Estudios Geol., 59: 67-81 (2003)

RASGOS MORFOLOGICOS y PETROLOGICOS DEL PALEOKARST
DE LA UNIDAD SUPERIOR DEL MIOCENO

DE LA CUENCA DE MADRID
M. E. Sanz-Montero*, M. A. García del Cura**' ***, J. P. Calvo* y J. C. Cañaveras***' ****

RESUMEN

En la Cuenca de Madrid y, especialmente, en la zona sur (Mesa de Ocaña), la disconti­
nuidad estratigráfica que define el límite Mioceno-Plioceno está representada por una
superficie paleokárstica desarrollada sobre las calizas de la Unidad Superior del Mioceno.
El paleokarst sufrió una evolución polifásica dentro de la cual se han destacado tres episo­
dios principales. El primero, que afectó por igual a todo el conjunto carbonático, se inició
con la desecación de los sistemas lacustres instalados en el área durante el Turoliense. El
nivel freático se mantuvo próximo a la superficie del terreno, como se constata por la
situación de cuevas horizontales en las calizas. La superficialidad de la tabla de agua,
junto a la falta de litificación del sedimento, propició una extensiva colonización vegetal.
Asociado a las raíces de las plantas, se originó un conjunto de tubos que, junto con las
cuevas horizontales, configuran un modelado característico del tipo de perfiles kársticos
denominados «descubiertos». La evolución posterior del karst tuvo lugar tras el plega­
miento de las calizas. Esta segunda etapa se caracterizó por la formación local de calcre­
tas con sus fábricas características (laminar, pisolítica, etc.) sobre los perfiles anteriores,
lo que evidencia un régimen climático árido. Más tarde, la tipología de perfiles «cubiertos
por calcretas» resultante fue enterrada por el sistema fluvial plioceno que se instaló en el
NE de la Mesa de Ocaña. En la zona sur, más alejada de los depocentros deposicionales,
se constata un tercer episodio evolutivo definido por la acumulación de suelos, fundamen­
talmente en los sinclinales. Bajo esta cubierta edáfica tuvo lugar una intensa disolución y
brechificación del sustrato que se ha reflejado en un tercer tipo de perfiles, denominados
«brechoides» y que indicarían condiciones climáticas húmedas. Finalmente, todo el con­
junto fue fosilizado por las costras calcáreas que se formaron a finales del Plioceno.

El estudio de este paleokarst permite, por un lado, desvelar los procesos diagenéticos
principales que han experimentado las calizas de la Unidad Superior del Mioceno desde las
etapas iniciales de exposición subaérea y, por otro, determinar que dicha exposición se pro­
longó durante todo el Plioceno. No obstante, la duración de la primera fase generalizada de
karstificación fue más breve, ya que las evidencias apuntan a cifras del orden de 105 años.

Palabras clave: paleokarstificación, calizas continentales, Neógeno, Cuenca de Madrid.

ABSTRACT

In the Madrid Basin, especially in the Southem part (Mesa de Ocaña), the Miocene­
Pliocene stratigraphic boundary is defined by a paleokarst sculpted on the Miocene limes­
tones. The development of the paleokarst was completed in three main successive stages.
The first one was initiated when the lacustrine sedimentary complex, settled in the basin
during the Turolian, dried out. Although the water table dropped, it was still close to the
surface, as indicated by the location of sub-horizontal caves in the limestone formation.
The proximity of the water table favored an encroachment of vegetation into the unlithi­
fied sediment. Conduits related to the plant roots, together with the horizontal caves,

• Departamento de Petrología y Geoquímica. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense. 28040 Madrid
(e-mail: mesanz@geo.ucm.es;jpcalvo@geo.ucm.es).

.. Instituto de Geología Económica. CSIC-UCM Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense. 28040 Madrid
(e-mail: agcura@geo.ucm.es) .

... Laboratorio de Petrología Aplicada. Unidad Asociada CSIC-Universidad de Alicante. Apartado 90-03080 Alicante
.... Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. Apartado 99-03080 Alicante (e-mail:

jc.canaveraS@ua.es).



68 M. E. SANZ-MONTERO, M. A. GARCIA DEL CURA, J. P. CALVO, J. C. CAÑAVERAS

represent the most prominent dissolution features of the resulting «uncovered» karst. The
second stage of karstification took place after the limestones folded. It was characterized
by the formation of calcretes, which exhibit typical fabrics (laminar, pisoliths, etc.), on
the previous profiles, providing evidence of a dry climatic stage. Karstic profiles «covered
by calcretes» were buried by a Pliocene river system. In the south zone of the Mesa de
Ocaña, far away of the fluvial complex, a third episode of karstification has been verified.
This episode is defined by the accumulation of soils, basically in the synclines, which
caused the dissolution and brecciation of the substrate, as it is reflected in a third type of
profiles, called «brechoides». These features are consistent with a humid climate. Finally,
all types of karst were buried by a laminar calcrete formed at the latest Pliocene. Therefo­
re, the polyphase development of the paleokarstic surface lasted almost all the Pliocene.
Nevertheless, figures on the arder of 105 years are envisaged as reliable to assess the dura­
tion of the first phase, the only one evenly affecting the limestone formations.

Key words: paleokarst, eontinentallimestones, Neogene, Madrid Basin.

Introducción

El registro neógeno de la Cuenca de Madrid está
constituido por tres unidades estratigráficas mayores
de edad Mioceno y dos unidades pliocenas, estas
últimas colmatando el relleno de la cuenca (Calvo el
al., 1989; Ordóñez el al., 1991; Calvo el al., 1996)
(fig. 1). Estas unidades, definibles como unidades
tecto-sedimentarias, están limitadas a base y a techo
por discontinuidades sedimentarias, representadas en
varios casos por superficies paleokársticas. Así, la
discontinuidad entre la Unidad Inferior del Mioceno
(Rambliense-Aragoniense medio) y la Unidad Inter­
media queda definida por una superficie paleokársti­
ca esculpida sobre materiales yesíferos (Calvo el al.,
1984; Rodríguez-Aranda, 1995), cuyo desarrollo
abarca varias decenas de miles de años (Rodríguez­
Aranda el al., 2002). La discontinuidad entre la Uni­
dad Intermedia del Mioceno (Aragoniense medio­
Vallesiense inferior) y la Unidad Superior está repre­
sentada también por una superficie paleokárstica, en
este caso desarrollada sobre materiales carbonáticos
y yesíferos (Cañaveras, 1994) en un intervalo tem­
poral netamente más amplio que la anterior (¿alrede­
dor de un millón de años?) (Cañaveras el al., 1996).
Por su parte, el techo de la Unidad Superior del Mio­
ceno (Vallesiense superior-Turoliense) presenta una
superficie paleokárstica desarrollada sobre carbona­
tos (Sanz Montero, 1994), que separa esta unidad de
los depósitos siliciclásticos y calcretas que compo­
nen la parte inferior del registro sedimentario plioce­
no de la Cuenca de Madrid.

El interés del estudio de las superficies paleokárs­
ticas o, en general, de los paleokarsts queda puesto
de manifiesto por el hecho de que una parte impor­
tante de los almacenes de hidrocarburos y también de
algunos recursos minerales metálicos aparece asocia­
da a este tipo de sistemas, caracterizados por una
notable porosidad y permeabilidad. Ello se refleja en
la importancia dada a los paleokarsts en el análisis

estratigráfico de cuencas (por ejemplo, identificación
de límites entre secuencias deposicionales) y en las
estrategias de exploración de minerales metálicos e
hidrocarburos (Quinlan, 1972; Fritz el al., 1993). La
literatura sobre paleokarsts es, por consiguiente, muy
amplia, pudiendo subrayarse dentro de ella los traba­
jos de Wright (1982), Esteban y Klappa (1983),
James y Choquette (1988a), Bosak el al. (1989),
Wright y Smart (1994), Ford (1995), Vanstone
(1998) y Baceta el al. (2001) y otros muchos sobre
estudios específicos de determinados paleokarsts.

Según Wright (1982), el término 'paleokarst' se
refiere a los rasgos kársticos desarrollados en el
pasado en relación con un sistema hidrológico o un
paisaje previos. La mayor parte de los rasgos espe­
cíficos de un paleokarst están en relación con proce­
sos de disolución a pequeña, media o gran escala
que afectan a rocas altamente solubles, típicamente
carbonatos y yesos, dando lugar al desarrollo, más o
menos intenso, de porosidad secundaria (Ford y
Williams, 1989). La tipología de paleokarsts (intra­
estratales, subyacentes, enterrados, etc.) ha sido
conceptualizada y resumida por Wright (1982).

Además de la información sobre discontinuidades
estratigráficas inherente a la presencia de superficies
paleokársticas, el estudio de los rasgos de un paleo­
karst permite obtener inferencias de carácter paleo­
climático (Wright, 1988), sobre la continuidad o
carácter polifásico de la karstificación (Juhász el al.,
1995; Molina el al., 1999), así como evidencias
sobre el intervalo de tiempo o duración de los proce­
sos de karstificación en una determinada región en
el pasado (Esteban, 1991). Todos estos aspectos se
basan en el reconocimiento cualitativo de los rasgos
presentes en los paleokarsts. En un trabajo reciente,
Budd el al. (2002) hacen hincapié en el potencial de
la cuantificación de los rasgos kársticos como méto­
do para valorar la intensidad y amplitud de los pro­
cesos de karstificación en el registro estratigráfico.

En este trabajo se lleva a cabo una descripción e



RASGOS MORFOLOGICOS y PETROLOGICOS DEL PALEOKARST DE LA CUENCA DE MADRID 69

interpretación del paleokarst desarrollado sobre los
depósitos carbonáticos que constituyen el techo de
la Unidad Superior del Mioceno en la Cuenca de
Madrid, particulannente en la zona sur de la cuenca,
donde este paleokarst aparece más ampliamente
expuesto. La tipología de los perfiles kársticos y su
asociación con los diversos tipos de materiales rela­
cionados genéticamente con el paleokarst, son utili­
zados como base para la interpretación paleoam­
biental del contexto sedimentario de la cuenca
durante el Mioceno superior.

El estudio se ha realizado siguiendo la metodología
habitual de campo y laboratorio, que incluye análisis
de difracción de rayos X, observación de muestras

con microscopio petrográfico, microscopio de catodo­
luminiscencia (condiciones de trabajo: tensión del haz
electrónico 15 kV, intensidad 400-500 microamperios
y presión 0,05 Torr), y microscopio electrónico de
barrido (MEB, modelo JEüL 6400). Igualmente, se
ha procedido al análisis isotópico de C y ü en distin­
tas muestras de carbonatos. Los valores se expresan
en unidades 8%0 referidas al estándar PDB-l.

Contexto geológico

La Cuenca de Madrid aparece delimitada, al norte
y oeste, por los relieves del Sistema Central, al este,

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Mesa de Ocaña

10 20 30 40 50km

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Cuaternario

Mioceno, Unidad
Superior

Mioceno, Unidad
Intermedia

Mioceno, Unidad
Inferior

o
l!lllillII
[]]]

Ed

Mioceno Inferior - Superior
sedimentos terrígenos

Paleogeno (terrígenos y
carbonatos)

Mesozoico (carbonatos)

Paleozoico (rocas plutónicas
y metamórficas)

E23 Carbonatos
G Margas

~ Yesos
M Yesos detríticos

1'.\°:1Terrígenos gruesos

1::: -:-::: -:-1 Terrígenos finos

~ Halita y otras sales

Fig. l.-Mapa geológico y unidades litoestratigráficas mayores reconocidas en el registro sedimentario neógeno de la Cuenca
de Madrid.



70 M. E. SANZ-MONTERO, M. A. GARCIA DEL CURA, J. P. CALVO, J. C. CAÑAVERAS

por la Cordillera Ibérica y Sierra de Altomira y por
los Montes de Toledo en su parte meridional, confi­
gurándose como una cuenca de geometría triangular
que abarca 12.000 km2 (fig. 1). El registro sedimen­
tario terciario de la Cuenca de Madrid es muy com­
pleto, con una sucesión de depósitos paleógenos y
neógenos cuyo espesor oscila entre los 2.000 y los
3.500 m (Ordóñez el al., 1991; Calvo el al., 1996).

Salvo en las partes más próximas a los bordes de
la cuenca, los sedimentos aflorantes son de edad
Neógeno y se disponen generalmente con geometría
horizontal. Desde un punto de vista estratigráfico,
se distinguen tres unidades mayores de edad Mioce­
no (unidades Inferior, Intermedia y Superior), todas
ellas constituidas por sedimentos de carácter conti­
nental. Tanto la Unidad Inferior como la Unidad
Intermedia presentan una distribución de facies a
grandes rasgos concéntrica, con depósitos siliciclás­
ticos (facies de abanico aluvial y fluviales) adya­
centes a los bordes de cuenca y depósitos lacustres
(evaporitas y carbonatos) en las partes centrales
(Calvo el al., 1989; Ordóñez el al., 1991; Alonso­
Zarza y Calvo, 2002). La distribución de facies fue,
sin embargo, distinta durante el depósito de la Uni­
dad Superior, observándose una disposición orienta­
da aproximadamente N-S de facies siliciclásticas,

que dan lugar a lo que se conoce regionalmente
como «Red Fluvial Intramiocena» (Capote y Carro,
1968), sobre las que se disponen, en zonas centrales
de la cuenca, depósitos carbonáticos lacustres (tam­
bién conocidos regionalmente como «Calizas del
Páramo»). La Unidad Superior del Mioceno presen­
ta una notable complejidad interna en cuanto al
reparto de estas facies, así como por su estrecha
relación paleogeomorfológica con los niveles que
culminan la Unidad Intermedia, los cuales, tal como
se ha indicado anteriormente, aparecen afectados
por procesos de karstificación desarrollados amplia­
mente durante el Vallesiense (Cañaveras el al.,
2003). Un modelo de la paleogeografía de esta uni­
dad, cuyas características han sido descritas en
Calvo el al. (1989), se presenta en la figura 2.

Los depósitos de edad Plioceno aparecen desi­
gualmente representados a lo largo de la Cuenca de
Madrid. Estos depósitos consisten básicamente en
facies siliciclásticas, carbonatos fluviales y lacustres
y niveles de calcretas. La mejor representación de
depósitos pliocenos se encuentra en la Mesa de
Ocaña-Tarancón. Ordóñez el al. (1984) describen,
sobre las facies yesíferas y carbonáticas karstifica­
das de la Unidad Intermedia en esta zona, una uni­
dad fluvial con limos rojos, suelos calcimorfos y

CANALES FLUVIALES {

LLANURA DE INUNDACION

1:-.--:'·1 ARENAS Y GRAVAS

I<!>oclll ONCOLlTOS /INTRACLASTOS

1:-.::: I LIMOS Y LUTITAS

{

~ MARGAS

MAR(iEN LACUSTRE IEEB CALIZAS

~ CALIZAS

LAGO a CALIZAS MICRITICA

ARENOSAS

TOBACEAS

.:y, 11 VEGETALES, ALGAS CAROFITAS

8 1\ BIOCLASTOS

Fig. 2.-Modelo sedimentario para los términos intermedios de la Unidad Superior del Mioceno.



RASGOS MORFOLOGICOS y PETROLOGICOS DEL PALEQKARST DE LA CUENCA DE MADRID 71

canales terrígeno-carbonalados (Ordóñez y García
del Cura. 1983). de unos 30 m de espesor, a cuyo
techo se disponen niveles de calizas micríticas alga­
les e intr•.unicritas de tamaño arena. que presentan a
techo rasgos edáficos y de karstificación. Sobre este
conjunto se desarrolla un encostramiento carbonáti­
co o calcrela con un perfil muy maduro (facies
laminar, pisolítica y brechoide).

La actividad tectónica acontecida durante el Plio­
ceno se concreta en dos episodios fundamentales que
Aguirre et al. (1976) denominaron fases lberoman­
chega 1 y 11. La primera fase tuvo lugar a finales del
Plioceno inferior y fue responsable de la fonnación
de pequeños pliegues y fallas en las capas de calizas
miocenas. a los que se sobreimpone una estructura
mayor, que incluye amplios y suaves sincLinales. ele­
vaciones y flex.iones (Capote y Femández-Casals.
1978). La fase lberomanchega 11. de edad Plioceno
medio-superior. causa el basculamiento hacia el sur
de la submeseta meridional (Aguirre et al., 1976).

La presencia de rasgos de karstificación a techo
de los niveles de carbonatos de la Unidad Superior
del Mioceno es observable en varios puntos de la
Cuenca de Madrid (García del Cura et al., 1992).
pero. aparte de algunas secciones en el área de Los
Santos de la Humosa. en las prox.imidades de Alea-

lá de Henares. los mejores perfiles se reconocen en
la Mesa de Ocaña-Tarancón. en la pane sur de la
cuenca (fig. 1). En esta zona es donde se centran las
descripciones e interpretaciones realizadas sobre
este paleokarst en el presente trabajo.

Descripción e interprelación de los rasgos
paleokársticos

La superficie paleokárstica analizada ha sido
objeto de estudio fundamentalmente en canteras.
que son relalivamente abundantes en la zona de la
Mesa de Ocaña. Los frentes de cantera ofrecen bue·
nos afloramientos. tanto lateral como venicalmente
(fig. 3). Así. la observación de estos fremes ha pero
mitido determinar que la tipología kárstica varía
lateralmente en distancias de orden métrico. condi·
cionada por la naturaleza y estructura de las calizas.
A la vez, se puede observar que el desarrollo veni­
cal de los rasgos de disolución afecta, por lo gene­
ral, a todo el espesor de los carbonatos, que rara­
mente superan la decena de metros en la zona sur de
la Cuenca de Madrid (Sanz Montero, 1994).

La impronta kárstica en las calizas es muy evi­
dente en los frentes de cantera, donde se manifiesta

Fis. 3.-frente de explotación de camera doodc se observa el modelado kárslico de las calizas de la Unidad Superior del Mioceno. El
pakOkarsl aparece fosilizado por depósitOS pliocenos. El u!nnino superior que apm'eee en la izquierda de la fotografía se corresponde

con la calcre13 laminar pliocena.



72 M. E. SANZ-MONTERO, M. A. GARCIA DEL CURA, J. P. CALVO, J. C. CAÑAVERAS

por abundante oquerosidad, brechificación y relle­
nos de arcilla de intenso color rojizo. Ese conjunto
de rasgos es más patente hacia el techo y se va
reduciendo progresivamente hacia la base de las
series carbonáticas.

Tipos de perfiles kársticos

Las calizas de la Unidad Superior muestran un
modelado de exposición subaérea peculiar y variado
que presenta zonaciones propiciadas por la geomor­
fología y estructura plegada del sustrato, de tal
modo que se han reconocido tres tipos principales
de perfiles kársticos (fig. 4). Estos se han clasifica­
do siguiendo en gran medida la terminología de
Wright (1982), que contempla la relación existente
entre la superficie de karstificación y la formación
inmediatamente superior, en este caso representada
por la Unidad Detrítica Pliocena. Conforme a aque­
lla relación, Wright (1982) establece dos tipos de
superficies kársticas: 1) cubiertas por suelos y 2)
descubiertas si no los presentan. A su vez estas
superficies se pueden encontrar enterradas (fosiliza­
das) o no. Así, se aludirá a los perfiles reconocidos
como: 1) perfiles de tipo descubierto, 2) perfiles
cubiertos por paleosuelos de tipo calcreta y 3) perfi­
les cubiertos por paleosuelos de tipo brechoide o
karst cavernoso (Jennings, 1971).

Perfiles de tipo descubierto

En general, estos perfiles se reconocen en los
pliegues anticlinales o en áreas donde las series
carbonáticas muestran poca deformación. En el
área norte de la Mesa de Ocaña (entorno de Villa­
rrubia de Santiago), los perfiles están generalmente
fosilizados por las series detríticas pliocenas
(fig. 4). En esta tipología de karst se han diferen­
ciado tres tramos atendiendo fundamentalmente a
la morfología y distribución de los rasgos de diso­
lución reconocibles a mesoescala (fig. 5a). Los tra­
mos considerados, en sentido descendente, son los
siguientes:

El tramo superior mide entre 2 y 3 m de espesor.
Se caracteriza por un entramado muy denso de
tubos verticales de sección sinuosa y poco bifurca­
dos. El diámetro medio de los tubos se mantiene
bastante constante alrededor de los 4 cm. Las sec­
ciones longitudinales varían de 20 a 60 cm, por lo
que ningún tubo abarca el espesor total del tramo
(fig.5b).

Los tubos verticales de disolución aparecen
huecos en sus zonas centrales, hacia las paredes
se reconocen carbonatos de tonos blancos o rosá­
ceos que incluyen escasos terrígenos y restos del
sustrato inalterado. Tales carbonatos se corres­
ponden con mosaicos de microesparita construi­
dos por cristales subeuhedrales de calcita que se

1 3 1
2 1 2 1

Unidad Superior
del Mioceno

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0-'. _.-_.-.

Calizas

Detríticos
Plioceno D·····.• .• 0.... "

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~

Paleosuelos

Facies fluviales

Fig. 4.-Modelo de distribución geomorfológica e interpretativo de los distintos tipos de perfiles kársticos diferenciados: 1) perfiles
kársticos de tipo descubierto, 2) perfiles cubiertos por calcretas y 3) perfiles cubiertos por paleosuelos de tipo brechoide.



RASGOS MORFOLOGICOS y PETROLOGICOS DEL PALEOKARST DE LA CUENCA DE MADRID 73

encuentran interpenetrados. En algunos casos
existen películas de arcillas ilíticas que tapizan
los cristales de microesparita (fig. 5c). Los tonos
rosáceos de la fábrica microesparítica, que con­
trastan con los colores grisáceos del sustrato, se
atribuyen a la presencia de tales ilitas. En las pro­
ximidades de los tubos el sustrato presenta fre­
cuentes texturas alveolares. Vistas mediante
microscopio electrónico de barrido (MEB-ES), las
texturas alveolares se caracterizan por presentar
un entramado de poros donde se conservan crista­
les aciculares y fibrosos de calcita, así como otros
restos orgánicos.

El tramo intermedio tiene una potencia media de
aproximadamente 0,5 m. En este tramo se disponen
familias de cuevas o huecos subhorizontales situa­
dos a distintas alturas (fig. 5a). Las longitud media
de las cavidades ronda los 1°cm, mientras que su
altura suele ser inferior a 5 cm. La separación entre
cuevas de una misma familia presenta valores del
orden de varios centímetros. Localmente se recono­
cen cuevas de mayor continuidad lateral que pue­
den alcanzar hasta varios decímetros de longitud.
La morfología más común de los huecos es semia­
bovedada o semilenticular, ya que suelen exhibir la
base horizontal muy plana y el techo convexo hacia
arriba. Con frecuencia se observa que desde las
bases de la cueva hacia abajo se extienden tubos de
disolución verticales, de escasos centímetros, que
confieren al conjunto resultante forma de «T» o de
«ojo de cerradura» (Ford, 1988) si se conectan
varias cuevas.

En algunos afloramientos se disponen espeleote­
mas tapizando las cavidades. Estos se presentan con
tonalidades que varían de blanco a gris y raramente
superan los 5 cm de espesor. Se diferencian dos
tipos, que suelen coexistir: placas de calcita y cola­
das (flowstone). Las coladas se presentan como con­
creciones globulares, aisladas o agrupadas en raci­
mos, o bien como tapices laminares, que ocupan
posiciones parietales, pavimentarias y, más rara­
mente, cenitales. Petrográficamente, las coladas se
componen de distintas franjas formadas por haces
de cristales fibrosos de calcita que aparecen delimi­
tados por películas de óxidos, materia orgánica y
micrita. El grado de pureza de los cristales varía
entre franjas (fig. 5d). Las placas de calcita flotante
(flakes o rafts, por ejemplo, Hill y Forti, 1986) se
orientan frecuentemente paralelas con la cavidad y
pueden aparecer incluidas como bolsadas dentro de
las coladas (fig. 5d). Se componen de delgadas pelí­
culas planas y rectas de micrita que miden hasta
varios milímetros de longitud. Sobre las superficies
de éstas se apoyan sendas hileras de cristales de cal­
cita con terminaciones cristalinas en «dientes de
perro» (fig. 5e).

Otro rasgo característico de este nivel es la pre­
sencia, más abundante hacia la base, de porosidad
de disolución tipo vug rellena de limo vadoso.

Conviene señalar, por un lado, que la posición y
morfología de los huecos de disolución descritos no
están condicionadas por discontinuidades del sus­
trato (superficies de estratificación o fracturas), ya
que éstos se disponen dentro de niveles masivos
(fig. 5a). Por otro lado, todos los huecos de disolu­
ción están afectados por el plegamiento de las cali­
zas, de tal modo que las cuevas se inclinan mante­
niendo su paralelismo con los planos de estratifica­
ción de las calizas y los tubos «verticales» se orien­
tan perpendiculares con éstos.

En el tramo inferior no se reconocen rasgos de
disolución a mesoescala, pero a microescala se
observa que la matriz micrítica del sustrato se halla
en buena medida recristalizada a pseudoesparita.
Por otro lado, el tramo presenta abundantes poros
de disolución de tamaño milimétrico y morfología
sinuosa (vug) que se rellenan con cementos calcíti­
cos en mosaico.

Las distintas fábricas petrográficas descritas ­
micrita, microesparita, pseudoesparita y cementos
esparíticos- han sido caracterizadas, tanto isotópi­
camente (o13C y 0180) como con catodoluminis­
cencia (Wright et al., 1997). Así, se debe destacar
que el conjunto de micrita-microesparita/pseudoes­
parita (que se muestrearon conjuntamente dada su
íntima asociación) muestra unos valores correspon­
dientes al 013C que varían de -7,83 a -7,28%0; los
valores de 0180, por su parte, oscilan entre -5,37 y
-4,68%0. Estos valores contrastan con los más lige­
ros correspondientes al cemento esparítico
comprendidos entre -9,37 y -9,06%0 para o13C y
entre -7,19 y -6,29%0 para 0180. La respuesta de
las distintas fábricas a la catodoluminiscencia es
más variable, de modo que la microesparita no es
luminiscente como tampoco lo suele ser la matriz
micrítica. Por su parte, los cementos esparíticos, así
como algunos bioclastos, muestran distintos grados
de luminiscencia.

Respecto a la extensión vertical, este tipo de per­
files sólo se desarrolla completamente si las series
calcáreas son litológicamente homogéneas y supe­
ran los 5 m de espesor. Si no alcanzan esta potencia,
por ejemplo en el norte de la Mesa de Ocaña, única­
mente se reconoce el tramo superior de tubos verti­
cales. Por otra parte, si las series calcáreas interca­
lan niveles de calcretas (Sanz Montero et al., 1991)
o de margas, también se modifican los rasgos kárs­
ticos, ya que la dureza de los primeros y la imper­
meabilidad de los segundos limitan la evolución
kárstica hacia abajo, de modo que sólo se reconoce
el tramo más alto. Además, en el contacto con las
margas se aprecia un desarrollo de cavernas.



74 M. E. SANZ-MONTERü. M. A. GARClA DEL CURA. J. P. CALVO, J. C. CAÑAVERAS

Fig. 5.--a) Afloramiento de un perfil kárstico de tipo descubierto desarrollado en [as calizas de la Unidad Superior del Mioceno.
Los rasgos macroscópicos de disolución son: tubos verticales. en los tramos más altos. y niveles de cuevas, en los tramos inferio­
res. b) Detalle de los tubos verticales de disolución donde destaca la densidad del entramado. El diámetro de las secciones, de mor­
fología subcircular. oscila entre 3 y 6 cm. c) Fotografía de MES-ES donde se reconoce un mosaico de cristales de microesparita
cubiertos por arcillas ¡líticas. d) MicrofolOgrafía donde se muestra la eoe:dstencia de dos tipos de espeleotema.~ camcleríSlicos de
los niveles de cuevas del paleokarst: coladas y placas de calcita (,afi). e) Detalle de [as placas de calcita constituidas por una pelí­
cula micritica revestida. en sus dos superficies. por cristales de esparita con tenninaciones en «dientes de perro». j) Microfotogra­
fía de pisolitos canlCterísticos dc los perfiles kárslÍcos con desarrollo de calcretas. Están fonnados por c1astos dc calcita. alterados a

microesparita. alrededor de los que se disponen fábricas laminares.



RASGOS MORFOLOGICOS y PETROLOGICOS DEL PALEOKARST DE LA CUENCA DE MADRID 75

Interpretación

Los perfiles de tipo descubierto muestran una
secuencia de rasgos de disolución y productos dia­
genéticos que, como se verá seguidamente, respon­
den, con la variación de escala de nuestro modelo
concreto, al modelo ideal de karst descrito por dis­
tintos autores (Jennings, 1971; Esteban y Klappa,
1983) en el que se diferencian las zonas vadosa y
freática y un paleonivel freático, típicos del ambien­
te meteórico.

En la zona vadosa se produce la infiltración y
percolación del agua. El descenso de agua en esta
zona se produce libre y rápidamente a favor de con­
ductos, o bien, por goteo (James y Choquette,
1988b). En el caso de los perfiles descritos, la abun­
dancia de tubos verticales en el tramo superior indi­
ca que el primer mecanismo debió de tener una
amplia participación. Otros rasgos observados en
los perfiles y característicos de esta zona son: preci­
pitados químicos escasos y discontinuos, preserva­
ción de la porosidad de los bioclastos y presencia de
productos típicos, tales como el limo vadoso.

Los tubos verticales, presentes sólo en estos tra­
mos más altos, se atribuyen a raíces, tal y como
corrobora su morfología cilíndrica, su distribución
espacial y su prolongación desde la superficie de los
estratos hasta lo que se interpreta como la zona de
emplazamiento del nivel freático (fig. 5, a y b). En
el mismo sentido redundan las texturas alveolares
de ese nivel que son causadas por raíces.

Entre las zonas vadosa y freática se sitúa el nivel
freático (N.E) donde tienen lugar los procesos de
mezcla de aguas que conducen a la formación de
cuevas con tendencia a adoptar morfologías elipsoi­
dales o abovedadas (Ford, 1988). Las cuevas encon­
tradas en los perfiles de tipo descubierto no sólo tie­
nen esta morfología, sino que, además, se disponen
en una franja localizada a una profundidad definida
y separan zonas con rasgos diagenéticos diferentes.
Todo ello indica que las cuevas de estos perfiles
constituyen verdaderos indicadores del paleonivel
freático. Las cuevas se sitúan a distintas alturas
debido a que el N.F. experimentó oscilaciones
periódicas a lo largo del tiempo. Si el N.E descien­
de durante un período prolongado, las cuevas se
emplazan en el dominio vadoso donde son retoca­
das y adquieren formas de «T» o de «ojo de cerra­
dura», como las observadas en el tramo intermedio,
y que son formas mixtas típicas de ambas zonas
hidrológicas. En estas cuevas ocupadas por aire y/o
agua se produciría la precipitación más importante
de espeleotemas, cuya morfología y posiciones
dependen del mecanismo generador. Así, las cola­
das y globulitos de los perfiles precipitan a partir de
agua que discurre por las paredes de las cavidades.

Por su parte, los espeleotemas tipo raft, se forman,
de acuerdo con Pomar et al. (1976, 1979), en la
superficie de cuerpos de agua estáticos.

Las cuevas evidencian, por tanto, la presencia de
un nivel freático muy próximo a la superficie (a
menos de 5 m de profundidad). Por otra parte, la
distribución de estas cuevas en áreas geográficas
muy distantes, así como su ubicación en profundi­
dades más o menos constantes, apoya un origen
temprano del karst ya que este tipo de porosidad es
propia de karst, con predominio de flujos difusos.
En éstos el flujo de agua se produce a través de una
red homogénea de poros y en presencia de un nivel
freático subhorizontal bien definido. Tales condicio­
nes se dan en sedimentos carbonáticos expuestos
tempranamente (James y Choquette, 1988b). El
mismo hecho se constata por la verticalidad de los
tubos del tramo superior atribuidos a raíces, propias
de sustratos blandos.

En medios netamente continentales, bajo el N.E
y abarcando la zona más alta de la zona freática, se
extiende la zona lenticular (Jackus, 1977), donde no
se aprecian rasgos macroscópicos de disolución dis­
tintivos. No obstante, en la zona freática se produ­
cen extensivas disoluciones a microescala y neo­
morfismo agradante. En general, los productos freá­
ticos son de tamaño más grueso y tienen las termi­
naciones cristalinas bien definidas (Longman,
1980), lo que justificaría la abundancia de pseu­
doesparita y huecos de disolución rellenos con
cementos esparíticos en los estratos más bajos de
los perfiles.

Perfiles cubiertos por paleosuelos de tipo calcreta

Se localizan en el norte de la Mesa de Ocaña
(Villarrubia de Santiago y Ocaña) y se disponen en
los sinclinales de las calizas de la Unidad Superior
del Mioceno (fig. 4).

Estos perfiles constan de calcretas desarrolladas
sobre los perfiles de tipo descubierto, ya descritos,
que aparecen modificados irregularmente hacia sus
techos.

La calcreta está constituida por fragmentos del
sustrato calcáreo, generalmente de tamaño centimé­
trico y morfologías de subrectangulares a subesféri­
cas, que se encuentran embebidos por las fábricas
de la calcreta. Estas últimas destacan por sus colo­
res naranjas, rojos u ocres. Los clastos de caliza
gris, presentan una gradación completa entre aque­
llos que conservan sus texturas deposicionales y los
que se encuentran completamente transformados a
microesparita.

La calcreta es de consistencia dura y se muestra
con dos tipos básicos de fábrica, laminar y masiva.



76 M. E. SANZ-MONTERO, M. A. GARCIA DEL CURA, J. P. CALVO, J. C. CAÑAVERAS

La fábrica masiva consiste en un mosaico de crista­
les de calcita de tamaño microesparítico en el que
se incluyen siliciclastos de tamaño limo, que apare­
cen con textura «flotante». Es frecuente encontrar
óxidos de hierro y arcillas ilíticas dispersos entre
los cristales, siendo esos componentes los causantes
de la tonalidad naranja de esta fábrica. La fábrica
laminar se halla recubriendo los bloques de calizas,
dando lugar en ocasiones a estructuras pisolíticas
(fig. 5i), o se introduce hasta profundidades de 1 m
a favor de los tubos de disolución. Las calcretas
laminares están muy brechificadas y pueden apare­
cer incorporadas como fragmentos en otras genera­
ciones de calcretas, lo que constata su carácter mul­
tiepisódico. Esta fábrica presenta espesores de 3 a
15 cm y está constituida por una alternancia irregu­
lar de láminas milimétricas blancas y rojizas. Las
láminas claras consisten en agregados de cristales
fibroso-radiales de 20 a 40 mm de diámetro, mien­
tras que las láminas rojas están compuestas por
micrita densa con cuarzo y arcilla dispersa. Estas
láminas pueden presentar huecos con peloides y
zonas donde se aprecian texturas alveolares-septales
como las definidas por Wright (1988) y que, al
MEB, se caracterizan por la existencia de huecos
atribuibles a raíces en los que abundan diferentes
tipologías de filamentos calcitizados y cristales aci­
culares de calcita. Se dispone de datos referentes a
la composición isotópica de la fábrica laminar
(Sanz Montero, 1996). Los resultados abarcan un
amplio rango, especialmente en lo que se refiere
a los valores de 8018, que van de -3,74 a -7,35,
mientras que los valores de 8Cl3 oscilan entre -8,30
y -9,47. Asimismo, existe una correlación positiva
entre las relaciones Cl3/C l2 y 0 18/016.

1nterpretaáón

La formación de calcretas en los perfiles de tipo
descubierto conlleva, por una parte, la instalación
de una cobertera edáfica sobre las calizas que sería
responsable, mediante la actividad de la vegetación,
de la brechificación y disolución del sustrato pre­
viamente karstificado, ya que preserva cuevas y
tubos. Por otra parte, conlleva la acumulación pro­
gresiva en dicho suelo de carbonato cálcico con
morfologías y texturas distintivas.

El vínculo de costras calcáreas y perfiles kársti­
cos es un fénomeno bastante común, típico de los
climas áridos o semiáridos (Choquette y James,
1988; Vanstone, 1998). La correlación positiva
entre las relaciones isotópicas Cl3/Cl2 y 0 18/016

observadas en la fábrica laminar, también ratificaría
esta deducción climática para las calcretas de la
Mesa de Ocaña, según las interpretaciones de Sch-

lesinger (1985). Este autor sugiere que, en un con­
texto de variaciones climáticas bajo un régimen
general de clima árido, la mayor precipitación de
carbonatos se produce en la estación seca, cuando el
agua contenida en el suelo se evapora enriquecién­
dose en 0 18• Esto se produce a la vez que disminuye
la respiración de las plantas y, por tanto, su aporte
de COz aumentando la participación de COz atmos­
férico con valores menos negativos de 8l3C.

Basándose tanto en el control estructural de estos
perfiles (ubicados en depresiones) como en el hecho
de que se formaron tras la karstificación de las cali­
zas, se interpreta que las calcretas se desarrollaron
tras el plegamiento de la Unidad Superior.

Perfiles cubiertos por paleosuelos de tipo brechoide
o karst cavernoso

Este tipo de perfiles se caracteriza porque los
niveles de calizas aparecen fragmentados en blo­
ques de distintos tamaños, por lo que se alude a
ellos con el término informal de perfiles de tipo
brechoide. El conjunto de los rasgos de disolución
de estos perfiles conforma un modelado caracterís­
tico similar al descrito por Jennings (1971) como
«karst cavernoso» (kavernossen karren). En nues­
tro caso, esta tipología de karst se localiza princi­
palmente en las formas sinclinales y grada lateral­
mente a los perfiles de tipo descubierto que se pre­
servan en los anticlinales (fig. 6). La distribución
geográfica de estos perfiles se restringe al borde
occidental de la Mesa de Ocaña, coincidiendo con
las áreas donde no se depositó la Unidad Detrítica
Pliocena (fig. 4).

En conjunto estos perfiles constituyen auténticos
paleosuelos donde el sustrato que actúa como roca
madre está representado por los niveles más bajos
de los perfiles de tipo descubierto, hecho que se
constata por la presencia de niveles de cuevas, aun­
que éstas se hallan agrandadas y retocadas en muy
distintos grados. Hacia arriba, los estratos calcáreos
de la roca madre muestran progresivamente más
signos de disolución, hasta que en los términos más
altos únicamente se reconocen bloques de calizas
que aparecen desconectados entre sí y embebidos
en lutitas masivas (fig. 6). La coloración de las luti­
tas, que están formadas por arcillas ilíticas y por
cuarzo de tamaño limo, varía entre roja y rosa. Las
tonalidades más rosas se deben a la presencia de
acumulaciones locales de carbonato cálcico.

Los clastos de caliza que aparecen incorporados
dentro del suelo muestran tamaños que varían desde
pocos centímetros hasta bloques de orden submétri­
co. Se encuentran muy corroídos, de tal modo que
las corrosiones forman una trama de golfos y tubos



RASGOS MORFOLOGICOS y PETROLOGICOS DEL PALEOKARST DE LA CUENCA DE MADRID 77

Fig. 6.-Afloramiento de perfil kárslico de lipo brechoide desa­
rrollado a favor de un sinclinal. En los lémlinos más bajos se
observa que las cuevas y tubos desarrollados en las calizas se
encuentran plegados. Hacia lecho aparecen fr,tgrncntos de caliza

malriz-soponados. Escala = 2 m.

sinuosos en sus bordes a favor de los cuales se han
ido desgajando fragmentos menores. A estas corro­
siones cavernosas alude la denominación gennana
con la que se conoce este tipo de karst (kavernossen
karren) y se atribuyen a la disolución producida por
las raíces de la vegetación que habita en el suelo
(Jennings, 1971; Choquette y James. 1988).

Los fragmentos de caliza muestran una amplia
gama de rasgos de meteorización, como son recris­
talización de la matriz a microesparita, noduliza­
ción, impregnaciones de óxidos, y mayor presencia
de grietas y texturas alveolares.

Interpretaci6n

Los rasgos de disolución descritos son típicos de
sustratos calcáreos que soportan una cubierta edMi­
ca. Cuando se da esta coyuntura, la disolución de
las calizas se acelera, porque se produce un consi­
derable incremenlo de CO2 en el agua debido a la
actividad de la vegelación. Este efecto se favorece,
según los distintos autores que han descrito morfo­
logías similares (Jennings, 1971; Wright. 1982;
Choqueue y James, 1988), si prevalecen condicio­
nes climáticas de tipo húmedo.

Puesto que estos perfiles se encuentran condicio­
nados estructuralmente, se dan principalmente en
las formas sinclinales y su sustrato se encuentra ple­
gado (fig. 6), se constata que este karst brechoide se
sitúa cronológicamente en etapas posteriores al ple­
gamiento de la Unidad Superior del Mioceno.

El bajo contenido en residuo insoluble de las cali­
zas (Sanz Montero et al., 1991) no justifica el volu­
men de material detrítico que los recubre, por lo
que, en nuestra opinión, estos suelos son alÓCtonos.
Bajo esta perspectiva, el sistema fluvial plioceno,

por su proximidad espacial y temporal, así como
composicional, podría haber actuado como aparta­
dor de este soporte detrítico.

Modelo evolutivo del kant

La interpretación de cada uno de los perfiles y su
posición morfosedimentaria permite establecer la
secuencia de procesos que han dado lugar a la kars­
tificación de las calizas de la Unidad Superior del
Mioceno que se concreta en tres fases principales
(Sanz Montero el al.. 1994).

1) Fase de exposición subaérea. En el tránsito
del Mioceno al Plioceno (5, I Ma), los sistemas
lacustres instalados en el área durante el Turoliense
(Sanz Montero et al., 1992) se desecan, el sedimen­
to carbonático queda así expuesto y sometido a una
rápida colonización vegetal. Las plantas prolonga­
rían sus raíces hasta el N.E regional que, aunque ha
descendido, IOdavía se encuentra próximo a la
superficie del terreno, a una profundidad entre 2 y
4 m del techo actual de las calizas. La superficiali­
dad del N.E desempeñó un papel decisivo en la for­
mación de los rasgos kárslicos más característicos
de esta fase (tubos verticales de raíces y cuevas más
o menos retocadas en la zona de oscilación de la
tabla de agua).

Como apunta todo lo anterior, el modelado kársti­
ca de esta fase, que se refleja en los perfiles de tipo
descubierto, se produce paralelamente a la litifica­
ción del sedimento. Esta deducción concuerda con
los resullados de Wright et al. (1997) que analiza­
ron el proceso evolutivo de litificación de los carbo­
natos de esta unidad. Dichos autores interpretan que
el sedimento al exhumarse debía de estar constitui­
do por un mosaico muy abierto de cristales de calci­
ta. El paso de este mosaico tan poroso a otro más
denso tuvo lugar bajo condiciones meteóricas,
como señalan los valores isotópicos y la respuesta a
la catodoluminiscencia de las fábricas resultantes.

Por otra parte, este mismo aspecto se constata por
el plegamiento de las calizas que tuvo lugar hace
aproximadamente 4 Ma (Aguirre et al., 1976). Aun­
que la deformación tectónica afectó a niveles super­
ficiales del terreno, la plasticidad de los carbonatos
era notable, por tanto, éstos se plegaron cuando
todavía no estaban totalmente litificados.

2) Fase postplegamiento de las calizas. La evo­
lución posterior de los perfiles kársticos de tipo des­
cubierto generados en la fase anterior va a depender
de la nueva posición sedimentaria y topográfica que
adquieren tras el plegamiento de las calizas y la ins­
talación del sistema nuvial plioceno. Así, hacia el
norte (Yi1Iarrubia de Santiago, Zarza de Tajo, etc.)
se formó el surco denominado sinclinal del Tajo a



78 M. E. SANZ-MONTERO, M. A. GARCIA DEL CURA, J. P. CALVO, J. C. CAÑAVERAS

favor del cual se dispuso el complejo fluvial plioce­
no que cubriría, por zonas, el karst generado en la
etapa anterior. En los suelos desarrollados en las
facies de inundación del complejo se acumuló car­
bonato cálcico que se conserva en forma de las cal­
cretas que tapizan algunos perfiles kársticos previos.

Numerosos autores dedicados al estudio de cal­
cretas coinciden en señalar que su presencia indica
condiciones climáticas de aridez (véanse «Referen­
cias» en Alonso-Zarza, 2003). Integrando esta
información climática con la referente al contexto
tecto-sedimentario deducido, se puede inferir que el
máximo desarrollo de calcretas se produjo hace
unos 4 Ma (Rusciniense medio), coincidiendo con
un período de relativa aridez que se registró en la
cuenca (Calvo el al., 1993) y muy próximo en el
tiempo, por tanto, a la fase de plegamiento.

3) Expansión del sistema fluvial plioceno. En
las zonas alejadas del surco tectónico, esto es, hacia
el oeste y el sur de la Mesa de Ocaña, la topografía
del terreno estaba definida por una sucesión de sin­
clinales y anticlinales muy laxos en las calizas.
Hasta estas áreas más alejadas, en los momentos de
mayor expansión del sistema fluvial, llegarían sedi­
mentos detríticos que se acumulaban principalmen­
te en los sinclinales permitiendo el desarrollo de
suelos. Las plantas asentadas en estos suelos gene­
ran los perfiles brechoides mediante una intensa
acción corrosiva y disgregadora del sustrato, repre­
sentado por las calizas karstificadas en la primera
fase (fig. 4). Este modelado brechoide implica con­
diciones de relativa húmedad (Jennings, 1971) que
pudieron darse en el tránsito del Rusciniense al
Villafranquiense (3,5 Ma), tal y como apunta la
interpretación paleoclimática para este período
(Calvo el al., 1993). En este mismo sentido (clima
cálido y húmedo) redunda el trabajo realizado por
Ordóñez el al. (1984) sobre los carbonatos fluviales
de las series pliocenas. Tal estimación paleoclimáti­
ca concuerda, a su vez, con la obtenida por Gonzá­
lez y Asensio (1983) mediante el análisis de los
sedimentos detríticos de dicho complejo.

Finalmente se desarrolla una calcreta laminar por
toda la Mesa de Ocaña que fosiliza las series fluvia­
les, en el nordeste, y los distintos tipos de perfiles
de exposición descritos, en el sur y oeste (fig. 3).
Con la formación de esta calcreta concluye, por
tanto, la exposición subaérea de las calizas.

Discusión

El paleokarst mostrado por las calizas de la Uni­
dad Superior del Mioceno ha resultado de una com­
pleja evolución durante la cual se han ido sucediendo
distintos procesos controlados por diversos factores.

Así, en los primeros estadios de exposición sub­
aérea de los carbonatos, un factor intrínseco, la falta
de litificación del sustrato, combinado con otro
extrínseco, la presencia de un nivel freático relativa­
mente próximo a la superficie, no sólo propiciaron
que se iniciara el proceso de karstificación, sino que
además se perfilaron como los principales responsa­
bles de la específica tipología de rasgos de disolu­
ción resultantes.

La existencia de un sustrato blando y la disponi­
bilidad de agua favoreció la proliferación de vegeta­
ción sobre el sedimento recién expuesto y la consi­
guiente profundización de sus raíces en él. Mientras
que el emplazamiento de raíces ha quedado regis­
trado por tubos verticales, el del nivel freático tiene
su reflejo en los niveles de cuevas presentes en los
perfiles resultantes. Asimismo, los tubos verticales
dejados por las raíces probablemente se constituye­
ron en vías preferentes de entrada de agua al sustra­
to y, por tanto, favorecieron el proceso de karstifica­
ción. Sin embargo, en este caso el amalgamiento de
tubos de raíces (fig. 5b) no ha potenciado la forma­
ción de dolinas, a diferencia de lo descrito por
Vanstone (1998) en carbonatos marinos y por
Rodríguez Aranda el al. (2002) en yesos lacustres.
Cabe señalar que el paleokarst modelizado por estos
últimos presenta bastantes analogías con nuestro
caso, en cuanto a su desarrollo temprano coinciden­
te con la existencia de un nivel freático próximo a la
superficie. Esto propició en ambos ejemplos la
penetración de raíces, a la vez que restringió el
desarrollo del karst a los términos más altos de las
series afectadas, que constituyen un epikarst.

Un conjunto de agentes morfasedimentarios inte­
rrelacionados, como son la topografía resultante del
plegamiento de las calizas, la proximidad a los
depocentros sedimentarios fluviales y el asenta­
miento de suelos, sería responsable de la evolución
posterior del karst generado en la etapa anterior. Ese
karst sufrió las transformaciones más significativas
fundamentalmente en las zonas deprimidas (sincli­
nales), que favorecían la instalación y permanencia
de suelos. Las variaciones climáticas que se suce­
dieron en el Plioceno evolucionaron de condiciones
áridas y cálidas a regímenes más húmedos y fríos,
modificaron el modelado kárstico previo, mediante
formación de calcretas en los momentos áridos y
por disolución-corrosión, en el régimen húmedo.

La duración del proceso de karstificación es un
aspecto de singular relevancia en tanto que el paleo­
karst define una ruptura sedimentaria mayor en la
cuenca. Además se da la peculiaridad en este caso
de que la costra laminar pliocena fosiliza perfecta­
mente el paleokarst y, por tanto, permite circunscri­
bir su evolución al intervalo de tiempo que transcu­
rre entre la exposición de las calizas y la formación



RASGOS MORFOLOGICOS y PETROLOGICOS DEL PALEOKARST DE LA CUENCA DE MADRID 79

de dicha costra. Sin embargo, mientras que sí exis­
ten datos que permiten confirmar la cronología de
las calizas (Turoliense, 5 Ma; Sanz Montero et al.,
1992), la costra laminar no se puede datar con pre­
cisión. Por las implicaciones climáticas de tipo
árido y cálido que requiere su génesis, tentativa­
mente le atribuimos una antigüedad de unos 2,5
Ma., al coincidir esta edad con un período en el que
prevalecieron unas condiciones ambientales de
estas características (Calvo et al., 1993). Por su
parte, Pérez González (1982) propuso 2 Ma como la
edad más probable del encostramiento.

Por tanto, jugando con estas estimaciones tempo­
rales se podrían indicar que los perfiles más evolu­
cionados, los brechoides, se formaron en menos de
tres millones de años. Pero este dato no es significa­
tivo porque en los anticlinales, apartados tan sólo
unos metros de éstos, se conservan perfiles de tipo
descubierto escasamente alterados. Ello implica que
la influencia de otros factores, como son en este
caso la presencia de una cubierta edáfica, desempe­
ñó un papel más significativo en la transformación
de las calizas que el tiempo de exposición. No obs­
tante, sí es un dato de importancia el tiempo de for­
mación de los perfiles de tipo descubierto que, de
acuerdo con nuestras interpretaciones, habría que
situarlo cronológicamente inmediatamente después
de la sedimentación de los carbonatos de los com­
plejos lacustres (5 Ma) y antes del plegamiento de
las calizas (unos 4 Ma). Esto permite, por tanto,
precisar que los procesos de litificación y karstifica­
ción inicial de las calizas de la unidad superior se
prolongaron unos cientos de miles de años.

Conclusiones

El paleokarst desarrollado en las calizas de la
Unidad Superior de la Cuenca de Madrid ofrece un
buen ejemplo para comprender los procesos de
karstificación de carbonatos continentales y su evo­
lución posterior bajo diferentes condiciones
ambientales. En este sentido, el caso estudiado
puede ser tomado como referente de partida para
interpretar procesos semejantes en otras calizas
lacustres, rocas especialmente abundantes en el
registro sedimentario de las cuencas terciarias
españolas. Esta abundancia contrasta, no obstante,
con la escasez de análisis detallados referentes a
los rasgos de karstificación que las calizas pudieran
presentar.

El paleokarst descrito tiene una singular impor­
tancia estratigráfica, ya que va ligado a una ruptura
sedimentaria mayor que se sitúa a techo de las
series miocenas en la Cuenca de Madrid. Así, su
análisis no sólo ha permitido modelizar los procesos

que operan durante los episodios de exposición de
esta naturaleza, sino que también ha posibilitado
estimar su duración. Concretamente, un orden de
magnitud de 105 años, es la cifra que se maneja
como factible para la karstificación y la litificación
simultánea del sedimento carbonático.

Los factores que controlaron la evolución del
karst variaron a lo largo del tiempo. En una primera
etapa, coincidente con la exposición subaérea del
sedimento, destacaron la colonización vegetal, con­
juntamente con la existencia de un nivel freático
próximo a la superficie del terreno. El perfil kársti­
co resultante de este episodio se modificó más tarde
condicionado fundamentalmente por una topografía
remodelada por el plegamiento de las calizas mio­
cenas. La proximidad al sistema fluvial plioceno
que se instaló en el área y el desarrollo de suelos de
distinta naturaleza, fenómeno que fue controlado
por las fluctuaciones climáticas, también constitu­
yen parámetros importantes en la evolución del
paleokarst.

Recientemente, Budd et al. (2002) han propuesto
un método tentativo para cuantificar el papel que
desempeñan cada uno de los principales factores
que operan en la karstificación de carbonatos. En
nuestro caso, no se puede aplicar un método numé­
rico para cuantificar la importancia de cada paráme­
tro, pero los resultados obtenidos nos permiten con­
cluir que los agentes biológicos y, más específica­
mente la vegetación, se manifiesta como uno de los
factores más influyentes, en tanto que su participa­
ción ha sido una constante en todo el proceso de
karstificación.

AGRADECIMIENTOS

Este artículo ha sido confeccionado como tributo a la memo­
ria de nuestro compañero y amigo Manuel Hoyos, del cual
aprendimos buena parte de lo que hoy sabemos sobre morfolo­
gías y depósitos kársticos y sus características en el registro
neógeno de la Cuenca de Madrid. A él nuestra admiración y
más cálido recuerdo. Agradecemos a los doctores Salvador
Ordóñez y Juan Pablo Rodríguez Aranda sus ideas y sugeren­
cias sobre los sistemas de paleokarst en esta cuenca. El presente
trabajo es el resultado de varios proyectos de investigación,
financiados por los Ministerios de Educación, Cultura y Depor­
te y de Ciencia y Tecnología que los autores han desarrollado
en los últimos años.

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Recibido el 14 defebrero de 2003.
Aceptado el 12 de mayo de 2003.