Introducción

(Este completo estudio incluye a Guijo de Granadilla y alrededores)

 ENCUADRE GEOLOGICO GENERAL

 A gran escala, la zona de estudio se encuadra en el sector centro occidental de la submeseta sur, más concretamente dentro de la cuenca del río Tajo y en concreto cercana al borde Norte de ésta.

 De las distintas zonas en que ha sido dividido el macizo Hercínico o Hespérico (el cual ocupa una buena parte de la Península Ibérica) son dos las presentes en la comunidad extremeña, la zona Centro Ibérica y la zona de Ossa-Morena. El área de estudio se encuentra en la Zona Centro Ibérica. Al Sur, fuera por completo de la zona de estudio se encuentra la denominada Zona de Ossa-Morena.

 La Zona Centro Ibérica se caracteriza por la existencia de amplios afloramientos de una serie detrítica comprendida entre el Rífeense superior y el Vendiese, conocida como Complejo Esquisto-Grawvaquico (CEG) o serie Alcudiense. Dichos afloramientos constituyen amplios anticlinorios separados por estrechos sinclinorios. Desde el punto de vista estructural, la configuración del área es el resultado de la superposición de varias orogenias, de entre las cuales, la más importante es la Orogenia Hercínica.

Por otra parte hay indicios de deformaciones anteriores, enmascaradas posteriormente, así como movimientos más tardíos atribuidos a la orogenia Alpina, aunque de menor importancia y casi siempre de carácter frágil distensivo.

 Desde el punto de vista geotérmico macro estructural, el estudio tectónico que caracteriza la región es de grandes antiformas en las que principalmente intruyen los batolitos graníticos y estrechas sin formas en las que se encuentran los materiales Precámbricos y Paleozoicos.

 Sobre este basamento Hercínico ha funcionado toda la actividad tectónica posterior, la cual ha dejado su impronta en forma de una serie de macro estructuras cuya influencia se deja notar en toda la zona. Por la proximidad al área de estudio mencionaremos la falla de Alentejo-Plasencia y la falla de Bejar. 

Hacia el Sureste de la zona de estudio, a una distancia de aproximadamente 24 Km., se encuentra la gran fractura del dique de Plasencia-Alentejo, de dirección N 30°-45° E, que prácticamente divide a la provincia de Cáceres en dos partes, con un desplazamiento horizontal de unos 2.5-3 km. hacia el Norte del bloque Este con respecto al bloque Oeste (el desplazamiento vertical, si existe, es mínimo). Es pues una falla de desgarre dextrógira. Un poco mas cercana, a una distancia de 20 Km. hacia el Este, se encuentra la falla de Bejar, de orientación prácticamente subparalela a la falla de Plasencia, pero con menor importancia tectónica.

 Otros accidentes de importancia en las proximidades de la zona de estudio son las Sierras de Las Batuecas, Sª de Francia y Las Hurdes, que forman parte del Sistema Central, y cuyas primeras estribaciones se encuentran a poco más de 8 Km. al Norte de la presa de Las Cumbres. Hacia el Oeste, a unos 15 Km., se encuentra un accidente orográfico conocido como Peñas de Levante, que forman un relieve generado por una estructura informé en cuyo núcleo se encuentran materiales metamórficos (cuarcitas, pizarras y grawacas) de edad Ordovícico.

 En el sur del área del estudio a unos siete Km. se extiende un batolito granítico que petrograficamente esta constituido por un granito de dos micas (+/- Andalucita, +/- Sillimanita) de carácter porfídico.

 L1TOLOGIA DEL AREA DE ESTUDIO

 El área en estudio, se encuentra situada en una zona próxima al contacto (distante 7 Km. al Sur) entre rocas de tipo granítico y de tipo metamórfico. Por las visitas realizadas a campo, se ha comprobado la presencia en el substrato de rocas de tipo metamórfico, pero no se ha podido apreciar la existencia de metamorfismo de contacto (pizarras mosqueadas, que se caracterizan por la existencia de nódulos de Cordierita).

 Seguidamente se describen los materiales existentes en el área.

 Materiales metamórficos:

Estos materiales llegan a ocupar una gran extensión superficial en la zona. Litológicamente, en este sector de la cuenca del Tajo la columna estratigráfica comienza con los materiales metamórficos del Complejo Esquisto Grauwaquico (CEG), que se corresponden al denominado Alogrupo Domo Extremeño. En líneas generales, se trata de una potente serie (mas de 2.000 m. de espesor) con características trubidíticas de carácter monótono, formada principalmente por grauvacas y pizarras dispuestas de forma rítmica o en potentes tramos, en la que ocasionalmente aparecen niveles de conglomerados. El grado de metamorfismo alcanzado es el característico de la facies de esquistos verdes. Sobre el se encuentran materiales de edad paleozoica.

 Los materiales paleozoicos son discordantes sobre el CEG y ocupan estrechos sinclinales de dirección general ONO-ESE (Peñas de Levante) constituidos por materiales de edad comprendida entre el Ordovícico Inferior y el Carbonífero Superior. El Ordovícico inferior se sitúa en discordancia angular sobre los materiales del precámbrico, es de carácter  marcadamente transgresivo y presenta numerosas unidades arenosas, entre las cuales destaca la cuarcita armoricana, que constituye un buen horizonte cartográfico con espesores variables desde los 6 hasta los 30 m. en la Sª de San Pedro, a más de 80 Km. hacia el Oeste.

 Corresponde a una ortocuarcita blanca muy recristalizada, con intercalaciones cuarzo-arenitas y un desarrollo notable de venas de cuarzo.

La edad más probable es Arening. La cuarcita Armoricana pasa gradualmente hacia techo a capas constituidas por alternancias de pizarras con arenas y cuarcitas. El Carbonífero Superior aparece solamente de forma puntual en los núcleos de los sinclinales. Estas macro estructuras sinclinales donde afloran los materiales de edad Paleozoico aparecen separadas por amplias antiformas donde aflora el substrato precámbrico (CEG) y los granitoides hercínicos (pertenecientes al Batolito de Extremadura Central).

 A escala regional los materiales metamórficos generalmente son de naturaleza pizarrosa, adaptándose a una tendencia armoricana evidente. En los bordes graníticos, estos materiales, sufren un metamorfismo térmico o de contacto más o menos intenso, pudiendo aparecer cornubianitas andaluciticas y cornubianitas micaceas. Estas manchas de cornubianitas son muy irregulares tanto en su forma como en su extensión, llegando incluso a faltar en algunos lugares. Al alejarse del macizo granítico, hacia el Este, se reduce la influencia de este, conservando las características propias del Complejo Esquisto Grawáquico. A mayor distancia aparecen pizarras mosqueadas, de presencia más constante y disposición más regular. De las pizarras mosqueadas se pasa a pizarras sericíticas con alternancia de grauwacas, cuarcitas y lutitas del Complejo Esquisto Grauwáquico de la zona Centro Ibérica.

 Las rocas corneanas o cornubianitas tienen texturas granoblásticas aunque en muchas de ellas se aprecia con claridad la esquistosidad regional.

La asociación mineral más común es  cuarzo, biotita, cordierita, moscovita y feldespato, no siempre presente. La cordierita es muy  poiquiloblástica y exhibe un hábito algo elíptico, los nódulos cordieríticos adquieren formas elípticas en los planos paralelos a la esquistosidad más temprana del material (S1). En rocas algo más silíceas, como las grauvacas, se produce una recristalización total de los cuarzos y la matriz original se transforma en una masa de productos pinníticos junto con grandes moscovitas y biotita equidimensionales.

 La litología de las pizarras mosqueadas se describe de la siguiente forma. En general tienen textura grano-Iepidoblástica. Su composición mineralógica es muy monótona: cuarzo c1orita, sericita y biotita y como accesorios: turmalina circón y opacos. Los porfiroblastos de biotita destacan claramente sobre la paragenesis del metamorfismo regional y junto con algunas motas circulares o elípticas de color grisáceo blanquecino son los únicos testimonios de la acción térmica de los batolitos graníticos. Las motas están formadas por los mismos elementos de la matriz pero las cantidades de opacos son siempre menores; se trata de una etapa precordierítica de reorganización de la materia.

 Materiales ígneos:

 Por localizarse los afloramientos de estos materiales a distancias en torno a la decena de kilómetros de la zona de estudio por lo que no resulta necesario considerarlos aquí, y solo se menciona su presencia.

Petrográficamente consiste en un granito de dos micas (+/- andalucita, +/Sillimanita) con carácter porfídico. 

Tectónica del área de estudio

 Desde el punto de vista estructural, la configuración del área es el resultado de la superposición de varias orogenias, de entre las cuales, la más importante es la Orogenia Hercínica. Por otra parte hay indicios de deformaciones anteriores, enmascaradas posteriormente, así como movimientos más tardíos atribuidos a la orogenia Alpina, aunque de menor importancia y casi siempre de carácter frágil distensivo.

 Desde el punto de vista geométrico macro estructural, el estilo tectónico regional que caracteriza la zona es de grandes antiformas en las que principalmente intruyen los batolitos graníticos y estrechas sin formas en las que se encuentran los materiales paleozoicos. Esta estructuración puede deberse a una tectónica de "megabloques crustales", quedando los sinclinales pinzados y pudiendo estar conectados con megacizallas profundas. Los abombamientos van a favorecer el emplazamiento de los batolitos principalmente en las antiformas y el desarrollo de cabalgamientos de bajo ángulo en las rocas paleozoicas que rellenan las sinformas. Para la región se han reconocido una serie de etapas de deformación que quedan registradas como diferentes estructuras.

 Para explicar la superposición geométrica de las estructuras se distinguen una serie de etapas de deformación, a pesar de que todas las estructuras pertenecen a un mismo proceso de deformación global, pueden quedar enraizadas en un mismo nivel de despegue, pero su situación a escala local es variable.

 DEFORMACIONES COMPRESIVAS HERCíNICAS.

- La Primera Fase de deformación es la responsable de las grandes estructuras de la zona de orientación NO-SE. Cuando afecta a materiales paleozoicos en algunas áreas produce despegues y cabalgamientos en los tramos pizarrosos en los que las fracturas distensivas previas estaban horizontalizadas., aunque también da lugar a nuevos cabalgamientos cuyo bloque cabalgante suele ser el meridional. Se generan pliegues a todas las escalas con direcciones axiales que oscilan de N-S a NO-SE y asociada con ella se genera una esquistosidad de plano axial (S1).

 - La Segunda Fase de deformación es muy puntual en el sector central de Extremadura.

 En el área de estudio no se observan estructuras debidas a esta fase, tan solo se han reconocido en las proximidades de Zorita, a más de 100 Km. al Sureste de la zona de estudio.

 - La Tercera Fase de deformación tiene la principal característica que responde a un sentido de acortamiento (compresión máxima) de orientación E-O, dando lugar a bandas de cizallamiento (tanto de carácter frágil como dúctil) de anchura variable, con orientación predominante NO-SE y movimiento sinistroso y otras NE-SO, de menor incidencia en la zona, dextrosas y conjugadas de las anteriores. Estas cizallas suelen llevar asociadas pliegues a todas las escalas, así como una esquistosidad de crenulación de orientación norteada.

 - Por último, la Cuarta Fase de deformación, de probable edad tardihercínica, se define por la existencia de un conjunto de corredores de fallas frágiles que tienen orientaciones NNO-SSE a NO-SE, con movimientos dextroso y sus conjugadas NNESSO a NE-SO con movimiento sinistroso.

Estas estructuras pueden considerarse como tardihercínicas, aunque no se descartan movimientos alpinos, pero lo más importante es que reactivan con sentido contrario las estructuras anteriores originadas en la tercera fase de deformación. Dentro de este grupo se encontraría la falla de Alentejo Plasencia.

En resumen, en cuanto al contexto estructural, algunos autores proponen un modelo de evolución de la facturación tardihercinica para la zona, en un régimen de trasgresión prolongada, que afectaría a la zona y tendría como resultado una estructuración del área en bloques de forma aproximadamente romboidal cuyos límites, aunque irregulares estarían marcados por zonas de alta densidad de fractura y de direcciones principales NO-SE y NE-SO.

 Esquema que podría explicar no sólo el emplazamiento de algunos plutones graníticos, sino también la localización de determinados yacimientos minerales.

 La evolución del campo de esfuerzos Alpino ha sido igualmente establecida en base a la cinemática de fallas y el análisis de paleoesfuerzos y esta evolución incluye tres fases de deformación frágil que afectan a las estructuras producidas con anterioridad. Según autores, la primera fase Alpina es extensional y produce la intrusión de diques básicos en dirección NNESSO, la segunda se caracteriza por el desarrollo de un sistema de desgarres conjugados NNESSO y EN E-OSO y cabalgamientos de bajo a medio ángulo y la tercera fase produce la reactivación de alguna de las estructuras anteriores como fallas normales o normal direccionales.

 En el macizo Hercínico Ibérico, inducidas por la tectónica alpina, al sur del Sistema Central se desarrollan algunas cuencas sedimentarias menores.

Una de ellas, la de Zarza de Granadilla, es el objeto del presente trabajo. Se trata de una depresión controlada fundamentalmente por la falla de Béjar al Este, que la separa de un bloque elevado y alineado con ella. Está ocupada por materiales grauváquicos procedentes del entorno granítico y meta sedimentario del N y E.

 La geodinámica de este borde activo (y sus fallas asociadas) y el temprano exorreismo del río Alagón organizan dos sectores: a) en el “oriental”,  las unidades de modelado se ordenan de forma paralela al borde, circunstancia que se repite en el conjunto montañoso que la domina; en este sector los materiales aluviales del río Ambroz (cuaternarios) apenas desarrollan procesos postsedimentarios; b) en el "occidental", drenado por el Alagón, los sedimentos fluviales desarrollan una intensa paleoalteración caolinítica con silicificaciones; la caolinitización afecta incluso al sustrato, sea éste el sedimento terciario o el zócalo hercínico. Se revisa, pues, la edad del relleno de la depresión, que ha de ser al menos paleógena, y de las terrazas del Alagón, que serían anteriores al Plio-Cuaternario.

 GEOMORFOLOGIA DEL AREA DE ESTUDIO

 La Geomorfología que se encuentra en la zona de estudio viene marcada por las características litológicas y geológicas de los terrenos atravesados y por los agentes geodinámicos externos que han afectado a estos terrenos. Concretamente para este estudio solo se considera la existencia de los materiales metamórficos que constituyen el substrato sobre el que se asienta el embalse.

 En el área de estudio lo más destacable en la zona de litología de tipo metamórfica, que si bien no ofrece afloramientos superficiales destacables si es manifiesta la presencia puntual de estos. Estos afloramientos del macizo rocoso se producen en aquellos lugares donde este presenta una mayor resistencia que en las áreas circundantes o allí donde los agentes de transporte actúan de forma que eliminan la cobertera sedimentaria o el manto de alteración que lo recubre. Estos paisajes se caracterizan por la presencia de pendientes suaves, con alternancia de pequeñas lomas y valles. En los macizos metamórficos el encajamiento de la red fluvial se produce a favor de los planos de debilidad existentes producidos por la presencia de fracturas en el macizo rocoso. La red de drenaje superficial se presenta como bien desarrollada y jerarquizada, un cierto control tectónico en su configuración.

 HIDROGEOLOGIA DEL AREA DE ESTUDIO

En este punto se han distinguido dos partes. Por un lado se trata de la hidrología superficial, capacidad de drenaje de la zona superficial tanto por infiltración como por escorrentía superficial, mientras que en el punto siguiente se caracteriza la hidrogeología profunda de la zona de estudio.

 -HIDROLOGÍA SUPERFICIAL

 La escorrentía superficial viene marcada tanto por el grado de infiltración el en subsuelo como por la existencia de pendientes naturales que actúan conduciendo la escorrentía hacia los colectores naturales que son los cauces fluviales. Es este caso se debe señalar que en la zona se encuentra una red de drenaje bien jerarquizada y desarrollada, siendo muy poco frecuentes y de escaso desarrollo las zonas que funcionan como áreas endorreicas donde en épocas de lluvias frecuentes pueden darse encharcamientos temporales. Estas áreas de escaso drenaje natural se deben a las bajas pendientes existentes, reconociéndose más fácilmente en las vaguadas, muchas veces ligadas a los cauces de pequeños arroyos y regatos.

 Se considera que los materiales metamórficos que aparecen son de naturaleza impermeable, aunque a gran escala y debido a su grado de tectonización (fracturación y diaclasamiento) y a la potencia de los recubrimientos, más o menos arenosos que pueden presentar, se toman como semipermeables. Esto, ligado a la desigual morfología, condiciona un drenaje favorable, que únicamente en vaguadas y zonas de escasa pendiente puede pasar a aceptable.

 2.1.4.2.-HIDROLOGEOLOGIA PROFUNDA

 La zona estudiada entraría en lo que tradicionalmente se conocen como formaciones impermeables, constituida por materiales que forman el zócalo cristalino Hercínico.

 Las formaciones de naturaleza metamórfica no presentan niveles de acuíferos definidos y continuos. La aparición de aguas subterráneas viene marcada por la existencia de porosidad secundaria que está ligada a fenómenos tectónicos (fallas y diaclasado que no estén rellenos por material de alteración de las propias rocas). No obstante, dentro de las rocas pizarrosas existen tipos muy variados y no todos presentan iguales características hidrogeológicas. Las pizarras arcillosas, cuyas fracturas se encuentran taponadas por productos arcillosos, resultan acuíferos pobres con poca o nula permeabilidad, mientras que las pizarras areniscosas, cuarcitas y grauvacas, presentan fracturas limpias que pueden proporcionar caudales de medio litro a dos litros por segundo cada una. Por tanto, la capacidad como acuífero de estas rocas, está condicionado al número de fracturas abiertas que puedan encontrarse y a las conexiones de éstas con otras fracturas extendidas en una amplia zona de recarga.

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