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III.2.4.2. El valle abierto del río Serrano - Universidad complutense de madrid

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III.2.4.2. El valle abierto del río Serrano 

 

Se puede considerar que el tramo de “valle abierto” de este río comienza algo antes de 

la confluencia con él del arroyo Valseco (a la altura del Km 124 de la carretera N-110). 

Desde este punto -situado a 1100 m-, el Serrano recorre 19,6 km hasta que desemboca en 

el Duratón a una altura absoluta de 930 m, descendiendo por tanto poco más de 170 m con 

una pendiente media del 0,86%. La dirección de su trazado es ESE-WNW hasta 

aproximadamente el pueblo de El Olmo, a partir de donde -a pocos kilómetros de su 

confluencia con el Duratón- cambia bruscamente de sentido para terminar adoptando un 

rumbo NNE-SSW.  

 

A lo largo de este recorrido por la cuenca sedimentaria el valle del Serrano puede 

dividirse desde el punto de vista geomorfológico en dos tramos bien diferenciados, cuya 

respectiva configuración está principalmente en relación con el desigual comportamiento 

de las facies o unidades litológicas que en dicho recorrido se suceden. En el primero, que 

se extiende a lo largo de 5,6 km desde la confluencia con el Valseco hasta las 

proximidades de Castillejo de Mesleón, el curso fluvial, tras atravesar los niveles detríticos 

de la raña (cuyo espesor oscila entre uno o dos metros) que se conservan en la parte alta de 

las laderas, se encaja hasta 90 m en las formaciones del Mioceno constituidas por potentes 

depósitos de lutitas rojas con niveles de conglomerados de la facies de Soto-Castillejo, 

mostrando ya un claro perfil disimétrico, con la vertiente de la margen izquierda 

notablemente desarrollada (1000-1800 m) y la de la margen opuesta corta y muy empinada 

(menos de 500 m de anchura).  

 

En el segundo tramo, que se desarrolla a lo largo de 14 km desde Castillejo hasta la 

confluencia con el río Duratón muy cerca de Sepúlveda, el valle está igualmente modelado 

sobre las lutitas rojas miocenas, pero ya no lo enmarcan retazos de raña; además a medida 

que el río se aproxima a los relieves calcáreos de Sepúlveda, a partir de la altura del El 

Olmo, la citada facies miocena comienza a compactarse y endurecerse por la presencia 

frecuente de niveles carbonatados, presentando rasgos casi idénticos a las “unidades o 

facies ocres areno-arcillosas de Vellosillo-Duratón”. En todo caso, el hecho más destacable 

es que en este sector la disimetría es mucho más acusada que la que presentaba el tramo de 

valle inmediatamente anterior: la ladera tendida de la margen izquierda presenta un 

desarrollo lateral superior a los 2000 metros y solamente a medida que se aproxima a su 

desembocadura la extensión se reduce progresivamente hasta unos 800 m; por el contrario, 

la vertiente de la margen derecha se caracteriza por su corto desarrollo y su mayor 

pendiente. No obstante pueden diferenciarse dos subtramos: uno entre Castillejo de 

Mesleón y el pequeño núcleo de Corralejo, donde dicha vertiente presenta una extensión 

lateral de unos 800 m, y otro, entre este último núcleo y la desembocadura, donde no suele 

sobrepasar los 300 m . 

 

 

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III.2.4.2.1. El modelado de la margen izquierda del valle del río Serrano: niveles 

aluviales y glacis de enlace

 

 

Como se acaba de decir, la vertiente de la margen izquierda del río Serrano, orientada 

principalmente al NE, se caracteriza por su notable amplitud y por presentar en conjunto 

una pendiente suave (en torno a los 5º); sin embargo un trabajo detallado realizado en estas 

laderas, que ha consistido en el levantamiento de una serie de perfiles transversales a lo 

largo de todo el valle, ha permitido identificar en ellas un complejo sistema de escalones de 

reducido desnivel y pequeñas rampas de enlace, atribuibles a diferentes niveles aluviales 

depositados por el río en su evolución desde comienzos del Cuaternario (Fig. III.50 y 51). 

 

Concretamente se han podido identificar 10 niveles aterrazados, cuyas alturas son +88-

90 m, +70-75 m, +57-62 m, +48-50 m, +40-45 m, 25-32 m, 19-23 m, +12-15 m, +6-10 m y 

+2-4 m. De notable planitud y gran continuidad longitudinal estas formas presentan como 

característica común un recubrimiento superficial formado por cantos y bloques de cuarzo 

bien desgastados, cuyo espesor resulta difícil de precisar por la ausencia en general de 

buenos cortes; no obstante donde se ha podido observar, especialmente en los niveles más 

bajos, este espesor está entre 0,5 y 1,5 metros. Los diferentes niveles se relacionan entre sí 

a través de pequeños saltos que ofrecen un perfil convexo en el arranque de cada escalón y 

cóncavo en su enlace con el replano inmediatamente inferior y cuya pendiente suele ser 

suave, no superior a los 5º. Se trata por tanto de glacis de enlace de los diferentes niveles 

aluviales, formando pequeñas rampas coluviales constituidas por el mismo material de 

éstos, de modo que la vertiente se encuentra cubierta en su práctica totalidad por las 

formaciones desgastadas de aspecto aluvial. 

 

La actividad reciente de procesos de ladera relacionados con la solifluxión o la arroyada 

difusa, junto con la propia acción antrópica (relacionada con el aprovechamiento agrícola, 

al tratarse de laderas de suave pendiente fácilmente cultivables), ha difuminado 

progresivamente el borde de los escalones, siendo difícil en ocasiones su reconocimiento. 

Hay que señalar en este sentido que las terrazas bajas (+12-15 m, +6-10 m y +2-4 m) 

presentan saltos muy pequeños entre sus replanos -del orden de los 3 m-, suavemente 

enlazados entre sí por pequeños glacis coluviales con pendientes inferiores a 5º; sólo en 

aquellos lugares donde la dinámica fluvial actual zapa algunos de estos niveles el borde de 

la terraza se mantiene nítido con una pendiente casi vertical. Por el contrario, las terrazas 

medias (+49-50 m, +40-45 m, 25-32 m, y +19-23 m) ofrecen una mejor definición 

morfográfica con bordes suaves pero nítidos, cuyos glacis de enlace tienen una pendiente 

entre 5 y 8º, destacando sobre todo los dos últimos niveles. Por último, las terrazas altas 

(+88-90 m, +70-75 m y +57-62 m) también presentan bordes muy difusos, siendo incluso 

difícil diferenciarlos, y se encuentran levemente inclinadas, unos 2º, hacia el fondo del 

valle; ello se debe a que fueron los niveles primeramente sedimentados y por tanto han 

estado más tiempo expuestos a los procesos de erosión y arrastre. 

 

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Los niveles altos y medios forman un sistema de terrazas escalonadas, siendo posible 

observar en ocasiones cómo el sustrato rocoso aflora entre los diferentes escalones; por su 

parte, las terrazas bajas ofrecen más dudas al respecto, ya que la potencia de sus depósitos 

es por lo general inferior y sus saltos relativos bastante bajos, siendo difícil diferenciar si 

están encajadas o escalonadas; no obstante la pronta aparición del sustrato rocoso cuando 

estos niveles son zapados por el río lleva a pensar que también constituyen un sistema 

escalonado. 

 

Por otro lado, la cartografía geomorfológica pone de manifiesto cómo los barrancos 

perpendiculares al río Serrano apenas han modificado las características morfográficas y 

morfológicas del conjunto aluvial escalonado, razón que ha permitido que la gran mayoría 

de los niveles existentes en él mantengan una notable continuidad. Ésta se aprecia 

especialmente en las terrazas bajas y medias, destacando sobre todo el desarrollo alcanzado 

por la +48-50 m, que durante algo más de 4 km se mantiene sin interrupción con una 

anchura próxima a los 400 m. Por el contrario, las terrazas altas sólo conservan retazos de 

cierta extensión al Sur de Castillejo de Mesleón, entre esta localidad y el pueblo de Sotillo, 

así como por encima de la gravera de áridos abandonada de Castillejo; en la parte media y 

baja del valle (en especial desde la Loma de Sotillo) ya no se conservan estos niveles. 

Todo parece indicar, tal como se desprende de la interpretación de la cartografía 

geomorfológica, que un progresivo desplazamiento lateral del río Duratón hacia el E y NE 

ha provocado la erosión y desmantelamiento no sólo del probable interfluvio mioceno que 

le separaría del Serrano, sino también de los niveles aluviales más elevados que depositó 

este río. 

 

Este desmantelamiento de las terrazas altas del río Serrano efectuado por el río Duratón 

alcanza su mayor evidencia entre la granja de La Alameda y el pueblo de Duratón, justo 

cuando el homónimo río describe un arco. En este sector se puede observar cómo en la 

actualidad éste mantiene un eficaz ataque sobre la ladera de su margen derecha, socavando 

los depósitos miocenos así como el nivel de terraza media +48-50 m del Serrano, que 

culmina esta ladera y se encuentra fosilizado por un manto de cierto espesor de limos y 

arenas finas muy bien seleccionadas, de presumible origen eólico. También y de igual 

manera algunos barrancos tributarios al río Duratón han erosionado las terrazas altas 

modeladas por el río vecino, como puede apreciarse en las cabeceras acarcavadas del 

arroyo del Álamo y de Castillejo, dejando al descubierto el corte visible de la terraza de 

+70-75 m al este de la Loma del Sotillo, cuyo espesor no supera el metro. 

 

A pesar de este desmantelamiento de las terrazas altas, en la parte baja y media de su 

valle, como consecuencia del desplazamiento del río Duratón, el sistema de terrazas del río 

Serrano en general se encuentra bastante bien conservado. Concretamente, la secuencia 

más completa y desarrollada se observa entre las proximidades de Castillejo de Mesleón y 

el paraje de Arroyo de Valdiuste, cortando oblicuamente el camino que une el citado 

 

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pueblo con el de Sotillo la práctica totalidad de los niveles aluviales. En los perfiles 

levantados en estos sectores se han podido establecer entre 8 y 9 niveles, cuya posición 

relativa atestigua un desplazamiento lateral del valle de unos 2,5 km (Fig. III.51, cortes 7 y 

8). Por las razones antes apuntadas los niveles superiores desaparecen en la parte media y 

baja del valle, quedando reducidos a unos 6 o 7, pero la amplitud del valle se mantiene -

como puede observarse en el perfil de Corralejo-, reduciéndose sólo en las proximidades 

de la confluencia con el Duratón.  

 

Todo indica, pues, que el río Serrano a lo largo de su evolución se ha ido desplazando 

lateralmente hacia el NNE y dejando como consecuencia de ello una ladera recubierta por 

sucesivos y escalonados depósitos de antiguos fondos de valle. La disposición y 

continuidad longitudinal de este sistema de terrazas lleva a concluir que el río Serrano, a 

diferencia del Duratón, no ha variado su dirección ESE-NNW; incluso, si se prolonga la 

dirección de las terrazas altas más altas que se conservan, puede inferirse que estos niveles 

junto con los más altos del Duratón debieron de confluir en el mismo lugar al comenzar a 

encajarse sobre los relieves mesozoicos de Sepúlveda e iniciar así la apertura o entrada del 

actual cañón del Duratón en las cercanías de Giriego. No obstante, en las proximidades del 

la confluencia con el Duratón -en especial desde la localidad de El Olmo-, se observa cómo 

a partir de la deposición de las terraza media +25-30 m el valle acusa una curvatura cuyo 

eje o bisectriz se desplaza hacia el N y el río adopta un rumbo hacia el SW. 

 

 

Fig. III.50. Perfiles transversales al valle abierto del Serrano en el tramo de Soto de Sepúlveda-Castillejo de 

Mesleón. 1. Lutitas rojas y conglomerados (facies de Castillejo-Soto); 2. Raña; 3. Glacis de enlace de los niveles de 

terrazas; 4. Glacis de laderas (nivel superior); 5. Glacis de ladera (nivel inferior que enlaza con lo fondos aluviales); 

6. Terrazas aluviales altas; 7. Terrazas aluviales medias; 8. Terrazas aluviales bajas; 12. Fondos aluviales. 

 

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Fig. III.51. Perfiles transversales al valle abierto del Serrano en el tramo de Castillejo de Mesleón-El Olmo. 1. 

Arcillas, limos, arenas y niveles conglomeráticos (facies de Vellosillo-Duratón); 2. Arenas arcósicas, arcillas y 

conglomerados (facies de Sotillo-Duruelo); 3. Lutitas rojas y conglomerados (facies de Castillejo-Soto); 4. Glacis 

de enlace de los niveles de terrazas; 5. Glacis de laderas (nivel superior); 6. Glacis de ladera (nivel inferior que 

enlaza con lo fondos aluviales); 7. Terrazas aluviales altas; 8. Terrazas aluviales medias; 9. Terrazas aluviales bajas; 

10. Fondos aluviales; 11. Manto arenoso. 

 

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En definitiva el desplazamiento lateral del río Serrano hacia el NNE, al igual que ocurre 

con el río Duratón, ha tenido y tiene como consecuencia más importante, desde el punto de 

vista geomorfológico, el mantenimiento en todo momento de una ladera de ataque en la 

margen derecha, en la que actúan procesos y se generan formas totalmente diferentes a los 

que caracterizan las laderas de su margen izquierda. Este desplazamiento es responsable 

por lo tanto de la presencia de numerosos escarpes en la indicada ladera derecha por la 

continua labor de zapa lateral ejercida sobre ella por el río, lo cual la impide que pueda 

extenderse tanto en el sentido de la pendiente como lateralmente. 

 

 

III.2.4.2.2. El modelado de la margen derecha del valle del río Serrano

 

 

Por las razones que se acaban de exponer, sobre la margen derecha del río Serrano se 

han modelado laderas de reducida anchura (entre 500 y 700 m) y bastante abruptas 

(pendiente en torno a los 20-25º). Estas laderas, orientadas al SW, presentan como 

característica fundamental su fuerte grado de disección, llevada a cabo por una eficaz y a 

veces muy agresiva labor de la arroyada concentrada, que se manifiesta en el desarrollo de 

numerosos sistemas de cárcavas. Debido a ello, los rasgos morfológicos originales o 

previos de estas vertientes sólo aparecen de forma fragmentada en aquellos tramos del 

valle donde la concentración de la arroyada ha sido menor. Se trata de retazos de vertientes 

regularizadas, que pueden definirse, al igual que en el valle del Duratón, como glacis de 

ladera o glacis mixtos. A lo largo de ella pueden diferenciarse según la intensidad de la 

disección tres tramos, cuyos rasgos parecen estar en relación también con la disposición y 

la variedad litológica en la que se modela.  

 

En el tramo inicial del valle, localizado entre su confluencia con el de Valseco y la 

población de Soto de Sepúlveda -y modelado sobre potentes unidades arcillo-arenosas 

miocenas que intercalan bancos de conglomerados de la facies de Soto-Castillejo y están 

coronadas por el depósito de la raña- la ladera muestra un perfil regularizado o convexo-

rectilíneo-cóncavo bien conservado y sin apenas incisiones. En un segundo tramo, 

desarrollado entre la citada población y Castillejo de Mesleón y abierto sobre la misma 

formación miocena aunque ya no culminada por la raña, la ladera se caracteriza por un 

intenso acarcavamiento, siendo difícil reconocer los rasgos originales de la misma. Y 

finalmente, en un tercer tramo de valle, que se prolonga desde Castillejo hasta su 

confluencia con el del Duratón y que se labra igualmente sobre la misma formación 

miocena, pero con un espesor mucho más reducido de los niveles arcillosos y 

conglomeráticos y sobre todo mucho más compactada por la presencia abundante de 

carbonatos provenientes de los cercanos relieves calcáreos de Sepúlveda, la morfología de la 

vertiente corresponde a un glacis ladera o glacis mixto, que suele estar incidido por 

cárcavas o barrancos, si bien no se alcanza el grado de disección del tramo anterior. 

 

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También, en este último tramo aparece retazos de glacis mixtos antiguos colgados a cierta 

altura sobre el lecho actual. 

 

Puede decirse, en suma, que las cárcavas y los tramos o retazos de glacis de ladera 

respetados por la arroyada concentrada constituyen los elementos morfológicos 

característicos del modelado de la vertiente de la margen derecha del valle del Serrano. 

 

  III.2.4.2.2.1. Las paleovertientes o laderas originales previas a la instalación de las 

cárcavas 

 

La ladera originaria o previa sobre la que en algunos sectores se han modelado 

posteriormente densos conjuntos de cárcavas, sólo es reconocible en su totalidad en el tramo 

inicial del valle, pero también quedan retazos significativos de ella desde Castillejo de 

Mesleón hasta su confluencia con el Duratón; incluso en este tramo se han detectado restos 

de una ladera relicta más antigua colgados unos cuantos metros sobre el fondo del valle 

actual. Desde un punto de vista morfológico, estas vertientes originarias del valle del Serrano 

se definen como glacis de ladera o glacis mixtos erosivo-acumulativos, pudiendo 

diferenciarse a efectos de análisis los glacis de ladera inferiores, que enlazan directamente 

con el fondo actual del valle y son predominantes, y los glacis de ladera superiores, que han 

quedado colgados a una cierta altura respecto de él y sólo aparecen de forma puntual. 

 

El glacis de ladera inferior presenta un característico perfil topográfico convexo en su 

arranque, con una pendiente en torno a los 10º, continúa con un tramo rectilíneo bien 

desarrollado con una inclinación entre 20 y 25º y finalmente suele enlazar con la llanura 

aluvial a través de suave perfil cóncavo de alrededor de 5º de pendiente. Su morfología es 

la de una vertiente reglada cuya superficie está recubierta por una gran profusión de cantos 

y gravas cuarcíticas, provenientes muchos de ellos de los depósitos de raña que coronan la 

ladera; se encuentra además estabilizada por un recubrimiento edáfico y vegetal 

relativamente importante. Su parte más alta se desarrolla sobre el propio sustrato rocoso o 

muestra una fina película de material detrítico, mientras que sus partes media y baja, donde 

la pendiente desciende progresivamente, se modela sobre un mayor espesor de depósitos 

detríticos arrastrados desde el segmento superior. Algunos barrancos o cárcavas que 

diseccionan localmente la ladera permiten ver que estos depósitos tienen un espesor variable 

y están constituidos por cantos metamórficos y cuarzosos y abundantes gravas arcósicas 

empastados en una matriz areno-arcillosa. 

 

Como se ha comentado, este glacis de ladera suele enlazar con la llanura aluvial del río 

Serrano. Sin embargo en detalle puede apreciarse que en muchos tramos del valle queda 

colgado respecto al fondo del lecho entre 3 y 5 m, lo que parece indicar un encajamiento 

reciente del río. Por otro lado, también puede ocurrir que el propio desplazamiento del 

 

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curso fluvial trunque el desarrollo natural de la rampa, formando importantes escarpes. Así 

puede observarse entre El Olmo y el caserío de Corralejo, donde la zapa lateral del río 

Serrano ha truncado la ladera dando lugar a escarpes, cuyo desnivel alcanza entre los 6 y 

10 m. Sin duda, más espectaculares resultan los escarpes generados al NE de Castillejo de 

Mesleón, donde el río Serrano ha desmantelado el segmento inferior del glacis de ladera, 

ya de por sí intensamente acarcavado, generando escarpes inestables al modelarse sobre 

formaciones detríticas deleznables del Mioceno que alcanzan una altura próxima a los 30 

m. 


 

Es en el paraje de Las Carboneras, dentro del tramo medio del valle del Serrano, donde 

se conservan los retazos de glacis de ladera que aparecen colgados alrededor de 25-30 m 

respecto a lecho fluvial actual (Fig. III.51, corte 9 y 10). Este glacis superior, que arranca 

en un tramo inicial ligeramente convexo con unos 15º de inclinación, se prolonga 

posteriormente como una suave rampa de perfil rectilíneo-cóncavo y pendiente inferior a 

los 10º, alcanzado un desarrollo transversal de entre 600 y 1000 m. Por lo general se 

encuentra fragmentado e incidido por profundos barrancos (algunos superan los 10 m de 

profundidad), en cuyas paredes se puede apreciar el contacto nítido entre el depósito de 

glacis y el sustrato rocoso. Dicho depósito, con un espesor inferior a 1 m, está constituido 

básicamente por cantos metamórficos y cuarzosos empastados en una matriz areno-

arcillosa, proviniendo en gran medida de los niveles de cuarzos dejados por el arroyo de la 

Dehesilla, que culminan está ladera. A partir de la ruptura de pendiente que marca la 

terminación de este glacis se inicia el desarrollo de un glacis de ladera inferior, el cual se 

encuentra también bastante acarcavado y presentan un perfil covexo-cóncavo, con 

pendientes moderadas (15-20º) en el tramo inicial y más suaves en el tramo final (5º). En 

algunos lugares este tramo cóncavo final puede quedar colgado unos metros (2-3 m), lo 

que puede estar indicando un último episodio de encajamiento del río. 

 

  III.2.4.2.2.2. El modelado de las cárcavas 

 

La fuerte disección efectuada por la arroyada concentrada sobre la ladera de la margen 

derecha del valle del Serrano se ha materializado en el modelado de un conjunto bien 

numeroso -y aún activo- de cárcavas. Aunque aparecen a lo largo de la mayor parte del 

valle, alcanzan una elevada densidad y un desarrollo espectacular entre Soto de Sepúlveda 

y Castillejo de Mesleón, donde se asocian en típicos sistemas dendríticos cuyo modelado 

en conjunto presenta el aspecto de “badland” dentro de los que apenas se reconoce la 

ladera original, de la cual tan solo se conservan pequeños retazos. 

 

Estas cárcavas quedan enmarcadas por cabeceras a modo de circos erosivos irregulares, 

constituyendo un frente de ataque muy activo como lo demuestra la presencia de 

numerosas raíces de encinas o pinos, de arbustos y jaras que quedan al aire en su borde. 

 

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Ello está evidentemente en relación con una muy eficaz y sumamente rápida erosión 

remontante realizada por la arroyada concentrada. Esta erosión remontante de la cabecera 

de las cárcavas progresa con relativa facilidad sobre los potentes niveles arcillosos con 

intercalaciones frecuentes de conglomerados miocenos, como consecuencia de lo cual se 

produce un constante aunque irregular retroceso de la cabecera de la vertiente. Cuando los 

indicados materiales miocenos están coronados por la raña, este retroceso de la ladera se 

atenúa considerablemente y la parte alta de las cárcavas suele mantener un frente 

escarpado nítido, ya que la formación plio-cuaternaria actúa a modo de “coraza”. 

 

La acción de la arroyada concentrada se manifiesta de forma espectacular 

inmediatamente por debajo de los “circos” de cabecera en el modelado de profundas 

incisiones o tajos, cuyas paredes son casi verticales. Estos encajados y angostos surcos, con 

claro perfil en “V” y una profundidad que a veces supera los 10 m, se encuentran 

separados por divisorias afiladas y muy estrechas culminados por crestas o aristas cuya 

anchura puede ser inferior al medio metro. A menudo, en las paredes de las cárcavas se 

abren surcos transversales que pueden llegar a romper estas agudas divisorias quedando 

algún retazo de ellas desconectado y aislado a modo de pináculo, cuya posterior 

pervivencia es mayor si mantienen en su superficie algo del recubrimiento detrítico 

original de ladera fijado por la presencia de algún pie de encina, cuyas raíces quedan en 

parte suspendidas en el aire. También cuando no existe esta protección sedimentaria y 

vegetal pueden aparecer y conservarse estos pináculos o agujas cuando en su culminación 

existe algún nivel de conglomerados.  

 

Cuando estas agudas divisorias interiores de las cárcavas, que arrancan de sus escarpadas 

cabeceras, presentan una cierta continuidad muestran un perfil longitudinal fuertemente 

inclinado y accidentado por escalones, a modo de “hombreras” o rellanos. Ello parece 

evidenciar la existencia de diferentes episodios o fases en el proceso de erosión regresiva de 

las cárcavas. Es significativo en este sentido que, a medida que se alejan de la parte alta de la 

vertiente, tanto las agudas crestas divisorias como las paredes de los surcos pierden nitidez 

morfológica y aparecen mucho más erosionados, caracterizándose, las unas, por presentar 

perfiles más redondeados y desgastados y, los otros, por su menor profundidad y la menor 

pendiente de sus paredes. Se aprecia además que en estos sectores más alejados del frente de 

ataque actual ambos se encuentran parcialmente fijados por la colonización vegetal, 

constituida por matas de tomillos, herbáceas o plantas rastreras como la gayuba. De este 

modo, surcos profundos, paredes vigorosas e interfluvios en arista se localizan 

preferentemente en las áreas próximas a la cabecera o circo de cada cárcava, y a medida que 

estos elementos se alejan del mismo pierden paulatinamente sus caracteres al tiempo que son 

colonizados y estabilizados por la vegetación.  

 

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III.2.4.2.2.3. Los conos de deyección o acumulación 

 

La profunda disección que, como se ha visto, presenta esta ladera de la margen derecha 

del Serrano, en especial en el tramo indicado de Castillejo de Mesleón-Soto de Sepúlveda, 

ha implicado el arrastre de importantes volúmenes de material. Este material, que ha 

debido alimentar la actividad evacuadora del río, aparece depositado en gran medida a la 

salida natural de cada una de las cárcavas, formando importantes conos de deyección o de 

acumulación detrítica. La gran densidad de las cárcavas y la contigüidad de sus desagües 

ha supuesto así mismo la coalescencia de estos conos que tapizan de forma casi continua la 

base de esta vertiente. La mayor parte de ellos se encuentran mordidos por la zapa lateral 

ejercida por el río Serrano, dejando ver los cortes que algunos tienen un considerable 

espesor. Además es posible diferenciar frecuentemente varias generaciones de conos: el 

desplazamiento lateral del curso fluvial zapa los conos más antiguos, al tiempo que habilita 

la formación de nuevos abanicos coluviales que suelen desparramarse sobre el llano 

aluvial. En la mayor parte de los casos estas formas de acumulación están atravesadas por 

un pequeño surco a modo de reguero, que a veces llega a enlazar con el lecho del río. Se ha 

podido observar cómo durante algunas tormentas fuertes en época estival las cárcavas 

entran en funcionamiento y llegan a movilizar importantes cantidades de partículas finas y 

algunos cantos y gravas, que en algunos casos han llegado a represar momentáneamente el 

canal del río. 

 

 

III.2.4.2.3. El modelado del fondo del valle del Serrano 

 

El fondo aluvial por donde discurre el río Serrano tiene una amplitud media próxima a los 

150 m y solamente de forma puntual, en las cercanías de Castillejo o ya en las proximidades 

de su confluencia con el Duratón, incrementa su anchura hasta los 200-300 m. Dicho fondo 

está constituido por un depósito formado por bloques, cantos y gravas de naturaleza cuarzosa, 

cuarcítica y metamórfica empastados en una matriz abundante de arena y encima del que 

descansa frecuentemente un lecho de limo y arena fina. Sobre este depósito, de espesor 

reducido (inferior al metro), se inscribe el lecho menor del río, cuyas dimensiones son 

variables, oscilando su anchura entre los 5-6 m y los 10-12 m; de igual modo, el canal de 

estiaje presenta una amplitud que puede variar entre los 2 m y los 4-5 m. 

 

En general el lecho menor tiene una profundidad entre 1 y 1,5 m, variando ésta según la 

posición del curso de agua con respecto a una u otra vertiente: cuando se aproxima a la 

vertiente izquierda el encajamiento puede ser inferior incluso al metro, mientras que cuando 

se acerca a la vertiente derecha y zapa en su base puede mostrar un corte de 2-3 m. Este lecho 

presenta globalmente un patrón sinuoso (ISMC = 1,20), aunque su trazado es diferente en el 

tramo alto -entre Soto de Sepúlveda y Castillejo de Mesleón-, donde la sinuosidad es baja, y 

aguas abajo de esta última población donde adquiere un trazado algo más meandriforme 

 

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compuesto por meandros divagantes de corto radio de curvatura. Algunos de ellos quedan 

dentro del propio fondo aluvial, pero otros exceden los límites de éste efectuando una 

importante labor de zapa sobre la base de la ladera de la margen derecha o sobre las terrazas 

bajas de la vertiente izquierda. También se reconocen algunos brazos de meandro muertos o 

sólo funcionales en épocas de crecidas. 

 

Por lo tanto la erosión lateral que se registra en el canal del río Serrano es, al igual que 

ocurre en el del Duratón y en el del Cerezuelo, muy activa centrándose –como ya se ha 

explicado- sobre las laderas de la margen derecha, algunas de las cuales muestran escarpes 

superiores a 20 m como consecuencia del retroceso que han sufrido por la zapa efectuada por 

el río. Pero también, aunque de forma más puntual que en los ríos anteriormente citados, el 

Serrano llega a excavar el propio sustrato mioceno, lo cual indicaría el espesor reducido de los 

aluviones. 

 

 



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