Cuaderno Lab. Xeol6xico de Laxe 
Coruña. 1994. Vol. 19, pp. 91-118 

Los modelos genético-evolutivos del Sistema 
Central Español: 

Implicaciones Morfotectónicas 

Models of landscape evolution of the Spanish 
Sistema Central Range: 

Morphotectonics im plications 

PEDRAZA GILSANZ, J. de 

The characteristic morphostructure of the Spanish Central System corresponds 
to that of an ancient leveled massif, reactivated during the Tertiary Age by 
tecronic impulses related ro the Alpine Orogeny; that is ro say, it forms a block 
organized mountainous massif, or a «block mountain». 
Although noumerous genetic models about the formation of the morphostructure 
of these mountains have been proposed, only three of them could be considered 
ro be fundamental: the first one proposes a «polycyclic» or «hemicyclic» 
denudational and tectonic-uplift sequence; but, at the same time, it clearly 
shows a «stair-like» physiognomy shape (Piedmont bendlanch or Piedmonttreppen); 
the second one describes a «cyclic» or «bicyclic» model which could be in 
conection with a «block mountain» physiognomy; the last model suggests a 
denudational and tectonic-uplift interaction sequence, with an increase of the 
tecronic activity and an «etchplain» process development during the Tertiary 
periodo 
According ro the three basic models pointed to aboye, two main possibilities can 
be taken inro account to find out the tectonic implications in the evolution of 
the Spanish Central System landscape: the former implies that the tectonic 
movements and the denudational processes are alternative events in time; the 
latter implies that the tectonic and the denudational effects have a succesive and 
continous occurrence. 
So, the most interesting thing would be to conclude something related to this 



92 Pedraza Gilsanz,j. eUAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

issue; as has been stated, it would be necesssary to make a global interpretation 
of the tectonic setting and, as a consequence, of the reactivated landscapes 
formation of the Meseta Region in Central Spain. 
Therefore, it would be essential to consider the following aspects: the behaviour 
of the tectonic movements during the reactivation, the geographical and 
chronological distribution of the tectonic impulses, the origin of the stresses and 
their way of transmission, and the precise control of the present and the near 
present day tectonic movements in order to define the uplift and subsidence 
rates. 

Key words: Spanish Central Range, block mountain, morphostructure, 
morphotectonics, piedmonttreppe, landscape evolution. 

PEDRAZA GILSANZ,]. de (Departamento de Geodinámica. Facultad de Geología.Universidad Complutense 

de Madrid.28040 Madrid. Spain). 

1. MORFOESTRUCTURA y FISONO­
MIA DEL SISTEMA CENTRAL 

Las grandes alineaciones montañosas que 
aparecen dentro del Macizo Hespérico, glo­
balmente pueden catalogarse como «block 
mountains» producto de la reactivación 
tectónica; es decir: un conjunto de bloques 
seriados, limitados por fallas y que han 
jugado en la vertical, a veces también en la 
horizontal, activados por los movimientos 
alpídicos. 

Dichos bloques se elevan sobre unos 
piedemontes, cuyo origen y significado ha 
sido objeto de múltiples discusiones e inter­
pretaciones genéticas. En unos casos se han 
explicado como restos de la superficie ge­
neratriz, en otros como llanuras de arrasa­
miento cohetaneas al proceso de reactiva­
ción tectónica y, por último, como relieves 
mixtos tecto-erosivos. 

Sea cual fuere su génesis, los piedemontes 
constituyen el principal elemento de refe­
rencia para delimitar las unidades 
morfoestructurales que aparecen en los ma­
cizos reactivados. 

En el Sistema Central la morfoestructura 
está definida por una alineación principal, a 
veces dos, otras secundarias más o menos 
paralelas a ellas y varias subsidiarias que se 
articulan con las anteriores ortogonalmente 
o tendentes a la ortogonalidad; separando 
todas estas alineaciones, aparecen depresio­
nes, corredores de fractura y fosas interiores 
(Fig. 1). Depresiones y fosas quedan limita­
das por fracturas y deben calificarse como 
bloques hundidos o «grabens». Estos, junto 
a los «horsts», configuran la seriación 
orográfica en el macizo reactivado. 

Las «rampas», aunque suelen referirse 
como un bloque más, en realidad son llanu­
ras de piedemonte que forma la transición 
entre las alineaciones o sierras del Macizo 
Antiguo y las llanuras de las cuencas sedi­
mentarias, que le bordean por ambas ver­
tientes lo largo de toda la Meseta, es decir: 
las depresiones del Duero y Tajo. 

Los límites del Sistema Central es un 
tema aun en discusión, tanto a nivel 
fisiográfico como morfoestructural. En el 
enlace con la Cordillera Ibérica, al Este, y en 
su tránsito a la depresión de Lisboa, al Oeste, 



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Fig. 1. 

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del Alagón [2} [Z} ~3 1.anJn 14 [ill]]s [2]6 [37 
Esquema de las principales alineaciones morfotectónicas del Sistema Central Español (según PEDRAZA, 1994). 

Leyenda: 
o Algunas alineaciones destacadas (numeración O): 1.- Azaba y Agueda-Fosa de Ciudad Rodrigo; 2.- Corredor del Alagón; 
3.- depresiones de Coria-Hervás-Corneja-Amblés; 4.- Plasencia-]erte-Aravalle-Corneja-Amblés-Macizo de Santa María de 
Nieva; 5.- Herradón-Casillas-Sierra del Piélago-Guadyerbas; 6.- alto Tormes-alto y medio Alberche; 7.- sistema de fallas del 
límite meridional de Guadarrama-Gredos Occidental; 8.- Villacastín-depresión del Moros-Pto. de Guadarrama-Hoya de 
Guadarrama/Villalba; 9.- alto Duratón-Pto. de Somosierra-EI Atazar-EI Berrueco-Torrelaguna; 10.- Embalse de El Burguillo­
La Paramera-Campo de Azálvaro-Bernuy de Porreros-Macizo de Sepúlveda; 11.- Embalse de San]uan-Robledo de Chavela­
Hoya de Guadarrama/Villalba-Balsaín-Macizo de Sepúlveda; 12.- alto Sorbe-Riaza. 
o Símbolos: 1.- alineaciones morfotectónicas; 2.- superficie de cumbres; 3.- superficie M3 (parameras, hombreras y culminaciones 
de alineaciones secundarias); 4.-laderas; 5.- superficies M, y MI (piedemontes con relieves residuales, formando rampas) y 
macizos cristalinos externos en la depresión del Duero; 6.- depresiones y fosas interiores (sin depósitos de cobertera con 
relieves residuales y con depósitos de cobertera); 7.- depresiones del Duero y Tajo. 

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94 Pedraza Gilsanz,I 

sendas coberteras mesozoicas definen lími­
tes muy precisos. 

Los límites meridional y septentrional 
son variados. En el tramo portugués y, en 
general, dentro del Macizo Hespérico, las 
sierras deben limitarse mediante los con­
trastes topográficos entre las elevaciones y 
sus piedemontes y entre estos y las grandes 
planicies de arrasamiento, que definen el 
nivel o altura media del territorio. En el 
tramo español, es decir en la Meseta, junto 
a los límites topográficos, aparecen los 
geológicos del contacto que separa los te­
rrenos del Macizo Hespérico de los de las 
depresiones adyacentes del Duero y Tajo; es 
decir, las coberteras mesozoicas de borde y 
las fallas inversas cabalgantes sobre los de­
pósitos neógenos. 

Los depósitos neógenos, por lo general 
progradantes sobre el macizo, en algunas 
zonas han sido parcialmente desmontados, 
con lo que el contacto macizo-cuenca es 
irregular y de exhumación. Por último, otro 
ti po de límite posible se debe a la fosilización 
reciente (durante el Plioceno o Plio­
Pleistoceno) de antiguos piedemontes de­
sarrollados sobre materiales del zócalo; se 
trata de abanicos de piedemonte con mate­
riales tipo «raña». 

Aunque el trazado de conjunto del Sis­
tema Central es NE-SW, la organización 
por sectores es mucho más compleja. En 
general aparecen dos direcciones dominan­
tes, la NNE-SSW y la E-W, cuya relación o 
articulación hace que las cuerdas del Siste­
ma Central den la apariencia de una serie de 
haches (<<H» ) disimétricas, tendidas hacia el 
Este y en las cuales las ramas horizontales 
quedan «comprimidas» entre las oblicuas. 
Esta estructura sirvió para hipotetizar un 
posible desplazamiento en dirección de todo 
el conjunto serrano (PEDRAZA 1976), que 

eUAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

parece confirmarse de acuerdo con el mode­
lo de «rotación de bloques» propuesto re­
cientemente (VEGAS et al, 1990). 

Los desplazamientos de mayor rango, 
tendrían lugar a favor de «sistemas de fallas» 
que forman los «corredores morfotectónicos» 
de separación entre los diferentes sectores 
del Sistema Central, así: Somosierra de 
Guadarrama (corredor del Puerto de 
Somosierra-El Atazar); Guadarrama de 
Gredos (corredor del Alberche-Cofio); 
Gredos de La Peña de Francia-Gata (Corredor 
del Alagón) y La Peña de Francia-Gata de 
Serra da Estrela (corredor del Zezere) 
(Fig. 1). 

Esa apreciación sobre los desplazamien­
tos a nivel global, es también notoria en 
observaciones de detalle; es el caso de los 
trazados de algunas divisorias, como por 
ejemplo los encurvamientos que sufren 
muchas cuerdas, especialmente en la Sierra 
del Valle (Fig.1). Estos fenómenos, junto a 
otros datos (CARRASCO et al 1991), per­
miten hipotetizar actividad neotectónica 
cuaternaria con repercusiones morfológicas, 
al menos en algunos sectores del Sistema 
Central. 

A escala individual, cada una de las 
alineaciones principales pueden catalogarse 
como dovelas, a cuyos flancos se adosan 
sucesivos rellanos escalonados. Este tipo de 
fisonomía, característica de muchas monta­
ñas originadas por la reactivación tectónica 
de macizos antiguos, fue denominada por 
W. PENCK (1924, ref. 1953) escalera de 
piedemonte (piedmonttreppen) y en el Siste­
ma Central, más concretamente en la Sierra 
de Guadarrama, fue descrita por 
SCHWENZNER (1937, ref. 1943). Este 
autor diferenció una superficie de cum­
bres o SC (son las cimas divisorias princi­
pales; alrededor de los 1800-2200 mdecota 



eDAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

media absoluta) y tres rellanos o escalones de 
meseta: la superior o M3 (son las parameras 
y culminaciones de algunas alineaciones 
secundarias; entre los 1300-1700 mts., de 
cota media absoluta), la intermedia o M2 (es 
el piedemonte o rampa superior; entre los 
1100-800 mts., de cota media absoluta en 
su articulación con la ladera) y la MI (es el 
piedemonte o rampa inferior y la superficie 
de campiña en la cuenca; entre los 800-600 
mts., de cota media absoluta en su articu­
lación con la rampa superior o con la ladera). 

Las alineaciones secundarias suelen ser 
netamente disimétricas; un flanco sigue la 
misma tónica de la dovela principal, 
mientras el otro da frente a una depresión o 
fosa con una ladera continua. Se trata de 
bloques tectónicos (en cuyo caso su culmi­
nación es equivalente a la llanura de meseta 
M3) o relieves residuales tipo inselbergs (en 
cuyo caso la culminación es irregular y no se 
ajustan estrictamente a esa correspondencia). 
Buen ejemplo de ambos modelos son la 
Sierra de San Vicente o del Piélago (en el 
sector de Gredos) y las Cabreras (en el sector 
de transición Gredos-Guadarrama). 
Alineaciones principales y secundarias 
tectónicas, quedan separadas entre sí por un 
corredor de fractura o una verdadera depre­
sión tectónica. 

Las alineaciones subsidiarias son contra­
fuertes, espolones o graderíos que se articu­
lan a la dovela principal por debajo de la 
línea de cumbres y separadas de ella median­
te un escarpe o ladera; son por tanto, el 
bloque inmediato inferior cuya culmina­
ción corresponde a las llanuras de Meseta 
M3' Dichos rellanos pueden estar fragmen­
tados por la tectónica formando otros esca­
lones menores en «graderío», o pueden que­
dar reducidos a hombreras por la acción 
conjunta de la erosión y la tectónica (incisio-

Los modelos genético-evolutivos 95 

nes fluviales formando gargantas y desnive­
lación tectónica, generando depresiones o 
fosas adosadas a la dovela principal; buen 
ejemplo de ello es la ladera meridional de los 
Montes Carpetanos que da frente al graben 
del Paular o alto Lozoya en la Sierra de 
Guadarrama); estas fisonomías proceden de 
la conjunción de fallas longitudinales (más 
o menos paralelas a la dovela y responsables 
del escalón de MesetaM3) y transversales (más 
o menos ortogonales a dicha dovela). 

La acción de las fallas transversales es 
especialmente significativa en el bloque que 
forma el escalón de Meseta M3; así se han 
generado pequeñas depresiones-corredores 
ortogonales a las alineaciones principales 
aprovechadas por la red hidrográfica para 
labrar gargantas, a veces de cierta enverga­
dura. Todo este conjunto (dovela principal, 
escalón o ladera de separación con la llanura 

de Meseta M3' llanura de meseta M3 
compartimentada según cimas o cuerdas 
subsidiarias y depresiones o gargantas 
seriadas con las cuerdas y ortogonales a la 
directriz general) define unas fisonomías 
características conocidas como relieve en 
teclas. 

En aquellos casos en que la dovela es 
simétrica, es decir, aparecen en ambas ver­
tientes tanto los escalones como las teclas, 
hay una fisonomía particular denominada 
de «esqueleto de pescado» (referida a veces 
con el termino alemán, schollengebirge), es 
decir: una alineación principal debida a una 
dovela y otras subsidiarias debidas a las 
teclas. La primera es continua y define la 
cuerda longitudinal o «espina dorsal», las 
subsidiarias alternan con valles o depresio­
nes paralelas y se articulan ortogonalmente 
al bloque principal de la dovela; cada una de 
estas cuerdas definen las sucesivas «espinas» 
que parten de la «dorsal». Las cuerdas sub-



96 Pedraza Gilsanz,I 

si diarias o «espinas», van a morir al 
piedemonte mediante una estructura en 
graderío o por un basculamiento general, en 
ambos casos puede producirse una atenua­
ción progresiva o quedar interrumpidos de 
forma brusca originando un notable escarpe 
que da frente al piedemonte. 

Fisonomías simétricas o próximas a ella, 
se encuentran en algunos tramos locales de 
Gredos y Guadarrama; precisamente donde 
aparecen también con más frecuencia las 
irregulares. Esto se asocia a la presencia de 
notables depresiones o fosas interiores pa­
ralelas y adosadas a la dovela o alineación 
principal y que forman una seriación casi 
continua a lo largo de los diferentes tramos 
del Sistema Central, así: Prádena-Balsain­
Moros-Campo de Azálvaro-Amblés-Cor­
neja-Aravalle-Jerte y alto Tormes-alto 
Alberche (en la vertiente septentrional); 
Bui trago-Paular, Bui trago-Guadalix­
Manzanares-Villalba, que se interrumpe en 
la rampa de El Escorial para reaparecer en 
San Martín-Avellaneda-Tietar-La Vera (en 
la vertiente meridional). 

Las fisonomías disimétricas y la 
morfoestructura en cuña, sin ser exclusiva 
de estos sectores, son características de 
Ayllón-Somosierra y Peña de Francia-Gata. 
Por lo general al norte queda un notable 
escarpe y al sur un graderío en el que las 
teclas cobran tal magnitud, que llegan a 
difuminar la directriz principal de la dovela. 
En estos casos son las alineaciones meridia­
nas (N -S, NNE-SSW o NNW -SSE) las más 
destacadas y alternan con notables depre­
siones-valle: caso de las cabeceras de los ríos 
Sorbe y J arama, en Somosierra, o los ríos 
Alagón y Gata, en La Peña de Francia-Gata 
(Fig.1). 

Estas diferencias fisonómicas entre 
Gredos-Guadarrama y Ayllón-Somosierra-

eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19(994) 

Peña de Francia-Gata, hacen que puedan 
considerarse tres dominios morfoes­
tructurales en el Sistema Central (PE­
DRAZA, 1994): uno central, en el que 
predominan los materiales graníticos y me­
tamórficos de alto grado de transformación,' 
y dos de borde, en los que abundan los 
materiales metamórficos de bajo o muy bajo 
grado de trasformación. Al primero le ca­
racteriza una morfoestructura típica de block 
mountain, es decir, un conjunto de bloques 
seriados (horsts-grabens) según la directriz 
fundamental de las grandes fallas que deli­
mitan el macizo, las NE-SW y ENE-WSW 
a veces E-W y sólo excepcionalmente NNE­
SSW. En los segundos, la tectónica de blo­
ques queda difuminada o enmascarada por 
la influencia de la estructura de plegamiento, 
no sólo por los fenómenos de «apalacha­
nismo» debido a la erosión diferencial, sino 
también por el control que las grandes es­
tructuras hercínicas han tenido en la dis­
tribución de los elementos del relieve actual. 
Buen ejemplo es el de muchas depresiones­
corredor e incluso fosas, que son ortogonales 
a las directrices generales del Macizo, es 
decir, de dirección N-S, NNE-SSW y 
NNW-SSE. 

Debido a esas diferencias entre los do­
minios, hemos de precisar que los modelos 
evolutivos del relieve formulados hasta el 
momento, pueden ser aplicables a todo el 
Sistema Central en su conjunto, pero el 
«relieve tipo» para el que se han desarrolla­
do es el del dominio central. 

En los dominios de borde, aun siendo 
similar la secuencia morfodinámica que ha 
generado el relieve (fases o etapas tecto­
erosivas y ambientes climato-morfoge­
néticos), su morfoestructura presenta una 
serie de peculiaridades. Esto implica unos 
«tipos de relieve», cuya singularidad a esca-



eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

la de detalle exige modelos específicos que 
completan, modifican o reforman los esta­
blecidos para el dominio central (ver 
GARCIA ABAD etal.) 1980 y MARTIN 
SERRANO 1986-88). 

2. LAS PRIMERAS HIPOTESIS 
GENETICAS: RESIDUOS HERCI­
NICOS y RELIEVES TECTONICOS 

A lo largo de la obra de MACPHERSON 
entre 1879 y 1901, aparecen referencias 
implícitas y explícitas al Sistema Central. 
En su consideración general, estas montañas 
eran los «restos de la Cordillera Hercínica» 
no reducidos por la erosión y que, junto a 
otros territorios de la Meseta, fueron eleva­
dos en la vertical por los impulsos «reflejos» 
de los mismos movimientos que formaron 
las Cordilleras Béticas. 

Estas ideas no tuvieron excesiva vigen­
cia; de hecho sólo fueron seguidas por 
FERNANDEZ NAVARRO (1915) al ex­
plicar la geología del valle del Lozoya y 
CARANDELL (1914) al describir los aflo­
ramientos de calizas cristalinas que aparecen 
a lo largo de la Sierra de Guadarrama y las 
rampas meridionales de la de San Vicente 
(sierras que incluye dentro del dominio de 
Guadarrama). 

Ciertamente, tanto PRADO (1864), 
como A. PENCK (1894), ya habían hecho 
notar la presencia de los bordes calizos 
mesozoicos plegados; para PENCK (op. cit.) 
eran signo inequívoco del origen post­
Cretácico de estas montañas. 

Apoyándose en los datos precedentes, 
FISCHER (1894) introduce otros nuevos 
para la interpretación genética del Sistema 
Central, estos son: el análisis de la red de 
fracturas, la consideración de su desplaza­
miento en la vertical en épocas recientes y la 

Los modelos genético-evolutivos 97 

escasa o nula influencia que tenía el plega­
miento precámbrico y hercínico en el relieve 
actual de dicho sistema montañoso. 

A partir del trabajo de FISCHER (op. 
cit.), la mayoría de los geomorfólogos con­
sideran el Sistema Central un «relieve 
tectónico» y lo califican como un gran horsts 
(HERNANDEZ PACHECO, E., 1912; 
SCHMIEDER, 1915) o un típico block 
mountain (CARANDELL, 1928, VIDAL 
BOX 1937). 

En un trabajo sobre Gredos, 
SCHMIEDER (1915, ref. 1953) destaca el 
carácter de horsts que presenta esa sierra. La 
define como un conjunto de bloques 
«cuneiformes» procedentes de la desnivela­
ción en la vertical de una «penillanura 
finicretácica». Según la idea de este autor, la 
base de las elevaciones no serían verdaderos 
«piedemontes», es decir, no son superficies 
de erosión recientes, sino restos de la 
penillanura finicretácica que han quedado 
como bloques hundidos formando las ram­
pas. 

Las implicaciones de los movimientos 
mesozoicos y cenozoicos en el origen del 
Sistema Central, fueron establecidas defi­
nitivamente por E. HERNANDEZ 
PACHECO en 1923. Partiendo de las ideas 
básicas de MACPHERSON (op. cit.) pero 
modificando sustancialmente su esquema, 
HERNANDEZ PACHECO (op. cit.) con­
sidera dos fases orogénicas en la formación 
de las sierras de la Meseta: una primera o 
fase póstuma hercínica, a la que atribuye 
una edad pérmica, sería la responsable de la 
elevación general de la Meseta y de la for­
mación de las divisorias, entre ellas el Sistema 
Central; otra posterior o fase alpina, ocu­
rrida a finales del Eoceno, sería la responsable 
de la reactivación del relieve que pliega los 
materiales del Cretácico, agudiza las diviso-



98 Pedraza Gilsanz, J. 

rias y define las cuencas de ambas 
submesetas que irían colmatándose a lo largo 
del Terciario. 

ParaE.HERNANDEZPACHECO(op. 
cit.), el Mesozoico habría sido una etapa de 
estabilidad tectónica, con sedimentación en 
las cuencas marinas y la formación de grandes 
valles longitudinales (Lozoya, Amblés, 
Corneja, etc.) en el interior de los relieves 
originados por la fase póstuma hercínica; así 
pues, la reactivación alpina parte de unos 
relieves preexistentes y no, como señaló 
SCHMIEDER(op.cit.),deunapenillanura. 
La dinámica tectónica señalada por E. 
HERNANDEZ PACHECO (op. cit.), es 
una secuencia continua de compresiones­
distensiones; las primeras son responsables 
de las elevaciones generalizadas, las segun­
das de los hundimientos regionales o sec­
toriales. Así explica la formación de los 
relieves de la Meseta: una elevación gene­
ralizada durante la compresión eocena, se­
guida del hundimiento de los flancos y la 
generación de las cuencas en la descompresión 
posterior. Este esquema dinámico, matiza­
do con nuevas ideas, es el seguido por ALIA 
MEDINA en 1976 para explicar el origen 
del Sistema Central según un modelo de 
«bóveda». 

Todas las aportaciones analizadas hasta 
aquí, dejan planteados una serie de temas 
que aun hoy siguen discutiéndose, esto es: 

1°) La posible existencia de zonas que, sin 
tener la categoría de verdaderos «residuos 
de la Cordillera Hercínica», se comportan a 
lo largo del Mesozoico y parte del Terciario 
como umbrales y pudieron dar origen a 
cierta «herencia» en el momento de la 
reactivación. Esta es la hipótesis de SOLE 
SABARIS y cols. (1952) al explicar ciertos 
relieves del sector suroriental del Macizo 

eDAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

Hespérico, en Sierra Morena y los bordes de 
la cuenca del Guadalimar. 

En el Sistema Central y zonas próximas, 
también se barajan hipótesis de herencia 
morfológica de finales del Cretácico y 
principios del Terciario: en las regiones más 
occidentales del Sistema Central y la 
penillanura zamorano-salmantina se sitúa a 
finales del Cretácico la etapa principal de la 
morfogénesis de los relieves «apalachanos» 
(GARCIA ABAD et al., 1980; MARTIN 
SERRANO, 1986-88); en las sierras de 
Gredos y Guadarrama, se ha considerado 
(GARZON, 1980) que las rampas y sus 
relieves residuales tipo «inselbergs», son 
llanuras finicretácicas propias de un clima 
húmedo-cálido, que se conservaron al que­
dar fosilizadas por los depósitos terciarios y 
aflorantes en la actualidad por el desman­
telamiento reciente de estas coberteras. 

2°) La dinámica de elevación general de 
la Meseta que, sin necesidad de crear gran­
des relieves diferenciales, posibilita el inicio 
de un ciclo tectónico que va agudizando 
progresivamente los contrastes entre maci­
zos reactivados y cuencas sedimentarias. 
También este hecho ha sido utilizado en 
modelos recientes (PEDRAZA, 1978) para 
explicar la génesis del Sistema Central. 

3°) La fisonomía global del Sistema Cen­
tral, definida como una montaña estructu­
rada en bloques derivados de la tectónica 
que se sobreimpone a toda acción 
modeladora. Este planteamiento, condujo a 
la catalogación de este sistema como un 
«block mountaiu» que se habría generado, 
bien mediante un impulso único, bien me­
diante una acción continua de compresión­
distensión con dos impulsos principales, o 
mediante varios impulsos a lo largo del 
Terciario. Esta aportación de los autores 
clásicos, renovada y matizada, sirvió para 



eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19(994) 

formular los modelos genético-evolutivos 
de elevación progresiva consolidando un 
relieve escalonado (SCHWENZNER, 1937, 
ref. 1943), de impulso único que desnivela 
una penillanura (SOlE SABARIS y cols., 
1952; BIROTy SOlE SABARIS, 1954), o 
el de elevación progresiva creciente con una 
tectónica de bloques final (PEDRAZA, 
1978). 

4°) la influencia de los esfuerzos de «di­
rección bética» como los más importantes 
en la génesis del Sistema Central. Esta es una 
opinión bastante generalizada (VEGAS et al. 
1982, 1990; RIBEIRO et al., 1990; 
WARBURTON et al, 1989), aun cuando 
las áreas más orientales se expliquen tam­
bién por incidencia de esfuerzos de «direc­
ción ibérica» (CAPOTE et al. 1990; CAl­
VO et al.1991). 

3. LAS HIPOTESIS DE IMPULSOS: 
POLICICLOS y ESCALERA DE 
PIEDEMONTE 

En 1930 (ref. 1948) SCHROEDER es­
tableció una sucesión de «fases orogénicas» 
en la historia evolutiva del Sistema Central; 
destaca, desde las huellas antiguas (Varíscica, 
Kimérica) a las fases terciarias (Sávica, 
Estaírica). De acuerdo con las observaciones 
de PRADO (1864, ref. 1975) y otros datos 
complementarios acerca del Cretácico, A. 
PENCK (1894) concluye y expone clara­
mente la no existencia de la Sierra de 
Guadarrama durante ese período. A su jui­
cio, las transgresiones cretácicas cubrieron 
enteramente estas áreas y «no sólo penetra­
ron en golfos como el valle del lozoya» (tesis 
que mantenían aquellos autores que, si­
guiendo a MACPHERSON y tal como se ha 
descrito, consideraban el Sistema Central 

Los modelos genético-evolutivos 99 

como un «residuo» hercínico o un relieve 
fini-Paleozoico). 

Para SCHROEDER (op. cit.), el origen 
de este sistema montañoso debe situarse en 
las desnivelaciones intraterciarias ocurri­
das entre el Oligoceno Inferior y el 
Tortoniense (fases Sávica y/o Estaírica). 

la existencia de varias fases o etapas 
tectónicas con repercusión en los relieves de 
la Meseta, es una cuestión bastante acepta­
da. Sin embargo, hay disparidad de criterios 
cuando se trata de establecer su significado, 
cronología, dinámica, implicaciones regio­
nales, etc. la aparición de nombres locales 
para designar alguna de esas etapas (ejem­
plo: Castellana, Neocastellana e Ibérica, 
Guadarrama, Torrelaguna, etc.; ver PEREZ 
GONZAlEZ, 1982,CAPOTEetal., 1990, 
CALVO et al., 1991 y BABIN et al., 1991), 
es un método adecuado para centrar los 
acontecimientos por sectores y evitar 
globalizaciones no contrastadas. Sin embar­
go, puede resultar contraproducente si esos 
acontecimientos sectoriales son automá­
ticamente generalizados mediante la ex­
tensión de denominaciones locales a toda la 
Meseta; sería procedente seguir el método 
de nombres locales por sectores y a posteriori 
proceder a la correlación y posible genera­
lización de una terminología global. 

Sea como fuere el procedimiento ante­
rior, lo cierto es que, como se ha señalado, a 
finales del primer cuarto de siglo se cono­
cían ya diferentes etapas o fases tectónicas 
que habían afectado a la Meseta. 

J unto a lo anterior, aparecían también 
numerosos datos sobre la presencia de su­
perficies de erosión, antiguas o modernas, 
que en unos casos quedaron fosilizadas, en 
otros actuaron como generatriz de nuevos 
relieves y en otros se generaron coetá­
neamente a la reactivación del Macizo. En 



100 Pedraza Gilsanz,j. 

alguno de estos casos estan las superficies 
datadas como Pretriásica (FISCHER, 
1894), Intracretácica (E. HERNANDEZ 
PACHECO, 1923), Postcretácica (SCH­
MIEDER, 1915), Postoligocena y 
postpóntica (STICKEL, 1930). 

Partiendo de estos datos, en un trabajo 
publicado en 1937 (cuyo resumen apareció 
en castellano en 1943), ).E. SCH­
WENZNER explica la fisonomía del Sistema 
Central (en realidad de la Sierra de Guada­
rrama) de forma completa y según lo que 
puede considerarse el primer modelo ge­
nético-evolutivo que se ha aplicado a 
estas zonas. 

3.1. Fisonomía y génesis del Sistema 
Central según SCHWENZNER 

En cuanto a la fisonomía, describe y 
clasifica la Sierra de Guadarrama como un 
conjunto de niveles escalonados y articula­
dos entre sí, lo que W. PENCK (1924, ref. 
1953) denominó escalera de piedemonte 
(piedmonttreppen) . 

En cuanto a la génesis, y consecuente­
mente con esa fisonomía, SCHEWENZNER 
(op. cit.), establece la siguiente secuencia: 

1°) Parte de unos relieves arrasados que 
forman una penillanura intraterciaria 
(Oligo-Miocena). Dicha penillanura tiene 
carácter de generatriz, pues será la que da 
origen a los relieves actuales. 

2°) Un primer impulso tectónico (fase 
Sávica y Estaírica) desnivela esa superficie 
generatriz y forma la «gran divisoria caste­
llana». 

3°) A lo largo del Mioceno se produce un 
fenómeno de arrasamiento parcial en los 
«flancos» de los relieves y genera así la 
primera llanura de piedemonte 

eDAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

(piedmontflache) o superficie pre-pontien­
se. 

4°) Un nuevo impulso tectónico a finales 
del Mioceno (fase Rodánica), agudiza la 
elevación de la «dovela central», «divisoria 
castellana o superficie generatriz», formando 
la superficie de cumbres (dachflache). Ese 
mismo impulso deja también «colgada» la 
llanura de piedemonte prepontiense; esta 
queda adosada a la dovela central formando 
un primer escalón de meseta (meseta/tache) 
o M3 (parameras). 

5°) A lo largo del Plioceno inferior se 
repite el mismo proceso; en los relieves 
reactivados se inicia la erosión de los «flan­
cos», hasta generarse una segunda llanura 
de piedemonte (piedmontflache) o superfi­
cie Pliocena Inferior. 

6°) Otro impulso tectónico (fase Rodánica 
II) agudiza la elevación de las superficies de 
cumbres y de meseta M3 y deja «colgada» 
la nueva superficie de piedemonte, forman­
do el segundo escalón de meseta o M 2 

(rampa superior) adosado al anterior. 
r) Durante el Plioceno Superior vuelve 

a repetirse el proceso de arrasamiento de los 
«flancos» afectando también a la «cuenca 
terciaría» y se genera así la última llanura 
de piedemonte (piedmontflache) o superfi­
cie Pliocena Superior. 

8°) Al acontecimiento anterior le sucede 
otro impulso tectónico de reactivación (fase 
Valáquica), que agudiza la elevación de to­
dos los relieves previos y deja «colgada» la 
nueva superficie de piedemonte formando 
otro escalón adosado al anterior en el macizo; 
es el tercero de meseta o MI (rampa infe­
rior). En las cuencas y elevada sobre los 
canales fluviales, la MI aparece formando la 
divisoria de la red hidrográfica o cam­
piñas. 

9°) Finalmente se producirá el desarrollo 



eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

de los encajamientos fluviales a lo largo 
del Cuaternario. 

Tras toda esta secuencia de aconteci­
mientos, se llega a un relieve característico 
de escalera de piedemonte (pied­
monttreppen), definido por una llanura o su­
perficie de cumbres, SC (dachfleú:he) y 
tres escalones o superficies de meseta 
(mesetalleú:he): M3 (llanura de paramera), M2 

(rampa superior) y MI (rampa inferior y 
campiña). 

3.2. Síntesis general del modelo 

la articulación de los acontecimientos es 
como sigue (Fig. 2): 

Arrasamiento intraterciario (depósitos 
correlativos Oligo-Miocenos) formando la 
superficie generatriz de los relieves que 
ocuparán al final las cimas o cumbres (SC) , 
* desnivelación (fases Sávica y Estaírica) * 
arrasamiento mioceno (depósitos correlati­
vos del Mioceno pre-Pontiense) originando 
la planicie que ocupará el escalón M3 
*desnivelación (fase Rodánica) *arrasa­
miento del Plioceno Inferior (depósitos co­
rrelativos de las rañas superiores) originan­
do la planicie que ocupará el escalón M2 * 
desnivelación (fase Rodánica II) * arrasa­
miento del Plioceno Superior (depósitos 
correlativos de las rañas inferiores o encaja­
das en las primeras) dando·las planicies que 
ocuparán el escalón MI y las campiñas * 
desnivelación (fase Valáquica) * consoli­
dación del relieve de escalera de piedemonte 
e inicio del encajamiento fluvial cuaternario. 

Queda por conocer en este modelo, lo 
cual no esta bien definido, si articula la 
evolución según un esquema policíclico 
(desnivelación-calma y arrasamiento parcial­
nueva desnivelación o reactivación) o se 
ajusta más al modelo de domo en expan-

Los modelos genético-evolutivos 101 

sión (tectónica continua de intensidad «cre­
ciente», que deja colgados los sucesivos 
rellanos o escalones); en principio lo más 
correcto sería asignarle una secuencia de 
hemiciclos (arrasamientos no concluidos e 
interrumpidos por las reactivaciones). 

4. LAS HIPOTESIS DE UN IMPULSO 
PRINCIP AL: LA SUPERFICIE DES­
NIVELADA EN BLOQUES O BLOCK 
MOUNTAIN y LA EVOLUCION 
«BICICLICA» 

SOlE SABARIS y cols. en 1952 Y BIROT 
y SOlE SABARIS en 1954, consideran que 
el Sistema Central se debe a un impulso 
principal único (fase Rodánica), que desni­
vela en bloques una penillanura finimiocena 
que sería la que actúa como generatriz del 
relieve actual; con posterioridad aparecen 
las llanuras de piedemonte y el reajuste de 
los bloques por una suave reactivación 
finiterciaria (Plioceno Superior). 

Para elaborar este modelo analizan y 
discuten el trabajo de SCHWENZNER (op. 
cit.), considerando que se trata de un esquema 
policíclico no aplicable en el Sistema Cen­
tral, ya que los bloques presentan una or­
ganización heterogénea y no una seriación 
«escalonada» según impulsos sucesivos: « ... 
de lorma que se comprueba que no se trata de 
niveles homotáxicos, que se corresponden de un 
valle a otro, sino de un nivel único llevado por los 
movimientos tectónicos a altitudes diversas» 
(SOlE SABARIS y cols. 1952, pág. 171). 
Esta conclusión la apoyan en un hecho hoy 
más que discutible, esto es: que el contacto 
entre el piedemonte y las elevaciones no es 
por falla (tal como propone 
SCHWENZNER, op. cit.) sino que se debe 
a un escarpe de retroceso de la falla o siste­
mas de fallas externas: «Se trata de averiguar 



102 Pedraza Gilsanz, J. eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

s.e. s.e. 

5 

s.e. s.e. 

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Sustrato 

a Materiales del ciclo prearcósico 

~ Materiales del ciclo arcósico 

• Materiales del ciclo postarcósico 

Fig. 2. Esquemas de los modelos evolutivos del Sistema Central Español. 
A. Modelo de SCHWENZNER (1937) (interpretación basada en el resumen de su obra). 
B. Modelo de SOLE SABARIS y cols. (1952) (perfIl-esquema realizado a partir de los bloques­
diagrama de los autores). 
C. Modelo de PEDRAZA (1978). 
Leyenda: 
1,2,3, ... Etapas evolutivas en la formación del Sistema Central Español, de más antiguo a más 
moderno. Se corresponden con la síntesis de cada modelo descrita en el texto. 
S.C.- superficie de cumbres; D-superficie generatriz; P i-penillanura poligénica; P 2-penillanura 
finiterciaria; P F-penillanura fundamental; Mi' M2' M3-superficies escalonadas de meseta (1 y 
2 piedemontes, 3 parameras); E-pediment de sabana (etchplain en piedemontes); P-pediment 
semiárido. 



eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

si el desnivel es de origen tectónico y corresponde a 
una falla paralela y más interna a la falla 
principal de la Sierra, o es simplemente un frente 
de retroceso de esta, producido durante el desarrollo 
del plegamiento. SCHWENZNER, acepta sis­
temáticamente la primera solución. Y, ciertamente, 
... , es posible comprobar, también que el escarpe 
topográfico no coincide con el accidente geológico, 
sino que el abrupto de falla ha retrocedido a veces 
más de un kilómetro ... » (SOlE SABARIS y 
cols. 1952, pág 186). 

Describiremos aquí el modelo tal como 
lo plantearan SOlE SABARIS y cols. en 
1952, y que es el seguido, con ligeros ma­
tices, por BIROT y SOlE SABARIS en 
1954. 

En este caso se sigue un esquema típica­
mente davisiano, esto es: reactivación 
tectónica (con la formación de unos relieves 
montañosos y sus cuencas adyacentes)-calma 
y erosión (con la formación de una 
penillanura generalizada)-nuevo impulso 
de reactivación (aparición de nuevos re­
lieves montañosos con sus cuencas adya­
centes)-nuevo período de calma (inicio de 
otro ciclo erosivo, aun no concluido). 

Como puede comprobarse, es este mode­
lo el que debería denominarse policíclico 
dado que sigue un esquema evolutivo en el 
que se articulan diferentes fases, etapas o 
«ciclos» de reactivación-arrasamiento 
total. Por el contrario, el modelo de 
SCHWENZNER (op. cit.), se basa en su­
cesivas reactivaciones que no permiten el 
desarrollo de los arrasamientos totales y, 
en consecuencia, debería aludirse como no 
cíclico, o a lo sumo, hemicíclico (ciclos no 
concluidos); sin embargo, la terminología 
geomorfológica sigue manteniendo este 
término tal cual se acuñara en las discusio­
nes surgidas del enfrentamiento entre las 
hipótesis formuladas por DA VIS en su «ciclo 

Los modelos genético-evolutivos 103 

geográfico» y las de W. PENCK en su 
«escalera de piedemonte». 

4.1. la penillanura poligénica y la 
penillanura fundamental de SOLE 
SABARIS y cok 

Independientemente de lo anterior, 
siempre problemático, este trabajo centra 
múltiples e importantes cuestiones, así: 

1°) Respecto a las superficies de erosión, 
considera que el ciclo alpino de los relieves 
de la Meseta, se origina a principios del 
Eoceno a partir del arrasamiento genera­
lizado de los relieves previos, es decir, los 
hercínicos (incluyendo como tales, también 
los tardi y posthercínicos en sentido estric­
to). Dado el carácter de ese arrasamiento, 
considera se trata de una penillanura ela­
borada en varios ciclos, es decir, poligénica 
y concluida a lo largo de diferentes períodos 
en cada zona; es tanto más moderna cuanto 
más occidental (pretriásica en Somosierra, 
precenomaniense en Segovia-Villacastín, 
Eocena en Salamanca, etc.), por tanto la 
considera igualmente heterocrona. 

2°) Al contrario de lo que defendía 
SCHWENZNER (op. cit.) siguiendo a otros 
autores previos, este modelo considera que 
el papel de esta superficie antigua en el 
relieve actual de la Meseta es insignificante 
y únicamente aparece en algunos lugares 
por exhumación local. la superficie más 
generalizada en estos territorios y sus bor­
des, que definen como fundamental, es una 
penillanura elaborada a finales del Mioceno; 
le asigna una edad entre Mioceno Medio 
(Tortoniense) a Superior (Pontiense). 

3°) De acuerdo con lo anterior, habría 
una penillanurización total de los relieves 
de la Meseta en un primer ciclo y, en 



104 Pedraza Gilsanz,j. 

consecuencia, la desaparición de la divi­
soria castellana a finales del Mioceno. Di­
cha divisoria se habría originado por la 
desnivelación (fase Sávica) de la penillanura 
poligénica o «preparoxismal», a finales del 
Oligoceno, con una reactivación notable en 
el Mioceno medio (fase Estaírica). 

4°) Es la penillanura fundamen talla que 
actuará como base de los relieves actuales (es 
decir, la generatriz) del Sistema Central, al 
ser desnivelada a finales del Mioceno (fase 
Rodánica); hoy, según este modelo, queda 
formando la superficie o nivel de cumbres 
en estas montañas. 

5°) Tras este impulso se inicia un segundo 
ciclo morfogenético, que conduce a la ge­
neración de las llanuras de piedemonte 
(rampas o peanas, a las que, siguiendo a 
BIROT, 1937, ref.1943, asigna un carácter 
de superficies de erosión en clima árido, es 
decir, pediments comportando relieves re­
siduales tipo inselbergs), los reajustes 
tectónicos (se considera que los impulsos 
tectónicos de rejuvenecimiento son más 
modernos que cualquier arrasamiento) y el 
encajamiento de la red hidrográfica. 

4.2. Síntesis general del modelo 

La secuencia general de los aconteci­
mientos la expresa como sigue (Fig. 2): 

Ciclo de arrasamiento pre-paroxismal 
(formación de la penillanura poligénica 
heterocrona; sedimentos correlativos des­
de el Pérmico al Paleógeno y en los bordes 
del Sistema Central, básicamente cretácicos 
y paleógenos)- desnivelación (fases Sávica 
y Estaírica) y formación de la «primera 
divisoria castellana» - calma tectónica y 
ciclo de arrasamiento intra-Mioceno; for­
mación de la penillanura fundamental 
(depósi tos correlativos del Mioceno medio y 

eUAD. LAB. XEOL. LAXE 19(994) 

superior pre-Pontiense, que rellenan las 
cuencas de la Meseta, es decir, las del Duero 
y Tajo) - desnivelación (fase Rodánica) y 
formación de nuevo de la «divisoria caste­
llana», es decir la actual que constituye el 
Sistema Central - calma tectónica y gene­
ración de los piedemontes o rampas en un 
ciclo de arrasamiento parcial, según un 
sistema de pedimentación en condiciones 
áridas o semiáridas; dicha pedimentación 
produce el arrasamiento de los escarpes del 
sistema de fallas externas (las del contacto 
macizo-cuenca) y el retroceso de los de las 
internas (sistema de fallas que limitan los 
grandes horsts) llevándolos a su posición 
actual y formando así las laderas que hoy 
dan frente a las elevaciones; se manejan, por 
tanto, hipótesis de retroceso paralelo de los 
escarpes o vertientes (los depósitos correla­
tivos a esta etapa evolutiva, son los Pliocenos 
tipo «fanglomerados» o «rañas») - desni­
velación (fase Valáquica) con reajustes y 
exageración de las elevaciones durante el 
Plioceno Superior - calma tectónica o re­
ajustes ligeros y locales; encajamiento de la 
red hidrográfica durante el Cuaternario. 

5. HIPOTESIS MIXTA: LA ESCALERA 
DE PIEDEMONTE CON UN DESA­
RROLLO FINAL DE BLOQUES EN LAS 
ZONAS AXIALES 

PEDRAZA (978), considera el Sistema 
Central originado según una dinámica tec­
tónica de impulsos continuos y de intensi­
dad creciente, es decir, tal como establece 
W. PENCK (1924, ref.1953) en su modelo 
del domo en expansión, que termina por 
desarrollar una fisonomía en «escalera de 
piedemonte» (piedmonttreppen). El matiz di­
ferencial con el modelo de W. PENCK, es 
que se considera una «resolución final» que 



eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

provoca levantamientos y hundimientos en 
las zonas axiales; caso de las dovelas centrales 
y las depresiones intramontanas. Se trataría 
de un proceso de ondulación generalizada 
y progresiva de toda la Meseta durante el 
Terciario (lo que, como veremos, se corres­
ponde con el «ciclo de sedimentación 
arcósica»). Dicha ondulación se traduce en: 
elevaciones muy laxas o de amplio radio 
(que irán configurando un nivel medio en el 
relieve de la Meseta, definido por platafor­
mas o altiplanicies basales, que tienen ca­
rácter de penillanura generalizada o 
fundamental); elevaciones muy agudas 
o de pequeño radio (que irán configuran­
do unos niveles superiores en el relieve de la 
Meseta, definido por elevaciones o sierras en 
las que la penillanura generatriz queda 
colgada); hundimientos laxos o de amplio 
radio (que irán formando las grandes de­
presiones regionales o cuencas sedimentarias 
aledañas a las elevaciones) y hundimientos 
muy agudos o de pequeño radio (que irán 
formando cuencas locales en el interior del 
macizo y subcuencas o fosas dentro de las 
depresiones o cuencas sedimentarias regio­
nales). 

La tectónica de elevación creciente (cada 
vez más intensa), implica la agudización de 
las elevaciones de pequeño radio y, por 
simple geometría, en algunos lugares y es­
pecialmente el Sistema Central, debe resol­
verse con una tectónica de bloques que 
consolida la fisonomía de «block mountaill»; 
es la «resolución final» en horsts y grabens 
que referíamos al principio. 

Hasta cierto punto, este modelo puede 
considerarse una interpretación mixta entre 
la dos anteriores, es decir, la de 
SCHWENZNER de 1937 y la SOLE 
SABARIS y cols. de 1952. Como se concluyó 
en un trabajo previo (PEDRAZA, 1971 ref. 

Los modelos genético-evolutivos 10 5 

1973), ambos modelos contenían aspectos 
necesarios para explicar la morfología y gé­
nesis del Sistema Central y, al mismo tiempo, 
ninguno de ellos daba la respuesta a todos 
los interrogantes planteados. 

Así pues, había unos datos de partida 
que, una vez matizados mediante nuevas 
investigaciones, condujeron al modelo que 
comentaremos aquí. 

5.1. Los datos de partida 

Los datos de partida más significativos, 
en que se apoyó el desarrollo de este modelo 
fueron: 

1°) La fisonomía escalonada que presenta 
el relieve del Sistema Central, apunta hacia 
modelos dinámicos de impulsos articula­
dos como propone SCHWENZNER (op. 
cit.). 

2°) La presencia de depresiones interiores 
sin apenas relleno sedimentario y escarpes 
de falla muy recientes, así como la seriación 
de horsts-grabens, parece apuntar a una 
desnivelación reciente; dicha desnivela­
ción es necesaria para explicar la similitud 
entre la superficie de cumbres y la de 
meseta M3 o parameras. Todo ello coin­
cide con las hipótesis de SOLE SABARIS y 
cols. (op. cit.), reafirmadas en el trabajo de 
BIROT y SOLE SABARIS (op. cit.). 

3°) Como ya señaló E. HERNANDEZ 
PACHECO en 1922, la clara disarmonía 
estructural entre los materiales cretácicos y 
paleógenos y la total discordancia de ambos 
con los neógenos, indicaban el inicio de las 
desnivelaciones en los tiempos inmediatos 
posteriores al Cretácico, con una notable 
agudización en el tránsito Oligoceno­
Mioceno. 

4°) El cabalgamiento de bajo ángulo que 



106 Pedraza Gilsanz, J. 

pone en contacto los materiales cristalinos 
del macizo sobre los sedimentos arcósicos 
(miocenos, en general), tal como señalara 
ROYO y GOMEZ (1934) y otros autores 
posteriores, parece implicar una fase de 
reactivación reciente en el Sistema Central. 

5°) La fisonomía de las rampas (unas 
llanuras tipo pediment con notables relie­
ves residuales tipo inselbergs), contrasta con 
la de las superficies superiores. BIROT 
(1937, ref. 1945) y luego otros autores, lo 
explicaron mediante dos ciclos netamente 
diferenciados en la morfogénesis de estas 
zonas: uno previo de penillanurización 
(sus depósitos correlativos serían los 
miocenos que colmatan las cuencas) y otro 
posterior de pedimentación árida o 
semiárida (sus depósitos correlativos, serían 
los de tipo «fanglomerático» o rañas). 

5.2. La discusión de los datos de par­
tida 

5.2.1. En cuanto a los ambientes cli­
máticos. 

En las hipótesis de algunos trabajos 
clásicos (BOTELLA y HORNOS, 1884; 
CALDERON, 1884 a y b; HERNANDEZ 
PACHECO, 1914), la Meseta habría estado 
sometida durante el Terciario a un régimen 
climático en el que alternan etapas húmedas 
y secas (es decir, biostásicas y resistásicas), 
en un contexto cálido estacional, por tanto, 
no ecuatorial. 

Estas eran también las conclusiones de 
trabajos modernos (VAUDOUR, 1977; 
MARTINESCORZA,1974;HUERTASet 
al., 1970; GUTIERREZ ELORZA et al., 
1978; etc.) y las que se han confirmado 
posteriormente en los estudios de detalle de 
alteraciones (aquí se considera una sucesión 

eDAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

de ambientes que iría del húmedo-cálido no 
estacional a finales del Cretácico, hasta el 
árido o semiárido de finales del Mioceno, 
pasando por el húmedo estacional del 
Paleoceno y Paleógeno; MAR TIN SE­
RRANO, 1986,ref.1988;GARZON, 1980; 
BLANCO et al., 1991; etc.) así como en los 
de paleoflora y paleofauna (en este caso se 
deducen unos ambientes generales próximos 
a los de sabana, sea húmeda o seca y con 
episodios más templados, tanto en el Cretá­
cico como en el Terciario; ALBERDI -
Coord.-, 1985, VARIOS, 1991). 

En definitiva, reafirmamos lo concluido 
en el trabajo que desarrolló el modelo que 
comentamos aquí (PEDRAZA, 1978): en­
tre finales del Cretácico y principios del 
Cuaternario, hay una sucesión climática 
global en la que alternan ciclos mayores 
extremos (cálido-húmedo y cálido-seco, 
ambos estacionales), dentro de los cuales 
aparecen otros ciclos menores interme­
dios (templado-seco, templado-subhúmedo, 
estacionales). 

La tendencia general, es la de un predo­
minio de los ambientes de sabana hú­
meda (pluvisilva) a finales del Cretácico 
principios del Terciario (máxima duración 
de los ciclos húmedos y casi inexistencia de 
los secos), un equilibrio sabana húmeda 
(pluvisilva)-sabana seca (espinosa) en el 
Paleógeno e incluso Mioceno inferior y un 
predominio de los ambientes de sabana 
seca (espinosa) en el Mioceno medio, supe­
rior y principios del Plioceno. Junto a esa 
tendencia, hay otra que implica una pro­
gresiva atenuación del carácter extremo 
(humedad-sequía y calor) de los ciclos ma­
yores, lo cual se manifiesta en un mayor 
protagonismo de los ciclos menores; uno de 
estos ciclos puede considerarse como el pre­
cedente del clima cuaternario. 



eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

Esta secuencia climática, es la que se 
deduce (más o menos matizada con datos 
posteriores) de los trabajos sobre la evolu­
ción del clima de la Meseta que desarrolla­
ran los autores clásicos citados al principio. 

5.2.2. En cuanto a los sedimentos co­
rrelativos. 

Los análisis sedimentológicos y 
estratigráficos de los materiales que rellenan 
las cuencas terciarias de la Meseta, nos 
condujeron a formular un modelo de sedi­
mentación característico de una cuenca 
intermontana subsidente, confinada o 
semiconfinada con facies de abanicos 
aluviales (alluvials fans) y lagos efímeros 
(playa lake) en general progradantes hacia 
los macizos montañosos y con algunos epi­
sodios de redes fluviales emisarias (con un 
canal colector y no dispersor como son los 
abanicos). 

La secuencia general en los bordes del 
macizo está definida por una arena lítica, es 
decir, una arcosa. En la subfosa del río 
Alberche, esta arcosa se organiza según dos 
tramos bien definidos; uno inferior alter­
nante y otro superior blanco. En ambos 
tramos las facies proximales se localizan en 
zonas preferentes y les caracterizan la pre­
sencia de aglomerados de bloques y grandes 
bloques, también los ritmos y secuencias 
granodecrecientes completas (desde los tér­
minos samo-sefíticos alos pelíticos y pelítico­
lutíticos por enriquecimiento iluvial) o in­
completas y truncadas por la erosión, apa­
reciendo así discontinuidades de primer y 
segundo orden, pero siempre erosivo-sedi­
mentarias, y que separan los diferentes 
ciclotemas producto de las sucesivas aveni­
das. 

El tramo inferior, alternante, presenta 

Los modelos genético-evolutivos 107 

mayor nitidez en los ritmos, son más com­
pletos y uniformes y por ello son frecuentes 
la texturas edáficas en los niveles de carácter 
samo-pelítico o pelito-Iutítico que cierran 
cada ciclo (son los N.R.G.C.; niveles rojo­
gris ceniza descrito por MAR TIN 
ESCORZA en 1974). El tramo blanco es más 
homogéneo y dominado por secuencias o 
ciclos sefito-samíticos; este carácter apunta 
hacia una diferenciación de ambientes: en 
general un clima más húmedo y alternante 
durante la sedimentación del primer tramo 
y más seco y uniforme durante la sedimen­

tación del segundo. 
Teniendo como centro de referencia para 

la cronología el Mioceno (edad que le atri­
buyeron al conjunto de la serie los autores 
clásicos), nuevos datos fueron precisando su 
edad. MARTIN ESCORZA (1974) señala 
para el tramo alternante una posible edad 
paleógena. Aunque no todo él, parte del 
mismo puede pertenecer a esa edad tal como 
se dedujo en el trabajo de GARZON et al. 
(1978)enel Valle de Amblés. Respectoalos 
límites superiores, F.HERNANDEZ 
PACHECO(1962), VAUDOUR(1977 ,ref. 
1979) y otros autores, señalan su posible 
pertenencia al Plioceno; así pues, dada la 
edad de los niveles de colmatación de la Fosa 
del Tajo, puede plantearse que parte del 
tramo superior blanco sea del Plioceno. 

Ante este problema, teniendo en cuenta 
las características de las facies en el borde de 
la cuenca y su asociación con la reactivación 
del Sistema Central, decidimos referir todos 
estos materiales como el ciclo arcósico, que 
representa los sedimentos correlativos de 
las etapas «paroxismales» o de reactivación 
del macizo. 

El tránsito hacia la etapa posterior, se 
marca de forma neta en los abanicos de 
piedemonte que truncan los niveles arcósicos 



108 Pedraza Gilsanz,j. 

y forman glacis mixtos con materiales deno­
minados genéricamente «rañas»; si bien 
entendemos que este es un término poco 
preciso y debe diferenciarse según el signi­
ficado morfogenético. En la zona oriental y 
centro-oriental del borde del Sistema Cen­
tral, dicha formación es un tránsito hacia la 
etapa actual; por ello marcan el inicio del 
ciclo postarcósico. Señalemos, sin embar­
go, que en la zona occidental del borde 
Norte del Sistema Central y en la llanura 
zamorana, a materiales similares se les asigna 
una continuidad casi total con las series 
arcósicas (MAR TIN SERRANO, 1986, ref. 
1988). 

Las etapas previas al ciclo arcósico, es 
decir, las del ciclo prearcósico, es si cabe 
más compleja, ya que se mezclan dos pro­
blemas: el propio del inicio del ciclo arcósico 
y la reactivación y el tránsito Mesozoico­
Terciario. Obviando este segundo proble­
ma, eminentemente estratigráfico, nos 
centraremos en las facies y su significado. 

Al desarrollar este modelo evolutivo en 
1978, nos basamos en unos depósi tos silíceos 
muy elaborados (su presencia nos fue co­
municada por M.G.GARZON HEYDT que 
los había localizado en el valle del Guayerbas, 
vertiente meridional de Gredos), que in­
terpretamos entonces como materiales 
aluviales procedentes de redes maduras 
propias de relieves arrasados. En principio 
parecían marcar un cambio importante en la 
dinámica respecto a los acontecimientos 
posteriores, razón por la cual situamos en 
ellos el límite entre el ciclo arcósico y el 
prearcósico. Trabajos posteriores han cen­
trado su posición y cronología tanto en la 
vertiente meridional como en la septen­
trional, donde se habían incluido en un 
conjuntopre-Luteciense UIMENEZ, 1970); 
en general se les alude hoy como serie silícea 

eDAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

(GARZON, 1980) o como siderolítico 
(BUSTILLO et al., 1980). 

A partir de las interpretaciones recientes 
(FERNANDEZ GARCIA et al., 1989; 
OLMO SANZ et al., 1989; MOLlNA etal., 
1989; RODAS et al., 1990), podemos 
mantener la serie silícea o siderolítica 
como referencial para marcar el límite de los 
procesos que corresponden al ciclo 
prearcósico. A esta serie se le asigna una 
edad entre el Cretácico terminal y el Eoceno 
superior-Oligoceno (secuencias Tll y T12 
de FENANDEZ GARCIA et al, op. cit.); 
tras él se inician las etapas paroxismales de 
la reactivación y el cambio de la red fluvial 
que pasa, de unas llanuras aluviales solapa­
das por jerarquización a otras de abanicos de 
piedemonte que sedimentan los materiales 
del ciclo arcósico. 

5.2.3. En lo referente a los ciclos de 
arrasamiento y la fisonomía general 
del macizo 

La presencia de escalones en el relieve del 
Sistema Central, es un hecho incuestionable 
por evidente en su fisonomía. Dada la intensa 
fracturación de este macizo, no resulta difícil 
asignar los límites de cada escalón a fallas; en 
realidad estas se detectan por alteraciones 
(arenizacines, texturas cataclásticas, 
milonitas, planos de falla, etc.). 

A pesar de lo anterior, hay una diferencia 
notable entre la ladera superior (que articula 
cumbres y parameras o M3) y la inferior (que 
articula parameras o M3 y piedemontes M2 y 
MI); la primera aparece como un escarpe 
neto y re~tilineo, uniforme y asociado a 
fallas locales, la segunda es algo más irregular, 
se asocia a fallas de gran recorrido y muestra 
signos de mayor elaboración o modelado, si 
bien depende de las zonas. Allí donde apenas 



eDAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

aparecen parameras (M3) y la ladera es con­
tinua, tramo superior e inferior forma una 
sola unidad y los límites tectónicos son 
mucho más evidentes (Fig. 1). 

Así pues, hemos de trabajar con una 
fisonomía tipo que se ajusta a la de «escalera 
de piedemonte» (piedmonttreppen) y que 
SCHWENZNER (op. cit.) definió com­
puesta por una superficie de cumbres (SC) y 
tres de meseta (MI' M 2 , Y M 3)· 

BIROT(1937,ref.1945),fueelprimero 
en calificar los piedemontes serranos como 
unas llanuras de pediment comportando 
relieves residuales tipo inselbergs. Si­
guiendo las ideas dominantes en ese mo­
mento, interpretó estas morfologías como el 
producto de un modelado en condiciones 
semiáridas y tanto la llanura como los relieves 
residuales que soportan, se consideran 
singenéticos y correlativos de los depósitos 
«fanglomeráticos» que son las rañas. 

Otra observación importante de BIROT 
(op. cit.) hace referencia a la fisonomía di­
ferencial entre las superficies de piedemonte 
y las superiores: las primeras comportan 
relieves residuales, las segundas no. 

A partir de nuestras obsevaciones, se 
dedujo que esas diferencias eran aun más 
notorias. En las superficies superiores 
(cumbres o SC y parameras o M3) aparecen 
también relieves residuales, sin embargo la 
fisonomía de estos es el de cerros alomados 
cóncavo-convexos y característicos de las 
penillanuras, es decir: monadnocks. Otro 
dato a tener en cuenta, es que no todos los 
relieves residuales de los piedemontes son 
equiparables; hayal menos cuatro gene­
raciones y los más destacados (primera 
generación en los piedemontes) o «verdaderos 
inselbergs», están adosados alaladerao muy 
próximos a ella, definiendo un nivel de 
cimas basculado hacia las cuencas que se 

Los modelos genético-evolutivos 109 

sitúa ligeramente más bajo que la superficie 

de paramera o M3. 
Al mismo tiempo que se realizaban estas 

investigaciones, se estaban consolidando las 
hipótesis que explicaban pediments e 
inselbergs como una asociación por suce­
siones genéticas y no como una unidad 
singenética; esto nos llevó a considerar las 
diferencias entre una pedimentación de 
sabana y una pedimentación semiárida. 

Los materiales que rellenan las cuencas 
terciarias muestran signos inequívocos (es­
tructuras, seriación de formas, minerales de 
arcilla, restos fósiles, etc.) de un proceso de 
pediplanación y no de penillanurización 
tal como se había señalado hasta entonces. 
De acuerdo con este dato y las fisonomías 
antes descritas, inselbergs y ciclo arcósico 
son el producto de un ciclo de 
pedimentación de sabana; esta interpre­
tación se apoya en el modelo de la «doble 
planación», desarrollado por BÜDELL 
(1957) basándose, a su vez, en el de los 
relieves grabados (etch) que desarrolló 
W A YLAND (1933) para explicar las 
penillanuras mediante un proceso de me­
teorización y posterior lavado o 
etchplanación. 

Por otro lado, superficies de cumbres 
(SC) y de paramera (M3) presentan una fi­
sonomía equiparable; ambos son llanuras 
onduladas, con ausencia de contrastes me­
nores, salvo los correspondientes a los proce­
sos más actuales (glaciar, periglaciar, nivo­
pluvial, etc.) y con notables relieves residua­
les tipo monadnocks. Se trata pues de la 
misma superficie original desnivelada por la 
tectónica y su carácter es el de una super­
ficie tipo penillanura (su fisonomía es 
equivalente a la definida por DA VIS en 
1889) poligénica (es decir, elaborada por 
todo un conjunto de procesos a lo largo de 



110 Pedraza Gilsanz,j. 

varios ciclos, aun cuando predomine en su 
génesis la acción fluvial) y heterocrona (su 
conclusión varía según las zonas; aun cuando 
puede considerarse que los relieves hercínicos 
estaban ya arrasados a principios del 
Mesozoico, esta llanura sigue siendo reela­
borada allí donde no la fosilizan los sedi­
mentos; incluso durante el Terciario ha 
ocurrido así en muchas zonas no reactivadas). 

Esas características de la penillanura, 
fueron ya señaladas por SOlE SABARIS y 
cols., en 1952; la diferencia entre nuestra 
interpretación y la establecida por estos 
autores, estriba en dos aspectos: la precisión 
del poligenismo tal cual lo definiera KLEIN 
(1953) y la asignación de su carácter como la 
fundamental de la Meseta y, a la vez, 
generatriz de los relieves reactivados, caso 
del Sistema Central. 

las superficies de piedemonte deben 
considerarse como franjas reducidas que 
bordean los macizos reactivados, por ello no 
son comparables a la penillanura funda­
mental ni en su extensión ni en su signifi­
cado evolutivo; ciertamente, no son 
arrasamientos generales (como lo son 
penillanuras, pedillanuras e incluso los 
etchplanos) sino parciales; es decir: super­
ficies de piedemonte (salvo aquellas zonas 
en que las rampas pueden considerarse tra­
mos de la penillanura poligénica, al haber 
sido exhumados por la erosión de la coberte­
ra sedimentaria durante la etapa 
postarcósica a lo largo del Terciario supe­
rior y Cuaternario). 

Así pues, salvo en los casos de exhuma­
ción, los piedemontes presentan una fiso­
nomía netamente diferenciada de las llanuras 
superiores. Su perfil es rectilíneo con múl­
tiples contrastes menores (domos, tors, 
canchales, franjas y cuvetas de arenización, 
etc.) y mayores (domos, berrocales, crestones, 

eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

etc.) que corresponden a relieves residuales; 
estos últimos, en algunos casos son verda­
deros inselbergs producto de una 
pedimentación de sabana (también alu­
dida como etchplanación) elaborado a lo 
largo del ciclo arcósico. Su forma actual es el 
producto de una remodelación en condi­
ciones de mayor aridez, dándole una fiso­
nomía de pediment semiárido que, a su 
vez, será degradado por la incisión fluvial 
de las redes actuales. 

En algunas interpretaciones posteriores 
(GARZON HEYDT, 1980; GARCIA 
ABAD et al., 1980;MARTINSERRANO, 
1986, ref. 1988) se sitúa la etapa principal 
de elaboración de los inselbergs a finales del 
Cretácico y se formula un proceso de 
etchplanación total. Estas hipótesis suponen, 
que la superficie fundamental de la Me­
seta y sus bordes se ha generado por un 
proceso de etchplanación finicretácica y 
posteriormente, a lo largo del Terciario, ha 
sido remodelada hasta transformase en una 
penillanura. Sin embargo, los sedimentos 
correlativos a la remodelación, es decir los 
del ciclo arcósico, no concuerdan con esa 
hipótesis; más bien marcan una secuencia de 
acontecimientos inversa, es decir: primero 
la penillanurización y luego la pedi­
mentación-etchplanación. 

En tanto no se aporten nuevos datos al 
respecto, entendemos que la evolución se 
ajusta al modelo inicialmente propuesto por 
nosotros (PEDRAZA, 1978), es decir: en el 
ciclo prearcósico se va elaborando la 
penillanura poligénica, a la vez que se 
desarrollan potentes mantos de meteoriza­
ción que conllevan la generación de un 
relieve grabado (eteh); durante el ciclo 
arcósico se produce la etapa principal de 
reactivación y el inicio del proceso de lavado 
y exhumación de los relieves grabados a 



eDAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

costa de la sustitución de la penillanura. 
Dicha sustitución sólo puede producirse en 
los bordes de las zonas reactivadas, no se 
trata por tanto de una etchplanación total 
sino parcial, es decir, se origina un pediment 
de sabana; tal como se ha demostrado 
(PEDRAZA, 1984), aun hoy se siguen 
produciendose fenómenos de exhumación. 
Durante el ciclo postarcósico, se inicia un 
proceso de transformación del pediment de 
sabana al ser ligeramente re modelado en 
condiciones semiáridas y transformado en el 
pediment (s.s.) que, más o menos degra­
dado por la acción de los procesos cuater­
narios, hoy forma las rampas. 

Queda por demostrar en este esquema, 
cual es la relación entre las redes fluviales 
actuales y las que generaron la exhumación 
dentro del macizo, ya que, como se ha se­
ñalado (MARTIN SERRANO, 1986, ref. 
1988) pueden presentar una cierta conti­
nuidad evolutiva. También debe profundi­
zarse en el significado de la acción degradante 
de dichas redes, ya que, a otra escala y nivel, 
parecen continuar lentamente el proceso de 
exhumación de relieves «aun» grabados 
(PEDRAZA,1984). 

5.2.4. S obre la secuencia y articulación 
de las etapas de reactivación. 

Todos los autores que han analizado el 
Sistema Central coinciden en señalar una 
serie de etapas, fases o impulsos tectónicos 
durante la reactivación de estas montañas. 

La formulación concreta de las etapas no 
parece una tarea fácil, tampoco cual es la 
dinámica tectónica concreta a que se ajusta 
la reactivación. Digamos en este punto, que 
hoy se manejan modelos de «transmisión» 
de los esfuerzos desde los centros axiales de 
colisión o deformación, bien mediante 

Los modelos genético-evolutivos 111 

«impulsos reflejos» en lo que podríaaludirse 
como un proceso equivalente a la «tectónica 
de piel gruesa» (modelo de deformación 

distribuida VEGAS et al., 1990), bien me­
diante «impulsos directos» en lo que podría 
calificarse como un proceso equivalente a los 
de «tectónica de piel fina» (modelo de ca­
balgamientos en manto y corteza, WAR­
BURTON et. al. 1989). 

Independientemente de cual sea la alter­
nativa tectónica y centrándonos en sus im­
plicaciones morfológicas, hemos de partir 
de algunos puntos básicos, así: 

1°) Como demuestran todos los datos y 
ya se conoce desde principios de siglo, en los 
bordes del Sistema Central las series neógenas 
descansan claramente discordantes sobre las 
cretácicas y paleógenas plegadas y falladas. 

2°) Los depósitos neógenos, como ya 
señalara ROYO y GOMEZ (1934), pre­
sentan un límite neto con el macizo y este se 
realiza mediante un cabalgamiento de bajo 
ángulo. Como se ha demostrado posterior­
mente en varios sectores del borde meridional 
(PEDRAZA, 1978 y 1981), lo que se alude 
como falla meridional del Sistema Central, 
es en realidad un sistema de fallas autó­
nomas (hecho ya señalado por SOLE 
SABARIS y cols., en 1952) que generan un 
sistema de cabalgamientos progresivos 
sobre el macizo; es decir, se trata de un 
sistema de cabalgamientos escalonados en 
los que cada uno afecta a un tramo de 
materiales de la serie arcósica, a la vez que 
queda fosilizado por los tramos superiores 
que progradan sobre el macizo; dichos tra­
mos superiores sufren las inflexión, a veces 
notable, de la actividad del cabalgamiento 
que fosilizan, a la vez que su límite con el 
macizo es un nuevo cabalgamiento. 

Estos son datos que apuntan a unas facies 



112 Pedraza Gilsanz,j. 

sintectónicas, características de una cuen­
ca subsidente en equilibrio dinámico con 
un macizo en proceso de elevación. Ese 
equilibrio, siguiendo la teoría de E. HER­
NANDEZ PACHECO (1923), parece se 
consigue mediante una serie de impulsos 
secuenciales que aceleran la elevación del 
macizo, seguidos de unas distensiones y 
hundimientos de cuencas. 

3°) Los datos más recientes (FERNAN­
DEZ GARCIA et al., 1989, OLMO SANZ 
et al., 1989, etc.) confirman también la dis­
conformidad entre el Cretácico y el Paleógeno 
y dentro de este, entre sus diferentes tramos; 
si bien, dichas disconformidades son de 
carácter secundario frente a la que aparece 
entre todo ese conjunto y el Neógeno. 

4°) A partir de los estudios recientes en 
los bordes de Guadarrama, puede conside­
rarse la serie silícea, siliciclástica o side­
rolítica el tránsito Cretácico-Terciario, e 
incluso enteramente finicretácica (FER­
NANDEZ GARCIA et al., op. cit.; OLMO 
SANZ et al., op. cit.), tratándose de aflora­
mientos discontinuos y de localización pre­
ferente. 

Progradando sobre toda la serie carbona­
tada y silícea o siderolitica (o serie 
prearcósica neta), así como sobre el maci­
zo, aparecen unos depósitos que han sido 
calificados como polimícticos y del 
Paleógeno. Sin embargo, como se puede 
observar en algunas zonas (arroyo de 
Aguamala, afluente del Eresma y Valle del 
Paular o Lozoya), la evolución de dichos 
depósitos es notable: en la base es un conglo­
merado de cantos y bloques sólo de rocas 
carbonatadas, en el centro aparecen también 
los de composición granítica y metamórfica 
yen el techo estos últimos se hacen exclusi­
vos a la vez que el conjunto del depósito va 
siendo cada vez más arcósico. 

En definitiva: la serie silícea o 

eUAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

siderolítica es una formación aluvial, cuya 
área madre son las zonas occidentales del 
Macizo Hespérico, en las que seguía 
reelaborandose la penillanura fundamen­
tal al no haber sido cubiertas por los mate­
riales de las transgresiones cretácicas 
(PEDRAZA 1978) y la etapa de inicio de la 
reactivación es coetánea con la generación 
de los paleógenos polimícticos (FER­
NANDEZ GARCIA et al., op. cit.; OLMO 
SANZ et al., op. cit.). 

De acuerdo con todos estos elementos 
podemos concluir: 

- Un proceso inicial de abomba­
miento general de la Meseta durante el 
Paleógeno e inicio de las suaves ondulacio­
nes que separan las elevaciones, plataformas 
y grandes surcos; esto significa el inicio del 
ciclo arcósico (es lo que E. HERNANDEZ 
P ACHECO en 1922 define como la fase 
compresiva inicial y la descompresión pos­
terior con el hundimiento de los flancos; 
también lo que formula ALIA MEDINA en 
1976, como la Bóveda Castellano-Man­
chega). 

- Un cambio en la tendencia tectó­
nica que implica unos impulsos conti­
nuos y de intensidad creciente que 
agudizan las diferencias entre: los macizos 
reactivados, con un balance absoluto de 
elevación, que consolidará en unos relieves 
montañosos estructurados en bloques 
(<<rombo horsts» y «rombo grabens», en la 
consideración de POR TERO et al. 1984); las 
cuencas subsidentes, con un balance ab­
soluro de hundimiento que consolidará en 
fosas y depresiones donde se albergan los 
sedimentos del ciclo arcósico; las platafor­
mas, que al mantener un equilibrio entre 
ambos extremos, dan lugar a las planicies de 
la Meseta y sus bordes. 



eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

En las plataformas, es la penillanura 
poligénica la que define el nivel medio de 
la topografía y, como han demostrado al­
gunos estudios (ver, GOMEZ AMELIA, 
1985), dicha penillanura sigue evolucio­
nando y remodelandose. 

- Un proceso final de agudización de la 
dinámica de elevación con la resolución de 
una tectónica de bloques en zonas axiales. 

5.3. Síntesis general del modelo. 

La secuencia general de acontecimientos, 
puede resumirse como sigue (Fig. 2): 

Ciclo de arrasamiento pre-paroxismal 
(consolidación de la penillanura poligénica 
heterocrona; sedimentos correlativos los 
del ciclo prearcósico) __ desnivelación 
(tectónica de abombamiento generali­
zado de la Meseta, definición de ondula­
ciones generales que separan elevaciones y 
plataformas como divisorias y depresiones o 
cuencas); inicio del ciclo de sedimentación 
arcósica y de la etchplanación de forma 
coetánea (sedimentos correlativos del 
Paleógeno o, al menos, Oligoceno inferior) 
- consolidación del régimen de 
desnivelaciones con sucesivos impulsos 
(agudización de las diferencias entre diviso­
rias y cuencas; generación de fosas o depre­
siones subsidentes); prosiguen y se agudizan 
los fenómenos de sedimentación del ciclo 
arcósico en las cuencas y al mismo tiempo 
se van elaborando los piedemontes en los 
macizos mediante un proceso de 
etchplanación que, al afectar solo a los 
bordes, conserva como divisorias la 
penillanura poligénica (entre el Oligoceno 
medio y Plioceno inferior ?) - desarrollo de 
una tectónica de bloques selectiva que 
afecta sobre todo a las zonas axiales y condu­
ce a: la agudización de las antiguas divisorias 

Los modelos genético-evolutivos 113 

haciendo que unas consoliden como tales en 
el relieve actual sin apenas sufrir modifica­
ciones (es el caso de las llanuras de mesetaM3 
o parameras) y otras queden modificadas 
por la tectónica hasta formar una dovela 
escalonada en dos niveles (aparece un bloque 
elevado a nueva divisoria o superficie de 
cumbres SC y otro queda en su nivel pri­
mitivo, formando el rellano de meseta M3 o 
paramera); agudización de las depresiones o 
fosas intramontañosas; desnivelación de los 
piedemontes dejando colgado el nivel de 
etchplanación que consolida como una 
exhumación parcial de los bordes del macizo, 
es decir, un pediment de sabana; cambio 
del régimen de denudación e inicio de 
una reelaboración de los piedemontes e 
incluso una exhumación de la antigua 
penillanura al ser desmontados los depó­
sitos de cobertera del ciclo arcósico; forma­
ción de las rampas y campiñas por un 
proceso mixto tecto-erosivo, con la evolución 
del clima hacia condiciones similares a las 
actuales y, por ello, la progresiva consoli­
dación de la red fluvial y del ciclo 
postarcósico; sedimentación de abanicos 
de piedemonte equivalentes a las rañas y 
depósitos cohetaneos en el centro de las 
antiguas cuencas sedimentarias- reajustes 
tectónicos finales y consolidación de la es­
calera de piedemonte en el macizo (llanuras 
de Meseta M2 y MI) y las divisorias en la 
cuenca (campiñas y superficies de los pára­
mos); inicio de la incisión de las artesas 
fluviales en las antiguas cuencas y los 
piedemontes del macizo (tanto en las ram­
pas como en las depresiones interiores); 
desnivelación cada vez más selectiva (es 
sectorial, invierte tendencias previas, y ne­
tamente heterogénea, incluso para zonas 
muy próximas geográficamente) - pro­
gresión de los encajamientos fluviales con la 



114 Pedraza Gilsanz,j. 

exhumación de relieves menores en el maci­
zo y consolidación de las llanuras de 
aterrazamiento en la cuenca; fenómenos de 
reajuste tectónico locales que condicionan el 
trazado de red y la presencia de etapas de 
subsidencia aluvial. 

Tal como hemos señalado, en este es­
quema evolutivo debe considerarse que to­
dos los fenómenos y muy especialmente los 
tectónicos, presentan una progresiva 
polarización geográfica; lo que en las pri­
meras etapas de la reactivación puede con­
siderarse un proceso global, progresivamente 
va adquiriendo una notable individualiza­
ción por sectores; esto hace que las 
generalizaciónes sean poco válidas sin que 
medie una correlación previa detallada. En 
esta línea de individualización, están las 
posibles diferencias evolutivas de la red 
hidrográfica señaladas por MAR TIN SE­
RRANO (1986, ref. 1988) en el sector 
occidental de la Cuenca del Duero, o la 
coexistencia de rampas derivadas de la 
morfogénesis reciente (ciclo arcósico), con 

otras en parte exhumadas por el desmante­
lamiento de la cobertera sedimentaria que 
las cubrió durante el ciclo arcósico y 
prearcósico. Este último proceso parece ser 
frecuente en la rampa septentrional y algunos 
sectores de la meridional, tal como ha sido 
descrito por GARZON HEYDT (980). 

6. CONCLUSION GENERAL 

La morfotectónica del Sistema Central es 
un tema aún no resuelto, sin embargo, pue­
den aportarse algunas aproximaciones. 

Tras una serie de trabajos recientes sobre 
los materiales fini-cretácicos y paleógenos, 
parece que ha quedado muy centrado el 
momento inicial de la reactivación. 

Esos mismos trabajos permiten situar el 

eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) 

tránsito entre la etapa de tectónica general 
que «ondula» la Meseta y la de tectónica 
progresivamente más sectorializada que 
individualiza las divisorias (macizos mon­
tañosos y llanuras de plataformas) y cuencas 
(depresiones o fosas que albergan los sedi­
mentos cohetáneos a la reactivación). 

Los materiales del ciclo arcósico y su 
contacto con el macizo, permiten formular 
una hipótesis de impulsos progresivos a lo 
largo de la etapa central de la reactivación. 

En la morfología de la Meseta, hay secto­
res montañosos estructurados según una 
«escalera de piedemonte» con dos niveles en 
la dovela central (caso de varios sectores del 
Sistema Central), frente a otros de carácter 
monolítico, es decir, con un bloque único 
que forma la divisoria (caso de algunos sec­
tores del Sistema Central y cadenas como 
Montes de Toledo-Guadalupe, Sierra Mo­
rena, etc.). Esto conduce a pensar que la 
etapa final de reactivación se hizo mediante 
una tectónica de bloques fini y post ciclo 
arcósico. Dicha tectónica agudiza los con­
trastes del relieve, al remarcar las diferencias 
entre el relieve de las zonas axiales y sus 
contiguas; en casos extremos, reafirma el 
hundimiento de los grabens intramontanos, 
hace aparecer subfosas en las cuencas y des­
nivela el horst fundamental separando su­
perficie de cumbres y de paramera. 

El carácter netamente sectorial de los 
fenómenos anteriores se agudiza a lo largo 
del Cuaternario, con 10 que los reajustes 
neotectónicos durante este período se loca­
lizan en zonas preferentes y que, hasta el 
momento, se han interpretado como 
subsidencias. Sin embargo, no deben des­
cartarse fenómenos esporádicos de elevación 
en zonas del macizo (sobre todo en algunos 
bordes, como parecen indicar notables enca­
jamientos de la red hidrográfica) o el man-



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tenimiento da cierta actividad en algunas 
fallas, tal como parecen apuntar las fisono­
mías facetadas de ciertas laderas y los des­
plazamientos y incurvamientos de algunas 
divisorias (los ejemplos más notable son los 
de Gredas en el valle del Tietar y la Vera, 
fig.l). 

Todo lo anterior debe incluirse en la 
concrección de un modelo tectónico ge­
neral y que aborde cuestiones tales como: 
modalidad tectónica de la reactivación 
(elevación según fases discontinuas y más o 
menos instantáneas o elevación según im-

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pulsos continuos de intensidad variable y 
asociados a la subsidencia general de la 
cuenca); distribución geográfica (variacio­
nes en la intensidad y cronología de las fases 
o impulsos según los sectores, posible regio­
nalización de los movimientos); cronología 
precisa de los movimientos; procedencia y 
forma de transmitirse los esfuerzos que ge­
neran la reactivación de los relieves en la 
Meseta; control preciso (lo más que se pueda) 
de la dinámica tectónica subactual y actual 
a lo largo de zonas concretas y en especial del 
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