. Spec. Publ. Soe. Econ.
Paleont. Miner. 16: 63-83.
BURKE, K. y DEWEY, J.F. (1973).- "Plume-generated
triple juctions: Key indicators in applying plate tectonics
to old rocks—. Geol. 81: 406-433.
CALDERON, S. (1998)— Existencia del infraliásico en
España y geología fisiográfica de la meseta de Molina
de Aragón. An. R. Soc. Esp. Hist. Nat., 27: 117-206.
CAMPBELL, C. V. (19 76). - Reservoir Geometry of a Fluvial
Sheet Sandstone. Am. Assoc. Petroleum Geologists,
60: 1009-1020.
277

CANEROT, J. (1974)— —Recherches geologiques aux
confins des Chaines Iberique et Catalane (Espagne)-.
These Sciences, Toulouse, ENADIMSA, Trabajos tesis.
520pp-
CANEROT, J. y SOUQUET, P. (1972).- Le facies "Utrillas"
Distinction du Wealdien et place dans la phase
d'épandages -
terrigénes albocenomaniens. CR. Acad.
Sc. París, 275, Série D: 527-530.
CANT, D.J. y WALKER, B. G. (19 76). - Development of a
braided—fluvial facies model for the Devonian Battery
Point Sandstone, Quebec. Can. J Earth Sci., 13:-
102-119.
CAPOTE, R. (1978)— Tectónica española. En: Seminario
sobre criterios sismicos para instalaciones nucleares y
obras públicas. Madrid, 29 y 30 de Marzo de 1978.
Asociación Española de Ingeniería Sismica: 1-30.
CAPOTE, R. y CARRO, A. (19 70). - Contribución al con
o c imien to de la región del NE de la Sierra de A lto m ira
(Guadalajara). Estudios geoL, 26: 1-16.
CAPOTE, R. y VEGAS, R. (1979)— Sismicidad intraplaca
y evolución geotectónica en la mitad oriental de
la Península Ibérica. Com. III Asamb1 Nac. de
Geodesia y Geofisica. Madrid.
CLIFTON, H.E. (1973)— Pebble segregation and bed lenticulary
in wave-worked versus alluvial gravel. Sedimentolog.y,
20: 1 73 -18 7.
COLLINSON, J.D. (1970)— Bedforms of the Tana River,
NorwaY. Geograf Ann., 52-A: 31-56.
COMAS RENGIFO, M.J. GOY, A. y PEREZ, A.
(1975)— Identificación del Cretácico Inferior en
facies Weald en la región comprendida entre Canales
del Ducado y la Fuentesaviñán (Prov. de Guadalajara).
Estudiosgeol., 31: 369-373.
COMAS-RENGIFO, M.J. y GOY, A. (1975)— Estratigrafla
y Paleontología del Jurásico de Ribarredonda
(Guadalajara). EstudiosgeoL, 31: 297-339.
CONCIJA de la, S. (1962)— Nuevos yacimientos fosilíferos
del Oligoceno lacustre de la provincia de
Guadalajara. Not. y Com. Inst. GeoL Min. de España,
67: 159-162.
278

CRUSAFONT, M.; MELENDEZ, B. y TRUYOLS
(1960).- El yacimiento de vertebrados de Huérmeces
del Cerro (Guadalajara). Estudios geol., 16: 243-254.
CUTANDA PERALES, J. (1960).- El terciario continental
de Villaseca de Henares. Cuad. Geol. Ibética., 1:
77-115.
DIAZ MOLINA, M. (1974)— "Síntesis estratigráfica preliminar
de la serie terciaria de los alrededores de
Carrascosa del Campo (Cuenca)". Estudios geol. 30:
63-67.
DIAZ MOLINA, M. y LOPEZ MARTINEZ, N.
(1979)— El Terciario continental de la Depresión Intermedia
(Cuenca). Bioestratigrafla y paleogeografla.
Estudiosgeol., 35: 149-167.
DOUBINGER, J.; ADLOFF, M. C.; RAMOS, A.; SOPEÑA,
A. y HERNANDO, S. (1978).- "Primeros estudiospalinológicos
en el Pérmico y Triásico de la Cordillera
Ibérica y bordes del Sistema CentraU. Palinología,
núm. estr., 1- 27-33.
ESTEBAN, M. (1972)— Presencia de caliche fósil en la
base de Eoceno de los Catalánides provincias de
Tarragona y Barcelona. Acta. Geol. Hispanica. 7 (6):
164-168.
FISCHER, R V. (1961)— Proposed classification of volcaniclastic
sediments and rocks. GeoL Soc. Amer. Bull.
72:1409-1414.
FRANZEN, J.L. (1968).- Revision der Cattung Palaeotherium
(Perissodactyla, Mammalia) A. Ludwigs UniversitdtFreiburg.
These. 1-181.
FREEMAN, T. (1972).- Sedimentology and dolomitization
of Muschelkak carbonates (Triassic) Iberian range
Spain. Amer. Assoc. of Petroleum GeoL Bull., 56:
434-453.
FREYTET, P. (1971).- Paléosols résiduels, et paléosols
alluviaux hydromorphes associés aux dépótsfluviatiles
dans le Crétacé supérieur et VErocéne basal du Languedoc.
Rev. Géog. Phys. et Géol. Dynam., 13: 245-268.
FLOQUET, M. (1978).- Nouvelle interpretation de la
serie du Pico Frentes (Prov. de Soria, Espagne). Réfé-
279

ence pour le Crétacé supérieur des Chaikes Iberiques
Septentrionales. CR. Acad. Sc. París, 286, Ser. D.,
311-314.
GALLOWAY, W.E. (1975).- Process framework for
describing the morpliologic and stratigraphic evolution
of deltaic depositional systems. In: Deltas, Models for
Exploration (Ed. by M.L. Broussard),: 87-98. Houston
Geological Society, Houston.
GARCIA QUINTANA, A. (1977)— jurásico terminal y
Cretácico inferior en la Región Central de la Provincia
de Valencia y Noreste de la Provincia de Albacete.
Seminarios de Estratigr., Ser. Mon., 1: 334 págs.
GARCIA PALACIOS, M.C. y LUCAS, J. (1977).- Le
bassin triassique de la branche castellane de la Chaffle
Iberique. II. Geochimie. Cuad. Geol. Ibérica, 4:
355-368.
GARRIDO, A. y FILLENA, J. (1977)— El Trías germánico
en España: Paleogeografla y estudio secuencial.
Cuad. Geol. Ibérica 4:37-56.
GINER, J. y BARNOLAS, A. (in litt).- Las construcciones
arrecifales del jurásico superior de la Sierra de
Albarracín. II Coloquio de estratigrafla y paleogeografía
del jurásico de España. Granada. 19 79.
GOMEZ, J.J. (1979)— El jurásico del Sector Levantino
de la Cordillera Ibérica. Tesis Doctoral. Seminarios de
Estratig., Ser. Mon., 4: 683, págs.
GOMEZ, J.J. y GOY, A. (in litt).- Las unidades litoestratigráficas
del jurásico medio y superior, en facies
carbonatadas del Sector Levantino de la Cordillera
Ibérica. Estudiosgeoló., 35: 569-598.
GOMEZ, J.J.; SANCHEZ DE LA TORRE, L. y RIVAS, P.
(1971)— El jurásico calcáreo de Sot de Chera (Valencia).
Cuad. Geol. Ibérica, 2: 417-424.
GOMEZ FERNANDEZ, J.J. y BABIN FICH, R.B.
(1973)— "Evidencia de tres generaciones de pliegues
en el anticlinal de Sot. (Cordillera Ibérica prov. de Valencia)
". Estudios geol. 29: 381-388.
GO Y, A., GOMEZ, J.J. y YEBENES, A. (19 76). - El jurásico
de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica
280

(mitad Norte). L Unidades litoestratígráficas. Estudios
geol., 32: 391-423.
GUSTAVSON, T.C. (1978)— Bedformsandstratification
types of modern gravel meander lobes, Nueces River,
Texas. Sedimentology, 25: 401-426.
LIARDIE, L.A.; SMOOT, 1.P. y EUGSTER, H.P.
(1978).- Saline lakes and their deposits: a sedimentological
approach. Spec. Publís. int. Ass. Sediment. 2:
7-41.
HERNANDO, S. (19 73). - El Pérmico de la región A tienza
Somolinos (Provincia de Guadalajara). Bol. Inst.
Geol. Mín. España, 84 (4): 231-235.
HERNANDO, S. (1977).- Pérmico y Triásico de la región
Ayllón-Atienza (Provincias de Segovia, Soria y Guadalajara).
Seminarios Estratig. Ser. Mon. 2: 408 Págs.
HEWARD, A.P. (1978).- Alluvial fan sequence and mega-sequence
models: with examples from Westphalian
D Stephanían B coalfield, northern Spain. In: Fluvial
sedimentology Ed. by A.D. Miall. Can. Soe. of Petrol.
GeoL 5: 669-702.
HOFFMAN, P. (1973)— Evolution of an early Proterozoic
continental margin: the Coronation geosyncline
and associated aulacogens of the northwertern canadían
shield. PhY. Trans. R. Soe. Sond. A 273:
547-581.
HOFFMAN, P.; DEWEY, J.F. y BURKLE, K.
(1974)— "Aulacogens and their genetic relation to
geosynclínes with a Proterozoic example from Great
Slave Lake, Canada " In Dot, R.H. & Siever, R.D. eds.
Modern and Ancient Geosynclinal Sedimentation. Soe.
Econ. Paleontologists Mineralogists, Spec. Pub. 19:
38-55.
HOOKE, R. (1967)— Processes on arid-region alluvial
fans. J GeoL, 75: 438-460.
HOUTEN, F.B. VAN (1964)— Cyclic lacustrine sedimentation,
Upper Triassic Lockatong Formation, Central
New jersey and adjacent Pennsylvania. In: Symposium
on Cyclic Sedimentation (Ed. by D.F. Merríam), pp.
495-531. Bulí. geol. Surv. Kansas. 169: 2.2.1, 4.3.3,
Fig. 4.10.4.11.
281

JACKSON, R.G. (1976a).- Large escale ripples of the
Lower Wabash River. Sedinientology, 23: 593-623.
JACKSON, R. G. (1976b).- Depositional model of pointbars
in the Lower Wabash River. J Sediment. Petrol-
46: 579-594.
JULIVERT, M.; FONTBOTE, J.M.; RIBEIRO, A. y
CONDE, L. (1972-74). Mapa tectónico de la
Peninsula Ibérica y Baleares". IGME.
KLEIN, G. V. (1970).- Depositional and dispersal dynami
cs of i . ntertidal sand bars. Jour. Sediment. Petrol.,
40: 1095-1127.
KLEIN, G. de V. (19 7 7). - Clastic Tidal Facies. CEPCO.
Champaign, Illinois. 149 pp.
LARSEN, V. y STEEL, R. (1978)— The sedimentary history
of debris-flow dominated, Devonian alluvial fan -
a study of textural inversion. Sedimentology, 25 (1):
37-59.
LEEDER, M. (1973)— Sedimentology and Paleogeography
of the Upper Old Bed Sandstone in the Scottish
Border Basin. Scottish J. Geol., 9: 11 7-144.
LOPEZ MARTINEZ, N. (1977)— Revisión sistemática y
biostratigráfica de los lagomorpha (maminalia) del
ATeógeno y Cuaternario de España. Tesis doctoral.
Universidad Complutense de Madrid. Inédito.
LORENZ y NICHOLS (1976).- The permocarboniferous
basin and range province of Europe. An application of
plate tectonics. In: H. Falke (ed.) the Continental
Permian in central, wes and south Europe: 313-342.
LUCAS, J.; GARCIA PALACIOS, M.C.; MARFIL, R. y
PEÑA, J.A. (1977)— Le bassin triassique de la
branche castellane de la chaine Iberique. III Histoire.
Cuad. Geol. Iberica, 4: 369-3 74.
MARFIL, R. (1970)— Estudio petrogenético del Keuper
en el sector meridional de la Cordillera Ibérica. Estudiosgeol.,
26: 113-161.
MARFIL, R. y PEREZ GONZALEZ, A. (1973)— Estudio
de las series rojas pérmicas en el sector Noroccidental
de la Cordillera Ibérica (Región de El Bosque Alto
Tajuña). Est. Geol. 29: 83-98.
282

MARZO, M.; ESTEBAN, M. y POMAR, L. (1974).- Presencia
de un coliche fósil en el Buntsandstein del valle
del Congost (provincia de Barcelona). Acta Geol. Hispánica,
9 (2): 33-36.
MECKEL, L.D. (1973).- Holocen Sand Bodies in the Colorado
Delta Area, Northern Gulf of California in
Deltas, models for exploration. Houston Geol. Soc., p.
239-265.
MELENDEZ-HEVIA, F. (1971-73)— "Estudio geológico
de la Serranía de Cuenca en relación a sus posibilidades
petrolíferas". Tesis Ciencias. Madrid. 245 pp.
MELENDEZ-HE VIA, F.; VILLENA -MORALES, J.; RA-
MIREZ DEL POZO, J.; PORTERO GARCIA, J.M.;
OLI VE DA VO, A.; A S SENS, J. y SANCHEZ SORIA,
P. (1974).- Síntesis del Cretácico de la zona sur de la
Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. I Simp. sobre
el Cretácico de la Cordillera Ibérica, Cuenca, 241-252.
Mc GOWEN, J.H.; GROAT, C.G. (1971).- Van Horn
Sand stone, west Texas: an alluvial jan model for
mineral exploration. Bur. Econ. Geol. 72: 1-57.
MIALL, A.D. (1977).- A review of the braided-river
depositional environments. Earth. Sci. Rey., 13: 1-62.
MOJICA, J. (1977)— Presencia de ooides en el Muschelkalk
inferior y su importancia estratigráfica. Cuad.
Geol. Ibérica, 4: 423-436.
MOJICA y WIEDMANN (1977).- Kreide-Entwick1ung
und Cenomanien (Turonien-Grenze der mittleren Keltiberischen
ketten be¡ Nuevalos (Prov. Zaragoza, Spanien).
Eclogae. Geol. Helv., 70-3: 739-760.
MOODY - STUART, M. (1966f - High - and lowsinuosity
stream depostis, with examples from the
Devonian of Spitsbergen. J Sediment. Petrol., 36:
1102-1117.
NIO, S.D. (1976)— Marine transgressions as a factor in
the formation of sandwave complesces. Geol. en
Miffib., 55:18-40.
OFF, T. (1963).- Rhythmic linear sand bodies caused by
Tidal currents. Bull. Assoc. Petroleum Geologists. 47
(2), 324-337, 339-341.
283

ORE, TH. (1963).- Some criteria for recognition of
braided stream deposits. Contributions to Geology, 3:
1-14.
PARGA, J.R. (1969)— Spütvariszische Bruchsysteme ¡m
Hesperischen Massiv. Geol. Bundschan 59: 323-336.
PEÑA, J.A. de la (1972)— Estudio petrogenético del Muschelkalk
de la Cordillera Ibérica. Estudios geol 28:
219-266.
PEÑA, J.A. de la y YEBENES, A. (1977)— Procesos diagenéticos
en las rocas carbonáticas del Muschelkalk de
la Cordillera Ibérica. Cuad. Geol. Ibérica, 4: 43 7-446.
PEREZ GONZALEZ, A. (1971)— Tertiary and Quaternary
of the Plateau of New Castilla. Amer. Geol. Inst.
Tenth. Inter. Field. Inst., 225-291.
POTTER, P.E. (1967)— Sand bodies and sedimentary environments:
a review. Am. Ass. Petroleum GeoL Bulí.,
51: 33 7-365.
PUIGDEFABREGAS, C. (1973).- Miocene point-bar in
the Ebro Basin, Northern Spain. Sedimentology, 20:
133-144.
RAAF, J.F.M. DE, y BOERSMA, J.R. (1971)— Tidal
deposits and their sedimentary structures. GeoL en
Miinb, 50: 479-504.
RAMOS, A.; DOUBINGER, J. y VIRGILI, C.
(1976).- -El Pérmico inferior de Rillo de Gallo (Guadalajara)"
Acta Geol. Hispánica., 11 (3): 65-70.
RAMOS, A. (1973)— "Estratigrafía delPérmico, Triásico
y Cretácico de los alrededores del Embalse de Pálmac
es " Tesis de Licenciatura. Universidad Complutense
de Madrid. * Ined.
RAMOS, A. (1979)— Estratigrafía y paleogeografía del
Pérmico y Triásico al oeste de Molina de Aragón (prov.
de Guadalajara). Seminarios Estratigrafía. Serie monografías.
6: 1-313.
RAMOS, A. y SOPEÑA, A. (19 76). - Estratigrafía del Pérmico
y Triásico en el sector Tamajón-Pálmaces de
Jadraque (Guadalajara). Estudios geoL, 32: 61- 76.
RAMOS, A. y DOUBINGER, J. (1979)— Découverte
d'une microflore thuringienne dans le Buntsandstein de
284

la Cordillera Ibérique (Espagne). C.R. Acad. Sc. Paris.,
289 (D): 525-528.
RAMIREZ DEL POZO y MELENDEZ-LIEVIA
(1972)— Nuevos datos sobre el Cretácico inferior en
facies "Weald" de la Serranía de Cuenca. Bol. Geol. y
Min., 83: 569-581.
REINECK, ILE. y SINGH, LB. (1973).- Depositional
Sedimentary Environments. Springer-Velag. Berlín.
439pp.
REINECK, ILE. (1975).- "German north sea Tidal
Flats " In: Tidal Deposits, GINS-BURG, R.N. Ed.,
Springer- - Verlag. 5-12.
RIBA, 0. (1959)— Estudio geológico de la Sierra de Albarrac
in. Monografía. CS.LC., 16:1-283.
RIBA, 0. y RIOS, J.M. (1960-62).- Observation sur la
structure du secteur sudouest de la Chaffie Ibérique
(Espagne). Livre Mém. P. Fallot. Mem. Soc. Geol, Fr,
1: 257-290.
RITCHER, G. y TEICHMULLER, R. (1933)— —Die Ent
wick1ung der Kettiberischen Ketten". Abh. Gesell.
W¡ss. Góttingen, Mat. Phys K1 3, 7, 118 p.
RIZZINI, A. (1975).- "Sedimentary sequences of Lower
Devonian sediments (Uan Caza Formation) south
Túnis¡a". In: Tidal Deposits, GINSBURG, R.N. Ed.,
Springer-Verlag. 187-195.
ROSELL, J.; OBRADOR, A. y MERCADAL, B.
(1976).- Las facies conglomeráticas del Mioceno de la
isla de Menorca. Bol. Inst. Geol. Min. de España. 55:
221-245.
ROYO y GOMEZ, J. (1922).- El Mioceno continental
ibérico y su fauna malacológica. Comis. Invest.
Paleont. y Prehist., 30: 7-223. Madrid.
ROYO y GOMEZ, J. (1926a).- Sur la présence de mames
et de gypse paléogéne dans le haut bassin du Tage.
Extrait du C R. Somm. Soc. Geol. France., 8: 71- 74.
ROYO y GOMEZ, J. (1926b).- Tectónica del terciario
continental ibérico. Bol. R. Soc. Española Hist. Nat.
47: 129-168. Madrid.
ROYO y GOMEZ, J. (1927)— Geología y Paleontología
285

del terciario situado al N. de Guadalajara. Bol. R. Soc.
Española Hist. Nat., 27: 120-136. Madrid.
R US T, B. R. (19 79). - Coarse A lluvial Deposits. In: Facies
Models. Ed. by R. Walker. Geoscience Canada. Reprint
Series 1: 9-21.
SACHER, L. (1966).- Stratigraphie und Tektonick der
Nor westlichen Hesperischen Ketten be¡ Molina de Aragón
(Spanien) Teil 1. Stratigraphie (Palaozoikum). N.J
Geol. und Palaont. 124 (2): 151-16 7.
SAEFTEL, H. (1961)— Paleogeografía del Albense en las
cadenas celtibéricas de España. Not. y Com. Inst. Geol.
Min. de España, 63: 163-191.
SANCHEZ DE LA TORRE, L. (1963)— El borde Mioceno
en Arcos de jalón. Estudios geol., 19: 109-136.
SANCHEZ DE LA TORRE, L. y AGUEDA, J.A.
(1970). - Paleogeografía del Triásico en el sector occidental
de la Cordillera Ibérica. Estudios geol., 26:
423-430.
SAWKI.VS, F.J. (1976)— Metal deposits related to intracontinental
hot-spots and rifting enviroments. J Geal.,
84: 653-671.
SCHLUGER, P.R. (1973).- Stratigraphy and sedimentary
environments of the Devonían Perry Formation, New
Brunswick, Canda, and Maíne, U.S.A. Geol. Soe. of
Am. Bulí. 84: 2533-2548.
SCHUMM, S.A. (19 7 7). - - The Fluvial System. jh on Wiley
& Sons. New- York, London. 338 pp.
SENGOR, A.M.C.; BURKE, K. y DEWEY, J.F.
(1978)— "Prifts at High angles to orogenic belts: test
for their origin and the tIpper Rhine Graben as an
example" Am. Jou. of Science. 278: 24-40.
SHAERMAN,D.J. (1966)— Orgin of marine evaporites
by diagenesis. Inst. Mining Met., Trans., 75: 208-215.
SHEARMAN, Dj. (1971)— Marin evaporites, the calcium
sulphate facies. A.S.P.G. Seminar. University of Caígary.
65 pp.
SCHRODER, E. (1930).- Das Grenzgebiet von Guadarrama
und Hesperischen Ketten (Zentralspanien). Abh. d.
Ges. d. Wiss. Gottingen, Math. Phys. K]. N.F., 16:
119-180.
286

SCHRODER, E. (1948)— La zona limítrofe del Guadarrama
y las Cadenas Hespéricas. Publ. extr. sobre Geol. de
Esp., 4: 235-294.
SMITH, N.D. (1971)— Transverse bars and braiding in the
Lower Platte River, Nebraska. Geol. Soe Am. Bull.,
82:3407-3420.
SMITH, N.D. (1972).- Some sedimentological aspects of
planar cross-stratification in a sandy braided river. J
Sediment. Petrol., 42: 624-634.
SMITH, N.D. (1978).- Some comments on terminology
forbars in shallow rivers. 85-88. in Fluvial Sedimentology.
Canadian Society of Petroleum Geologists, 5:
1-8589.
STRAATEN, L.M.J.U. Van. (1954)— Composition and
structure of Recent marine sediments in the netherlands.
Le¡dse. geol. Meded., 19: 1-110.
SOPEÑA, A. (1979).- Estratigrafla del Pérmico y Triásico
del noroeste de la provincia de Guadalajara.
Seminarios de Estratigr. Ser. Mon., 5, 329 págs.
SOPEÑA, A.; DOUBINGER, J. y VIRGILI, C.
(1974)— -El Pérmico inferior de Tamaj6n, Retiendas,
Valdesotos y Tortuero (borde S. del Sistema Central) ".
Tecniterrae, 1: 8-16.
SOPEÑA, A.; FEYS, R.; RAMOS, A. y VIRGILI, C.
(19 77a). - "Estheria tenella en el Pérmico de Pálmaces
de jadraque " Cuad. Geol. Ibérica, 4: 13 5- 144.
SOPEÑA, A.; VIRGILI, C.; HERNANDO, S. y RAMOS,
A. (1977b): "Pérmico continental en España- Cuad.
GeoL Ibérica, 4: 11-34.
SOPEÑA, A. (1979).- Estratigrafía del Pérmico y Triásico
del Noroeste de la provincia de Guadalajara.
Seminarios Estratig. Ser. Mon. 5: 1-329.
STELL, R.J. (1976).- Devonian basins of Western
Norway. Sedimentary response to tectonismand to
varying tectonic context. Tectonophysics, 36:
207-224.
STELL, R.J. & WILSON, A.C. (1975).- Sedimentation
and tectonism (Permo-Triassic) on the margin of the
North Minch Basin, Lewis. J geol. Soc. London, 131:
183-202.
287

STEEL, R.J.; MAEHLE, S.; NILSEN, H.; ROE, S.L. y
SPINNANGR, A. (1977).- "Coarsening-upward
cycles in the alluvium of Homelen Basin (Devonian)
Norway: Sedimentary response to tectonic events".
Geol. Soe. of Am. Bull. 88: 1124-1134.
STILLE, M. (1931)— "Die Ke1tiberische Scheitelung"
Nachr. Tes. W¡ss. Góningen. Mat.-Physke. BoL, 4..'
H] 0: 157pp.
SUNDBORG, A. (1956).- The river klarúlven: a study of
fluvial processes. Geograph. Ann., 38: 125-316.
TILL, R. (1978)— "Arid Shorelines and Evaporites7 In:
Sedimentary Environments and Facies, H.G.
READING Ed. Blackwell Scientific Publications.
178-206.
TORRUBIA, PJ (1754).- Aparato para la historia natural
española. T. 1, 204 págs. Madrid.
TRICALINOS, J. (1928)— Untersuchungen uber den Ban
der Ke1tiberischen Ketten der nordostlichen Spanien.
Zeiteder. Deutsch. Geol, Gestell, SO: 409-482.
VAN DEN BERG, J.H. (1980).- Field course guidabook
on the SW netherlands. Comparative Sedimentology
Division. Ri¡kauniversiteit Utrecht. 67pp.
VEGAS, R. (1975)— Wrench (transcurrent) fault system
of the South-Western Iberian Peninsula, paleographic
and morphostructural implications. Geol. Rundschan,
64: 266-278.
VERNEUIL, E. DE Y COLLOM, E. (1853).- Itineraire
geognostique dans le SE de l`Espagne. Bull. Soc. Geol.
France, (2), 10: s. 61.
VIALLARD, P. (1969).- Le Neocrétacé de la Chaine
Iberique castillane au SW de la Serranía de Cuenca.
C.R. Somm Soc. Géol. France, 6: 211-212.
VIALLARD, P. (1973)— Recherches sur le cycle alpin
dans la chaine Ibérique sud-occiden tale. Tesis. Doct.
Sc. Univ. Paul Sabatier, Toulouse. 445 p.
VILAS MINONDO, L.; PEREZ GONZALEZ, A.
(1971)— Contribuci¿n al conocimiento de las series
continentales de la mesa manchega (Cuenca). Bol. R.
Soc. Española Hist. Nat. (Geol.), 69: 103-114.
288

VILLENA, J. (1968).- "Nota acerca de un cabalgamiento
en la región de Tierzo-Teroleja (provincia de Guadatajara)
" Act. Geol. Hispánica, 2 (1): 81-86.
VILLENA, J. (1971).- "Estudio geológico de un sector
de la Cordillera Ibérica comprendido entre Molina de
Aragón y Monreal (provincias de Guadalajara y Teruel).
Tesis. Ciencias, Granada 290 págs.
VILLENA, J.; RAMIREZ DEL POZO, J.; LINARE, A. y
RIBA, 0. (1971)— Características estratigráficas del
Jurásico de la región de Molina de Aragón. (Zona comprendida
entre Monreal del Campo y Zaorejas). Cuad.
Geol. Ibérica, 2, 345-354.
VILLENA, J. y RAMIREZ, J. (1974).- Estratigrafia del
Cretácico de la región de Molina de Aragón. I. Simp.
Cretácico Cord. Ibérica, 170-188.
VIRGILI, C. (1954)— —Algunas consideraciones sobre el
trazado de las costas españolas durante el Triásico ". R.
Soc. Esp. Hist. Nat. Tomo homenaje al Prof. E. Hernández-Pacheco,
697-716.
VIRGILI, C. (1958)— "El Triásico de las Catalánides-
Bol. Inst. Geol. Min. de España, 69: 1-856.
VIRGILI, C. (1977).- Le Trias du Nord de I`Espagne.
Bull. B.R.G.M., 4 (3): 205-213.
VIRGILI, C.; HERNANDO, S.; RAMOS, A. y SOPEÑA,
A. (1973)— Nota previa sobre el Pérmico de la Cordillera
Ibérica y bordes del Sistema Central. Acta Geol.
Hispánica, 8 (3): 73-80.
VIRGILI, C.; SOPEÑA, A.; RAMOS, A. y HERNANDO,
S. (1977)— Problemas de la cronoestratigrafía del
Trías en España ". Cuad. Geol. Ibérica, 4: 5 7- 88.
VIEDMANN, J. (1 964). - Le Crétacé supérieur de VEspagne
et du Portugal et ses céphalopodes. Estudios geol.,
20: 107-148.
WIEDMANN, (1975).- Subdivisiones y precisiones bioestratigráficas
en el Cretácico superior de las Cadenas
Celtibéricas. Actas I Symp. sobre el Cretácico de la
Cordillera Ibérica. Cuenca 1974, 135-153.
WILLIAMS, P.E. y RUST, B.R. (1969).- Thesedimentology
of a braided river. J. Sediment. PetroL, 39:
649-679.
289

WILSON, J.L. (1975).- Carbonate Facies on Geologic
History. Springer - Verlag, Berlín. 4 71 pp.
YALING, M.S. (1972)— Alechanics of Sedíment Transport.
Pergamón Press Oxford, 290 pp.
YEBENES, A.; GOY, A. y COMAS-RENGIFO, M.S.
(1978).- El Lías en el sector septentrional de la Rama
Castellana de la Cordillera Ibérica. Grupo Esp. Mesozoico,
jurásico Cordillera Ibérica. (Extr. guía excursiones).
29 pp.
YEBENES, A. (1973).- Estudio petrogenético de las
"Carniolas- de la Cordillera Ibérica. Tesis de
licenciatura, Univ. Complutense. Madrid. 118págs.
290

1
MAPA
ESTRUCTURAL
715-1
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ESQUEMA
TECTONICO
A-2
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FIGURA 12-9