2008GeologiadeGuadalajara

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Los sedimentos paleozoicos del viejo continente de Gondwana
Chapter · January 2008
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Juan Carlos Gutiérrez-Marco
Spanish National Research Council
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Agustín Pedro Pieren Pidal
Complutense University of Madrid (UCM)
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Isabel Rábano
Instituto Geológico y Minero de España (IGME) CSIC
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VER SUMARIO
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
Amelia Calonge y Marta Rodríguez
Editores
Editores
Amelia Calonge y Marta Rodríguez
Portada
Fotografía de Eduardo Acaso Deltell (Dpto. Geología. Universidad de Alcalá)
Pie de figura: Desarrollo de las Cárcavas en el Mioceno de la fosa tectónica del Tajo.
Alrededores de Casas de Uceda (Guadalajara)
Portadillas
Fotografías cedidas por la Asociación Paleontológica Alcarreña Nautilus
Depósito Legal
M-32196 - 2008
ISBN
978-84-8138-782-7
Para citar el libro completo: Calonge, A. y Rodríguez, M. (eds.).
2008. Geología de Guadalajara, 368 p. Obras colectivas Ciencias 03 UAH.
Para citar por capítulos: García Quintana, A. 2008. Geología y paisaje de Guadajara.
En: Geología de Guadalajara. Calonge, A. y Rodríguez, M. (eds.).
Obras colectivas Ciencias 03, 15-71.
7
ÍNDICE
Presentaciones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9
I. INTRODUCCIÓN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
1. Geología y paisajes de Guadalajara. Á. García Quintana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
II. GUADALAJARA, ENCRUCIJADA DE HISTORIAS, ROCAS Y PAISAJES: UNA RICA GEODIVERSIDAD . . . . . 73
1. Los sedimentos paleozoicos del viejo continente de Gondwana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75
J. C. Gutiérrez-Marco, P. Herranz, A. P. Pieren, P. Carls e I. Rábano
2. Pérmico y Triásico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95
A. Sopeña y Y. Sánchez-Moya
3. El mar subtropical del Jurásico en Guadalajara. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 109
J. J. Gómez y M. L. Canales
4. Costas y mares del Cretácico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 123
M. Segura, J. Gil, J. F. García-Hidalgo y B. Carenas
5. El Paleógeno de la provincia Guadalajara: «El comienzo de una nueva era. La formación de las
Cordilleras y Cuencas continentales» . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135
F. López Olmedo, M. Montes, F. Nozal, A. Díaz de Neira, J. Luengo y R. Martín Banda
6. El Neógeno: de las crisis tectónicas a la tranquilidad de los lagos someros . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151
M.ª Alonso Zarza
III. ITINERARIOS GEOLÓGICOS EN LA PROVINCIA DE GUADALAJARA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165
1. Un paseo por el Jurásico de la provincia de Guadalajara entre Pelegrina y Fuentelsaz . . . . . . . . . . 167
M. J. Comás-Rengifo, A. Goy, A. Rodrigo y S. Ureta
2. El contexto geológico de los primeros pobladores del Páramo: Sigüenza-Ambrona . . . . . . . . . . . . 185
M. B. Ruiz Zapata, I. Martínez Mendizábal y M. J. Gil
3. Itinerario geo-didáctico por el Parque Natural del Alto Tajo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 195
L. Carcavilla
8
ARTÍCULO
4. Ecología y cultura de las comunidades preindustriales en la cuenca superior del Tajo. . . . . . . . . . . 209
J. Arenas, Mª J. Gil, Mª B. Ruiz Zapata y T. Martín Arroyo
5. El Terciario del NE de la Cuenca de Madrid: discordancias, abanicos aluviales, lagos y paleosuelos. 223
A. M.ª Alonso Zarza y J. L. Pérez Jiménez
6. El Mesozoico y Cenozoico al Sur del Sistema Central . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 233
J. Gil, F. López Olmedo, M. Montes y F. Nozal
7. Itinerario Geoambiental por la Alcarria . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 255
T. Bardají, J. M. Nicolau, C. Bartolomé, E. Roquero, P. G. Silva y J. L. Pérez Jiménez
8. Geología, hidrogeología y paisaje en el Parque Natural del barranco delRío Dulce . . . . . . . . . . . . 269
J. F. García-Hidalgo, M. Martín-Loeches, J. A. González, M. Aguilar y Á. García Quintana
IV. GEOLOGÍA APLICADA Y SOCIEDAD . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 291
1. Hidrogeología de la provincia de Guadalajara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293
M. Martín-Loeches y L. Rebollo
2. Los riesgos geológicos en Guadalajara: inundaciones y terremotos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 307
A. Díez Herrero, J. Garrote Revilla, M. Á. Rodríguez Pascua y J. Giner Robles
3. El registro paleontológico al Noroeste de Guadalajara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 317
A. Calonge y D. Castellanos
4. Reseña del Museo de Molina de Aragón . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 331
M. Hombrados
5. Los Museos en Atienza . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 335
A. González
6. Los yacimientos del Pleistoceno inferior y medio de la Sierra de Atapuerca . . . . . . . . . . . . . . . . . . 339
I. Martínez, M. B. Ruiz Zapata, J. L. Arsuaga y G. Cuenca-Bescós
V. MAPA DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 353
1. La cartografía geológica en la provincia de Guadalajara. Historia y situación actual . . . . . . . . . . . . 355
F. López Olmedo y M. Segura
ÍNDICE
II. Guadalajara, encrucijada de
historias, rocas y paisajes:
una rica geodiversidad
LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO
CONTINENTE DE GONDWANA
J. C. Gutiérrez-Marco1, P. Herranz1, A. P. Pieren2, P. Carls3 e I. Rábano4
1 Instituto de Geología Económica (CSIC-UCM), José Antonio Novais 2, 28040 Madrid. jcgrapto@geo.ucm.es
2 Departamento de Estratigrafía, Facultad de CC. Geológicas e Instituto de Geología Económica (CSIC-UCM), 28040 Madrid. apieren@geo.ucm.es
3 Institut für Geowissenschaften der Technischen Universität Braunschweig, Pockelstrasse 3, D-38106 Braunschweig (Alemania).
4 Museo Geominero, IGME, Ríos Rosas 23, 28003 Madrid. i.rabano@igme.es
75
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
Amelia Calonge y Marta Rodríguez (editores)
Guadalajara 2008
Las rocas más antiguas de Guadalajara correspon-
den al Paleozoico pre-Carbonífero o pre-Varisco, sin
descartar materiales neoproterozoicos. Se localizan en
dos sectores distintos, al Norte y al Este de la provincia.
En el primer caso forman un núcleo con gran extensión
de afloramientos, que pertenece al extremo oriental del
Sistema Central (Figs. 1 y 5). En el segundo, constituyen
afloramientos aislados de orientación Noroeste-Sureste,
circunscritos a los núcleos de grandes estructuras alpi-
nas de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Figs.
1 y 13).
INTRODUCCIÓN
Figura 1. Distribución general de afloramientos precarboníferos en la provincia de Guadalajara.
Esta separación geográfica en dos sectores, implica
además que las rocas precarboníferas de Guadalajara
pertenecen a dos Zonas diferentes de la división del
Macizo Hespérico (sensu San José, 2006). Cada una de
estas Zonas presenta características estratigráficas, paleo-
geográficas y estructurales propias. Así, los grandes
afloramientos del Norte de la provincia corresponden a
la parte septentrional de la Zona Centroibérica (Dominio
del Ollo de Sapo), en tanto que los núcleos paleozoicos
orientales se incluyen en la prolongación Sureste de la
Zona Asturoccidental-Leonesa, que vuelve a asomar en
las provincias de Guadalajara, Teruel y Zaragoza, tras
emerger de los recubrimientos cenozoicos de la Cuenca
del Duero y su orla mesozoica local (Fig. 2).
Figura 2. Esquema geológico del Macizo Hespérico: a, Zona Can-
tábrica; b, Zona Asturoccidental-leonesa; c, Zona Centroibérica; d,
Zona Galicia � Trás-os-Montes (x, complejos alóctonos); e, Zona de
Ossa Morena; f, Zona Surportuguesa. Los afloramientos prevariscos
de Guadalajara (A, sierras septentrionales; B, sierras orientales) se
enmarcan en dos de esas zonas.
La característica común de todos estos conjuntos
litoestratigráficos es su origen sedimentario y marino, y
su implicación posterior en la Orogenia Hercínica o
Varisca, desarrollada durante el Carbonífero. Ésta causó
su principal deformación y metamorfismo, con intensi-
dad variable en las dos áreas (mayor en el extremo Nor-
oeste de la provincia), pero compartiendo una dirección
similar de plegamiento (ejes orientados predominante-
mente Norte-Sur).
En términos geocronológicos, el rango temporal del
conjunto de estas unidades litológicas antiguas arranca
tal vez en el Neoproterozoico terminal (Ediacárico), aun-
que con seguridad abarca desde el Cámbrico inferior
(hace aproximadamente 540 millones de años) hasta
finales del Devónico Inferior (unos 398 millones de años).
Ello supone un registro geológico provincial práctica-
mente continuo de la Era Paleozoica, a lo largo de más
de 140 millones de años, que se traduce en una acumu-
lación máxima de materiales de unos 7000 m de espesor
real, con afloramientos repetidos por causas tectónicas
(pliegues y fallas) hasta ocupar algo menos de la sexta
parte de la superficie de Guadalajara (Fig. 1).
Desde el punto de vista petrológico, los materiales
prevariscos de la provincia consisten esencialmente en
rocas sedimentarias siliciclásticas (areniscas, cuarcitas,
pizarras), con escasas unidades o intercalaciones calcá-
reas en el Ordovícico Superior, Silúrico superior y Devó-
nico Inferior. Por su parte, las rocas metamórficas domi-
nan en la parte inferior de la sucesión (Neoproterozoi-
co?, Cámbrico y Ordovícico basal) y están representadas
por esquistos, metacuarcitas, mármoles, rocas calcosili-
catadas, anfibolitas, ortogneises glandulares, gneises
migmatíticos y ortogneises graníticos (metagranitos),
en parte derivados del metamorfismo de rocas volcáni-
cas y de cuerpos intrusivos someros.
El comienzo de la historia geológica del área ocupa-
da por la actual provincia de Guadalajara, basada en el
registro geológico superficial, se remonta al desarrollo
de una de las extensas plataformas marinas que circun-
daban el gigantesco continente de Gondwana (Fig. 3),
hacia los 540 millones de años. Era una etapa de relati-
va calma tectónica, tan sólo interrumpida al comienzo
del Ordovícico Inferior por un proceso de fragmenta-
ción y dispersión, cuyo exponente más significativo fue
el desgajamiento y deriva hacia el Norte del bloque lla-
mado Avalonia (que actualmente incluye parte del Nor-
oeste europeo y Terranova). Durante la mayor parte de
esta etapa, el área correspondiente a la región medite-
rránea actual, se mantuvo en latitudes próximas a lo
que entonces era el polo Sur, por lo que estuvo bajo el
influjo de importante sedimentación glaciomarina,
acrecentada por la intensa glaciación gondwánica del
Ordovícico terminal, que además acarreó una de las cri-
sis climáticas y biológicas más acusadas del Fanerozoi-
co. A partir del Silúrico, el continente de Gondwana
comienza a moverse hacia el Norte, de modo que su
borde septentrional (que incluye el área que nos ocupa)
migra hacia latitudes cada vez más bajas, hasta que en
el Devónico Inferior se generaliza una sedimentación
carbonatada propia de condiciones subtropicales.
Como colofón de la lenta y persistente deriva hacia el
Norte, el margen septentrional de Gondwana acabó
colisionando con el macrocontinente de Laurusia (for-
76
LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA
mado por la unificación previa de Laurentia, Avalonia y
Baltica durante la Orogenia Caledónica). De esta larga y
compleja colisión entre macrocontinentes, ocurrida fun-
damentalmente durante el Carbonífero (Orogenia Varis-
ca), resulta un supercontinente inestable, Pangea, cuya
posterior evolución tiene amplio y detallado registro en
la región, marcando el segundo capítulo en la historia
geológica provincial.
Figura 3. Reconstrucción paleogeográfica global para el Ordovíci-
co Inferior,mostrando la posición aproximada de la región (flecha)
en la plataforma marina periférica del continente de Gondwana, en
unas latitudes próximas al polo sur.
En cuanto al desarrollo histórico de los estudios geo-
lógicos en el Paleozoico de Guadalajara, debemos resal-
tar el reconocimiento temprano de materiales fosilíferos
atribuidos al antiguo Sistema Siluriano (los sistemas
Ordovícico+Silúrico actuales) en Checa y Pardos (Ver-
neuil y Collomb, 1853), así como del Sistema Devonia-
no al Este de Atienza (Verneuil y Lorière, 1854; Palacios,
1879). Castel (1882) publicó el primer estudio provin-
cial detallado, acompañado de un mapa en color a
escala 1:400.000 (Fig. 4), que sirvió de base al de esca-
la 1:200.000 de Jordana y Soler (1935). Aparte de algu-
nos estudios aislados realizados en la primera mitad del
siglo XX, el conocimiento geológico moderno del Paleo-
zoico de Guadalajara comienza a partir de Riba Arderiú
(1959) y los trabajos de las escuelas alemana y holan-
desa, a los que se unirán en los decenios de 1970 y
1980 algunas tesis doctorales nacionales y el desarrollo
del proyecto MAGNA, aún sin publicar íntegramente.
Los trabajos esenciales de la etapa moderna los citare-
mos al abordar la descripción sumaria de las principales
unidades paleozoicas, que se realiza por separado para
los dos sectores de Guadalajara integrados en la Zona
Centroibérica y en la Zona Asturoccidental-Leonesa,
respectivamente.
77
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
Figura 4. Detalle de un sector del norte de Guadalajara, extraído del primer mapa geológico provincial (Castel, 1881). Se percibe la gran
extensión de los terrenos asignados por entonces al «Siluriano» (cuarcitas y pizarras ordovícico-silúricas) y al «Estrato Cristalino» (los gneises
que se creían precámbricos), así como la pequeña mancha devónica al Este de Atienza.
Las rocas paleozoicas afloran extensamente en la
prolongación del Sistema Central en el Norte de la pro-
vincia (sierras de Ayllón, Tejera Negra, Robredal, Alto
Rey, Bodera, Sierra Gorda...), siendo el asomo más
oriental el de Riba de Santiuste. Desde el punto de vista
estructural, la mayor parte de este territorio (el antiguo
Complejo de Somosierra-Ayllón y la Unidad de Angón
de Capote et al., 1981, 1982) se ubica en el Dominio
del Ollo de Sapo de la Zona Centroibérica, encontrán-
dose delimitado al Oeste por la falla de Berzosa. Ésta
corresponde a una falla normal dúctil, de edad varisca
tardía, con hundimiento al Este y componente de des-
garre dextro, que se superpone a una zona de cizalla
más antigua (Escuder Viruete et al., 2004, con referen-
cias previas). Las principales estructuras compresivas
que presentan los materiales precarboníferos, al Este de
la falla de Berzosa, son el antiforme de El Cardoso, el
sinforme de Majaelrayo, el antiforme-domo de Hiende-
laencina y el sinforme de Riba de Santiuste (Fig. 5).
Todos ellos tienen su origen en pliegues de la primera
fase de deformación varisca (post-Devónico Inferior),
supuestamente cortados por un cabalgamiento de
segunda fase, y que se vieron replegados durante la ter-
cera (Carbonífero próximo al límite Misisipiense-Pensil-
vaniense), precisamente la que generó los grandes plie-
gues verticalizados y retrovergentes actualmente visi-
bles, asociados a una foliación de crenulación igual-
mente retrovergente (Fig. 5). La deformación y el meta-
morfismo variscos que afectaron a estas estructuras
aumentan en intensidad hacia la falla de Berzosa y en
profundidad en el domo de Hiendelaencina, coincidien-
do con otra cizalla dúctil.
78
LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA
LOS MATERIALES PRECARBONÍFEROS DE LA
SIERRA NORTE
Figura 5. Esquema geológico del Paleozoico prevarisco en el Dominio del Ollo de Sapo del Norte de Guadalajara (arriba derecha: adaptado de
Díez Montes et al., 2004), y corte geológico parcial Este-Oeste, con indicación de las estructuras principales (abajo: adaptado de Martínez Cata-
lán et al., 2004b, basado a su vez en González Lodeiro et al., 1988, y Macaya et al., 1991). S1 y S3, clivajes de plano axial de pliegues.
La estratigrafía del Dominio del Ollo de Sapo en
Guadalajara fue establecida esencialmente por Gonzá-
lez Lodeiro (1980, 1981a, 1981b) para las formaciones
metamórficas y porfiroides cambro-ordovícicas, en
tanto que el resto de la sucesión ordovícico-devónica
fue perfilada por Sommer (1965), Schäfer (1969) y
Bultynck y Soers (1971), centrándose con preferencia
los estudios de detalle en los materiales devónicos (ver
síntesis de Fernández Casals y Gutiérrez-Marco, 1985;
Azor et al., 1992; Carls, 1987, 1988, 2002; Martínez
Catalán et al., 2004a).
Figura 6. Columna estratigráfica general del Paleozoico prevarisco
en el Dominio del Ollo de Sapo del Noroeste de Guadalajara. Modi-
ficada de Martínez Catalán et al. (2004a).
La columna estratigráfica de este sector (Fig. 6)
comienza con las Formaciones Angón, Antoñita y Car-
deñosa, cuyos afloramientos se restringen al domo de
Hiendelaencina, cortado por una falla normal con hun-
dimiento al Oeste (Fig. 5). La Formación Angón incluye
unos 90-150 m de esquistos, cuarcitas, microconglo-
merados, mármoles y anfibolitas, atribuyéndose en su
conjunto al Cámbrico inferior por correlación de facies
y en ausencia de datos paleontológicos, lo cual no
excluye la posibilidad de que tenga edades más anti-
guas. En contacto tectónico y por encima de la anterior
viene la Formación Antoñita (300-400 m), constituida
por un ortogneis granítico de grano grueso con abun-
dantes diques, y xenolitos de metasedimentos, que ha
sido datado como Ordovícico Inferior (483-474 millo-
nes de años, rango Tremadociense-Arenigiense inferior:
Montero et al., 2007). Finalmente, la Formación Carde-
ñosa comprende 15-30 m de micacitas, alternantes con
cuarcitas y lentejones de calizas y rocas calcosilicatadas,
que hacia techo pasan a cuarcitas feldespáticas con
moderada continuidad lateral.
Al conjunto anterior se superpone tectónicamente la
Formación Ollo de Sapo (= «formación Hiendelaenci-
na»), una unidad porfiroide metavolcánica muy carac-
terística, que alcanza aquí más de 2000 m de espesor, y
cuyos afloramientos se prolongan desde la costa de
Lugo hasta Guadalajara, englobados en una estructura
antiforme de trazo arqueado y de unos 570 km de lon-
gitud. Se trata de ortogneises glandulares con fenocris-
tales de plagioclasa, feldespatos alcalinos y cuarzos
redondeados, distribuidos de modo bastante homogé-
neo en una matriz algo más oscura y de grano fino,
completamente recristalizada y esquistosada (Fig. 7).
Las abundantes glándulas feldespáticas suelen ser más
gruesas en la parte baja de la formación, pudiendo
alternar con otras facies de grano más fino, que son las
que predominan en la parte superior de la unidad. Entre
los ortogneises se reconocen cuerpos con texturas y lito-
logías propias de un vulcanismo efusivo, tales como
ignimbritas, tobas de grano grueso y metarriolitas, así
como una secuencia vulcanosedimentaria localizada en
la parte más alta de la formación, donde se intercalan
grauvacas, cuarcitas y pizarras verdosas (Díez Montes et
al., 2004). Las dataciones isotópicas obtenidas en Hien-
delaencina (Montero et al., 2007: 495-483 millones de
años) demuestran que el vulcanismo vinculado con la
génesis del Ollo de Sapo se mantuvo activo desde el
Cámbrico superior (Furongiense) hasta el Ordovícico
basal (Tremadociense inferior). No obstante, estas eda-
des discrepan de la atribuida al gneis de El Cardoso,
79
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
aflorante más al Oeste, cuya datación como Cámbrico
inferior (540 Ma: Wildberg et al., 1989) es cuestionable
y requiere revisión.
Figura 7. Gneis glandular en facies de grano grueso. Contraria-
mente a la creencia general, el nombre «Ollo de Sapo» (ojos de sapo
en gallego) no deriva del aspecto ocelar de las notorias glándulas de
feldespato, sino de la coloración azulada de los granos de cuarzo
presentes en la matriz, tintados por diminutas inclusiones de rutilo.
Fotografías de Alejandro Díez Montes.
Los modernosestudios geocronométricos invierten
el orden asumido hasta ahora para las formaciones por-
firoides de la región de Hiendelaencina, al ser la Forma-
ción Ollo de Sapo en realidad más antigua que el ortog-
neis granítico (Formación Antoñita) sobre el que se
apoya, implicando la existencia de una cizalla dúctil
extensional también bajo la primera unidad (Fernández
Rodríguez, 1991; Martínez Catalán et al., 2004b). El
contacto de la Formación Ollo de Sapo con los materia-
les suprayacentes es aparentemente concordante
(Arche et al., 1977; Bischoff et al., 1980), sin excluir la
posibilidad de que entre ambos exista una leve discor-
dancia cartográfica (Schäfer, 1969; González Lodeiro,
1980), equiparable en ese caso con la Discordancia
Toledánica del resto de la Zona Centroibérica. La alter-
nativa a la idea de la discontinuidad plantea que, al
igual que ocurre con el gneis de El Cardoso, la Forma-
ción Ollo de Sapo se halle intercalada en la sucesión
cambro-ordovícica (referencias en Martínez Catalán et
al., 2004a).
La sucesión ordovícica que incluye o se apoya sobre
la Formación Ollo de Sapo comienza con la Formación
Constante (= «fm. Bornova»), que consiste en una
alternancia de cuarcitas, areniscas y pizarras, con gran-
des variaciones de espesor (350-800 m). Localmente se
diferencia un miembro inferior (de hasta 150 m) con
areniscas arcósicas e intercalaciones conglomeráticas
(Soers, 1972), en tanto que en la parte superior de la
unidad predominan los tramos potentes de pizarras (de
hasta 40 m). El conjunto de la formación se asigna a
ambientes marinos someros, congruentes con los esca-
sos datos icnológicos disponibles en la parte media de
la unidad (icnofacies de Cruziana y Skolithos). En con-
tacto neto sobre la Formación Constante se apoya la
Formación Alto Rey (70-130 m), equivalente a la Cuar-
cita Armoricana de la Cordillera Ibérica y el Suroeste de
Europa, que es una unidad predominantemente cuarcí-
tica que configura los principales relieves de la región y
evidencia los pliegues variscos más importantes (Fig.
5). Desde el punto de vista sedimentológico, la unidad
tipifica diversos ambientes marinos costeros (Bischoff et
al., 1980) y, a nivel suprarregional, se asigna al Areni-
giense medio (= piso Floiense de la escala global). Su
registro paleontológico se reduce a una biofacies carac-
terística de braquiópodos quitinofosfáticos y moluscos
bivalvos, además de abundantes trazas fósiles (icnofa-
cies de Cruziana y Skolithos).
Por encima de la Formación Alto Rey existe una
nueva alternancia de cuarcitas y pizarras (Formación
Robredarcas en Gutiérrez-Marco et al., 1990), de 20 a
150 m de potencia, que supone una secuencia de trán-
sito a la unidad suprayacente. Por correlación con uni-
dades semejantes de la Zona Centroibérica meridional,
su edad puede estimarse como Arenigiense medio-
superior, equivalente a los pisos Dapingiense-Darriwi-
liense Inferior de la escala cronoestratigráfica global.
De un modo tradicional, a la sucesión pizarrosa com-
prendida entre las prominentes unidades cuarcíticas del
Ordovícico Inferior (Fm. Alto Rey) y del Silúrico basal (Fm.
Santibáñez), se la consideró como una sola formación de
gran espesor, subdividida en diversos miembros o tra-
mos. La unidad fue designada como «Capas de Rodada»
por Schäfer (1969) y como «Pizarras de Prádena» por
Bultynck y Soers (1971), denominaciones utilizadas indis-
tintamente por los autores posteriores, lo que causa cier-
ta confusión. En sentido litoestratigráfico, se trata en rea-
lidad de un Grupo (designado como «Rodada» por la
prioridad cronológica de este nombre) que originalmen-
te comprendía entre cuatro y siete divisiones, en parte
elevadas al rango de Formación. La inferior de todas ellas
80
LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA
(la Fm. Robredarcas antes descrita) se asocia con claridad
a las litofacies de la Cuarcita Armoricana sensu lato y car-
tográficamente constituye una unidad bien diferenciada
e independiente, por lo que es preferible excluirla del
Grupo. La unidad más antigua y notoria del Grupo Roda-
da es la Formación Prádena (sensu stricto), compuesta
exclusivamente por pizarras oscuras masivas (350-700
m). Éstas pasan a techo a una alternancia de pizarras y
limolitas con intercalaciones de areniscas y cuarcitas, dife-
renciadas como otra unidad (Formación Molinos: 300-
500 m). El conjunto de las formaciones Prádena y Moli-
nos se atribuye al Ordovícico Medio en virtud de los fósi-
les del Oretaniense y Dobrotiviense inferior (piso Darriwi-
liense global) encontrados en numerosos yacimientos del
sinforme de Majaelrayo y del domo de Hiendelaencina, la
mayoría de los cuales (salvo los citados por Hammann y
Schmidt, 1972, y Gutiérrez-Marco et al., 1984) perma-
necen sin publicar. No obstante, la presencia de delgados
lentejones de areniscas calcáreas en la mitad superior de
la Formación Molinos, hace probable que esta parte de la
sucesión corresponda ya al Ordovícico Superior (Dobroti-
viense tardío a Berouniense medio: Sandbiense de la
escala global), por correlación con secuencias compara-
bles de la Zona Centroibérica meridional.
Por encima de la Formación Molino aparece una
nueva unidad de pizarras negras homogéneas (Forma-
ción Naharros: 100-150 m), infrayacente a pizarras arci-
llosas y grauvacas que incluyen bancos cuarcíticos cen-
timétricos, niveles con cantos de caliza y hacia techo
cuerpos cuarcíticos lenticulares con estructuras de
deformación sinsedimentarias o diagenéticas precoces
(Formación Plantío: 50-170 m). La presencia de granos
y cantos de caliza y arenisca, dispersos en una matriz
arcilloso-limolítica en las dos últimas formaciones, per-
mite compararlas con las facies glaciomarinas del Ordo-
vícico terminal (Hirnantiense), ampliamente documen-
tadas en la plataforma perigondwánica (Robardet y
Doré, 1988), y descritas también al oriente de Guadala-
jara (Fortuin, 1984). Esto implica la existencia de una
laguna estratigráfica importante en el seno del Grupo
Rodada, en el límite entre las formaciones Molinos y
Naharros, equivalente cuanto menos al Berouniense
superior y Kralodvoriense (= Katiense global), y tal vez
al Hirnantiense basal.
En contacto neto sobre las pizarras con cantos de la
Fm. Plantío, se sitúa otra notoria unidad cuarcítica, la For-
mación Santibáñez (= «fm. Cuento»), que comprende
20-30 m de cuarcitas claras en bancos gruesos (2-3 m), y
a la que se considera como referencia para establecer el
comienzo de la sedimentación silúrica (Rhuddaniense-
Aeroniense). Sobre ella se dispone una nueva unidad con
predominio pizarroso (Formación Cañamares: 250-350
m), constituida por pizarras negras graptolíticas con tra-
mos ricos en nódulos (Figs. 8 y 9) e intercalaciones espo-
rádicas de areniscas finas, las últimas de las cuales
aumentan en espesor y frecuencia hacia el techo de la
formación, hasta constituir una secuencia alternante de
areniscas y pizarras que incluye al menos un cuerpo len-
ticular calizo. Los fósiles más abundantes en la unidad
son los graptolitos, indicativos de diversas biozonas del
Llandovery, Wenlock y Ludlow basal (referencias en Fer-
nández Casals y Gutiérrez-Marco, 1985). Por su parte, el
nivel calcáreo de la parte alta de la formación contiene
abundantes cefalópodos y conodontos (Bultynck, 1971),
que hoy día se identifican como Zieglerodina? zellmeri
del límite Ludlow/Pridoli.
Figura 8. Afloramientos de pizarras negras graptolíticas de la For-
mación Cañamares (Silúrico) en el barranco de Los Alcobones, al
Oeste de Atienza.
Figura 9. Detalle de un nivel con nódulos, en pizarras de la parte
media de la Formación Cañamares (Silúrico del Oeste de Atienza).
Por su estructura e inclusiones orgánicas (ver Fig. 24), es posible que
la formación de este tipo de nódulos estuviese ligada a la diagéne-
sis temprana de sedimentos saturados de burbujas de metano.
81
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
A la Formación Cañamares (Llandovery medio-Prido-
li inferior) le sucede una potente alternancia de arenis-
cas y pizarras, la Formación Alcolea(850 m), dividida en
cuatro miembros según predominen bancos gruesos o
finos de areniscas sobre las pizarras arenosas (Bultynck
y Soers, 1971; Soers, 1972). El registro paleontológico
se restringe a una decena de horizontes fosilíferos
repartidos por toda la unidad, que han librado abun-
dantes braquiópodos, trilobites, moluscos y tentaculíti-
dos preservados en areniscas. La mayoría de estos nive-
les son de edad silúrica (Pridoli medio-alto), pero la apa-
rición de ciertas formas características de braquiópodos
(Howellella, Podolella, Platyorthis) ha permitido situar el
límite Silúrico / Devónico en el tercio superior de la For-
mación Alcolea, a unos 280 m bajo el techo (Carls,
1977).
La última unidad prevarisca de Guadalajara es la For-
mación Cercadillo que, como la anterior, aflora única-
mente en un núcleo del sinforme de Riba de Santiuste.
Se trata de una sucesión de 860 m de pizarras con rit-
mitas arenosas e intercalaciones de calizas fosilíferas y
dolomías, cuyo depósito comienza hacia el Lochkovien-
se medio y termina localmente (debido a la erosión
pérmica) en el Emsiense Superior, sin alcanzar el Devó-
nico Medio. El abundante contenido paleontológico
incluye variados braquiópodos (Fig. 10), trilobites
(Fig. 11), moluscos, briozoos, corales solitarios y tabu-
lados, equinodermos, tentaculítidos, algas y conodon-
tos (Fig. 12), identificados o descritos por Sommer
(1965), Carls (1969a, 1969b, 1975, 1977 y 1986),
Gandl (1972), Bultynck (1971, 1976 y 1979), y Carls et
al. (1993). No obstante, la mayoría de estos fósiles aún
no han sido estudiados en detalle, salvo los conodontos
y algunos braquiópodos y trilobites. Los materiales del
Devónico Inferior del Norte de Guadalajara tienen gran
importancia en el contexto ibérico, por componer una
sucesión muy completa y de gran espesor (1900 m), en
donde alternan distintos tipos de litologías con fósiles
representativos de ambientes someros y pelágicos (bio-
facies renanas y hercínicas). Esto último es muy impor-
tante de cara a precisar las correlaciones biocronoló-
gicas a larga distancia, por el reflejo en la sucesión
de ciertos acontecimientos eustáticos globales (por
ejemplo el Evento Daleje), y como marco de referencia
para las reconstrucciones paleogeográficas y paleobio-
geográficas.
Figura 10. Braquiópodos espiriféridos del Devónico Inferior
(Emsiense inferior: Formación Cercadillo) del sinforme de Riba de
Santiuste, géneros Euryspirifer (1-5), Subcuspidella (6-8) y Arduspiri-
fer (9-10). Según Carls (1969a).
Figura 11. Trilobites facópidos del Devónico Inferior (Formaciones
Alcolea y Cercadillo) de la sección de Alcolea de Las Peñas: géneros
Acastella (centro y ángulo superior izquierdo), Protacanthina (dere-
cha) y Paracryphaeus (ángulo inferior izquierdo); este último, perte-
neciente a una especie (P. alcoleae: Praguiense basal) dedicada a la
localidad. Según Gandl (1972).
82
LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA
Los afloramientos paleozoicos de la Rama Castellana
de la Cordillera Ibérica son marcadamente discontinuos,
y componen una serie de «macizos» paleozoicos como
núcleo de grandes estructuras alpinas (Capote y Gonzá-
lez Lodeiro, 1983), los cuales se hallan en prolongación
geológica con el Paleozoico de la Zona Asturoccidental-
Leonesa. Cuatro de estos núcleos se ubican enteramente
en la provincia de Guadalajara (Santa María del Espino,
Aragoncillo, Ciruelos-Teroleja y Nevera), y otros dos (Sie-
rra Menera y Tremedal) se prolongan en la provincia de
Teruel (Figs. 1, 13 y 28). Desde el punto de vista crono-
estratigráfico, la sucesión paleozoica está aquí mucho
más limitada que en las sierras septentrionales de la pro-
vincia (Ordovícico Inferior-Silúrico superior, frente al
rango Cámbrico inferior-Devónico inferior conservado en
el Dominio del Ollo de Sapo). No obstante, los aflora-
mientos paleozoicos de estos núcleos orientales se pre-
sentan comparativamente menos deformados y apenas
sufrieron metamorfismo, por lo que ofrecen mejores con-
diciones de estudio y son bastante fosilíferos.
Figura 13. Situación y constitución geológica de los núcleos precar-
boníferos de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Según Pie-
ren et al. (2004).
83
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
Figura 12. Aspecto de algunos microfósiles (conodontos) del Devónico Inferior de la Formación Cercadillo. Según Bultynck (1971).
EL PALEOZOICO PRECARBONÍFERO DE LAS
SIERRAS ORIENTALES
En líneas generales, la sucesión ordovícico-silúrica
abarca nueve formaciones que suman un máximo de
1900 m, frente a los 2400 m de sus equivalentes en el
Sistema Central. Los trabajos más representativos son
los de Riba Arderiú (1959) para los «macizos» del Neve-
ra y Tremedal; Sacher (1966) para Aragoncillo y Cirue-
los-Teroleja; y Herranz (1968) y Villena (1976) para Sie-
rra Menera. La estratigrafía de las unidades ordovícicas
ha sido revisada recientemente por Herranz Araújo et al.
(2003), Gutiérrez-Marco et al. (2004) y Pieren et al.
(2004), quienes detectaron variaciones en el desarrollo
de la sedimentación entre los núcleos nororientales
(Aragoncillo-Sierra Menera) y los suroccidentales,
donde, entre otros factores, la secuencia es algo más
completa para el Berouniense (Santa María del Espino,
Nevera y Tremedal).
La columna estratigráfica de síntesis (Fig. 14) mues-
tra que los materiales paleozoicos más antiguos, a veces
descritos como cámbricos, son en realidad equiparables
con la Formación Santed de la Rama Aragonesa (Tre-
madociense superior-Arenigiense inferior), de la que
afloran más de 450 m de pizarras y cuarcitas en las sie-
rras de Aragoncillo y Sierra Menera.
Figura 14. Sucesión ordovícica de los macizos de Aragoncillo y Sie-
rra Menera (Rama Castellana de la Cordillera Ibérica). A-D represen-
tan miembros informales. Según Pieren et al. (2004).
La Cuarcita Armoricana suprayacente (potencia pro-
medio: 450 m) combina bancos gruesos de cuarcitas
con tramos de alternancias areniscosas y limolíticas, que
en conjunto definen dos episodios sedimentarios princi-
pales, separados por discontinuidades de amplitud des-
conocida (Herranz et al., 2003). El registro paleontoló-
gico es muy parecido al de la Formación Alto Rey, des-
tacando los abundantes icnofósiles (Fig. 15) en una uni-
dad asignada al Arenigiense medio.
Figura 15. Icnofósiles de la Cuarcita Armoricana (Arenigiense),
procedentes de El Pedregal. Arriba: secciones de Daedalus halli en
el plano de estratificación; debajo, Cruziana rugosa (centro) y C.
goldfussi (a la derecha).
Por encima de la Cuarcita Armoricana, el Ordovícico
Medio comienza con la Formación Villar del Salz (=
«Grauvacas de La Venta»), que incluye un miembro
basal de pizarras y grauvacas (50-70 m): Arenigiense-
Oretaniense inferior), seguido por 100-300 m de micro-
grauvacas y pizarras con algunas intercalaciones de are-
niscas, además de raros horizontes de hierro oolítico
(Oretaniense superior? a Dobrotiviense Inferior basal).
Los fósiles son frecuentes en ciertos niveles, destacando
los graptolitos, trilobites (Fig. 16), moluscos y braquió-
podos. 
84
LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA
Figura 16. Colpocoryphe rouaulti (trilobites) del Dobrotiviense de
Pardos.
En el Sur del Macizo de Aragoncillo, la Fm. Villar del
Salz consiste principalmente en pizarras con nódulos fosi-
líferos, especialmente abundantes en el Dobrotiviense. En
conformidad, sobre la unidad anterior está la Formación
San Marcos (40-170 m: Dobrotiviense a Berouniense
basal), que en Sierra Menera presenta dos miembros
cuarcíticos separados por uno intermedio de pizarras,
donde se localiza el límite Ordovícico Medio-Superior
(Fig. 17). Esta formación equivale a las antiguas «Alter-
nancias del Ordovícico Superior», a la «Arenisca de Tor-
desilos» y a la «Cuarcita de Colmenarejos» -parte baja de
las «Calizas de El Pobo»-, vinculadas erróneamente con
unidades ordovícicas más modernas («Caradoc-Ashgill»).
El registro fósil está formado principalmente por bra-
quiópodos, trilobites y graptolitos, conservadosgeneral-
mente en areniscas (Fig. 18).
La Formación San Marcos queda interrumpida nor-
malmente por una laguna estratigráfica que la separa
de las calizas kralodvorienses (en parte equivalente al
piso Katiense global). Sin embargo, en los núcleos del
Nevera y Tremedal existe una unidad intermedia, con
fósiles del Berouniense medio y superior (Sandbiense
tardío-Katiense temprano), que se desarrolla como una
alternancia de areniscas, pizarras y cuarcitas (Formación
Bronchales: 150-200 m). Sobre ella, o sellando una
laguna estratigráfica sobre la Formación San Marcos, se
apoyan los materiales carbonatados de la Formación
Ojos Negros, nombre que reemplaza a las antiguas
85
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
Figura 17. Corte tipo de la Formación San Marcos, al Noreste de Tordesilos. Techo a la izquierda.
Figura 18. Areniscas con braquiópodos de la Formación San Mar-
cos, Sierra de Aragoncillo.
Figura 19. Mina de Setiles, con afloramiento de la Formación Ojos
Negros (en primer plano a la derecha).
«Calizas del Cabezo» (= «miembro superior de las Cali-
zas de El Pobo»). Las dolomías masivas características de
la unidad (de hasta 90 m de espesor) suelen estar pre-
cedidas por un miembro inferior (0-15 m) de pizarras
verdes o margas fosilíferas, con abundantes briozoos y
equinodermos. El techo de la sucesión es una disconti-
nuidad erosiva, o incluso consiste en un paleokarst con
relleno ferruginoso (con removilizaciones y mineraliza-
ciones hidrotermales sobreimpuestas), explotado en
cortas a cielo abierto (minas de Setiles, El Pobo y Ojos
Negros): Figura 19.
La discontinuidad está relacionada con el descenso
eustático ligado a la glaciación finiordovícica, tras cuyo
máximo se depositan sedimentos detríticos finos con
granos y cantos de origen glaciomarino (Fortuin, 1984),
encuadrados en la Formación Orea (0-80 m: Hirnantien-
se): Figuras 20 a 22. Esta última tiene un desarrollo varia-
ble, vinculado con la tectónica sinsedimentaria, que hace
que en algunos puntos no se deposite y en otros man-
tenga grandes diferencias de espesor y litofacies en cor-
tas distancias (Álvaro y Gutiérrez-Marco, 2007).
El límite Ordovícico-Silúrico se sitúa dentro de la For-
mación Los Puertos, constituida por 1-80 m de cuarcitas
en bancos gruesos, correlacionable con la Formación San-
tibáñez de las sierras septentrionales, y que también gene-
ra resalte morfológico. Los graptolitos descritos en la
mitad superior de la unidad indican diferentes biozonas
del Rhuddaniense, Aeroniense y Telychiense basal (Gutié-
rrez-Marco y Storch, 1998), lo que implica que la unidad
está fuertemente amalgamada y tiene bastantes lagunas
internas. En ocasiones, la Fm. Los Puertos se apoya dis-
conforme sobre las pizarras con cantos de la Fm. Orea
(Fig. 23), sin que exista una discontinuidad generalizada
entre el Ordovícico y el Silúrico a nivel regional.
86
LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA
Figura 20. Panorámica de un pequeño antiforme en la Formación Orea (Hirnantiense), en la carretera entre Checa y Orea, con un peque-
ño sinclinal silúrico a la izquierda (zona con mayor vegetación por delante de la cresta de cuarcita).
Figura 22. «Dropstones» de caliza (arriba) y de arenisca (debajo) en
las diamictitas glaciomarinas de la Formación Orea. Secciones al Este
de Checa.
Figura 21. Detalle de la parte central de la imagen anterior, con
pliegues menores en la alternancia de areniscas y pizarras de la For-
mación Orea (Ordovícico terminal).
La sucesión silúrica prosigue con la Formación Báde-
nas, que toma su nombre en la Rama Aragonesa, y de
la que afloran más de 300 m de pizarras oscuras a
negras, bastante monótonas, con algunos tramos ricos
en nódulos (Fig. 24). La unidad es muy fosilífera, espe-
cialmente en su parte inferior, donde se suceden biozo-
nas de graptolitos del Telychiense en yacimientos cierta-
mente notables, como el de Checa (Fig. 25). Los tramos
medios y elevados de la sucesión contienen horizontes
graptolíticos del Wenlock y Ludlow, estos últimos en
niveles con frecuentes intercalaciones arenosas e inclu-
so con raros lentejones calcáreos con fósiles inéditos. La
parte más alta de la Formación Bádenas aflora tan sólo
en los núcleos de Ciruelos-Teroleja y Nevera, donde exis-
87
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
Figura 23. Contacto erosivo de las cuarcitas de la Formación Los
Puertos (arriba) con las diamictitas de la Formación Orea (debajo), en
el Área de Interpretación Geológica ubicada al Este de Checa.
Figura 24. Nódulos fosilíferos de la Formación Bádenas, procedentes
de El Pobo de Dueñas. En el del centro-derecha se distingue el plano
ecuatorial de un nódulo con los moldes tridimensionales de graptoli-
tos monográptidos, resaltados con óxido de magnesio. Abajo, detalle
de los pliegues triangulares pertenecientes a la cutícula de un euripté-
rido, conservada entre restos de nautiloideos ortoconos.
Figura 25. Algunos graptolitos del Silúrico (Telychiense) de Checa, parte inferior de la Formación Bádenas. A la izquierda, Parapetalolithus
palmeus, una especie de rabdosoma biserial con prominente nematulario. A la derecha, colonias aplastadas de Oktavites spiralis, una forma
uniserial de rabdosoma espiralado que llega a formar densas acumulaciones por corrientes (abajo).
ten tramos métricos de areniscas y cuarcitas ferrugino-
sas que probablemente alcancen el Pridoli (Fig. 26). Por
encima de ellos, los afloramientos se interrumpen al
alcanzarse las cotas de erosión de la base del Pérmico y
las actuales de los núcleos paleozoicos de la Rama Cas-
tellana. 
En la provincia de Guadalajara se obtuvieron las pri-
meras referencias españolas de fósiles y rocas del Ordo-
vícico y Silúrico, merced a los trilobites del Sur de Par-
dos ilustrados por Torrubia (1754) (Fig. 27) y a los grap-
tolitos citados por Verneuil y Collomb (1853) en las pro-
ximidades de Checa. El primer autor mencionaba tam-
bién el hallazgo de unas «piedras geodes» en El Pobo de
Dueñas, que resultaron ser nódulos englobados en las
pizarras graptolíticas del Silúrico (Figs. 24 y 27:
Gutiérrez-Marco et al., 1997). Posteriormente, otros
muchos autores citan la presencia de fósiles silúricos y
devónicos en la provincia (por ejemplo, y aparte de los
artículos ya citados en apartados anteriores, Kindelán y
Ranz, 1918; Hernández Sampelayo, 1960; García Pala-
cios y Rábano, 1996; Gutiérrez-Marco y Storch, 1998;
Storch, 1998, Kríz, 2005...), si bien los fósiles ordovíci-
cos han recibido hasta ahora una atención escasa (tan
sólo algunas descripciones de equinodermos y cono-
dontos: Domínguez y Gutiérrez, 1990; Gutiérrez-Marco
et al., 1996; Del Moral González, 2008). Para una reco-
pilación detallada de los fósiles de la provincia en su
contexto castellano-manchego, ver Gutiérrez-Marco y
Rábano (1999).
Figura 27. Ilustraciones originales de Torrubia (1754) de algunos
«cuerpos marinos petrificados», encontrados en Pardos (a la izquier-
da), y de «piedras Geodes» de El Pobo de Dueñas (a la derecha). En
realidad se trata de trilobites ordovícicos y de nódulos silúricos, res-
pectivamente.
Desde el punto de vista paleogeográfico, como ya
expusimos en la introducción, la historia geológica de
las rocas prevariscas de Guadalajara comienza en una
de las extensas plataformas marinas que circundaban el
gigantesco continente de Gondwana (Fig. 3) durante
los periodos Cámbrico y Ordovícico (Cocks y Torsvik,
2002; Robardet, 2003). A lo largo de esta dilatada
etapa, la cuenca sedimentaria se comportó principal-
mente como un margen pasivo, viéndose afectada por
una tectónica extensional que generó fallas normales y
deslizamientos gravitacionales en parte del Dominio del
Antiforme del Ollo de Sapo. Por ello, el magmatismo del
Norte centroibérico no reviste un carácter orogénico, y
se asocia con los estadios iniciales de rifting que reflejan
los ecos de la lejana fragmentación y deriva de Avalonia
a partir de Gondwana. En el registro geológico de Gua-
dalajara, tales eventos magmáticos se traducen en el
importante vulcanismo peralumínico félsico (hacialos
495-483 Ma) representado por las formaciones porfi-
roides y las posteriores intrusiones graníticas someras
(483-474 Ma), estas últimas virtualmente contemporá-
neas del depósito de la Cuarcita Armoricana en una pla-
taforma marina casi estable y de muy baja pendiente. Al
mismo tiempo, el análisis detallado de los circones
heredados por las rocas ígneas (Montero et al., 2007)
revela que su fuente magmática original consistió en
rocas calcoalcalinas del Ediacárico temprano (602-614
88
LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA
FÓSILES Y PALEOGEOGRAFÍA
Figura 26. Contacto entre areniscas ferruginosas y pizarras del
Silúrico superior (Formación Bádenas) al Noreste de Chequilla.
Ma), generadas al final de la colisión panafricana (tam-
bién llamada asíntica o cadomiense). El escenario pre-
gondwánico correspondiente se enmarcaba en una
zona de subducción y de colisión arco-continente,
donde las primeras rocas magmáticas fundieron otras
rocas pre-panafricanas. De cada una de estas últimas
subsisten circones originales, agrupados en poblaciones
vestigiales de edades orosíricas, tónicas y criogénicas, y
que fueron heredados por las rocas magmáticas cam-
bro-ordovícicas aflorantes en el Norte de Guadalajara,
junto con los circones ediacáricos.
Los ambientes marinos del Ordovícico Inferior y
Medio se vieron involucrados en una importante trans-
gresión marina, que superpuso a los depósitos arenosos
costeros que dieron la Cuarcita Armoricana, otros más
profundos, representados por las monótonas sucesio-
nes de pizarras con fósiles de organismos bentónicos
neríticos (trilobites, bivalvos, gasterópodos, rostrocon-
chas, braquiópodos, equinodermos, etc.) y pelágicos
(cefalópodos y graptolitos). A finales del Ordovícico
Medio e inicios del Ordovícico Superior, la sedimenta-
ción arcillosa intercaló aportes arenosos de origen tem-
pestítico. A partir de entonces las sucesiones pasaron a
ser más someras, de naturaleza esencialmente arenisco-
sa a cuarcítica en la actualidad (Formaciones Molinos y
San Marcos), con registro de fósiles neríticos e incluso
lagunas estratigráficas de variada duración según las
zonas. Se llegó así al depósito de calizas masivas en la
Cordillera Ibérica (Formación Ojos Negros), que testi-
moniaron el calentamiento global (Evento Boda) del
Katiense Superior (= Kralodvoriense mediterráneo). El
mismo se vio sucedido en el Hirnantiense por un corto
e intenso ciclo glacial centrado en el indlandsis africano,
al final del cual la sedimentación se reanudó con dia-
mictitas con cantos de origen glaciomarino (Fms. Orea,
Naharros y Plantío).
El límite Ordovícico-Silúrico se localiza en el seno de
nuevos depósitos litorales arenosos (Formaciones Santi-
báñez y Los Puertos), seguidos de una nueva transgresión
que introdujo arcillas negras, propias de fondos anóxicos,
que conservan abundantes graptolitos epiplanctónicos
(Formaciones Bádenas y Cañamares). La sedimentación
evolucionó a ambientes más oxigenados de la plataforma
interna, de modo que en el Silúrico superior se hicieron
frecuentes los tramos arenosos dentro de la Formación
Bádenas, llegando a desarrollar una unidad predominan-
temente cuarcítica (Formación Alcolea), que incluye el
tránsito al Devónico. El registro fósil de esta formación
comprende numerosos braquiópodos, moluscos y trilobi-
tes, cuya distribución estratigráfica ofrece la mejor posi-
bilidad de conocer la vida en ambientes arenosos a esca-
la europea, sobre todo para el Silúrico final.
La Formación Cercadillo suprayacente supuso un
cambio ambiental en el Devónico Inferior, vinculado
con el desarrollo de un surco subsidente, a favor del
cual se sucedieron con cierta ritmicidad etapas domi-
nadas por fondos arenosos o arcillosos que alterna-
ron con intercalaciones y tramos de calizas muy varia-
dos. Lo más interesante es que la tasa de subsidencia
dentro de este surco local superó reiteradas veces a la
tasa de sedimentación, posibilitando la llegada de
plancton y necton pelágicos (en especial ciertos cefa-
lópodos, tentaculítidos y conodontos), además de
otros elementos bohémicos, que se asociaron en los
mismos horizontes con faunas bentónicas de bra-
quiópodos, trilobites, corales, briozoos y equinoder-
mos, propias de fondos más someros y energéticos.
Este proceso confirió a la sucesión devónica del Gua-
darrama oriental un valor muy particular, y ha con-
vertido a la Formación Cercadillo en una unidad de
referencia para la correlación bioestratigráfica inter-
ambiental del Devónico Inferior a escala europea. Sus
mayores paralelismos se alcanzan con sucesiones coe-
táneas de la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica
y la Bretaña francesa (Carls y Valenzuela-Ríos, 1999;
Carls, 2002), si bien en Guadalajara la sucesión equi-
valente es más potente que en las restantes áreas
mencionadas.
89
GEOLOGÍA DE GUADALAJARA
Figura 28. Vista hacia el Este del valle del río Cabrillas, entre Checa
y Orea, con espectaculares afloramientos de la sucesión del Ordoví-
cico Medio-Silúrico Inferior, en el borde Sur del Macizo del Nevera.
El ciclo orogénico varisco provocó el plegamiento,
metamorfismo y fracturación del conjunto de la suce-
sión precarbonífera, incluyendo la superposición tectó-
nica de unidades cambro-ordovícicas antiguas sobre
otras ordovícicas más modernas, tal y como ocurre en
el Domo de Hiendelaencina (Figs. 5 y 6). La Orogenia
Varisca favoreció la génesis de yacimientos minerales
dentro de las formaciones porfiroides (las antiguas
minas de Hiendelaencina, emplazadas en el Ollo de
Sapo), así como enriquecimientos hidrotermales en
mineralizaciones estratiformes previas (por ejemplo los
hierros de Setiles, vinculados primariamente con un
paleokarst del Ordovícico terminal). Tanto en el Norte
como en el Este de la provincia, los afloramientos paleo-
zoicos prevariscos quedaron truncados por la erosión
previa al Pérmico y fueron remodelados por procesos
erosivos posteriores: pre-Cretácico Superior, Oligoceno
y Plioceno, aparte de los del Cuaternario.
Tras la colisión continental varisca se formó el super-
continente Pangea, en el que pronto nació un océano
interior (el mar del Tethys) cuya apertura acabó por divi-
dirlo en otras dos grandes masas continentales. El
nuevo continente austral así formado, marcó el resurgir
de un «Gondwana» distinto de su homónimo del Paleo-
zoico Inferior, y que desapareció en la disgregación defi-
nitiva impuesta por la apertura del Atlántico Sur y los
demás océanos recientes. 
Al Prof. José Ramón Martínez Catalán (Universidad
de Salamanca) y al Dr. Alejandro Díez Montes (IGME,
Salamanca) por la cesión de algunos esquemas y foto-
grafías, respectivamente. A D. Manuel Lombardero por
su colaboración en la designación de formaciones den-
tro del Grupo Rodada, abordada en un proyecto incon-
cluso con el primer autor, y a D. Carlos Alonso por su
ayuda con las ilustraciones fotográficas. Los datos obte-
nidos en el Parque Natural del Alto Tajo representan una
contribución al proyecto PATRIORSI (CGL2006-
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