TM129
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Complejo eólico plesitoceno-holoceno de Campo de Criptana
El LIG se extiende por cerca de 2.000 ha y se encuentra al suroeste de la población de Campo de Criptana, encontrándose su límite septentrional a unos 2,6 km al sur de la carretera CM-420, al sur por el río Záncara, al oeste su límite se sitúa en las inmediaciones de la carretera CM-3105, mientras que hacia el este su límite se encontraría a 1,2 km de la carretera CR-1222.
Entre otras formas dunares, el LIG tiene una de las mayores dunas compuestas de la llanura aluvial de San Juan, tanto por su altura como por su extensión (elipse roja en la ortofoto). La duna se extiende a lo largo de 1,5 km en dirección NO-SE y con una anchura media de 110 m. Su altura en cresta de unos 9 m de media y con una cota máxima de 12 m respecto base, la hacen destacar sobre el plano relieve de la llanura manchega. Hay dos hipótesis para explicar su formación, la primera señala que estaría formada por diversos cuerpos parabólicos superpuestos durante su movimiento y que habrían acabado formando un frente de avance de tipo transverso y la segunda hipótesis alega que se trataría de un cuerpo transverso con avances diferenciados en el frente dunar debido a presencia de distintos grados de vegetación que le habrían proporcionado un aspecto sinuoso y con morfologías parabólicas en la cara a barlovento. Su génesis por unión de varios cuerpos o por avance diferencial del frente dunar le proporcionan un gran Interés para entender la posible evolución del modelado eólico de la llanura manchega. Además, en su parte superficial, la duna tiene características texturales limo-arcillosas, tratándose probablemente de un recubrimiento posterior por efecto de la deflación eólica de arcillas y limos en antiguos sebkhas o playa-lakes cercanos. Al sur de esta duna destaca un gran cuerpo dunar de tipo longitudinal con profundos surcos de deflación en la cresta dunar alargados en la dirección SO-NE de la duna que en total tiene unos 3 Km de longitud con una anchura media de 100 m y hasta 200 m en los grandes surcos de deflación que la bifurcan, el mayor de ellos con 400 m de longitud en su depresión central. Esta duna longitudinal, podría haber sido formada por la acción sucesiva de vientos del Oeste y Sur de similar intensidad. Además, la presencia de las morfologías de deflación nos indica el elevado grado de degradación que ha sufrido el relieve original por efecto de los procesos de deflación eólica en este caso originados por los vientos del suroeste.
Se observa la presencia de morfologías de deflación con áreas lacustres tipo pans con cordones de dunas arcillosas a sotavento similares a los descritos en zonas áridas de África y Australia (Goudie y Wells, 1995; Holliday, 1997).
En superficie, estos depósitos eólicos tienen contenidos de limo-arcilla variables que pueden llegar hasta el 25 % en algunos casos, el resto de la fracción arenosa está formada en un 80-90 % por granos de cuarzo (Aleixandre, T. et al., 1977; Pérez-González A., 1982). Hay que destacar que, en esta zona de la llanura aluvial de San Juan, los contenidos superficiales en limo y arcilla son en general inferiores a los observados zona más occidental (sur de Alcázar de San Juan), quizás por encontrarse más alejado de las grandes áreas fuente de las partículas limo-arcillosas (depresiones endorreicas y semi-endorreicas tipo playa-lakes) o debido a la menor presencia de este tipo de depresiones lacustres.
En general, se pueden observar en el LIG numerosas formas dunares parabólicas, transversas, longitudinales y ovoides/cónicas en general bastantes degradadas y obliteradas tanto por la acción eólica como por la actividad Antrópica. Por otro lado, cabe destacar la presencia en la zona NE del LIG (a barlovento) de dos morfologías tipo “barján” únicas en la Llanura Manchega que pueden ser indicativas de la presencia de fuertes vientos y escaso aporte de materiales durante su formación.
Sobre los vientos constructores, las morfologías eólicas indican la presencia de vientos prevalentes del oeste y suroeste (Bernat Rebollal et al., 2011; Bernat Rebollal 2012). Las fases constructoras principales tuvieron lugar entre 30 ka y 6,5 ka BP.
Además de las morfologías de acumulación dunar, también se observa la presencia de un manto eólico que tiene una superficie ligeramente ondulada, pero en la actualidad muy degradada por las labores agrícolas. La textura superficial del manto eólico es variable, pudiendo ser en algunas zonas muy arenosa y en otras con mayores contenidos en limos y arcillas. La estructura interna del manto eólico observada en canteras próximas consiste arenas masivas o estratificaciones horizontales-subhorizontales. La formación de los mantos eólicos está influenciad por un conjunto de factores como es la presencia de vegetación dispersa reduce el movimiento y crecimiento de las dunas, favoreciendo la acreción de láminas de arena horizontales (Kocurek y Nielson, 1986). Esta circunstancia de vegetación clareada se da frecuentemente en los márgenes de los desiertos y en las zonas semiáridas esteparias. También, si el nivel freático es superficial o se producen inundaciones periódicas o estacionales, se dificulta o impide la formación de las dunas. Igualmente, el control más importante en la formación de extensas áreas de mantos eólicos en zonas desérticas del Sahara y de Arabia, es el elevado tamaño de grano de los sedimentos movilizados por el viento (Breed et al., 1987; Khalaf, 1989).
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