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III.2.4.3. El valle del río Cerezuelo - Universidad complutense de madrid

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III.2.4.3. El valle del río Cerezuelo 

 

Este valle abierto se extiende desde Cerezo de Arriba hasta que el Cerezuelo confluye con 

el río del Puerto a la altura de Duruelo, conformando el río que a partir de entonces recibe el 

nombre de Duratón. Su longitud es de aproximadamente 9,2 km, descendiendo 120 m -desde 

los 1097 hasta los 977 m-, lo que supone una pendiente media de 1,30%, y dentro de él 

pueden diferenciarse dos tramos: en el primero, de unos 3,8 km, el trazado del eje fluvial 

presenta un rumbo ENE-WSW y la pendiente media del canal es mayor (2,01%), discurriendo 

paralelo al importante cabalgamiento de Prádena; y en el segundo, de 5,4 km, el río adopta 

una dirección SE-NW, alejándose progresivamente de la línea de falla y circulando en un 

canal con una pendiente media mas baja (0,77%).  

 

Desde un punto de vista morfolitológico, el valle se ha excavado sobre “unidades o facies 

conglomeráticas y arenoso-conglomeráticas” integradas por formaciones con grandes bloques 

de gneis -que aparecen en las proximidades de Cerezo de Abajo y hacia el NW, en los 

alrededores de Mansilla y Duruelo- que pasan lateralmente a formaciones areno-arcillosas con 

lechos de conglomerados menos potentes y compuestos por fragmentos de menor tamaño. 

Solamente un corto tramo inicial del valle en torno a Cerezo de Arriba se aprecia una mayor 

complejidad litológica y estructural, debido a la proximidad y el paralelismo al citado 

cabalgamiento septentrional de la Sierra; en él el río Cerezuelo, aunque comienza su valle 

sobre los materiales miocenos, enseguida se encaja sobre las unidades de conglomerados 

calcáreos del Terciario antiguo y sobre el complejo dolomítico-margoso del cretácico, 

modelándose un valle bastante encajado con los rasgos propios de las “hoces abiertas”. 

 

Aparte de este corto tramo, el valle del Cerezuelo presenta algunas diferencias con el resto 

de los “valles abiertos” de la cuenca sedimentaria, las cuales se aprecian ya en los caracteres 

 

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morfométricos básicos de su sección transversal. La amplitud general de ésta es algo menor, 

oscilando entre los 800 y los 1200 m, y la disimetría no es tan acusada como en los casos 

antes analizados. Probablemente el mayor calibre y la mayor dureza de las facies terciarias en 

las que se modela, así como la propia dirección del valle inicialmente controlada por la 

estructura, ha dificultado el desplazamiento lateral de éste -y consecuentemente el desarrollo 

de la disimetría-, favoreciendo por el contrario su encajamiento vertical. El desigual desarrollo 

de las vertientes sólo comienza a manifestarse a partir del momento en que el valle adopta una 

dirección SE-NW, aunque en ningún momento llega a alcanzar las dimensiones del resto de 

valles abiertos. En todo caso su génesis se traduce, lo mismo que en éstos, en el sucesivo 

abandono de fondos aluviales en la margen izquierda. Y es de destacar que en el tramo inicial 

del valle, que sigue -como se ha dicho- una dirección ENE-SSW, también se ha conservado 

algún nivel aluvial en la margen derecha. 

 

En suma, el río Cerezuelo se ha desplazado hacia el SE en el primer tramo de su valle, 

donde se encuentra condicionado por el accidente tectónico que pone en contacto los 

materiales detríticos de la cuenca con los afloramientos metamórficos de la Sierra; en su 

segundo, de mayor longitud que el anterior, el río se ha desplazado hacia el N y NE. En 

ambos el modelado de una de las laderas ha evolucionado predominantemente en relación con 

la dinámica fluvial -en especial la ladera izquierda desde Cerezo de Abajo hasta Duruelo-, 

mientras que el de la otra se debe principalmente a los propios procesos de dinámica de 

vertientes. 

 

 

III.2.4.3.1. El modelado de la margen izquierda del valle del Cerezuelo 

 

Como se ha señalado, en el tramo inicial del valle (entre los pueblos de Cerezo de 

Arriba y Cerezo de Abajo), las laderas de la margen izquierda incluso son más cortas que 

las de la derecha, no superando los 300 m de ancho, y se resuelven en un fuerte talud que 

alcanza los 40 metros de desnivel y está modelado principalmente sobre unidades 

deformadas de conglomerados calcáreos paleógenos, culminadas por facies de grandes 

bloques de gneis miocenas. Sin embargo, a partir de Cerezo de Abajo estas laderas, 

orientadas al N y NE, presentan una mayor extensión, que suele oscilar entre 500 y 800 m, 

y se caracterizan por presentar en su parte inferior una serie de nítidas rupturas de 

pendiente. El levantamiento de una serie de perfiles detallados permite diferenciar en ellas 

varios elementos morfológicos: comienzan en algún cerro o loma miocena, continúan con 

suaves glacis de pendiente inferior a los 5º, que presentan un recubrimiento superficial 

constituido por una elevada proporción de cantos metamórficos y abundantes arenas y 

gravas arcósicas, y terminan en un sistema de replanos escalonados. Estos replanos o 

rellanos, de reducida extensión (no superior a 150 m), presentan en superficie una gran 

cantidad de cantos y bloques de cuarzo y cuarcita, con pátina anaranjada y marcado 

desgaste, y están separados por taludes de perfil rectilíneo. Concretamente, se han podido 

 

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distinguir con claridad al menos tres niveles, que pueden asimilarse a antiguos fondos de 

valle del río Cerezuelo, situados a +40 m, +12-15 m y +3-5 m; más dudoso es otro colgado 

a +30-32 m (Fig. III.53).  

 

 

Fig. III.53. Perfiles transversales al valle abierto del Cerezuelo en el tramo de Cerezo de Abajo y la confluencia 

con el Duratón. 1. Grandes bloques de gneis; 2. Arenas arcósicas, arcillas y conglomerados (facies de Sotillo-

Duruelo); 3. Glacis de enlace de los niveles de terrazas; 4. Glacis de laderas (nivel superior); 5. Glacis de ladera 

(nivel inferior que enlaza con lo fondos aluviales); 6. Terrazas aluviales altas; 7. Terrazas aluviales medias; 8. 

Terrazas aluviales bajas; 9. Fondos aluviales. 

 

Este conjunto de terrazas, menos desarrollado que en los otros valles abiertos, presenta 

como rasgos más singulares unos bordes claros y nítidos, que están en relación, de una 

parte, con saltos o desniveles acusados (entre 7 y 8 m o a veces 25 m cuando desaparece el 

nivel de +30-32 m), y, de otra, con la proximidad de los sucesivos niveles. De hecho la 

extensión de la parte de la ladera ocupada por los replanos aluviales no sobrepasa los 500 

m, aunque hay que tener en cuenta que en esta margen izquierda el más elevado de ellos se 

corresponde con la terraza +40 m, no conservándose por tanto en el valle del Cerezuelo los 

niveles más altos que sí se reconocen en el resto de valles abiertos. Ello indicaría que el 

este río ha tenido mayores dificultades para migrar lateralmente (y lo ha hecho más tarde) 

 

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posiblemente por la mayor dureza de los afloramientos miocenos en los que se ha 

encajado. 

 

Los importantes desniveles existentes entre los aterrazamientos se salvan -como se ha 

dicho- mediante perfiles rectilíneos asimilables a taludes labrados en las “facies 

conglomeráticas y areno-conglomeráticas miocenas”, con pendientes de 10º por término 

medio, aunque localmente pueden ser significativamente más altas. Así, por ejemplo, entre 

Cerezo de Abajo y Mansilla, se puede observar, a la izquierda de la carretera C-112, un 

fuerte talud con pendientes entre 15 y 20º que enlaza con la terraza de +40 m. También la 

propia divagación del lecho fluvial actual aproximándose a una u otra orilla ha ocasionado 

por zapa lateral la presencia de bordes nítidos de las terrazas. Debido a ello aguas abajo de 

Mansilla, donde el río Cerezuelo discurre adosado a la margen izquierda, se desarrolla un 

fuerte escarpe labrado sobre afloramientos miocenos y culminado por el depósito (de 1 m 

de espesor) de la terraza de +12 m.  

 

La presencia de estos taludes donde aflora el sustrato y se observa el reducido espesor 

del recubrimiento aluvial, permite asegurar que la disposición de este pequeño conjunto de 

terrazas es escalonada. Se trata, por otro lado, de niveles de reducidas dimensiones, los más 

elevados de los cuales (+40 y +30-32 m) aparecen como pequeñas áreas aplanadas 

discontinuas y rotas por barrancos transversales, cuya amplitud y desarrollo longitudinal 

nunca supera los 150 m, mientras que los más bajos (+12-15 m y +3-5 m), aunque su 

amplitud es también escasa, presentan una mayor continuidad longitudinal. Este es el caso 

de la terraza +12-15 m por la que, al NW de Mansilla, transita la carretera C-112 durante 

más de 1000 m. 

 

 

III.2.4.3.2. El modelado de la margen derecha del valle del Cerezuelo 

 

Las características morfométricas y morfológicas de las laderas de la margen derecha de 

este valle son aparentemente algo más sencillas. Su modelado responde fundamentalmente a 

procesos de dinámica de vertientes, aunque también la dinámica fluvial parece haber jugado 

un papel importante. En el tramo localizado entre los dos Cerezos, que sigue una dirección 

NE-SW, las laderas, expuestas al S, presentan un desarrollo de 400-600 m y un desnivel entre 

70 y 75 m, mientras que desde Cerezo de Abajo hasta la confluencia con el Duratón, en 

Duruelo, éstas tienen una anchura algo menor, en torno a los 400 m, y el encajamiento oscila 

entre 50 y 60 m.  

 

El resultado de los perfiles topográficos realizados puede resumirse diciendo que, desde el 

punto de vista morfométrico (Fig. III.53) , estas laderas muestran genéricamente una sección 

convexa en su arranque, rectilínea en su parte intermedia y cóncava en su parte final, donde 

suele enlazar con el fondo aluvial o con algún nivel de terraza, siendo estas características 

 

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similares a las de la ladera del valle del Duratón entre Sotillo y Duruelo. Este perfil se 

corresponde morfológicamente con un glacis de ladera o glacis mixto erosivo-acumulativo, 

que arranca de las estrechas y alomadas superficies miocenas culminantes a través de una 

convexidad cimera donde la pendiente es de 8-10, que se modela sobre el sustrato rocoso in 

situ y presenta un recubrimiento de cantos y abundantes gravas y arenas. A continuación el 

tramo rectilíneo, de acusada pendiente (entre 18 y 25º), presenta el mismo recubrimiento 

superficial: al principio es una fina película que va incrementando su espesor a medida que se 

desciende. Finalmente, el tramo cóncavo de pendiente inferior a 5º, que constituye la parte 

inferior de la ladera puede definirse como un glacis propiamente detrítico, ya que está 

formado por un depósito procedente de la erosión de la parte superior de la ladera por la 

reptación y la arroyada. Este modelado presenta un apreciable desarrollo tanto lateral como 

transversal y sus componentes están más o menos estabilizados por la vegetación; solamente 

es interrumpido por la presencia de pequeños regueros y, sobre todo, de algunos barrancos a 

cuya salida se forman conos de deyección que descansan sobre las terrazas bajas.  

 

  Foto III.79. Perfil típico de las laderas de la margen derecha del valle del Cerezuelo 

 

En detalle, dentro de algunos sectores de la parte inferior de estas vertientes se aprecia la 

presencia de varias rupturas de pendiente, que las desdoblan en varias inflexiones convexo-

cóncavas, como puede observarse a ambos lados de la Autovía A-1, y parecen estar 

relacionadas con diversas fases de encajamiento del río; se trata de estrechos rellanos, que 

suelen quedar colgados a alturas asimilables a las de alguno de los niveles aluviales antes 

descritos y en cuya superficie aparecen cantos de cuarzo con rasgos sedimentológicos 

claramente fluviales. También, en ocasiones en la parte superior se dibuja alguna inflexión 

convexo-cóncava antes de que comiencen propiamente las laderas, como puede observarse 

frente a Mansilla; esta ruptura de pendiente queda colgada respecto al cauce del río en torno a 

+40 m, con lo que bien pudiera relacionarse con el nivel de terraza situado a la misma altura 

relativa en la margen opuesta.  

 

Por otro lado, la práctica totalidad de la ladera derecha del valle entre Cerezo de Arriba y 

Cerezo de Abajo está culminada por una superficie aplanada y ligeramente inclinada en la 

misma dirección del valle, que tiene un desarrollo longitudinal de unos 2,5 km y muestra en 

 

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superficie un profuso canturral de cuarzos de colores anaranjados cuyas características 

litológicas son análogas a las de la raña. De hecho, este extenso afloramiento detrítico ha sido 

cartografiado e interpretado como una segunda generación de la raña (ITGME, 1993). Sin 

embargo la disposición longitudinal de esta superficie, enmarcando al valle del Cerezuelo e 

inclinándose en el mismo sentido que él, difiere de la de la raña, cuyos ápices y partes distales 

presentan una dirección general SE-NW. Por lo que se refiere a los rasgos sedimentológicos 

de su depósito, también son muy semejantes -como luego se verá- al de las terrazas más altas 

del Duratón y del Serrano. Teniendo en cuenta todo esto, así como su altura relativa respecto 

al río Cerezuelo (+70-75 m), esta superficie pedregosa puede interpretarse como una terraza 

de este río, correlacionable con los niveles más altos reconocidos en el área, cuyo 

sedimentación representaría una primera removilización, efectuada ya por cursos de agua de 

los materiales de la raña. 

 

  Fig. III.54. Perfil transversal al valle abierto del Cerezuelo en el tramo de Cerezo de Arriba. 1. Gneises; 2. 

Dolomías y margas; 3. Conglomerados calcáreos y arcillas; 4. Grandes bloques de gneis; 5. Lutitas rojas y 

conglomerados (facies de Castillejo-Soto); 6. Terrazas aluviales altas; 7. Glacis de laderas (nivel superior); 8. 

Glacis de ladera (nivel inferior que enlaza con lo fondos aluviales) 

 

También se observa a lo largo del valle del Cerezuelo -en especial desde las cercanías de 

Cerezo de Abajo hasta su confluencia con el Duratón- cómo el glacis detrítico termina 

descansando sobre un nivel de terraza situado a +3-5 m. Dicho nivel solamente se ve truncado 

en los alrededores de la población citada como consecuencia del desplazamiento del cauce del 

río hacia su orilla derecha; la acción de zapa relacionada con éste ha generado un buen corte 

donde se aprecia el espesor y la composición litológica y sedimentológica de la formación 

coluvial del glacis de ladera, del depósito de la terraza baja e incluso del propio sustrato 

rocoso. La formación de ladera presenta un espesor de aproximadamente 2 m y está 

compuesta por finos lechos arcillo-arenosos que engloban de forma dispersa gravas y cantos 

de pequeño calibre; el depósito aluvial, por su parte, tiene un espesor de 70 cm y está 

constituido por cantos y bloques cuarcíticos y metamórficos embutidos en una matriz arenosa, 

sobre los que descansa una capa de 20 cm formada por limos y arena fina; finalmente, el 

sustrato sobre el que el río Cerezuelo está ligeramente encajado, pertenece a la facies miocena 

caracterizada por la presencia de “grandes bloques de gneis”. 

 

 

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El hecho de que normalmente el glacis detrítico enlace e incluso fosilice una terraza tan 

baja como la de +3-5 m parece indicar un encajamiento muy reciente de este río. Y la 

persistencia de éste tipo de dinámica se ve confirmada por el afloramiento del sustrato 

mioceno en los márgenes de su lecho actual. 

 

 

III.2.4.3.3. El fondo del valle del río Cerezuelo 

 

El fondo del valle del Cerezuelo está ocupado por un llano aluvial cuya amplitud es 

diferente según el tramo: entre Cerezo de Arriba y Cerezo de Abajo es relativamente 

estrecho, pues tan sólo tiene entre 50 y 100 m de ancho, mientras que aguas abajo de esta 

última localidad oscila entre los 200 y 300 m. Está generalmente constituido por un 

depósito de espesor métrico de gravas, cantos y bloques de cuarzo y cantos metamórficos 

envueltos en una abundante matriz arenosa. 

 

El rasgo más significativo de esta franja aluvial de fondo es que el canal actual está 

nítidamente encajado en ella y con mucha frecuencia está colgada sobre él a +3 y 5 m, 

constituyendo en realidad -como se ha explicado- la terraza más baja del río. Y, al igual que 

ocurre con el fondo del valle del Duratón, como consecuencia de este encajamiento la 

corriente de agua discurre en algunos tramos cortos sobre el propio sustrato rocoso. Este 

encajamiento parece estar relacionado con la confluencia de los distintos valles, que se 

manifiesta en un aumento local de la pendiente del canal. Así, aguas arriba de la confluencia 

del Cerezuelo y el río del Puerto (lugar donde se conforma propiamente el río Duratón), el 

primero discurre encajado en los aluviones dejando al descubierto en algunos tramos el 

sustrato rocoso. De igual modo, en las proximidades de Cerezo de Abajo el canal discurre 

encajado y deja ver el sustrato aguas arriba de la confluencia del Cerezuelo con el arroyo de la 

Garganta 

 

Por su parte, el lecho menor -cuya anchura se sitúa en torno a los 5 m- presenta un 

trazado entre rectilíneo y sinuoso. En el primero de los tramos considerados (Cerezo de 

Arriba-Cerezo de Abajo) el índice medio de sinuosidad es de 1,05, mientras que en el 

segundo (Cerezo de Abajo-Duruelo), la sinuosidad aumenta ligeramente (ISMC = 1,25), 

pudiendo reconocerse incluso en las proximidades de Mansilla algunos trechos donde el 

canal describe varios meandros sucesivos de corto radio de curvatura.  

 

Es sin duda en este tramo más bajo

previo a su confluencia con el Duratón, donde el 

canal presenta huellas de una mayor actividad erosiva. Se relaciona ésta con el 

desplazamiento del cauce alternativamente hacia una u otra vertiente del valle, provocando 

una notable zapa lateral en la base de éstas. Así, como ya ha sido explicado al analizarlas,

 

frente a la localidad de Cerezo de Abajo el cauce discurre a lo largo de aproximadamente 

700 m adosado a la ladera derecha, produciendo el truncamiento basal de la misma. Por su 

 

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parte, aguas arriba de Mansilla, la corriente de agua se adosa a la margen izquierda, dando 

lugar a un acusado escarpe labrado sobre la facies miocena de Sotillo-Duruelo y culminado 

a +12 m por un depósito de terraza. En los sectores donde el cauce del río ocupa una 

posición central y no se ha desplazado hacia uno u otro lado del fondo aluvial, las laderas 

enlazan con éste a través de un suave y amplio perfil cóncavo. 

 

En resumen, la dinámica actual del río Cerezuelo se caracteriza no sólo por una labor de 

zapa lateral notable, cuya consecuencia en ocasiones son escarpes de más de 12 m de 

desnivel, sino también por una apreciable incisión lineal del propio cauce, que se encaja 

sobre el propio sustrato rocoso dejando el llano aluvial más reciente colgado en muchos 

tramos entre 3 y 5 metros. 

 

 

III.2.4.4. El valle abierto de río Caslilla 

 

El río Caslilla ha modelado su valle en la cuenca sedimentaria a lo largo de un recorrido 

que alcanza aproximadamente los 11,8 kilómetros y va desde la salida de la Urbanización 

de Los Cortos, donde la altura del cauce es de 1010 m, hasta poco después de sobrepasar la 

localidad de Vellosillo, justo cuando comienza a encajarse para formar la hoz de 

Sepúlveda, donde dicho cauce se encuentra a una altura de 947 m. Por tanto, en este sector 

de valle abierto labrado sobre los materiales detríticos de la cuenca terciaria el río 

desciende 63 m, manteniendo una suave pendiente de 0,53%. Dentro de él se pueden 

distinguir dos tramos modelados sobre complejos morfolitológicos diferentes, lo que se ha 

traducido en la presencia de sensibles diferencias morfométricas y morfológicas. 

 

El primer tramo (“tramo de Santa Marta-Tanarro”), localizado entre la Urbanización de 

Los Cortos y la localidad de Perorrubio, está modelado sobre las “unidades conglomeráticas 

y arenoso-conglomeráticas del Mioceno”, que en este ámbito en concreto están 

constituidas por conglomerados de cantos y bloques (de gneis, pórfido, cuarzo, cuarcita y 

caliza) embalados dentro de una matriz arcósica y alternantes con lechos areno-arcillosos, en 

disposición prácticamente horizontal aunque se observa una ligerísima inclinación hacia el 

SE. Este tramo sigue inicialmente -hasta las proximidades del pueblo abandonado de Fuente 

Casa- un rumbo ESE-WNW, que parece estar controlado por la estructura tectónica 

subyacente a los materiales miocenos, en concreto por el eje del sinclinal subsiguiente a la 

flexión "en rodilla" de Pedraza-Ventosilla. A partir del citado pueblo, el valle comienza a 

adoptar un rumbo SE-NW y finalmente, poco antes de llegar a la localidad de Tanarro, de 

nuevo cambia de sentido, dirigiéndose al NE. Este último sector coincide con el afloramiento 

a lo largo de aproximadamente un kilómetro de la cobertera cretácica plegada, la cual es 

excavada por el río Caslilla en lo que puede definirse como un corto tramo epigénico de 

morfología mixta: la parte media y superior del perfil transversal del valle está modelada 

sobre materiales detríticos miocenos, mientras que en la parte inferior afloran series 

dolomítico-margosas del techo del Cretácico superior.  

 

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Por su parte, el segundo tramo, que se extiende a lo largo de 5,8 km en dirección SE-NW 

entre la localidad de Perorrubio y las cercanías de Vellosillo, se desarrolla sobre materiales 

básicamente arcillo-arenosos dispuestos en lechos horizontales, que se integran dentro del 

complejo morfolitológico denominado “unidad o facies ocre arenoso-arcillosa del Mioceno” 

definido en este sector por la alternancia de bancos areno-arcillosos y lechos de 

conglomerados constituidos por cantos metamórficos, calcáreos y cuarcíticos. 

 

Desde el punto de vista morfométrico, ambos tramos del valle abierto del Caslilla muestran 

como rasgo más significativo su disimetría transversal, si bien ésta es bastante más acusada 

en el segundo de ellos. En el tramo de Santa Marta-Tanarro la vertiente de la margen 

derecha es corta -no suele sobrepasar los 500 m-, presenta un perfil convexo en su parte 

superior y termina por lo general en un pequeño tramo cóncavo que enlaza con el fondo; 

mientras que la vertiente de la margen izquierda, de mayor desarrollo -en torno a los 2500 

m de anchura-, presenta un perfil con suaves y amplias alternancias convexo-cóncavas de 

inclinación muy débil (no superior a los 5)º, produciéndose muy cerca ya del fondo una 

clara ruptura de pendiente. En cuanto al tramo de valle de Tanarro-Vellosillo, la sección 

transversal presenta una disimetría notablemente más marcada: la vertiente orientada al E, 

correspondiente a la margen izquierda del río, presenta una gran amplitud -superior casi 

siempre a los 2000 m- y su sección transversal es la resultante de la combinación de 

sucesivos perfiles convexo-cóncavos, cuya inclinación es siempre muy suave, por lo 

general inferior a los 5º; por el contrario, la vertiente de la margen derecha y orientada al 

W es mucho más corta -entre 400 y 600 m- y su perfil topográfico es prácticamente 

idéntico al del tramo anterior (se inicia con un segmento convexo de cierto desarrollo y de 

suave pendiente, continua con un segmento corto rectilíneo de pendiente más acusada y 

concluye con una parte cóncava, también con frecuencia de cierta extensión, donde la 

pendiente decrece hasta enlazar con el fondo del valle). 

 

 

III.2.4.4.1. El modelado de la margen izquierda del valle del Caslilla 

 

Las laderas de esta margen arrancan de las estrechas superficies de denudación miocenas 

que culminan este sector de la cuenca constituyendo la divisoria entre los ríos San Juan y 

Caslilla. Son laderas extensas y caracterizadas por la suavidad de las pendientes con las que 

descienden hacia el fondo del valle. No obstante, un estudio en detalle, mediante el 

levantamiento de perfiles topográficos, permite detectar en ellas pequeñas rupturas de 

pendiente e incluso diferencias en el modelado de los dos tramos que se han señalado en el 

valle del Caslilla (Fig. III.55). 

 

En el tramo de Santa Marta-Tanarro desde las culminaciones miocenas se extienden 

amplios glacis de acumulación con inclinación muy suave que aparecen como rellanos de 

cierta amplitud (en torno a los 500 m), los cuales con frecuencia terminan en una corta ruptura 

 

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de pendiente convexo-cóncava, bajo la que se desarrolla otro glacis del mismo tipo. De este 

modo la parte superior y mayoritaria de las laderas aparece conformada por una sucesión 

“glacis-rellanos”, que presentan un recubrimiento superficial constituido por abundantes 

gravas y arenas arcósicas así como por cantos metamórficos. Es difícil precisar si el 

escalonamiento de estos glacis se debe a la presencia en el sustrato mioceno de algún lecho 

más resistente a la erosión y capaz de generar las rupturas de pendiente que los separan, o si 

por el contrario puede estar relacionada con el establecimiento de sucesivos niveles de base 

impuestos por el río Caslilla en su proceso de encajamiento. En apoyo de esta última 

interpretación está -como ahora se verá- la altura relativa de los depósitos que se acaban de 

describir respecto al lecho actual del río, la cual coincide con la de las terrazas aluviales que 

se conservan en el tramo de Tanarro-Vellosillo.  

 

Finalmente, el glacis-rellano de +40 m o más frecuentemente el de +25 m conecta a través 

de una clara ruptura de pendiente con la parte inferior propiamente dicha del valle. Esta parte 

basal de la ladera se define como una vertiente corta, de amplitud inferior a los 300 m, 

configurada como un glacis mixto cuyo segmento superior de pendiente entre 10 y 20º se 

modela en la roca in situ, mientras que el segmento inferior, con una pendiente inferior a 5º, 

está constituido por un depósito coluvial. Este último segmento suele enlazar con el fondo 

aluvial, aunque con frecuencia lo hace con una terraza baja (T +5 m). En ocasiones y de 

forma puntual, como ocurre en el puente de Tanarro, la vertiente de enlace con el fondo está 

culminada por lo que parece un nivel aluvial, situado a + 20-22 m 

 

Entre la localidad de Tanarro y algunos cientos de metros aguas abajo de Vellosillo se 

define un segundo tramo, dentro del que la fisonomía de la margen izquierda del valle cambia 

sustancialmente: desaparece el segmento inferior de la ladera relativamente encajado que se 

acaba de describir y, sobre todo, la sucesión de glacis-rellanos es sustituida por una 

combinación de estrechos rellanos y suaves rampas, que presentan en superficie un 

recubrimiento formado por cantos de cuarzo (predominantes), junto con cantos metamórficos 

y calcáreos. Los primeros -como luego se verá- se encuentran bastante desgastados, 

evidenciando su origen fluvial; los segundos parecen estar más bien relacionados con las 

facies detríticas miocenas en las que se modela el valle del Caslilla. Muy posiblemente el 

espesor de los niveles aluviales silíceos fue muy escaso, quizá inferior a 1 m, y las labores 

agrarias han podido haberlos mezclado con los del relleno terciario. 

 

En todo caso, desde un punto de vista morfológico, los rellanos constituyen el sistema de 

terrazas sedimentado por el río Caslilla a lo largo de su encajamiento cuaternario, mientras 

que las rampas vienen a significar los glacis de enlace que salvan el desnivel existente 

entre una de ellas y la que la sucede. El análisis efectuado ha permitido diferenciar 8 niveles 

aluviales colgados situados a las siguientes alturas relativas: +68-70 m, +56-60 m, +47-50 m; 

+40 m, +30-32 m, +20-22 m, +10-12 m y +4-6 m. Todos ellos tienen una reducida extensión 

(suele oscilar entre 50 y 100 m) y, con alguna excepción, los bordes están bastante 

 

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difuminados. Solamente las terrazas más bajas (+10-12 m y +4-6 m) presentan un cierto 

desarrollo longitudinal y muestran bordes más claros, estando presentes a lo largo del tramo 

de valle; las restantes aparecen nada más que en algunos sectores, por lo cual lo que se 

conserva de ellos son retazos locales a veces distantes entre sí. Es incluso frecuente que uno 

de estos niveles se muestre de forma nítida en un segmento del valle para luego no volver a 

aparecer. Además, los niveles más altos suelen encontrarse bastante degradados debido sobre 

todo a la erosión realizada por los arroyos transversales, de modo que la parte superior de la 

ladera aparece modelada en una serie de colinas o cerros de reducidas dimensiones 

correspondientes a los restos de estas terrazas altas. La secuencia más desarrollada y mejor 

conservada de los niveles de aluvionamiento del río Caslilla, en la que los más bajos 

presentan un recorrido longitudinal de unos 700 m, se localiza frente a Vellosillo. En el 

camino que une esta localidad con la de Villafranca se reconocen al menos 5 niveles, 

permitiendo estimar que el desplazamiento del cauce fluvial hacia el NE ha sido de unos 2000 

m. 


 

 

Fig. III.55. Perfiles transversales al valle abierto del Caslilla. 1. Dolomías y margas del Cretácico; 2. Arcillas, 

limos, arenas y niveles conglomeráticos (facies de Vellosillo-Duratón); 3. Arcillas rojas y conglomerados 

(facies de Perorrubio-Villafranca); 4. Glacis de enlace de los niveles de terrazas; 5. Glacis de laderas (nivel 

superior); 6. Glacis de ladera (nivel inferior que enlaza con lo fondos aluviales); 7. Terrazas aluviales altas; 8. 

Terrazas aluviales medias; 9. Terrazas aluviales bajas; 10. Fondos aluviales. 

 

III.2.4.4.2. El modelado de la margen derecha del valle del Caslilla 

 

Las laderas de esta margen se inician en las superficies miocenas, estrechas y alargadas, 

que constituyen la divisoria de aguas con el vecino río Duratón o incluso arrancan de las 

 

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terrazas más altas de éste, porque, a pesar de la migración lateral del Caslilla, cifrada -como se 

acaba de indicar- en unos 2000 m, su menor capacidad erosiva ha permitido no sólo la 

conservación de las indicadas franjas miocenas, sino también la de los niveles aluviales más 

altos construidos por el río vecino. Esto no ha ocurrido, sin embargo, en el interfluvio 

Duratón-Serrano, donde -como ya se ha explicado- el primero en su desplazamiento lateral ha 

desmantelado las superficies culminantes miocenas y buena parte de las terrazas altas y 

medias del segundo. 

 

El desarrollo transversal mucho más reducido (entre 400 y 700 m) de estas vertientes de la 

margen derecha, orientadas al W y al SW, implica pendientes más abruptas con una 

inclinación en el segmento medio de la ladera entre los 20º y 30º, para salvar desniveles de 

unos 50 m. Su perfil convexo-rectilíneo-cóncavo responde al modelado de un glacis de ladera, 

semejante al de las laderas derechas del resto de valles abiertos. La parte superior está labrada 

en la roca in situ, aunque recubierto parcialmente por materiales detríticos, mientras que la 

parte inferior se desarrolla sobre materiales de acumulación coluvial, enlazando a través de un 

perfil cóncavo con el fondo del valle. A veces, como puede observarse en el núcleo de 

Vellosillo, en el inicio de estas laderas se registra el modelado previo de un suave glacis de 

escasa extensión que parece haber quedado colgado y que pudiera estar relacionado con la 

terraza de +30-32 m. 

 

Sobre estas laderas de mayor pendiente (cuya superficie está colonizada por un escaso 

tapiz vegetal compuesto por pastizal raquítico o matorral disperso de espinares, Astragalus  granatensis y tomillos, con algunos rodales de sabina albar o aislados brotes en regeneración 

de sabinas y encinas) han actuado con cierta intensidad procesos relacionados con las 

diferentes modalidades de la arroyada. La arroyada difusa, junto con la reptación, son 

responsables del arrastre de las partículas más finas (arcillas, arenas, gravas pequeñas) y de la 

formación, con las que sobrepasan su competencia, de un pedregal o empedrado con poca 

matriz que tapiza la superficie de las vertientes. La presencia de este tapiz pedregoso es más 

característica del tramo de valle de Santa Marta-Tanarro, debido al afloramiento de facies más 

conglomeráticas. Pero sin duda la arroyada concentrada ha sido la que ha modificado en 

mayor medida la fisonomía original de estas laderas de la margen derecha del Caslilla, 

abriendo en ellas importantes cárcavas o regueros, dentro de los cuales es posible distinguir 

varios tipos morfológicos, que están en función de los varios ámbitos litológicos en los que se 

abre el valle (TANARRO, 1994). 

 

Sobre las laderas del tramo de valle de Santa Marta-Tanarro, que -como se dijo- se 

modela sobre “la facies blanca de Santa Marta del Cerro”, el rasgo más significativo es la 

presencia de regueros o cárcavas perpendiculares al cauce y paralelas entre sí que, por lo 

general, no superan el metro de profundidad. 

 

 

 

390


 

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Estas formas, abiertas por la arroyada concentrada, se inician coincidiendo con el 

afloramiento de los tramos areno-arcillosos y suelen ocupar solamente la parte media de la 

ladera. No llegan normalmente a conectar con la parte superior de la vertiente ni alcanzan la 

base de la ladera; no obstante, excepcionalmente se han desarrollado tanto en profundidad 

como longitudinalmente formando auténticos barrancos, que sí mueren al pie de la vertiente. 

La funcionalidad actual de éstos se limita a actuar como canales por los que puede fluir 

esporádicamente el agua arrastrando arenas, arcillas y numerosos clastos. Dicha acción de 

arrastre parece demostrada por la presencia a mitad de canal de acumulaciones detríticas y, a 

la salida de éste, de pequeños conos de deyección. 

 

Por su parte, sobre estas laderas en el tramo de valle de Tanarro-Vellosillo, abierto sobre 

las denominadas “facies ocres arenoso-arcillosas y carbonatadas del mioceno de Vellosillo-

Duratón”, la arroyada concentrada ha abierto una serie de surcos o cárcavas, las cuales 

presentan notables diferencias con las desarrolladas en el tramo anterior, la principal de las 

cuales es su agrupación en conjuntos de algo mayor complejidad y jerarquía. Por lo general 

constan de uno o más frecuentemente de dos surcos principales, de profundidad superior al 

metro, alimentados a su vez por varios surcos menores, que se unen a media ladera. Estas 

cárcavas, separadas por “interfluvios” de forma redondeada, terminan en un pequeño cono de 

deyección, que casi nunca llega a conectar con el fondo del valle, sino que queda colgado 

sobre éste a más de 10 m. Tienen un perfil longitudinal corto pero bastante accidentado, ya 

que salvan un desnivel de unos 20-30 m en un recorrido de entre 50 y 100 m; dentro de éste se 

reconocen saltos o escalones a veces de más de un metro de desnivel, los cuales suelen 

coincidir con el afloramiento de algún lecho conglomerático, aunque también pueden estar en 

relación con algún nivel areno-arcilloso muy compacto. 

 

 

III.2.4.4.3. El modelado del fondo del valle del Caslilla 

 

El fondo de este valle tiene como elemento principal un llano aluvial no demasiado 

extenso, cuya anchura se sitúa entre los 80 y 100 m aunque en algunos sectores puede 

alcanzar los 150-200 m. Los caracteres sedimentológicos del depósito que lo constituye 

muestran un predominio de aluviones formados por arena y limo, siendo prácticamente 

inexistente la fracción gruesa, a diferencia de lo que ocurre en el resto de los valles.  

 

El lecho fluvial tiene igualmente una anchura reducida, entre 3 y 5 m, encajándose en el 

llano aluvial entre 0,5 y 1,5 m. Teniendo en cuenta las características de su trazado se pueden 

diferenciar en el valle dos sectores. En el primero, desde la salida del río de la Urbanización 

de Los Cortos hasta poco antes de llegar a Perorrubio, el lecho muestra un patrón entre 

rectilíneo y ligeramente sinuoso, con un índice medio de sinuosidad bajo (1,06) y aparece 

desplazado hacia la derecha, dejando en la margen opuesta la práctica totalidad del fondo 

aluvial. Este desplazamiento, acompañado de una importante labor de zapa, parece estar 

 

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controlado -como se ha indicado anteriormente- por la estructura tectónica subyacente, pues 

en este tramo el río corre en sentido básicamente paralelo al eje del sinclinal formado por la 

flexión de la Urbanización de Los Cortos. 

 

A partir del núcleo de población de Santa Marta del Cerro, y más concretamente desde 

Perorrubio, el canal pasa a adoptar un trazado algo más sinuoso (ISMC = 1,17), configurando 

un tramo en el que alternan segmentos con amplios meandros y segmentos formados por 

meandros pequeños; en ambos casos están confinados dentro de los límites de la propia 

llanura aluvial, de modo que, salvo excepciones muy puntuales, la zapa lateral sobre las 

laderas es escasa o nula. Esta acción erosiva, junto con la acumulación lateral de aluviones, se 

muestran tan sólo en las propias márgenes o ribazos del lecho. Sean cuales sean sus 

dimensiones, estos meandros presentan una margen de zapa, donde la acción socavadora del 

río se traduce en la presencia de un perfil limpio o cortado con frecuentes huellas de 

deslizamientos, y una margen de sedimentación donde varias barras descienden 

suavemente hacia el fondo del canal.  


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