el relieve glaciar de la cordillera cantábrica

Transcripción

Las huellas glaciares de las montañas españolas,
Un iversidade de Santiago de Compostela, 1997. (65-137).
EL RELIEVE GLACIAR DE LA CORDILLERA CANTÁBRICA Manuel Frochoso Sánchez & Juan Carlos Castaí'íón Alvarcz Universidad de Cantabria RESUMEN
La contÍnua alineación montaii.osa que se extiende paralelamente a la costa desde
los Ancares hasta los Montes Vascos ofreció, durante el enfriamiento pleistoceno, un buen
soporte a masas de hielo glaciar alojadas en distintos macizos. La labor morfogenética que
ejercieron dichas masas ha dejado múltiples huellas derivadas de la sobreexcavación, la
abrasión y de la acumulación de material morrénico.
Hace ya bastantes años que venimos realizando un rastreo sistemático de estas hue
llas desde un 'Punto de vista geográfico, bajo la perspectiva del estudio de los paisajes geo
morfológicos de alta montaña heredados de la pretérita actividad del hielo. El trabajo que
aquÍ presentamos pretende caracterizar del modo más sistemático posible tales paisajes;
concretamente los comprendidos entre el puerto de Leitariegos, al oeste, y Castro Valnera,
al Este, enmarcándolos en la variada trama morfoestructural de las montañas cantábricas
y tratando de deducir a partir de ellos la variable extensión de los hielos pleistocenos du
rante los procesos de glaciación y deglaciación. Pensamos que todas estas operaciones pue
den ayudar a centrar y resolver progresivamente los problemas que se han ido suscitando
a lo largo de más de un siglo de estudios glaciomorfológicos en la Cordillera Cantábrica.
Palabras clave: glaciares cuaternarios, Pleistoceno reciente, gcom0rfología glacial ,
Cordillera Cantábrica, morfoestructuras.
ABSTRAeT
During the Pleistocene cooling phases, the Cantabrian Mountains, which extend
from the Ancarcs to th e Basque Mountains, ofTcred good sUpp0rt to the ice masses cove-
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LAS HUELLAS GLACIARES DE LAS MONTAÑAS ESPAÑOLAS
Cordillera Cantábrica
ring individual massifs. The morphogenetic work done by these masses has left numerous
landforms derived from glacial overdeepening, abrasion and deposition of moraines.
In the last fifteen years, we have systematicalIy studied these landforms from a ge
ographical point of view, in terms of the geomorphologicallandscapes generated by the
action of the ice in the pasto This paper aims to characterize these landscapes, especialIy
those between the Leitariegos pass, in the west, and the Castro Valnera, in the cast, to set
them in the varied morphostructural framework of the Cantabrian Mountains and to at
temp to deduce from this the changes in extent of the Pleistocene ice during the glaciation
and deglaciation. We think that this research can help to focus and gradually resolve the
questions posed by the glaciomorphological studics carried out on the ( :antabrian Moun
tains over the last hundred years or more.
Key words: Quaternary glaciers, Upper-Pleistocene, glacial geomorphology, Canta
brian Mountains, Cantabrian morphostructures.
1.
Las Montañas Cantábricas y su glaciación
Las montañas cantábricas, a pesar de la nitidez y continuidad de la diviso
ria de aguas entre el Cantábrico y las redes del Duero y del Ebro, no constituyen
un conjunto uniforme. La gran disimetría entre el sector occidental astu;iano y
leonés, donde los macizos que superan los 2000 m se suceden con la única inte
rrupción de los más o menos amplios puertos, y el sector oriental, de menor vi
gor de relieve y con altitudes que quedan muy por debajo de los 2.000 m (salvo en
su contacto con el sector occidental en las cabeceras de los valles Saja y Nansa), ha
llevado con frecuencia a diferenciar estos dos grandes conjuntos, que coinciden
con otros tantos dominios morfoestructurales cantábricos: uno, el macizo anti
guo correspondiente al área externa de la antigua Cadena Ibérica Herciniana, co
múnmente conocido como Macizo Asturiano; otro, el de las Montañas Pirineo
Cántabras o Montañas vascocantábricas, que forman su periferia de revestimien
to y que hacia oriente pasan a formar una cadena de plegamiento simple hasta su
contacto con los Pirineos.
En ambas unidades, la importancia de la glaciación es notable, aunque di
ferenciada, al ser de mayor envergadura en las montañas asturianas y leonesas, co
mo corresponde a su mayor elevación. Sin embargo, el conocimiento que hasta
ahora se ha tenido de la glaciación cantábrica presenta lagunas y, sobre todo, es
casas correlaciones entre los macizos que permitan obtener una visión afinada del
conjunto.
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El relieve glaciar de la Cordillera Cantábrica
Manuel Frochoso Sánchez y Juan Carlos Castañón Álvarez
1.1. La variada trama morfoestructural de las montañas cantábricas
El Macizo Asturiano es un complejo macizo antiguo cuyas estructuras her
cinianas, revitalizadas y deformadas por la tectónica alpina, forman las líneas di
rectrices del relieve. Los materiales paleozoicos dispuestos en arco, la rodilla astú
rica, describen un haz estructural envolvente en torno a un núcleo que se corres
ponde con los Picos de Europa. No es un conjunto homogéneo sino que en él se
suceden diferentes unidades montañosas, litológica y tectónicamente contrasta
das. Lo mismo ocurre con las Montañas Vascocantábricas, cuyo relieve refleja los
variados estilos de deformación tectónica de la cobertera sedimentaria. En la ca
racterización de estas montañas hemos diferenciado tres grandes sectores, de los
que el más oriental está a caballo de ambos dominios morfoestructurales.
El sector más occidental se inicia con los macizos del Comón (2.180 m) y de
Saliencia (2.194 m). En ellos predominan los materiales alternantes característi
cos de las series devónicas en facies astur leonesa, las calizas, areniscas y pizarras,
dispuestos en pliegues de amplio radio y rumbo NW-SE que determinan las ali
neaciones de las crestas y los valles, salvo en las incisiones de rumbo N-S que in
terrumpen su continuidad a uno y otro lado de la divisoria de aguas cantábrica.
Al ~ur de ella, en el macizo de Villabandín (2.154 m), los materiales pizarrosos lle
gan a ser dominantes. Su deleznabilidad facilitó la incisión N-S del macizo y, por
tanto, la alineación de los valles según este rumbo, salvo en el sector más oriental,
donde la presencia de algún crestón más resistente favoreció que los valles se
adaptaran ortoclinalmente con un rumbo W-E. Más al este, y de nuevo sobre la
divisoria de aguas cantábrica, el macizo calcáreo de Peña Ubiña (2.417 m) desta
ca sobre las áreas de predominio pizarroso que lo bordean. Este macizo constitu
ye la orla occidental de la Cuenca Carbonífera Central y se sitúa en el punto de in
flexión de la rodilla astúrica, lo cual hace que la caliza carbonífera adopte un rum
bo estructural en forma de L. Hacia oriente, el reborde meridional de la Cuenca
Carbonífera se continúa con el macizo de Valgrande (1.930 m) que forma parte,
a su vez, de la divisoria de aguas cantábrica, lo cual da como resultado una fuerte
disimetría entre sus vertientes. La cresta cuarcítica que constituye esta divisoria
domina, hacia el norte, las vertientes pizarrosas de la Cuenca Carbonífera vigoro
samente incididas por la disección fluviotorrencial, mientras que hacia el sur se
suceden surcos y crestas paralelos con rumbo W-E que sólo son interrumpidos
por los valles de los colectores N -S de la red del Duero.
El sector central de la montaña cantábrica, definido entre los Puertos de Pa
jares (1.379 m) y del Pontón (1.290 m), es una sucesión de macizos que forman
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LAS HUELLAS GLACIARES DE LAS l\iONTAÑAS ESPAÑOLAS
parte de la divisoria de aguas cantábrica y que están progresivamente desplazados
hacia el norte (Cellón, Faro, San Isidro, Tarna, Peña Ten, Pozúa), a los que se aña
den una serie de contrafuertes meridionales, primero de escasa entidad, como el
de Bodón, y en dirección al este más elevados, como el de Mampodre. Entre los
primeros, la continuación oriental de la pizarrosa Cuenca Carbonífera Central da
lugar a un conjunto de macizos desarrollado mtre el Cellón (2.026 m) y las Peñas
de Faro (2.156 m), que ofrecen una morfología de culminaciones alomadas cuyas
vertientes han sufrido profundas incisiones fluviales. Se caracterizan, pues, por un
relieve de disección en el que las trazas estructurales sólo se traducen en las esca
sas crestas calcáreas que, de manera aislada, jalonan estas vertientes. Más hacia el
sur vuelve a ser dominante la repetitiva morfología de surcos y crestas, reflejo di
recto de la alternancia litológica de las series paleozoicas, y en especial de las de
vónicas. Por lo general, las crestas calcáreas y cuarcíticas, perfectamente alineadas
en su rumbo W-E, no llegan a alcanzar gran altitud, aunque en determ inados sec
tores culminen hacia los 2.000 m, como ocurre en Bodón (1.959 m), y se en
cuentran interrumpidas en su continuidad por los valles N-S que provienen de la
divisoria cantábrica (Bernesga, Torío, Curueño). Aún más al este, la morfología de
crestas y surcos predomina de nuevo desde la divisoria de aguas cantábrica hacia
el sur, en los macizos de San Isidro-Tarna (2.155 m) y de Peña Ten-Pozúa (2.140
m). La alternancia litológica que se refleja en su morfología es la correspondien
te a las cuarcitas ordovícicas, y a las calizas y pizarras carboníferas, pero no a la de
las series devónicas, que faltan, mientras que hacia el norte de la divisoria suele
predominar el modelado de disección en las pizarras, remarcándose con ello la
profunda disimetría de las vertientes. Únicamente el destacado macizo de Mam
podre (2.190 m) rompe la sucesión de surcos y crestas al sur de la divisoria: si
tuado entre los valles del Esla y del Porma, se corresponde con un complicado haz
de escamas calcáreas cuyos escarpes destacan notablem ente sobre las depresion es
pizarrosas que lo bordean, salvo en su sector más oriental, continuándose las ali
neaciones montañosas a través de las cresterías cuarcíticas de Ricacabiello y, algo
más al sur, por las crestas calcáreas de los picos de Yordas y Anciles (Figura 1).
Por último, en el sector más oriental aparecen las mayores altitudes y la má
xima anchura montañosa en el Macizo Asturiano, pero también tiene lugar el
progresivo descenso en altitud de la montaña plegada vascocantábrica hacia el es
te. En el macizo antiguo, los Picos de Europa (2.648 m) tienen una posición avan
zada hacia el norte que supone su plena integración en la vertiente cantábrica. Es
te potente macizo de caliza carbonífera se encuentra fragmentado en múltiples
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escamas de rumbo genérico vV-E, que originan una sucesión de frentes esca rpa
dos hacia el sur y dorsos de pendientes regulares hacia el norte. Su continuidad es
tá frecuentemente interrumpida por fracturas oblícuas, que han favorecido la ela
boración de altas depresiones cerradas, los jous, y por las profundas incisiones
que han generado los ríos Sella, Cares, Duje y Deva al atravesar de sur a norte el
macizo calcáreo. Al sur de este conjunto, contrastan con él los macizos funda
mentalmente silíceos que articulan la divisoria de aguas o que incluso se integran
en la cuenca del Duero. Los más occidentales, las sierras de Cebolleda (2.078 m)
y el Coriscao (2.234 m), en la divisoria, y la Sierra de Riaño (2.012 m) al sur de
ella, son alineaciones simples, de rumbo genérico W-E y NW-SE, producto de la
disección en las areniscas, conglomerados y pizarras carboníferas en las que las
formas estructurales se encuentran muy difuminadas. Sin embargo, hacia el este
los macizos ganan en complejidad yen altura. El predominio litológico aún se co
rresponde con las pizarras y areniscas carboníferas que configuran culminaciones
romas, amplios puertos, como los de Riofrío, y valles de marcada disimetría en la
disección al sur y norte de la divisoria. Pero los macizos más elevados están la
brados en las rocas más resistentes. ASÍ, Peña Prieta (2.536 m) se corresponde con
una pequeña intrusión de granitoides en la serie carbonífera que constituye el
flanco norte de un sinclinal con rumbo WNW-ESE y que está formada por cali
zas y, sobre todo, por los potentes conglomerados carboníferos a cuyas expensas
está labrada, en el meridional del mismo pliegue, la elevada cresta del Curavacas
(2.525 m) . Aún más hacia oriente el macizo antiguo se hunde bajo la cobertera
mesozoica y terciaria hasta enlazar con las montañas pirenaicas. El sector de con
tacto se articula por medio de entrantes sinclinales de la cobertera hacia occiden
te en cuyos flancos los tegumentos de conglomerados y areniscas triásicas ocasio
nan restringidos pero vigorosos macizos, como el de Peña Sagra (2.046 m), inte
grado en la vertiente cantábrica y a escasa distancia de la costa, o el de las monta
ñas de Reinosa (2.145 m), en las que la terminación perisinclinal del alto Hijar
configura las crestas del nudo hidrográfico entre las vertientes cantábrica, atlán
tica y mediterránea. A partir de estas montañas y hasta el Pirineo, el país plegado
vascocantábrico no proporciona macizos de gran altitud. Únicamente destacan
entre ellos algunos macizos urgonienses de la divisoria de aguas, como el de las
montañas del Asón (Castro Valnera, 1.718 m). Su morfología está determinada,
en primer lugar, por la disimetría en la incisión de las vertientes cantábrica y me
diterránea, con valles de fuertes pendientes hacia el norte, como el del Miera, y
suaves hacia el SUl', como el del Trueba. Y en segundo lugar, por el cambio l~teral
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de las facies silíceas, constituidas por un roquedo areniscoso deleznable, a las cal
cáreas, lo que genera grandes contrastes entre la incisión lineal y las formas en
hueco derivadas de la karstificación.
1.2. Más de un siglo de estudios sobre el relieve glaciar de la Cordillera
Cantábrica
1.2.1. Las observaciones de los precursores
Casiano de Prado (1852) realizó la primera mención al fenómeno glaciar en
la explicación del rel ieve cantábrico. A pesar de su imprecisión y de lo excesivo de
la interpretación sohre la extensión y procedencia de los hielos, este ,estudio es
destacable por su precocidad, aunque no estimulara la inmediata continuidad de
los estudios glaciomorfológicos en la región cantábrica. Hubo que esperar al nue
vo siglo para que éstos empezaran a llevarse a cabo. Los reconocimientos inicia
les fueron realizados por Carballo (1911) Y E. Hernández Pacheco (1914) quienes
dan cuenta, aunque con escasas referencias, de una glaciación cantábrica limita
da a los macizos próximos o superiores a los 2.000 m de altitud, planteando ya la
posible existencia de difere ntes períodos glaciares, de los cuales dos dejaron sus
huellas en los Picos de Europa en forma de morrenas en las proximidades de Bul
nes. El mismo año, y también soore el glaciarismo de los Picos de Europa, Ober
maier (1914) publicó el primer trabajo riguroso, detallado y completo referido a
un macizo montañoso cantáhrico, localizando a través de una cartografía tan pre
cisa como eni posible variadas formas, tanto de excavación como de acumula
ción. Aparte de las importantes observaciones que localmente explican el mode
lado glaciar de los Picos de Europa, dos conclusiones tendrán especial relevancia
para los trabajos posteriores. U:1a, la de que las buenas condiciones ofrecidas por
el macizo para la acumulación de nieve, junto a las fuertes pendientes, facilitaron
el desarrollo de largas lenguas hacia el norte: éstas habrían descendido hasta los
650 m en Bulnes, desde donde los hielos se precipitaron por la garganta del Tejo
hasta una al titud muy baja (230 m), como demostraría en Puente Poncebos la
existencia de un depósito heterométrico, interpretado como morrénico. Otra
conclusión es la de la existencia de dos glaciaciones, hasada en la observación de
unas brechas calcáreas de vertiente en el valle del Dujc, las gonfolitas, para las que
propone una edad interglaciar al observar que se apoyan sobre una roca calcárea
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LAS HUELLAS GLACIARES DE LAS MONTANAS ESPANOLAS
pulida por los hielos (primera glaciación), y que, a su vez, están parcialmente des
manteladas por nuevos glaciares e incorporadas como material morrénico (se
gunda glaciación). Estos son argumentos que se utilizarán reiteradamente como
modelo en las hipótesis elaboradas para el resto de la Cordillera Cantábrica.
Posteriormente se va delimitando mejor el fenómeno glaciar y un buen
avance en este sentido lo proporciona Stickel (1929), al situar muchos de los lí
mites de la glaciación en las montañas asturianas y leonesas, dejando de lado los
ya estudiados Picos de Europa. Casi todas estas montañas están próximas a los
2.000 m y los frentes morrénicos de los glaciares que en ellas se instalaron se sitú
an por encima de los 1.300 m.
Son más tardías las primeras observaciones realizadas acerca del glaciaris
mo en la montaña vascocantábrica. En una breve nota, C. Saenz (1935) da cuen
ta de la presencia de circos de tipo alpino en las proximidades del Portillo de la
Sía, en el macizo de Valnera, remarcando el hecho de su baja altitud (1.500 m).
Casi diez años más tarde, F. Hernández Pacheco (1944) estudia las montañas de
Reinosa, siendo este el primer trabajo detallado sobre el glaciarismo de un maci
zo completo de la montaña vascocantábrica. Además de ajustar la extensión de los
glaciares en estas montañas, propone la distinción de tres niveles morrénicos a di
ferentes altitudes que varían según la orientación, derivados de los tres últimos
períodos glaciares de la cronología alpina. Los más bajos, en torno a 1.250 m en
la vertiente norte, tienen sus formas desdibujadas y son atribuidos a la glaciación
Mindel, mientras que los intermedios y altos muestran siempre unos anfiteatros
morrénicos muy típicos, que se corresponderían con las glaciaciones Riss y Würm.
Extendiendo más hacia el este el fenómeno glaciar, Gómez de L1arena (1948) su
pone la existencia de un modelado propio de los hielos en la Sierra de Aralar, a pe
sar de su baja altitud.
De esta manera se entra en la segunda mitad del siglo XX con la casi com
pleta localización, aunque con descripciones incompletas, de los focos glaciares
cuaternarios, ceñidos a las montañas que sobrepasan o se aproximan a los 2.000
m, salvo casos excepcionales, y cuyos frentes morrénicos se sitúan a alturas muy
variables, pero con frecuencia por encima de los 1.100 m. Con esta información,
Nussbaum y Gygax (1953) realizan una síntesis de los trabajos realizados a los que
añaden ciertas revisiones, constatando la marginalidad de la glaciación cantábri
ca y planteando lo dudoso de los argumentos proporcionados por Hernández Pa
checo sobre los testigos de una glaciación Mindel en la Montañas de Reinosa, cu
yos depósitos son asimilados por estos autores a dos glaciaciones, Riss y Würm,
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Manuel Frochasa Sánchez y Juan Carlas Castañón Álvarez
al igual que había hecho Obermaier en los Picos de Europa. Por su parte, Llopis y
Jordá (1957) localizan las áreas afectadas por los glaciares cuaternarios en una
cartografía de síntesis muy esquemática.
1.2.2. La profundización en el estudio detallado de los macizos
Los trabajos sobre el glaciarismo cantábrico, a partir de entonces, se aplican
al estudio detallado de los macizos, aunque de manera poco continuada hasta los
principios de los 80. Lotze (1.962) describe una intensa glaciación pleistocena en
el macizo de Valnera, ya que, a pesar de su baja altitud, interpreta que se instala
ron en él dos grandes campos de nevé, los cuales alimentaban las lenguas del
Trueba en la vertiente meridional y de Bustalveinte en la septentrional, a los que
se añadiría el glaciar de tipo alpino del Miera, alimentado por pequeños circos
orientados al norte. Para el glaciar del Trueba supone la existencia de un campo
de nevé de más de 30 km 2, con varias difluúlcias hacia el norte y noreste, que ali
mentaba una lengua que descendía a lo largo de 11 km por la vertiente meridio
nal hasta Espinosa de los Monteros (750 m). Por su parte, las lenguas septentrio
nales tendrían un menor desarrollo, en torno a los 5 km, pero dejarían sus mo
rrenas frontales en cotas excepcionalmente bajas, 550 m en el alto Gándara-Asón .
y 600 m en el valle del Miera. Para esta máxima glaciación propone una edad Riss,
mientras que la glaciación Würm situaría sus morrenas 350-400 m por encima de
las anteriores. A su vez, Kopp (1965) aplica en Aralar el modelo de glaciación pro
puesto por Lotze, señalando la morfología glaciar del valle de Arritzaga y la pre
sencia de una morrena lateral, en Azkárate, de un glaciar cuyo frente se situaba a
460 m de altitud.
En esta línea de estudio detallado de los macizos cantábricos, J. Muñoz
(1980) estudia las montañas de Somiedo re~arcando tanto la buena adaptación
de los aparatos glaciares a la estructura geológica como la restricción de formas y
depósitos glaciares a alturas superiores a 1.000 m. Son formas y depósitos atri
buidos a un único período glaciar reciente. Del mismo modo, el trabajo de J.e.
Castañón (1983) sobre el macizo de Peña Ubiña resalta la adaptación estructural
de los quince aparatos helados que se instalaron en él. También se detallan los
frentes morrénicos de la única glaciación comprobada, los cuales se situaban du
rante el álgido por encima de los 1.300 m, con diferentes estadios de retroceso. Por
su parte, las observaciones de M. Arenillas y F. Alonso (1981) sobre el macizo del
Mampodre (2.190 m), en la cabecera del río Esla, insisten en que las huellas glaI 73 I
ciares actualmente comprobables se deben a una glaciación reciente, situándose
las morrenas frontales entre 1.200 y 1.500 m de altitud, con una fase álgida, ca
racterizada por las difluencias glaciares, seguida de una etapa más duradera en la
que los aparatos quedaron restringidos a "las cabeceras de los valles. La interpre
tación del modelado glaciar de los Picos de Europa también es precisada en dife
rentes estudios. Por un lado, tanto E. Martínez de Pisón y M. Arenillas (1979) co
mo M. Frochoso (1980) discuten el origen glaciar de la acumulación heteromé
trica de Puente Poncebos y la definen como un depósito de ladera, situándose así
la más baja altitud de los frentes glaciares comprobados a 650 m, en Bulnes. Por
otro, en un estudio detallado de las brechas calcáreas de vertiente en el valle del
Duje, las gonfolitas (M. Frochoso y J.c. Castañón, 1986), no reconocemos las
pruebas de una glaciación previa a su depósito, las rocas pulidas sobre las que se
asentarían según Obermaier, y sí, por el contrario, una secuencia de procesos to
rrenciales y periglaciares, interrumpida por un modelado glaciar reciente, de for
mas rotundas que se superponen a aquellos sedimentos. Por su parte, J. Clark
(1981) supone una extensión desmesurada de los glaciares durante el álgido wur
miense respecto a lo que hasta entonces había sido descrito. Sin aportar argu
mentos que lo apoyen piensa en una glaciación de los valles (18.000 años BP), que
afectó a buena parte de Liébana haciendo descender las lenguas hasta Tama y Pen
des (en torno a los 250 m) . A ella le seguiría la glaciación de las Tierras Altas
(13.000 años BP) más ajustada a los límites glaciares reconocidos por los demás
autores.
Así pues, a pesar de que a comienzos de los años 80 de este siglo se tiene ya
un mejor conocimiento del fenómeno glaciar en los macizos cantábricos, la in
formación todavía es dispersa, a veces contradictoria, y no es completa, ya que al
gunos de los macizos glaciados o bien no han sido estudiados, o bien reclaman
una revisión de su interpretación.
1.2.3. La revisión reciente de los tres grandes problemas: extensión, límites altitu
dinales y cronología del glaciarismo cantábrico
Durante los últimos quince años, las interpretaciones sintéticas y los estu
dios detallados se han centrado tanto en proporcionar particulares visiones de
conjunto, como en resaltar los diferentes aspectos que aún tienen polémicas in
terpretaciones, referidos esencialmente a la glaciación de macizos de baja altitud
y a la edad de los fenómenos glaciares.
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M. Arenillas, F. Alonso y C. Sáenz (1981) destacan la disimetría en la acción
glaciar sobre las montañas de Castilla-León, incluidas las cantábricas, orientán
dose con mayor frecuencia los circos al primer cuadrante. Además, solamente re
conocen la acción de una glaciación reciente, tanto por la buena conservación ge
neral de los depósitos morrénicos como por su similitud morfológica. En otro tra
bajo de síntesis, Martínez de Pisón y M Arenillas (1984) dudan de los argumentos
aportados para señalar fenómenos de glaciarismo a baja altitud en las montañas
cantábricas. Muestran su disconformidad con la interpretación de Kopp sobre el
glaciarismo de Aralar, señalando que los depósitos descritos como morrenas se de
ben a procesos nivoperiglaciares. Esta interpretación es mantenida parcialmente
por Ugarte (1992) aunque, por otra parte, señala que los depósitos situados a 825
m, en Arritzaga, son morrénicos subglaciares, producto de un glaciar con un de
sarrollo de 4 ó 5 km También aquellos autores revisan el macizo de Castro Valne
ra (1979), cuya interpretación del relieve glaciar fue hecha por Lotze. Por un lado,
confirman el buen desarrollo del aparato del Miera hacia el norte y la baja altitud
de sus frentes, así como la complejidad en la interpretación glaciokárstica de Bus
talveinte a pesar de lo indudable de sus depósitos morrénicos a 600 m de altitud.
Por otro, piensan que las formas glaciares evidentes de la vertiente meridional se
restringen únicamente a cotas más y que, tanto las formas del valle del Trueba co
mo los depósitos que se encuentran en su fondo, tienen esencialmente un origen
fluvial y torrencial. Nuevas aportaciones realizadas por Serrano (1995) retoman la
interpretación de Lotze señalando que la dispersión de bloques en Espinosa de los
Monteros (750 m) marca el frente del glaciar del Trueba, e interpretando el valle
afluente de Rioseco como un valle obturado por un complejo morrénico en el que
se distinguen hasta seis niveles diferentes de morrenas laterales escalonadas. Co
mo conclusión general del glaciarismo cantábrico de baja altitud, Martínez de Pi
són y Arenillas señalan que, salvo en este macizo de Valnera, los fenómenos gla
ciares en las montañas con cimas inferiores a los 1.900 m se muestran de modo
ocasional y discontínuo, con desigual abundancia de morrenas y frentes que no
suelen rebasar los 900 m de altitud. Un ejemplo de ello son también las huellas gla
ciares descritas por Castañón (1990) en el Cabezo Lloroso (1792 m), unidad mon
tañosa avanzada hacia el norte en los Picos de Europa, donde dos glaciares de ti
po alpino generaron formas de abrasión, artesas y acumulaciones morrénicas que
terminan a 1.050 y 800 m de altitud. En cuanto a la edad de las huellas existentes,
estos autores proponen que son producto de una única glaciación reciente y muy
pulsadora que dejó diferentes cordones de retroceso.
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La existencia de testigos de una o más glaciaciones con sus correspondien
tes fases también ha formado parte de las conclusiones de los estudios más re
cientes acerca del glaciarismo cantábrico. M Moñino, A. Cendrero y J.R. Díaz de
Terán (1987, 1988) sólo ven, en el valle del Miera, muestras de una glaciación re
ciente, aunque su atribución al Würm les plantea dudas, con tres fases asimilables
a las descritas por Vilaplana (1983) en la vertiente meridional del Pirineo Central.
El mismo esquema es adoptado por M. Jiménez Sánchez y J. Marquínez (1990) en
la vertiente cantábrica de las montañas del alto Nalón, entre los puertos de Tarna
y San Isidro. En ellas señalan la presencia de circos y morrenas que revelan una
glaciación reciente, würmiense, con un desarrollo máximo de glaciares hasta los
1.000 - 1.300 m de altitud y 4 km de longitud, a la que suceden dos fases en las que
los frentes se estabilizan en torno a 1.300 y 1.500 m. Una fase postglaciar, atesti
guada por los depósitos correspondientes a pequeños glaciares rocosos, remarca
ría el final de este modelado derivado del frío. También en San Isidro, C. Rodrí
guez Pérez (1995) estudia más detalladamente el proceso de deglaciación wur
miense, con una fase Pleniglaciar, articulada en diferentes pulsaciones, y otra de
recesión y disyunción de las lenguas, previa al acantonamiento de pequeños apa
ratos en los circos. Los heleros, glaciares rocosos y flujos de derrubios caracteri
zarían la fase terminal, mucho más próxima a nuestros días.
A su vez, V. Alonso y G. Flor (1987 ) señalan en el sector occidental de la
Cordillera, en Degaña, argumentos en favor de la existencia de dos glaciaciones
separadas por un interglaciar. La glaciación más antigua se atestigua por el mar
cado perfil en U del valle, elaborado por glaciares que descenderían hasta 800 m
de altitud. Pero este perfil, y en especial el fondo plano, se debe a voluminosos de
pósitos fluviotorrenciales, interpretados por dichos autores como resultado de la
remodelación fluvial del material morrénico, ya que incluyen algunos cantos es
triados. Esta fase fluvial (interglaciar) sería la precedente a la reactivación de los
glaciares, de menor entidad que en la fase anterior, que modelaría circos yaban
donaría abundantes depósitos. En la misma línea, E. Alonso (1987) entrevé la
existencia de dos glaciaciones en las montañas de la cabecera del Esla, basándose
en la interpretación de un depósito con cantos pulidos situado a 1.150 m de alti
tud en el valle de Maraña. Este ya había sido descrito por Nussbaum y Gigax co
mo una antigua acumulación glaciar de fondo remodelada por la acción fluvial.
Por encima de él, hacia la cabecera de los valles, los glaciares más recientes deja
ron nítidos cordones morrénicos. Siguiendo explícitamente esta hipótesis qu~
conjuga dos glaciaciones separadas por un intenso desmantelamiento fluvial y to-
I
76
I
Manuel Frochoso Sánchez y Juan Carlos Castañón Á/varez
rrencial, J.l. Baylón-Misioné y G. Flor (1987, 1989) interpretan la morfología gla
ciar del valle del Duje, en los Picos de Europa. Los testigos de la fase glaciar anti
gua serían las superficies pulidas en la parte alta de las laderas de Aliva; la fase flu
vial que la sucede desmantela los depósitos glaciares anteriores y los recicla en to
rrenciales, cementándose y karstificándose posteriormente; por último, una nue
va fase glaciar, probablemente würmiense, genera formas nítidas tanto de excava
ción como de acumulación. Estas últimas se corresponden con tres nuevas fases;
una, caracterizada por la hipotética reunión del glaciar de Aliva con el de las Mo
ñetas; otra, atestiguada por dudosos registros sedimentarios, pues se citan arcos
morrénicos enmascarados por los derrubios de ladera de la Canal del Jierro, y la
última, correspondiente a las nítidas morrenas del frente del glaciar de Aliva que
enlazan con la Llomba del Toro. Este proceso evolutivo glaciar culminaría con la
construcción, durante el Tardiglaciar, de morrenas al pie de los farallones de Pe
ña Vieja. Los argumentos proporcionados para esta periodización del glaciarismo
cantábrico son aún débiles. En Degaña se basan en un perfil en U de dudoso ori
gen glaciar; en la cabecera del Esla, la acumulación del valle de Maraña plantea
prohlemas de interpretación y además puede corresponder a una pulsación del
máximo; por último, en los Picos de Europa, la eficacia de un glaciarismo previo
a la fase fluvial descrita se apoya en formas de abrasión que difícilmente se habrí
an conservado con una activa karstificación posterior y en acumulaciones remo
vidas y cementadas cuyo estudio detallado sólo revela un origen torrencial y pe
riglaciar (J.e. Castañó n y M. Frochoso, 1986, 1994).
Otros períodos glaciares también han sido propuestos para los Picos de Eu
ropa. En su estudio sobre el karst del Macizo de Andara, Smart (1986) retoma los
límites de la glaciación ya propuestos por Obermaier, pero también deduce de la
relación entre la forma en artesa del Valle de Sobra, el relleno de conductos sub
terráneos abandonados y la tasa de profundización de la garganta del río Urdón,
la existencia de una glaciación muy antigua, precuaternaria, de hace 3.0 millones
de años, aunque corrige esta edad para llevarla a inicios del Cuaternario, hace 2
millones de años. Uno de sus argumentos, la forma en U del valle de Sobra, no tie
ne por qué deberse a la acción glaciar sino que el relleno que el autor cita por ob
turación del valle puede también producir esta misma forma.
Por último, E. Martínez de Pisón y F. Alonso (1.993) incluyen los macizos
cantábricos en su intento de caracterización del glaciarismo en las montañas es
pañolas y su evolución. Clasifican los macizos españoles de acuerdo con la mayor
o menor complejidad de la evolución de los glaciares a partir del máximo, seña-
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77
I
lando en ellos el común denominador de la existencia de una fase Pleniglaciar
máxima y otra estable, el carácter ocasional de una fase de disyunción de lenguas
y la frecuencia de una fase finiglaciar.
En suma, los estudios previos sohre el glaciarismo cantábrico han aportado
una buena localización y caracterización del fenómeno glaciar, aunque con as
pectos aún polémicos y determinadas lagunas en cuanto al estudio detallado de
macizos, entre los que sorprenden algunos de gran magnitud como el de Peña
Prieta-Curavacas. Por su parte, otros estudios recientes han proporcionado cier
tas visiones de conjunto que se aplican a centrar esencialmente los límites de la
glaciación, especialmente en los macizos de baja altitud, y los caracteres más ge
néricos de la deglaciación de los macizos cantábricos, en un intento de engarzar
los con los del resto de las montañas españolas.
2. Tipos de conjuntos morfológicos cantábricos derivados de la
acción glaciar
De lo hasta ahora expuesto, se deduce en nuestra opinión la necesidad de
poner al día, del modo más sistemático posible, el conocimiento de las huellas gla
ciares cantábricas, tanto de las mencionadas como de otras cuyo estudio hemos
abordado en los últimos años.
Puesto que la desigual acción de los glaciares sobre las variadas morfoes
tructuras montañosas cantábricas ha originado una amplia tipología de formas ,
nos ha parecido conveniente ensayar una clasificación de los diferentes macizos
haciendo hincapié en los rasgos comunes. Sólo después de esta síntesis morfoló
gica intentaremos describir las características de la glaciación deducibles del es
tudio del relieve.
2.1. Tipo glaciokárstico de cabeceras excepcionalmente sobreexcavadas
Algunos de los macizos calcáreos cantábricos que fueron afectados por la
glaciación pleistocena ofrecieron unas condiciones muy favorables para la acu
mulación de hielo derivadas dl: sus peculiares caracteres morfocstructurales y del
desarrollo de su karstificación. La potencia de las series calcáreas y la existencia de
niveles de base locales relativamente bajos, en el fondo de las gargantas que bor-
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78
I
dean estos macizos, ha permitido en sus áreas culminantes el desarrollo de de
presiones kársticas que funcionaron como verdaderas trampas en las que la nie
ve podía mantenerse de un año para otro con cierta facilidad. Además, estas for
mas en hueco se encuentran frecuentemente alineadas siguiendo la trama impre
sa de antiguas redes suhaéreas, previas al desarrollo del karst profundo, lo que fa
cilitó el desarrollo superficial de los campos de nevé. Una vez ocupadas las de
presiones por el hielo, su flujo realizó una labor de sobreexcavación y pulido que
provocó tanto la profundización como el ensanchamiento de las depresiones pre
vias. Así, el carácter esencial de este tipo morfológico es el de poseer amplias áre
as de acumulación instaladas en depresiones kársticas, cuyo origen es previo a la
glaciación, que a su vez provoca un fenómeno de amplificación de las formas ini
ciales. Según los macizos calcáreos, son la mayor o menor prominencia de las
crestas que las dominan, así como su diferente extensión y vigor de relieve, los cri
terios que nos inducen a definir dos subvariedades, que a su vez responden a dis
tintos conjuntos morfoestructurales: los Picos de Europa, en el Macizo Asturiano,
y las montañas del Asón, en las Montañas Vascocantábricas.
2.1.1. Los Picos de Europa constituyen un macizo de caliza carbonífera cu
ya potencia es muy superior a la de las áreas circundantes. Su estructura en esca
mas origina una sucesión de frentes escarpados hacia el sur y dorsos de pendien
te fuerte hacia el norte. Este reflejo de la estructura en el relieve puede tener una
notable continuidad en el rumbo W-E, como ocurre con la escama frontal de los
Picos de Europa sobre las cuencas intramontanas de Sajambre, Valdeón y Liéba
na, donde el Macizo se presenta como una auténtica muralla sólo abierta por las
gargantas. Sin embargo, hacia el interior de los macizos, el frente de las escamas
no se presenta contínuamente amurallado sino que los escarpes tienen múltiples
interrupciones provocadas por la presencia de amplias depresiones, los jous, que,
además de su génesis glaciokárstica, están notablemente apoyados en las fractu
ras que cortan las escamas y sus cruces, aislando así torres y picos entre ellos. De
esta manera, puede definirse una unidad caracterizada por la presencia de altas
torres y jous, de amplio desarrollo. Su límite meridional lo constituye el frente de
los Picos de Europa y, por su parte, el límite septentrional está marcado por la ca
ída regular de los grandes dorsos hacia las sierras medias calcáreas septentrionales,
separados entre sí por la franja de fracturas W-E, especialmente la de Pandébano,
sobreimpuesta a las escamas. Altas torres, jous y grandes dorsos constituyen el do
minio de la alta montaña.
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79
I
Esta unidad de alta montaila, presente en cada uno de los macizos de los Pi
cos de Europa, aunque con distinta envergadura, tiene un desarrollo máximo en
los Urrieles, o Macizo Central, donde alcanza una extensión próxima a los 80
km 2 . Las altas torres y jous se desarrollan entre los 2.600 y los 2.000 m de altitud,
y su complicada red de circos, de muy variada disposición, constituye el área de
acumulación glaciar pleistocena. Allí, las escarpadas paredes calcáreas son de al
gunos centenares de metros, y bajo ellas, si la vertiente no está recubierta por de
rrubios, se desarrollan los Ilambriales, extensas e inclinadas superficies rocosas
pulidas por los hielos, aunque actualmente, en detalle, son una superficie de co
rrosión, surcada por ellapiaz y horadada por pozos y dolinas nivales. En orienta
ciones de umbría y bajo los escarpes que adquieren mayor altitud, como en To
rrecerredo, Llambrión o Peña Santa de Castilla, se alojan neveros permanentes
que incluso llegan a ocultar hielo fósil (J.]. González y V. Alonso, 1994; M ho
choso y J.e. Castañón, 1995), a veces remarcados por morrenas heredadas de la
Pequeña Edad del Hielo. Los llambria les y taludes de derrubios enlazan con los
fondos de los jous, situados por encima de los 1.900 m. Son formas de origen
mixto, glaciokárstico, que suelen tener planta elíptica simple o coalescente y que
no llegan a alcanzar el kilómetro en ninguno de sus ejes, colmatados en casi toda
su extensión tanto por derrubios procedentes de las vertientes como por morre
nas heredadas. Con frecuencia se presentan hundimientos en este relleno a causa
de la existencia de pozos y dolinas de karst cubierto, conocidos en la región como
boches. Entre unos jous y otros, en los espacios no ocupados por torres y picos,
aparecen elevados umbrales también pulidos en su momento por la acción glaciar
y, después, corroídos por el karst niva\. En ocasiones se presentan parcialmente re
cubiertos por material morrénico, como ocurre entre el Jou Negro y el Jau de los
Cabrones o entre éste y el Jau del Agua, procedente de glaciares capaces de recu
brir y fluir en un sistema de depresiones cerradas que en raras ocasiones se con
centraban dando lugar a una lengua nítida (Figura 2).
Las altas torres y jous enlazan al norte con una nueva barrera, la de los gran
des dorsos, constituida por otro frente de escama y también abierta por numero
sas depresiones, los jous /luengos. Allí, los diferentes picos de forma triangular de
sarrollan hacia el norte amplios espaldares, siendo ejemplares los de los Cuetos
del Trave (2.241 m) y el Albo (2.414 m), en los Urrieles. Entre unos y otros picos
se encuentran los jous /luengos, amplias depresiones rocosas inclinadas que se es
trechan hacia abajo a medida que se amplía la base de los grandes dorsos que las
flanquean, y que canalizaron el hielo hasta una altitud próxima a los 1.300 m. El
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80
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El relieve glaciar de la Cordillera Cantábrica Manue[ Frochoso Sánchez y Juan Carlos Castañón Á[varez 500
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Fig. 2: Esquema geomorfológico de las cuencas glaciares de Amuesa y Bulnes (Macizo Central de los
Picos de Europa) Leyenda: Formas glaciares: 1. Pared de circo; 2 Pared de artesa; 3. Cubetas glacio
kársticas; 4. Umbra l rocoso (en barra o en esca lón); 5. Huel las de abrasión; 6. Rocas aborregadas; 7.
Acumulación morréni ca; 8. Loma en acumulación morrén ica; 9. Cordón morrénico. Formas nivales y
nivoglaciares: 10. Nicho de nivación o circo in cipiente; 11. Morrena de nevero. Formas de otro origen:
12 . Derrubios de ladera; B . Dol in as; 14 . Pozos cársticos; 15. Boches; 16 . Incisión debida a las aguas
corrientes; 17 . Huellas de arroyada difusa .
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81
I
predominio de la abrasión es aquí absoluto y su resultado son los extensos llam
briales que caracterizan su fundo, a pesar de que la morfología de detalle revela
una intensa karstificación que ha aprovechado bs diaclasas y fracturas para gene
rar pozos, dolinas y depresiones cerradas en forma de pasillos, además de una in
tensa corrosión al estar surcadas por ellapiaz.
El conjunto glaciokárstico de la alta montaña está limitado al norte por las
fracturas W-E que se superponen a las escamas y cuyo reflejo morfológico en el
interior de los macizos calcáreos es a través de las canales marginales, dominadas
a su vez al norte por las sierras medias calcáreas. En el caso de los Urrieles, la frac
tura alineada entre el Collado de Pandébano (1.212 m), Bulnes (647 m) y Amue
sa (1.386 m) se traduce en una franja deprimida que atraviesa el macizo y que no
tiene más de 0,5 km de anchura en Bulnes, estrechándose hacia uno y otro colla
do y terminando hacia Amuesa en un marcado fondo de saco. En él quedaban
atrapados los flujos de hielo procedentes de las Altas torres y los jous en forma de
lenguas bien definidas. Su labor morfogénetica se manifiesta a través del modela
do en artesa de la Canal de Amuesa y, sobre todo, por la sedimentación morréni
ca, con predominio de elementos gruesos, en el Barrio del Castillo de Bulnes (840
m) yen el propio Bulnes (650 m).
Por su parte, desde las altas torres y jous de los Urrieles hacia el sur, el flujo
de hielo realizó el gran salto de la escama frontal hacia las cuencas intramontanas
que limitan el macizo. La caída del hielo tuvo diferentes efectos morfológicos; el
principal fue la explotación de la diferente litología por la sobreexcavación glaciar,
acentuando el escarpe de falla en Fuente De. Pero también el camino a través de
las calizas fue diferente: en un caso, desde el Jau de Lloroza hacia el Cable, la co
rriente de hielo generó un intenso pulido que dio lugar a extensos llambriales, an
tes de desbordar el gran umbral, mientras que en otro caso, su encauzamiento
desde el Jau de Liordes a través de una fractura provocó el ensanchamiento y per
fil en U de la Canal de Liordes, también hacia Fuente De ( 1.078 m). A partir de es
te punto, las formas de depósito son progresivamente dominantes. Una morrena
lateral enmarca el amplio valle del Deva que enlaza, unos 2 km aguas abajo de la
cabecera, con un complejo frontal en las inmediaciones de Pido (925 m).
Las formas de origen glaciar también están presentes desde las altas torres y
jous hacia el este y el oeste. En los Urrieles, diferentes jous alineados según el rum
bo de las escamas enlazan con canales de fuerte pendiente hacia el fondo de valle
del Cares. Entre los altos jous (especialmende el de Liordes-L1agos y el Jau Gran
de) y las acumulaciones morrénicas, situadas en torno a los 1.200 - 1.300 m, las
I 82 I
Manuel Frochoso Sánchez y Juan Carlos Casta ñán Álvarez
fuertes pendientes se resuelven bien por medio de estrechos umbrales (AsotÍn)
pulidos por el hielo aunque intensamente lapiazados, o bien por llambriales (Do
bresengros) de fuerte pendiente y aspecto similar al de los jous IIuengos. En el
otro extremo del macizo, hacia el valle del Duje, también los frentes de escama
guiaron el flujo del hielo, pero aquÍ sí alcanzaron el fondo de valle, debido a que
su tramo alto tiene una altitud superior a los 1.000 m y no es agargantado. Desde
el pie de Pei1a Vieja y la Canal del Vidrio, la sobreexcavación es patente en las pi
zarras y conglomerados calcáreos de Aliva, así como la potente acumulación mo
rrénica de la L10mba del Toro, con frentes situados un poco por encima de los
1.300 m. Por el contrario, en la canal de las Moi1etas, que enlaza con los altos jous
del Infanzón, Villasobrada y Sin Tierra, se extiende hacia el valle del Duje un am
plio lIambrial, en el que el pulido es manifiesto hasta el mismo fondo de valle, en
las Vegas de Sotres (Figuras 3 y 4).
2.1.2. Las montañas del Asón forman un complejo que posee una serie de
indudables testigos glaciomorfológicos en la vertiente norte, situados en los nive-
Fig. 3: Vista desde los Cuetos del Trave hacia el Pico Albo (Macizo Central de los Picos de Europa). Sec
tor de transición entre la unidad de las Altas Torres y Jous (a la derecha) y la de Grandes Dorsos y Jous
Lluengos. Estos últimos están ca racter iza dos por la g e nerali zacip ~ de las huellas de abrasi ón glaciar en
los llambriales (parte inferior izquierda de la imagen).
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83
I
Fi g. 4: Modelado glaciokárstico en el Alto Asón .
les más bajos de todo el sistema cantábrico y, por extensión, dd conjunto de la Pe
nínsula Ibérica. Es parte del macizo glaciado qu e se corresponde con las cabece
ras del Miera, en la vertiente cantábrica , y Trueba, en la vertiente mediterránea,
culminantes en Castro Valnera (1.718 m ), aunque sólo son las montañas de la ca
becera del río Asón las que ofrecen una morfología característica de este tipo gla
ciokárstico. Ello se debe a que los cambios laterales de las facies urgonienses ha
cia el sureste hacen pasar de los materiales detríticos silíceos de Valnera y el valle
del Miera, al oeste, a los bancos calizos con intercalaciones silíceas del macizo del
Picón del Fraile y Bustalveinte, en la cuenca del Asón, y, más al este de ellos, a las
margas detríticas de Soba, drenadas por el río Gándara. La deformación del con
junto denota un buzamiento suave generalizado hacia el ESE, aunque localmen
te los buzamientos pueden ser más marcados en las proximidades de algunas frac
turas.
Como ya señalaron Rat (1959) y Mugnier (1969), previamente a la acción
glaciar existía un red hidrográfica subaérea que elaboró una serie de valles que
han sido fosilizados por la activiuad kárstica posterior. La profundización de las
gargantas y las variaciones en el nivel de base local favorecieron el desarrollo de
redes subterráneas alimentadas a partir de diversas formas de absorción kársticas
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84
I
El relieve glaciar de la Cordi llera Cantábrica
Manuel Frochoso Sánch ez y Juan Carlos Castañán Álvarez
que interrumpieron esta red inicial. De esta manera, la topografía previa a la ins
talación de las masas glaciares fuera de los valles agargantados, era la de alinea
ciones de depresiones cerradas kársticas que, en el caso de las qu e partían del Pi
cón del Fra ile, Bustalveinte y la Ca nal, adoptaban una disposició n ortoclinal se
gún un rumbo NE.
La escasa altitud de! conjunto no parece que favoreci era una alimentación
importan te; si n embargo, la mo rfología derivada de la excavación glaciar y la pre
sencia de material morrénico atestiguan lo cont rario. Existen circos, orientados
hacia el norte, cuya culmi nación escasamente sobrepasa los 1400 m (Alto de la
Mina, 1.41 4 m; Cerro de las Piza rras , 1.472 m ), cota extremadam ente inusual en
la montai1a cantábrica. Pero fue ron los apa ratos orientados hacia el no reste los
que mej or elab oraron las fo rmas de excavación. Así, en altitudes sim ila res, al p ie
del Alto de la Colina (1 458 m) se prolonga un lecho glaciar de 2,5 km , con ru m
bo E hacia e! Asón, en el que se suceden hasta cuatro cubetas glaciokársticas es
calon adas. Po r su parte, la m ayo r co ntin uidad en las for mas glaciares de este ma
cizo se da a partir de las crestas que dominan Bustalveinte, entre el Picón del Frai
le (1637 m) y el Ce rro Las Pizarras (1472 m). Desde allí, un a serie de depresiones
cerradas se encuen tran arrumbadas hacia oriente remarcando, en las pa redes la
terales, la artesa glaciar. Esta última es nítida hasta el sector en que, a través de un
graderío, por su margen derecha confluye la artesa elaborada por su tributario, el
glaciar de Canal (o de Hojón). Desde este punto, comienzan a predominar las for
mas·de acumulación frente a las de excavación y pulido, especialmente en la cul
minación del fondo de saco de los Collados de Asón, aunque éstas se prolonguen
algo más siguiendo la actual garganta del Asón (Figra 5) .
Por su parte, la estructura en bancos de buzamiento suave hacia el ESE tam
bién tiene implicaciones morfológicas. Por un lado, da lugar a áreas CUlminantes
de leve inclinación estructural, más o menos karstificadas, que difieren enorme
mente, por su menor vigor, de las escarpadas torres, aristas y cabeceras de circos
de los Picos de Europa. Por otro, las cubetas glaciokársticas también tienen sus pe
culiaridades morfológicas derivadas de hechos estructurales; sobre todo en aque
llas elaboradas por los glaciares mejor desa rrollados en e! macizo calcáreo, Bus
talveinte y su tributario el de la Canal. Sus dimensio nes son algo más reducidas
que las de los jous de los Picos de Europa, especialmente la profundidad que al
canzan, ya que pocas de ellas sobrepasan los 40 m desde los umbrales que las cie
rran aguas abajo, llegando algunas a tener hasta un kilómetro de desarrollo lon
gitudinal. El perfil transversal que presentan se resuelve en unas vertientes inter-
I 85 I
Fig . 5: Esquema Geomorfológico del Alto Asón. 1. Curvas de nivel cada 100 m. Formas estructurales y
kársticas: 2. Escarpes en los frentes de capa; 3. Dorsos de las capas; 4. Depresi ones kársticas; 5. Sumi
dero; 6. surgencia. Formas y depósitos glaciares: 7. Circo glaciar; 8. Umbral; 9 . Pared de valle glaciar;
10. Cubeta glacio-kárstica; 11 y 12. Difluencias; 13. Cordón morrénico; 14. Acumu lación morrénica.
nas en graderío y en unos fondos muy planos, reflejo directo de la disposición es
tructural en bancos de escaso buzamiento.
También hay ciertos rasgos de convergencia entre los Picos de Europa y el
macizo calcáreo del Asón en cuanto a que, una vez que las lenguas de hielo reali
zaron buena parte del recorrido a través de los valles que constituyen las alinea
ciones de depresiones cerradas, caían hacia un fondo de saco con el que se inician
pequeñas artesas. Esto ocurría en la canal de Amuesa (Picos de Europa) yen la
garganta del Asón, donde el glaciar de Bustalveinte, sobrealimentado por su tri
butario el glaciar de la Canal, se precipitaba en cascada, depositando en los colla
dos de su cabecera un complejo morrénico con marcada forma de arco, resaltan-
I 86 I
do así la forma de anfiteatro. Pero, a pesar de esto, no puede decirse que la cabe
cera del Asón sea una típica artesa glaciar, a diferencia de la Canal de Amuesa en
los Picos de Europa, ya que los siguientes restos morrénicos se encuentran a po
ca distancia, :-epresentados por una morrena lateral alojada en la vertiente de la
margen derecha (450 m), que permite deducir un frente situado a unas altitudes
excepcionalmente bajas (340 m) ya unos 9 km de la cabecera.
2.2. Conjuntos morfológicos de tipo alpino compuesto bien desarrollados
A este tipo, representado por los macizos de Peña Prieta y San Isidro, co
rresponde un desarrollo significativo de las formas glaciares, gracias a un dispo
sitivo morfoestructural de crestas que superan los 2.000 m y amplios surcos or
toclinales situados en torno a los 1.600, dispositivo que, sin alcanzar la idoneidad
de los conjuntos glaciokársticos, también favorecía la acumulación de nieve y hie
lo, y el desbordamiento de éste tanto en dirección a la vertiente cantábrica como
hacia la del Duero. No obstante, se extienden en mayor medida las artesas desa
rrolladas hacia el sur, como consecuencia de los valles de suave inclinación exis
tentes aguas abajo de aquellos surcos preglaciares en las cabeceras de la red de!
Duero.
Gracias a estas y a otras condiciones especialmente favorables, se observa en
tales conjuntos una herencia glaciomorfológica de caracteres alpinos. En las cres
tas, es significativo el recorte de las aristas por circos de orientación variada, don
de aparecen auténticos horns, aunque sólo en las cumbres más elevadas, especial
mente en Peña Prieta. Aguas abajo de las aristas, los circos y artesas afluentes pre
sentan frecuentemente un perfil longitudinal caracterizado por una sucesión de
cubetas escalonadas. Por su parte, las artesas colectoras que drenan hacia el Due
ro tienen perfiles longitudinales continuos y tendidos de origen abrasivo, aunque
ocasionalmente desarrollen cubetas de sobreexcavación que pueden estar ocupa
das por lagos (lago lsoba, en San Isidro).
En general, los restos morrénicos jalonan los valles en un estado de conser
vación relativamente bueno, desde los frentes máximos hasta las cabeceras, don
de abundan los glaciares rocosos, especialmente en los circos orientados al norte
bajo cres tas si líceas, y las morrenas de nevero.
2.2.1. El conjunto montañoso de Peña Prieta acoge en su interior e! que
constituye sin duda el principal conjunto morfológico glaciar en e! Macizo Astu-
I
87
I
riano, exceptuando los Picos de Europa. A la magnitud alcanzada por aquella
morfología se ai1ade su distribución espacial menos selectiva que en los demás
macizos, lo cual no implica sin embargo que no puedan señalarse notables dife
rencias según la exposición de las vertientes y su relación con el estramado es
tructural.
El pliegue WNW-ESE en torno al cual se organiza morfoestructuralmente
todo este macizo montañoso, el sinclinal de Lechada-Curavacas, presenta flancos
de inclinación media. Dada la composición conglomerático-areniscosa, y ocasio
nalmente caliza, de los flancos, éstos forman las crestas, separadas entre sí me
diante surcos ortoclinales modelados en las pizarras. No obstante, la alineación
principal, entre Peña Prieta y el Curavacas, tiene un rumbo NW-SE y está por tan
to labrada con una cierta oblicuidad con respecto al eje del pliegue. De este mo
do, su extremo noroccidental está constituido por una intrusión granítica en las
calizas y conglomerados carboníferos del flanco N (Peña Prieta ), mientras que el
Curavacas, en el extremo opuesto de la línea de cumbres, está modelado sobre los
potentes conglomerados carboníferos del flanco meridional, correspondiendo el
tramo intermedio, sin embargo, al núcleo principalmente pizarroso del sinclinal.
Pero, aunque con particularidades, puede hablarse de una organización morfoes
tructural en surcos y crestas, aplicable a las cabeceras del Esla, al W, y del Carrión,
al E, y a la que sólo en los bordes se sobreimponen los recortes fluviales N -S de los
valles de Cardaño y el Carrión, hacia el Duero, y los boquetes anaclinales abiertos
en la cabecera del Deva, hacia el Ca ntábrico.
Las formas glaciares adquieren un papel especialmente importante en la
vertiente del Duero: de modo especial, en los valles que constituyen la cabecera
del Carrión, pero también en los valles ortoclinales del alto Esla. El surco ortocli
nal del Carrión, que está rodeado por las principales cumbres del macizo, contie
ne una buena parte de la morfología glaciar del macizo de Peí;a Prieta. El princi
pal conjunto de circos aparece sobre la cresta Peña Prieta-Curavacas, en cuya ver
tiente septentrional aquellas formas se suceden de W a E sin solución de conti
nuidad . No obstante, sus características morfológicas son bastante variables, a
consecuencia de los cambios litológicos que, como vimos, experimenta esta línea
de cumbres, de tal modo que pueden distinguirse tres tramos: dos extremos en los
que el modelado es vigoroso por la presencia de materiales · de gran resistencia
mecánica, como son los granitos (Peña Prieta) y los conglomerados (Curavacas),
separados entre sí por los circos centrales, de bordes más difusos, al estar mode
lados sobre afloramientos de naturaleza parcialmente pizarrosa (Figura 6)
I 88 I
El relieve glaciar de la Cordillera Cantábrica Manuel Frochaso Sánchez y Juan Carlos Castañán Álvarez ',:: __ ~" >~>,': . :,~ ' 2 . '"" ) 1
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Fi g. 6: Esquema geomorfol ógico de Peñ a Prieta (véase leye nd a de la fig. 10).
Aguas abajo, similares diferencias litológicas mantienen los contrastes mor
fológicos: los fondos nítidamente escalonados sobre el granito de Peña Prieta se
diferencian así de los más continuos, aunque no carentes de cubetas de sobreex
cavación, en los sectores central y oriental, donde predominan los modelados de
abrasión. Estos están especialmente bien representados bajo el Curavacas, donde
casi toda la vertiente que media entre la línea de cumbres y el Carrión es un puro
llambrial con salientes aborregados, rompiéndose su continuidad sólo en las oca
sionales cubetas de sobreexcavación, entre las que destaca la del Pozo Curavacas.
I 89 I
Cnicamente en estos enclaves son aprovechadas selectivamente las líneas de de
bilidad estructural, y fundamentalmente las de fractura. En estos primeros tra
mos, los sedimentos morrénicos forman dos tipos de depósitos, ambos muy bien
representados en la vertiente: por un lado, los arcos detríticos de nevero y los gla
ciares rocosos, presentes entre los 1.700 y los 2.300 m de altitud; por otro, los pe
queños arcos que suden subrayar el borde inferior de las cubetas y los rellanos de
sobreexcavación, casi siempre por encima de los 2.000 m. Pero es en la mayoría de
las respectivas desembocaduras de estos recuencos al surco principal donde apa
recen los principales restos morrénicos, en forma de cordones detríticos que cie
rran, en ocasiones de forma ramificada, a altitudes generalmente comprendidas
entre los 1.700 y los 1.800 m. La mayor parte de ellos constituyen morrenas late
rales, aunque uno de los más bonitos ejemplos lo constituye la morrena interme
dia de los puertos de Riofrío, formada entre las corrientes de hielo que descendí
an respectivamente del circo oriental de Peña Prieta y del situado inmediatamen
te al sur.
La morfología del surco principal es mucho más homogénea que la de las
cabeceras: constituye un valle de perfil típicamente parabólico, que no sufre cam
bios significativos en función de la litología. Sólo merece la pena reseñar el con
traste del complejo sector más elevado, por encima del umbral que da paso a la
Vega de Cantos, con la sencillez del valle que continúa aguas abajo hasta Vidrie
ros. El tramo superior está formado por una depresión con frecuentes difluencias
y confluencias, todas las cuales, sin excepción, muestran perfiles en U con inequí
vocas huellas del paso de los hielos. Destacan las difluencias hacia la vertiente can
tábrica y el anastomosamiento que se produce en torno al alto de Cantos, consti
tuido por una bifurcación y unificación sucesivas de los valles glaciares.
Por su parte, el valle de Cardaño se diferencia claramente del del Carrión
por el papel secundario de los surcos ortoclinales en su organización morfológi
ca. En efecto, la depresión N-S que lo constituye atraviesa perpendicularmente los
afloramientos rocosos en gran parte de su recorrido, lo que ofrece la ventaja de
distinguir con mayor facilidad el grado de acción glaciar en el perfil del valle. De
este modo, aunque las huellas glaciares llegan bastante abajo en comparación con
el valle del Carrión, es significativo que no exista una completa continuidad de la
morfología ocasionada por los hielos a lo largo del valle. De este modo, las ini
ciadas en el circo meridional de Peña Prieta, de una gran rotundidad, se acaban a
los 1.500 m de altitud: constan de un sector superior, con un circo granítico so
breexcavado en dos claras cubetas adaptadas a la fracturación y ocupadas por la
gunas, al que le sigue aguas abajo un tendido valle pizarroso al que flanquean sen-
I
90
I
das lomas morrénicas; por debajo, un tramo más encajado en las cuarcitas de la
formación Murcia finaliza con el estrechamiento del perfil del valle, acompañado
de restos morrénicos difusos. Y por último, también es independiente de los an
teriores sectores el que se inicia en los circos abiertos al este del Pico Murcia y que
enlaza con el surco ortodinal de Mazobres, inmediatamente al norte del Espigüe
te. En el imponente muro calcáreo que del lado septentrional forman las calizas
c~rboníferas de esta última elevación, un conjunto de encajados circos da paso a
un sistema de pequeñas artesas sobreexcavadas en cubetas glaciokársticas y puli
das en su fondo por la acción de los hielos. Tras su apertura al surco ortodinal, en
éste y en el valle principal al que desemboca ya sólo se detecta una indiferenciada
labor de desgaste glaciar, que ha modelado una dara artesa. El límite inferior de
este conjunto morfológico glaciar se encuentra notablemente más bajo que en los
dos sectores antes descritos, a 1.250 m, señalado por un cierre morrénico que ya
fue citado por Nussbaum y Gigax (1953) (Figura 7).
Fn el alto Esla, las crestas de pudingas carboníferas que enmarcan los sur
cos ortoclinales de Naranco, Lechada y Valponguero muestran en gran parte de su
desarrollo hacia el oeste una umbría regularmente esculpida e!1 circos. Pero con
Fig . 7 Peña Prieta desde los Pu ertos de Riofrío . Circos glaciares con umbrales de confluencia en la unión
con la artesa glaciar de Riofrío, cuyo fondo está salpicado de depósitos morrénicos.
I
91
I
el progresivo descenso de las respectivas líneas de cumbres en aquella dirección,
la magnitud de los recuencos va disminuyendo progresivamente, de forma para
lela a la pérdida de importancia de los depósitos periglaciares actuales, hasta con
vertirse, en cuanto las cumbres descienden por debajo de los 2.000-1.900 m de al
titud, en pequeños y difusos nichos nivales que sólo afectan a la culminación de
las cabeceras fluviotorrenciales labradas en los conglomerados por los afluentes
del Yuso. La morfología de los tres surcos a los que se abren aquellos recuencos
también sufre un cambio, aunque más brusco, a partir de los 1.400 m de altitud
aproximadamente: de un claro perfil en artesa se pasa a otro en V bastante cerra
do, en cuyo fondo el río circula por un fondo fundamentalmente rocoso. Así pues,
aunque en los surcos afluentes al Esla y sobre la umbría de sus crestas predomina
la morfología glaciar, ésta no se extiende hasta su desembocadura en el río Yuso,
cuyo valle ya presenta exclusivamente las huellas de un bello modelado fluvial so
bre los conglomerados carboníferos.
Por último, en comparación con la magnífica herencia glaciar conservada
en la vertiente del Duero, la existente en los valles cantábricos es mucho más li
mitada y depende además en mayor o menor medida de difluencias secundarias
de los aparatos glaciares que eran drenados hacia la cuenca del Carrión. A ello se
añade el hecho de que las cabeceras cantábricas y del Pisucrga que presentan una
morfología glaciar dan paso con cierta rapidez a cauces de características fluvia
les, dada la fuerte pendiente longitudinal de las umbrías de la cresta areniscoso
cuarcítica marginal. No obstante, pueden encontrarse en algunos tramos de estas
crestas, como bajo la Horca de Lores, algunos claros aunque reducidos conjuntos
glaciares cuyo límite inferior se sitúa en torno a los 1.500 m.
2.2.2. Las montañas de San Isidro-Tarna forman parte del reborde suro
riental de la Cuenca Carbonífera Central. Dicho reborde está compuesto por tres
importantes franjas cabalgantes, en las que se suceden repetidamente las cuarci
tas, calizas y pizarras paleozoicas: son las escamas de Laviana y de Rioseco y el
Manto de Tarna, replegadas transversalmente de tal manera que han llegado a di
bujar amplios pliegues de rumbo W-E. En el núcleo pizarroso de uno de ellos, el
anticlinal de San Isidro, ha sido labrado el surco ortoclinal del puerto homónimo,
en torno al cual se organizan las crestas calcáreo-cuarcíticas que constituyen las
principales elevaciones. Surcos y crestas han sido recortadas transversalmente en
los bordes septentrional y meridional por los ríos cantábricos y los afluentes del
Duero, respectivamente.
I
92
I
Es en las umbrías de las crestas que limitan por el norte)' el sur el amplio
surco ortoclinal de San Isidro, )' especialmente en la segunda, donde los recuen
cos nivales y glaciares aparecen con mayor frecuencia, yuxtaponiéndose regular
mente y presentando un modelado de excavación y acumulación asociado a las
cabeceras. Por lo general, éstas se disponen anaclinalmente sobre los flancos cuar
cÍticos y son de carácter elemental, aunque bajo las principales cumbres se forman
circos compuestos por coalescencia de varios menores: es el caso de los de Riopi
nos y del Alba, bajo la cumbre del Nogales; de los de Cebolledo y Respina, en tor
no al Pico Agujas; y el del circo de Contorgán, al pie del Pico Torres. En todos
ellos, simples o compuestos, aparecen ocasionalmente cubetas de sobreexcava
ción, ocupadas casi siempre por lagunas (Respina, Ubales, Ausente), si bien es más
frecuente la presencia de ligeros rellanos en gradería. Pero en casi todos los casos
tales fondos aparecen rellenos por depósitos de bloques que pueden adquirir dos
formas: unas veces, la de un simple arco de morrena de nevero, que puede apare
cer escalonado con otros o, por coalescencia con arcos adyacentes, dar lugar a pe
queñas guirnaldas; en otras ocasiones, una más compleja y caótica, la de glaciar
rocoso.
En las solanas de las crestas, si bien pueden observarse algunos pequeños re
cuencos, que presentan las características típicas de los nichos de riivación, inclu
ye:ldo a su pie pequeños arcos de morrenas de nevero, es significativo que bajo las
principales cumbres aparezcan formas que indican una moderada actividad gla
ciar (circos sr del Nogales y del Remelende, circo S de la Peña del Viento, circo W
de Peña Agujas). Esto da lugar a un recorte de las crestas e incluso a la formación
de incipientes horns (cuernas) sob:c las cuarcitas paleozoicas, en cuyo contacto
con ~as calizas o con las pizarras suelen estar labrados los fondos de los recuencos.
En las umbrías, aguas abajo de los circos, las márgenes descienden de nivel
y limitan valles y vallejos más o menos abiertos, en muchas ocasiones incluso des
dibujados (sector central del cordal del Ajo), cuyo tendido perfil longitudinal ape
nas aparece roto por algunas pequeñas cubetas y rellanos, y que presentan un per
fil transversal en artesa. Su fondo y las márgenes, modelados casi siempre sobre las
pizarras carboníferas, aparecen surcados por abarrancamientos y salpicados por
bloques erráticos de naturaleza cuarcítica y calcárea, cuando no recubiertos por
acúmulos morrénicos en manto o en arista. Algunos de estos valles afluentes que
dan colgados sobre los principales y separados de ellos por cierres morrénicos que
marcan el límite del modelado glaciar (a 1.200 m en el valle del Alba, sobre el río
San Isidro, p.ej.), pero la mayor parte de los labrados en la cresta meridional COI1
fluyen con artesas colectoras, en cuyo fondo tienen continuidad las huellas de los
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93
I
hielos: su fondo plano ha sido modelado indistintamente sobre cuarcitas, pizarras
y calizas, frecuentemente recubiertas por morrenas de fondo, que aparecen aso
ciadas con frecuencia a superficies rocosas igualmente pulidas y estriadas, sobre
todo entre San Isidro e Isoba (umbral situado en las inmediaciones de las minas
de Talco). Hacia el cantábrico, la artesa de San Isidro finaliza abruptamente con
un escalón cuarcítico modelado por abrasión, pero las artesas hoy día drenadas
por el Porma se prolongan a lo largo de varios kilómetros. En su tramo final, los
valles meridionales cambian de morfología, ramificándose y haciéndose m ás es
trechos, y aunque su fondo actual también presenta una morfología plana, ésta
pasa a explicarse por un relleno, constituyendo en los valles de Lillo y Cofiñal pla
nas de acumulación aluvial de considerable extensión. En torno a ellas, sobre to
do en su parte más baja, cabe reseñar finalmente la existencia de claras acumula
ciones morrénicas en forma de cordones más o menos definidos (Puebla de Lillo,
1.150 m; Respina, 1.250 m), aunque con culminaciones menos agudas que las
morrenas de las vertientes.
2.3. Plataformas con predominio de la abrasión y valles periféricos de
modelado alpino
Estos macizos se caracterizan por culminar en plataformas calcáreas de ero
sión, labradas sobre las series devónicas y carboníferas del Macizo Asturiano. Co
mo consecuencia de las facilidades ofrecidas por tales plataformas para la sobre
acumulación de nieve y hielo, éstas aparecen salpicadas de pequeñas cubetas y
presentan huellas de abrasión glaciar bastante generalizadas. Aguas abajo de ellas,
a partir de fondos de saco, se abren artesas de longitud variable, predominando
las orientadas hacia puntos comprendidos entre el NW y el NE. En este tipo mor
fológico predominan las formas de abrasión y sobreexcavación (perfiles en U, cu
betas, pulidos ... ) frente a las de acumulación, ya que los restos morrénicos suelen
ser escasos.
Corresponden a este tipo dos conjuntos de magnitud muy diferente, el ex
tenso macizo de Saliencia o Somiedo y las pequeñas plataformas de Valdeteja y
Polvoredo. A ellos habría que añadir el reducidísimo pero expresivo conjunto de
Peña Cerreos, integrado en el macizo de Ubiña.
2.3.1. El conjunto de Saliencia se corresponde con el sector próximo al cie
rre periclinal meridional de una amplia estructura sinclinoria de rumbo NW-SE
I
94
I
y cuyo núdeo ha quedado colgado por encima de los surcos ortodinales periféri
cos. Es en este sector colgado donde se encuentran una serie de plataformas que,
accidentadas por cuetos calcáreos y depresiones cerradas, descienden progresiva
mente de altitud hacia el noroeste.
La gran extensión caliza de Las Duernas queda envuelta al sur por el amplio
reborde marginal de la alineación de Peña Orniz, que subraya el cierre perisincli
nal, y muestra en su fondo una peculiar morfología de arrasamiento de las dis
continuidades estructurales menores por la abrasión glaciar. En tal contexto mor
fológico, las cubetas de sobreexcavación desempeñan un papel secundario y se
disponen de modo caótico, aunque éstas sí estén casi siempre modeladas sobre el
cruce de las juntas de estratificación con líneas de fractura transversales. En el
conjunto de la plataforma de Camayor, por el contrario, las huellas de abrasión
muestran una distribución más irregular y un menor peso. Así, en su extremo SE
abundan las superficies desgaStadas y las cubetas de sobreexcavación al pie de los
circos modelados en el resalte de los Picos Albos, estando acompañadas estas for
mas por manchones morrénicos, que localmente adoptan la disposición en cor
dón. Pero el modelado glaciar va desapareciendo en dirección al Noroeste, para
lelamente al descenso de altitud de la plataforma, hasta que ésta sólo muestra hue
llas de naturaleza nivokárstica. El predominio de las formas de escorrentía glaciar
difusa en las plataformas culminantes acaba bruscamente hacia el noroeste y el
noreste, direcciones en las que, coincidiendo con sendas fl exiones, una serie de
importantes escalones dan paso a las cubetas de sobreexcavación en cuyo seno se
alojan respectivamente el lago del Valle y el conjunto formado por los de Calaba
zosa, Cerveriz y La Cueva, iniciándose a partir de aquí sendos valles en artesa de
disposición ortodinal, los de Lago y Saliencia. Además, todo el cierre peridinal ca
lizo que bordea por el sur la alta plataforma de Las Duernas ofrece una larga so
lana regularmente mordida por circos glaciares anaclinales, abiertos pero bien di
bujados en su mayoría y con fondos de sobreeXcavación salpicados de morrenas
de nevero (Figura 8).
Todo este conjunto de plataformas y valles marginales definitorios del con
junto de Saliencia, aparece rodeado por los conjuntos glaciares alojados en las
crestas y surcos que bordean este conjunto, partícipes también de la gran estruc
tura sindinoria. Así, en las umbrías de los crestones que dominan aquellos valles
aparecen circos glaciares limpiamente dibujados, con fondos sobreexcavados, in
cluso dispuestos en gradería, abundantes muestras de abrasión en los umbrales y
cierres morrénicos que, pese a su reducido tamafío, poseen una gran nitidez. Una
I
95
I
Fig. 8: Esquema geomorfológico del macizo de Saliencia (véase leyenda de la fig . 10).
mención especial merecen los valles drenados hacia Babia y excavados sobre el
sector más marginal del Sinclinal de Saliencia: éstos presentan un sector superior
más o menos adaptado de modo ortoclinal a la estructura y en el que , si las cres
tas superan los 2.000 m, aparecen bien representadas las formas glaciares. Predo
minan concretamente las formas de excavación asociadas a la acumulación de
hielo (circos con fondos sobreexcavados, fundamentalmente), dispuestas por lo
I 96 I
Manuel Frochoso Sánchez y Juan Carlos Castañán Álvorez
general de modo cataclinal en las cabeceras mejor desarrolladas, como la de To
rre de Babia. Hacia el sector inferior de los valles, los circos sobreexcavados dan
paso a valles en artesa en los que predominan las formas originadas por la abra
sión, aunque ocasionalmente aparecen algunas cubetas de bordes difusos. Pero el
perfil longitudinal del fondo es por lo general bastante tendido y regular hasta las
morrenas terminales, que de forma más o menos clara aparecen en casi todas las
desembocaduras de los valles a la depresión principal, recorrida por el Luna y el
Orugo. Para entonces los cauces glaciares principales (Torre de Babia, Torrestío)
ya han atravesado la cresta cuarcítica externa, describiendo un brusco codo al al
canzarla, sin que ello se manifieste en cambios significativos en el perfil transver
sal, pero coincidiendo sin embargo con el pulido, e incluso el aborregamiento de
los afloramientos de cuarcita (rocas aborregadas en Torre y entre Torrestío y la ca
rretera del Pto. Ventana). Estas formas van acompafladas de depósitos muy vero
símilmente correlativos y de aspecto morrénico. Los respectivos conjuntos gla
ciares finalizan, como muy abajo, en torno a los 1.200-1 .250 m, coincidiendo con
los cierres morrénicos terminales. De éstos, los mejor conservados son sin duda
los de Torre, que dibujan un claro contorno en espátula, apoyada en el centro con
tra un resalte cuarcítico externo. A ambos lados de dicho resalte, se abren sendos
conos de deyección muy aplanados y que están indudablemente relacionados con
la apertura de las morrenas terminales. Sin embargo, el más occidental de estos
valles, el de Lago de Babia, presenta unos depósitos muy equívocos, cuyo origen
glaciar plantea muchas dudas (Castaflón, 1987), pese a lo expuesto porVidal Box
(1957).
Por último, también en las crestas cuarcíticas más externas aparecen formas
glaciares, aunque más dispersas. Las principales huellas del paso de los hielos
pleistocenos se encuentran en la vertiente NE del pico Ferreirúa (1.980 m), bajo
cuya cumbre puede verse el principal conjunto morrénico, integrado por varias
aristas detríticas que forman cierres a diferentes alturas, algunos de ellos cortados
por la carretera del puerto Ventana.
2.3.2. En el conjunto de Bodón, a diferencia de la afilada alineación caliza
homónima y de los apéndices calcáreos que se alargan al oeste del río Torío, las
áreas culminantes de Valdeteja y PoLvoredo corresponden a dos plataformas de
erosión. Están Labradas sobre sendas escamas principalmente calcáreas, que se
elevan sobre los surcos de Valdetcja y Rodillazo, modelados en los afloramientos
pizarrosos y areniscosos que aparecen junto a los frentes de cabalgamiento.
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I
No obstante, existe una diferencia entre ambas plataformas, puesto que los
rebordes que cierran por el sur los respectivos conjuntos de absorción tienen una
naturaleza litológica distinta: mientras que en Valdeteja se trata de una alineación
silícea, en Polvoredo es un crestón calizo el que se levanta sobre el conjunto de de
presiones cerradas. Pero a pesar de ello, sobre el roquedo de las vertientes septen
trionales han sido modelados circos glaciares de características muy similares,
bastante abiertos y de fondos escasamente sobreexcavados. Dichas vertientes son
mucho más tendidas hacia las plataformas kársticas, por lo cual, y a causa tam
bién de la orientación más favorable, las formas glaciares están representadas de
este lado en ambas sierras, especialmente en la de Valdeteja. En ella aparecen cu
betas sobreexcavadas, afloramientos rocosos pulidos y aborregados y bloques
erráticos sobre los sectores más llanos, formas que se continúan hacia los claros
boquetes de perfil en U abiertos en los rebordes calizos septentrionales y orienta
les. En la caída de estos boquetes hacia las paredes que marcan el fin del aflora
miento calizo y dan paso a los impermeables materiales silíceos del surco de Val
deteja, se hallan sendos nichos cuyo origen primitivo es muy verosímilmente
kárstico, pero que también muestran las señales características del paso del hielo,
enlazando con los conjuntos morrénicos del surco de Valdeteja que más adelante
comentaremos. En el sector culminante de la sierra de Polvoredo, sin embargo, las
formas glaciares son más escasas, pese a la ligeramente superior altitud de su cul
minación, ya que, aparte de los propios circos, de carácter muy incipiente, sólo
aparece la acumulación de bloques que ha formado un glaciar rocoso al pie de la
cumbre principal. No obstante, a su pie, y tras un marcado codo hacia el este,
también aparece un estrecho paso en las calizas con forma en artesa.
En las vertientes de umbría, principalmente en la de la Sierra de Valdeteja,
los sedimentos glaciares constituyen aristas muy próximas entre sí en varios de los
vallejos, formando hasta tres cierres distintos, el más bajo de los cuales alcanza los
1.400 m de altitud. Especial mención merece el valle más oriental, que desembo
ca en el pueblo de Valdeteja y que tiene su cabecera en la cumbre principal dd
macizo. Desde ésta hasta las cercanías del citado núcleo se extiende en dirección
noreste el principal conjunto de formas glaciares, que comunican con el sector
culminante a través de un corto valle en artesa modelado sobre la barrera calcá
rea nororiental, a cuya salida comienzan a aparecer los principales conjuntos mo
rrénicos, especialmente desarrollados a unos 1.480 y 1.280 m de altitud. Por el
contrario, en la vertiente septentrional de la sierra de Polvoredo, apenas si se en
cuentran algunas formas de nivación y delgados recubrimientos periglaciares.
I 98 I
Así pues, sólo muestran huellas glaciares suficientemente extensas y claras
la culminación y las vertientes septentrional y nororiental de la sierra de Valdete
ja, donde dichas huellas llegan a alcanzar los 1.300-1.400 m de altitud. Pero aún
más escasas e incipientes son las formas de origen glaciar en las cercanas cresterí
as del Fontún y de Bodón (1.960 m).
2.4. Tipo Alpino compuesto hacia el Norte-Nordeste y marginal hacia el sur
Es el tipo más generalizado en el sector cantábrico definido y se organiza en
torno a crestas frecuentemente adaptadas a estructuras N-S ó NW-SE y que so
brepasan los 2.000 m (2.100-2.400 m de culminación máxima). Su vertiente sep
tentrional aparece compartimentada por múltiples circos confluentes, con cube
tas o rellanos escalonados (sobre todo en los casos de adaptación cataclinal), que
acaban dando paso, a través de umbrales de confluencia, a artesas colectoras de
perfil más o menos tendido y continuo. Por su parte, la vertiente meridional úni
camente presenta circos o nichos de nivación, aunque en algún caso pueden lle
gar a desarrollarse aisladamen te cortas artesas, parte de ellas, incluso, de origen
glaciar discutible. Esta marcada disimetría en las formas de sobreexcavación y
abrasión también es notable en las formas de acumulación. Los valles orientados
al norte suelen estar jalonados por morrenas, destacando entre ellas las que co
rresponden al máximo avance, bien definidas y que dibujan los contornos de len
guas alargadas. Frente a este desarrollo de las morrenas en la vertiente más favo
rable, las solanas sólo suelen presentar morrenas pegadas a los circos, incluso de
carácter nival.
Estos caracteres son aplicables a 6 macizos, que son, de W a E los de Cor
nón, Villabandín, Ubii'la, Mampodre, Cebolleda y Reinosa.
2.4.1. El relieve del maciw del Cornón se organiza alrededor del sinclinal
NW-SE de Vega de los Viejos, especialmente en torno a su cierre periclinal sep~
tentrional, y está articulado por crestas areniscoso-cuarcíticas separadas por sur
cos pizarrosos ortoclinales en cuyo interior destacan, hacia el SE, las cresterías in
ternas de calizas devónicas. Marginalmente, las dos crestas silíceas principales, a
partir de las cercanías de ViIlar de Vildas, dan paso, hacia el noroeste (Rabo de As
no, 1.894 m) y el suroeste (Chao de los Bueyes, 1.932 m), a dos apéndices monta
ñosos modelados sobre las areniscas cámbricas y las pizarras precámbricas aflo
rantes en la margen occidental del sinclinal.
I
99
I
Este macizo presenta cabeceras claramente modeladas en forma de circos
que se orientan por lo general al N, al NE y al E, con fondos escasamente sobreex
cavados pero acompañados de huellas de abrasión y de ocasionales testimonios
morrénicos. Los principales recuencos glaciares se encuentran al oeste, al norte y
al este de la cumbre más elevada, la del Comón (2.188 m), mientras que al sur só
lo aparecen nichos y circos desdibujados.
Algunos de aquellos circos presentan una disposición ortoclinal, como al
norte del Comón y se caracterizan por un fondo de abrasión con sólo algunas pe
queñas cubetas o rellanos separados por umbrales, pero es la presencia de con
trastes estructurales transversales a los recuencos, como al oeste del núcleo del
Comón, la que ha permitido una mayor sobreexcavación en los fondos de otra se
rie de nítidos circos de orientación NE abiertos en la vertiente septentrional de la
misma alineación de la divisoria, desde el Pico Los Rasos hasta Peña Treisa. Este
perfil sobreexcavado continúa hacia aguas abajo (cubeta de Lago Bueno, p.ej.), a
lo largo de valles sencillos y relativamen te cortos, que suelen acabar bruscamen
te sobre el surco de La Pomacal-La Peral en el sector drenado por el Pigüeña.
Los valles que enlazan aguas abajo con los circos del núcleo del Comón, pe
se a incluir también tramos perpendiculares a la estructura, no presentan un per
fillongitudinal en gradería, aunque sí un claro y continuo perfil transversal en U,
confluyendo con e\1os pequeños valles afluentes que casi siempre poseen cabece
ras en forma de circo, en este caso con fondo frecuentemente sobre excavado.
Los restos morrénicos que acompañan a todas estas nítidas formas de ero
sión glaciar son más bien escasos, conservándose sobre todo en las cabeceras.
AqUÍ suelen adquirir la forma de morrenas de nevero o de pequeños lóbulos ro
cosos, aunque también aparecen en el valle que nace entre el Comón y el ComÍn
algunas morrenas laterales bien definidas a pocos metros sobre el fondo y que cie
rran a unos 1.650 m. Aguas abajo sólo se pueden señalar con seguridad los depó
sitos morrénicos apoyados a unos 1.200 m sobre el umbral cuarcítico existente en
las cercanías de la confluencia entre el surco de La Peral y el valle de Somiedo.
No obstante, en la umbría de la alineación cuarcítica que se eleva al Norte
de dicho surco, y concretamente al oeste de la cumbre principal, la del Pico Mo
coso, sí existen hasta unos 1.200 m de altitud restos morrénicos muy claros, en
tres valles de inclinado perfil longitudinal, poco sobreexcavados y que nacen en
circos orientados al NE. Estas huellas glaciares se pierden progresivamente hacia
los extremos de la sierra, transformándose los circos en equÍvocos nichos de ori
gen nivoglaciar, desapareciendo los depósitos morrénicos y pasando a predomi-
I
100
I
nar las características fluviotorrenciales, plasmadas en profundos y estrechos cau
ces rocosos.
2.4.2. Aunque la sierra de Villabandín se alarga en líneas generales según
las directrices hercinianas, que aquí tienen rumbo W-E, la abundancia de mate
riales pizarrosos o areniscosos ha hecho que su organización morfológica general
responda a una disección fluvial relativamente independiente del dispositivo es
tructural. Por un lado, toda la vertiente que mira a Babia aparece surcada por va
lles transversales a la estructura (de oeste a este, valles de Peñalba, Mena, Riolago,
Villasecino y Truébano) y en los que sólo pueden señalarse algunos pequeños tra
mos ortoclinales, más frecuentes hacia las respectivas cabeceras. No obstante, en
la parte oriental de la sierra, el anillo de cumbres que forman la divisoria entre Ba
bia y el valle de Abelgas (Alto de la Cañada, sierra de la Filera) encierra un sector
de formas bastante claramente organizadas en torno al sinclinal de Abelgas.
En cualquier caso, las formas modeladas por los hielos pleistocenos tienen
un importante papel en la vertiente norte de la sierra de Villabandín, formando
redes de valles en artesa con nítidos circos en sus cabeceras. En el sector más ele
vado, los circos suelen presentar una disposición adaptada a las líneas estructura
les, concretamente alargándose de acuerdo con el trazado de los frentes de cabal
gamiento y el de las intercalaciones pizarrosas de la serie. También estas líneas han
sido aprovechadas por los procesos de sobreexcavación, que han originado cube
tas y rella nos, si bien es cierto que predominan los tramos de perfil longitudinal
regular, favorecidos por la frecuente presencia del roquedo pizarroso en el fondo
de los valles. Sin duda, el principal de los conjuntos morfológicos glaciares es el
correspondiente al valle de Riolago, constituido por un eje principal con doble ca
becera y cuatro lechos glaciares afluentes, dos por la margen izquierda y otros dos
por la derecha, siendo los más importantes estos últimos. El recinto queda delimi
tado aguas abajo por las claras acumulaciones morrénicas existentes poco más
arriba del pueblo de Riolago, en la margen derecha del valle, entre los 1.380 m y
los 1.280 m de altitud. Otros muchos rastros sedimentarios glaciares jalonan el
valle principal y los afluentes hacia aguas arriba, formando nítidos cordones, blo
ques erráticos (umbral de confluencia entre el valle de Bustagil y el principal) y
quedando albergados en sus cabeceras pequeñas morrenas de nevero y lóbulos
rocosos (Figura 9).
En el valle m ás occidental con restos glaciares reseñables, el de Peñalba,
también unos cordones morrénicos, aunque de forma algo más alomada, seña la n
I
101
I
Fi g. 9: Valle glacia r de Riolago (sierra de Villa ban dín): umbrales de conflu encia entre los valles gl aciares
afluentes por la margen derecha y el va lle principal.
el límite inferior del lecho glaciar a unos 1.350 m, aunque el valle no alcanza la
complejidad del de Riolago. Pero en los demás valles, el conjunto morfológico
glaciar está peor delimitado, y sólo aproximadamente definido por los
estrechamientos de los perfiles transversales a unos 1.300-1.400 m de altitud. De
hecho en el valle de Villasecino, sobre el umbral coincidente con tal estrecha
miento, aparecen algunos depósitos confusos y de difícil identificación. No obs
tante, no cabe descartar que los depósitos situados en las inmediaciones de Pie
drafita de Babia, interpretados por algunos autores como morrenas (Hoja 101, Vi
llablino, del mapa geológico nacional 1:50.000) y por otros como depósitos flu
vioglaciares (Vidal Box, 1957), tengan que ver con el límite inferior de los con
juntos glaciares más occidentales. En cualquier caso, tal límite quedaría por enci
ma de los 1.100 m.
Desde el valle de Riolago (Figura 10) hacia el oeste, las vertientes septen
trionales mordidas por los recuencos glaciares, contrastan con las tendidas y re
gulares culminaciones de las solanas. Sólo al este de Riolago presentan estas ver
tientes meridionales alguna huella glaciar: pese a la característica forma del perfil
transversal de todos los valles (Abelgas, La Güeriza, Salce), constituido por un
I
102
I
El relieve glaciar de la Cordillera Cantábrica Manuel Frochosa Sánchez y Juan Carlos Castañón Álvarez LEYENDA
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Fig . 10: Esquema geomorfológico del valle de Riolago (Sierra de Vill abandín) Leyenda Formas glacia
res: 1. Pared de circo; 2. Pared de artesa; 3. Cubetas de sobreexcavación; 4. Umbral rocoso (en barra o
en escalón); 5. Huellas de abrasión; 6. Rocas aborregadas; 7. Acumulación morrénica; 8. Loma en acu
mu lación morrénica; 9. Cordón morrénico. Formas nivales y nivoglaciares.· 10. Nicho de nivación o ci rco
incipiente; 11 . Morrena de nevero ; 12 . Glaciar rocoso. Formas de otro origen: 13. Derrub ios de ladera;
14. Vertiente regularizada por acumulación; 15. Nicho de deslizamiento; 16. Movimientos en masa; 17 .
Vertiente regularizada por erosión (en calizas); 18. Porrones cuarcít icos; 19. Dol inas; 20. Pozos cá rsticos;
21 . Incisión fluviotorrencia l amplia en rocas resistentes; 22. Idem en rocas deleznables; 23. Incisiones
menores; 24. Huell as de arroyada difusa; 25 . Cono de deyección; 26. Depósitos aluvia les y borde de
terraza .
fondo plano y márgenes bastante abruptas, la acción glaciar sólo ha dejado hue
llas claras en torno a las cabeceras. En el valle de Salce es donde estas huellas re
flejan una acción glaciar de mayor envergadura; concretamente, en la margen de
recha, sobre la que se suceden hacia el este una serie de circos y nichos glaciares
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103
I
orientados al N o al NE y con fondos ocasionalmente sobreexcavados, como ba
jo la cumbre de La Vidulina, donde forman incluso una incipiente sucesión de re
llanos en gradería, a pesar de una disposición ortoclinal en principio poco favo
rable para ello. En los tres casos, las acumulaciones morrénicas se circunscriben a
las cabeceras, donde aparecen representadas por algunos pequeños cierres en tor
no a los 1.700 m de altitud (depósitos que rodean la laguna del valle de la Güeri
za, p. ej.), no hallándose resto alguno por debajo de ese nivel. Es por consiguien
te muy difícil precisar el límite inferior de la acción glaciar, dado el carácter más
o menos equ ívoco de los perfiles de artesa cuando se trata de depresiones de ca
rácter estructural como éstas, donde una red poco encajada en profundidad ha
podido perfectamente ensanchar el valle a expensas de unos deleznables aflora
mientos pizarrosos.
2.4.3. El Macizo de Ubiña está constituido por un haz de pliegues calcáre
os y pizarrosos que, dispuestos en L, forman el reborde suroccidental de la Cuen
ca Carbonífera Central. Las calizas carboníferas constituyen el núcleo aflorante de
dos grandes estructuras, el anticlinorio de Peña Ubiña y el anticlinal de Peña Rue
da, que forman sendos conjuntos elevados, gracias al notable vaciamiento de los
afloramientos pizarrosos, tanto el que se intercala entre ellos (depresión sinclinal
de Agüeria), como los que han sido vaciados al W y E respectivamente por la red
fluvial de lus ríos Luna (vertiente del Duero), y Quirós y Huerna (vertiente can
tábrica) .
La morfología glaciar más desarrollada y nítida corresponde a la vertiente
cantábrica, pudiendo distinguirse dos sectores morfológicamente diferenciados.
El superior, correspondiente a un dominio glaciokárstico no comparable al de los
Picos de Europa o al del Asón en magnitud, pero significativo morfológicamen
te, está caracterizado por el modelado de cubetas de sobreexcavación, siendo
aprovechados para su desarrollo los planos de estratificación, lo que explica su
disposición escalonada y cataclinal en el flanco este del anticlinorio de Ubiíla. El
inferior se caracteriza, sin embargo, por un predominio de la abrasión y del ahon
damiento de las artesas en las capas pizarrosas de Agüeria y de la depresión de
Tuiza (abierta transversalmente a los pliegues sohre la Falla de León), así como
por no presentar rupturas de pendiente significativas en su perfil longitudinal.
Es en estas artesas, y principalmente en la de Agüeria, donde los depósitos
morrénicos, que forman pequeños retazos en el sector glaciokárstico, tienen una
mayor presencia: así, en la desembocadura de los valles calcáreos cataclinales, des-
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104
I
Manuel Frochasa Sánchez y Juan Carlos Castañán Álvarez
tacan los pequeños pero bien definidos cierres que se sitúan a unos 1.600 m de al
titud al pie de los foyos de Colines, Cuevapalacios y Llongo. En la propia depre
sión de Agüeria ocupan una menor extensión los depósitos de origen glaciar, apa
reciendo fundamentalmente al este del collado de Lingleo, más concretamente en
las embocaduras de las faces Grande y Pequeña, donde forman voluminosos de
pósitos, especialmente claros en la citada en último lugar. Estos se sitúan muy cer
canos a la desembocadura de los valles calcáreos de Cheturbio y Siegalavá, pero
entre los valles más occidentales y los depósitos situados sobre la embocadura de
la Foz Grande media una considerable distancia, a lo largo de la cual sólo algunos
bloques y cantos calizos, aislados o formando parte de estrechos cordones poco
definidos, testimonian el paso de las corrientes de hielo. No obstante, éste queda
reflejado en la clara morfología de la artesa que ocupa este sector, cuyas márgenes
aparecen jalonadas de modo local por restos morrénicos aterrazados, fundamen
talmente en la vertiente m eridional de Peña Rueda . Pese a abrirse bajo la princi
pal cumbre del macizo, las formas de origen glaciar presentan en e! valle de Tui
za una distribución bastante selectiva, predominando en la cabecera y en la um
bría de Peña Cerreos, pero escaseando sin embargo en la vertiente suroriental de
la alineación secundaria El Siete-Tapinón. En esta última, las huellas dejadas por
los hielos sólo aparecen en los recuencos orientados al este, de regular perfil lon
gitudinal que apenas queda interrumpido por algunos depósitos morrénicos ais
lados, que inician pequei10s cierres. Sólo en la cabecera de! valle entre Peña Ubi
ña y los Portillines y en la umbría de Peña Cerreos, alcanzan gran importancia las
huellas de origen glaciar, pero éstas muestran distintos caracteres en uno y otro
sector. Así, mientras en el primero aparecen una serie de circos m enores, conti
nuados aguas abajo por pequeños valles con fondos localmente sobreexcavados y
salpicados de restos morrénicos, bajo Peña Cerreos la morfología glaciar presen
ta ciertas peculiaridades. Entre ellas destaca e! hecho de que no hay circos claros,
sino tres pequei1as plataformas escalonadas, en cuyo borde septentrional se abren
valles de reducidas dimensiones pero claro perfil en artesa, jalonados de restos
morrénicos y con muestras de abrasión en algunos sectores. Hacia e! sur no apa
recen valles, pero parte de los bordes acusa también los efectos de la abrasión,
apareciendo localmente un pequeño cordón detrítico que parece indicar una
completa ocupación por el hielo de las plataformas, y especialmente de la inter
media.
En la vertiente occidental los depósitos glaciares heredados son por e! con
trario muy escasos, y presentan además en su mayor parte un carácter mixto, niI 105 I
voglaciar, ya que mayoritariamente consisten en morrenas de nevero, que forman
pequeños arcos o guirnaldas circunscritos a la franja pizarrosa que ocupa el nú
cleo del sinclinal de La Cerrá. Sólo constituyen una excepción los sedimentos mo
rrénicos depositados en uno de los valles abiertos al oeste de la Vega del Rebezo y,
más al sur, bajo la collada de Ronzón, entre Peña Ubiña Grande y Peña Ubiña Pe
queña. Estos últimos son los cordones ya citados entre los 1.725 y los 1.740 m por
Stickel, Corugedo y, posteriormente, por Nussbaum y Gigax, que los sitúan a un
nivel considerablemente más bajo (1.260 m de altitud) . De hecho, las formas de
erosión que se corresponden aguas arriba con todos estos depósitos, exceptuan
do el abierto cauce glaciar a cuyo pie aparecen los citados en último lugar, con
sisten en nichos de nivación apenas dibujados sobre la escarpada pared. El único
circo visible, que constituye un profundo recuenco formado in med iatamente ba
jo la cumbre de Peña Ubiña, está en realidad muy exagerado por las calizas que di
bujan el cierre perisinclinal de La Cerrá, que envuelven una ensenada pizarrosa
sobre la que sólo aparecen pequeños cordones morrénicos.
2.4.4. El relieve de agudas <'.ristas que compartimenta los circos y valles la
brados sobre los afloramientos calcáreos del Mampodre acusa de un modo claro
la impronta de los hielos pleistocenos, presentando ciertas similitudes con el mo
desto conjunto glaciokárstico del Macizo de Ubiña. La mayor diferencia estriba en
que las depresiones cataclinales, que también aquí se inscriben con orientación
NE sobre un haz de escamas NW-SE, no adquieren tanto desarrollo debido a la
mayor inclinación de las capas calizas. Además, hay que añadir la existencia de
sendos valles ortoclinales en los extremos noroccidental y suroriental, donde las
capas calizas se incurvan violentamente hacia el suroeste, permitiendo la apertu
ra de surcos NE-SW.
Los valles de la vertiente nororiental se presentan como artesas con un fon
do casi ininterrumpidamente inclinado hacia el valle de Maraña, y con impor
tantes sectores convertidos en llambriales, principalmente en algunos de dichos
valles, como en la artesa del Canalizo. Pero gran parte de esas superficies calizas
lamidas y localmente aborregadas por el hielo aparecen recubiertas por volumi
nosos depósitos de ladera. En los circos de las cabeceras, el pie de estos derrubios
da paso localmente a pequeños glaciares rocosos. Son asimilables a estos valles sep
tentrionales calcáreos los dos marginales de Valverde y Acebedo que, aunque só
lo estén labrados parcialmente sobre el sustrato calizo carbonífero, tienen un
rumbo similar y características muy parecidas, salvo en lo referente a la presencia
I
106
I
Manuel Frochoso Sánchez y Juan Carlos Castañán Álvarez
de llambriales, ya que sus fondos aparecen casi completamente colonizados por la
vegetación. Las únicas rupturas de pendiente en el perfil longitudinal de unos y
otros valles son las creadas esporádicamente por umbrales dispuestos en gradería
y que sólo en los tramos altos se intercalan con auténticas cubetas glaciokársticas,
sin que éstas en ningún momento alcancen grandes proporciones.
El límite inferior de esta morfología glaciar predominante en el sector cal
cáreo ha sido situado por M Arenillas y F. Alonso hacia los 1.200-1.300 m de alti
tud, coincidiendo con los cierres morrénicos reconocidos por dichos autores al fi
nal de los lechos glaciares de Maraña y de Mampodre. Pero, como ya dijimos an
teriormente, existen diversos indicios de que las formas glaciares extienden su do
minio hasta unos 1.100 m de altitud, a lo largo de los pasillos de Maraña y de Co
salines-Acebedo (Nussbaum y Gigax, 1953; Alonso Herrero, 1987).
La vertiente suroccidental del Mampodre corresponde al predominio de los
fenómenos de nivación o nivoglaciares, con nichos labrados en la cresta caliza
culminante según orientaciones variables entre la general de la vertiente y la ESE.
En ellos también ha tenido lugar un importante relleno periglaciar posterior
mente a la desaparición de los heleros y pequeños glaciares que se acogieron a los
circos, y fundamentalmente a los que, disponiéndose en anfiteatro, forman la ca
becera del valle de Redipollos, de morfología abierta y con depósitos de aparien
cia morrénica entre 1.700 y 1.600 m de altitud.
La línea de cumbres que se prolonga hacia el este por Ricacabiello presenta
unas huellas glaciares mucho más limitadas al pie de las vertientes (esporádicos
nichos o pequeños circos de fondo recubierto por morrenas de nevero y peque
ños glaciares rocosos correspondientes al último estadio de retroceso). Las formas
glaciares de las avanzadillas calcáreas orientales presentan, como en el crestón
cuarcítico de Ricacabiello, un carácter esporádico. El principal de los conjuntos
morfológicos glaciares aparece bajo la cumbre de Peñas Pintas (valle de Anciles),
constituido por un circo elemental y.un corto lecho glaciar desarrollado hacia el
NE, y limitado por un nítido cierre morrénico que es tá prácticamente pegado a la
cabecera.
2.4.5. La organización morfoes tructural de la sierra de Cebolleda es muy
difícil de sistematizar, a causa del predominio de los materiales devónicos en fa
cies palentina, que carecen del ritmo litológico alternante característico de la fa
cies astur-leonesa, y, sobre todo, de su complicada disposición tectónica. Así, los
valles de disección se disponen con una relativa independencia de la estructura a
uno y otro lado del espinazo silíceo que constituye de oeste a este la línea de cum-
I
107
I
bres principal, la cual alcanza su máxima altitud en el Pico (;ildar (2.078 m ), des
de donde las cotas descienden progresivamente hacia los extremos.
Dos de aquellos valles, ambos orientados al N, los del Cable y de Lalambres,
constituyen los principales conjuntos de morfología glaciar, seguramente gracias
a la topografía tendida de los perfiles transversal y longitudInal de sus amplios cir
cos y al hecho de encontrarse bajo las principales cumbres de la sierra. Sus secto
res más elevados acusan un marcado predominio de las formas de abrasión, que
en el Cable ocupan una amplia superficie rocosa en la que las cubetas y rellanos
de sobreexcavación son de pequeilo tamaño y se distribuyen de modo desorde
nado, aunque coincidiendo con entrecruzamientos de fracturas . Tanta o mayor
presencia que las formas de abrasión tienen en estos sectores más elevados las mo
rrenas de nevero o los glaciares rocosos. Todos sus frentes se encuentran en torno
a los l.600-l.700 m, estando compuestos por grandes bloques cuarcíticos arran
cados a las cortas paredes culminantes. Los depósitos morrénicos propiamente
dichos están sin embargo prácticamente limitados a la desembocadura del valle
del Cable en la cuenca de Valdeón, y se corresponden aguas arriba con un tramo
de valle en artesa de unos 2 km., alcanzando un gran volumen en la margen iz
quierda, donde una aguda arista detrítica desciende desde los 1.350 m hasta casi
los 1.000 m de altitud, pero estando sin embargo casi completamente ausentes de
la margen derecha. Al oeste del valle del Cable, no sólo no se vuelven a repetir de
pósitos morrénicos como aquéllos, sino que las propias formas de excavación,
aun sin perder nitidez y frescura, se ven circunscritas a espacios mucho más re
ducidos, de forma directamente proporcional al descenso de las cumbres que for
man las cabeceras de los valles respectivos. Así, en los de Frañana y La Iglesia, di
chos sectores superiores forman circos sobreexcavados y de clara orientación pre
ferente al primer cuadrante, cuyas paredes son prolongadas aguas abajo por las de
sendas artesas estrechas y de corto desarrollo, ya que mueren a más de 1.400 m de
altitud, sin superar el kilómetro de recorrido.
Esa misma degradación de las formas desde la cumbre principal hacia los
extremos se repite en la vertiente meridional, aunque en este caso afecta a las for
mas de carácter nival o nivo-glaciar, que sólo están representadas por nichos bien
dibujados al este del Pico Cebolleda, coincidiendo con el aumento de importan
cia que en esta misma dirección experimentan las formas glaciares sobre la ver
tiente septentrional.
2.4.6. Las Montañas de Reinosa, situadas en el contacto de los dos grandes
conjuntos morfoestructurales cantábricos, constituyen un caso especial de este ti-
I
108
I
po morfológico. Su armazón se corresponde con el sinclinal que estructura los
materiales jurásicos y triásicos de la cabecera del Ebro-Hijar. Hacia el oeste, el eje
del sinclinal se eleva progresivamente hasta su terminación periclinal fracturada,
cuyo reflejo en el relieve es a través de un amplio recuenco contorneado por las
crestas trásicas de la Sierra de Peña Labra-Tresmares (de rumbo SE-NW) y las de
los Picos del Cordel (de rumbo E-O) que confluyen en el Collado de la Fuente del
Chivo (2.010 m). La mayor concentración glaciar de este macizo se dio en este re
cue:lCO aunque también sus bordes exteriores muestran huellas del modelado gla
ciar Salvo en el extremo meridional del flanco sur, en el Valdecebollas, los bordes
exteriores, hacia las cuencas cantábricas del Saja y del Nansa y la cuenca atlántica
del Pisuerga, ofrecen un escarpe, labrado en las areniscas y pudingas triásicas, mo
delado localmente como pared de circo glaciar. Bajo ella, los flujos de hielo en
contraron un material paleozoico más deleznable en el que la sobreexcavación
profundizó en cubetas más o menos marcadas, y limitadas aguas abajo por um
brales en rocas más resistentes, las "Calizas de Agujas" en la cuenca del Pisuerga y
los granitoides en la cuenca del Nansa. Pero la intensidad del modelado fue dis
tinta en ambas vertientes. Las cuencas cantábricas, buena parte de ellas orientadas
al norte, ofrecen circos con paredes y fondos bien defi nidos que ocasionalmente
enlazan con artesas bien modeladas aunque de corto desarrollo, como la de Joas
pel, en la cuenca del Nansa, al pie de Tresmares. Estos valles suelen tener muy bien
definidas las formas de acumulación en diferentes niveles, destacándose, como
ocurre en el valle del Joaspel, las morrenas laterales del máximo avance que, in
cluso, cierran canales afl uente~ que hoy terminan en rellanos producidos por la
colmatación de pequeños lagos de obturación. Todo el conjunto morfológico gla
ciar tiene un desarrollo longitudinal cercano a los 3 km. Por el contrario, son es
casos los circos que corresponden a la cuenca del Pisuerga, de orientación SSW
preferente, y además enlazan con formas glaciares difusas, aguas abajo de los um
brales inferiores respectivos, muy inclinados, sin que lleguen a formarse artesas.
La ~ongitud máxima entre los circos y las morrenas terminales es próxima a un ki
lómetro.
Por su parte, hacia el interior del sinclinal, la aproximación progresiva de las
crestas permitió que los flujos de hielo se encontraran en su eje. Los circos labra
dos en ellas ofrecen caracteres similares, debido a la escorrentía cataclinal del hie
lo sobre unos materiales uniformes, aunque es destacable la mayor amplitud de
los del flanco meridional del sinclinal, de clara orientación NNE. En ellos se ob
serva una sucesión de umbrales en escalón y dorsos que se corresponden con los
¡:llanos de estratificación de las areniscas y pudingas triásicas, hasta alcanzar el eje
I
109
I
del sinclinal, en torno a los 1.700 m, desde donde una estrecha artesa sigue níti
damente el eje fracturado del sinclinal en direcció n ESE. El conjunto de formas
glaciares presenta de este modo un desarrollo longitudinal próximo a lus 6 kiló
metros.
2.5. Relieve en embudos muy inclinados hacia el norte y en artesas de estilo
alpino hacia el sur
En los sectores marginales de las principales cuencas carboníferas en los que
la divisoria cantábrica ha sido modelada principalmente sobre roquedo pizarro
so, es fácil deducir que existieron pocas facilidades para la alimentación glaciar en
una vertiente cantábrica surcada por inclinados valles de disección fluvial, que só
lo fueron parcialmente retocados por los hielos. Pero tal inconveniente pudo ver
se compensado en la vertiente opuesta por la presencia de surcos ortoclinales más
favorables para el desarrollo de glaciares y de un modelado que puede llegar a ad
quirir caracteres alpinos. En las crestas que delimitan estos surcos, lo más fre
cuente es encontrar huellas glaciares, a veces de sobreexcavación ya veces sólo de
abrasión, en las cabeceras orientadas hacia el primer cuadrante. Estas dan pasu a
artesas W-E modeladas ortoclinalmente en los surcos, que por último enlazan con
valles N-S de perfil muy tendido en los que las formas de abrasión son predomi
nantes.
2.5.1. El conjunto de Valgrande ofrece en su vertiente cantábrica una re
gular sucesión de inclinados embudos modelados sobre los materiales cuarcíticos
y pizarrosos del borde de la Cuenca Carbonífera Central. En ellos, apenas sí están
representadas las formas glaciares, limitadas prácticamente a las cabeceras . Estas
consisten en pequeños circos que ocasionalmente muestran en sus fondos huellas
de abrasión y algunos rellanos en gradería de reducido tamaño. Los principales se
encuentran al pie de las cumbres más elevadas, el Cueto Negro (1.853 m), el Ne
grón (1.904 m) yel Barradal (1.926 m). Al pie de estos dos últimos se conservan
algunos restos morrénicos bastante desdibujados, que terminan hacia los 1.200 m
de altitud, en las proximidades de la boca N del túnel por el que la autopista del
Huerna atraviesa la segunda de las elevaciones citadas. Por su lado, los fondos de
los recuencos aparecen parcialmente rellenos por morrenas de nevero y pequei1üs
lóbulos de bloques (Figura 11 ).
I
110
I
El relieve glaciar de la Cordillera Cantábrica Manuel Frochoso Sónchez y Juan Carlos Costañón Álvarez -
-~,
Fig. 11: Esquema geomorfológico del conjunto de Valgra nde (véase leyenda de la fig. 10).
Por el contrario, los valles que drenan hacia el Duero constituyen en su ca
becera surcos o rtoclinales m ás favorables para el desarrollo glaciar, que se pro
longa incluso en algunas artesas N-S transversales a la estructura. Entre esos sur
cos ortoclinales, el valle del Brañillín , el más septentrional de todos ellos, nace en
un conjunto de circos o rientados al E, NE y N, Yqueda enmarcado a poca distan
cia por una clara lom a morrénica adher ida al crestón cuarcítico-areniscoso que
co nstituye el Alto de la Cerre, que exagera considerablemente el volumen de la
morrena pro piamente dicha. En los valles que se sitúan hacia el sur del Brañillín,
las acumulaciones de origen glaciar son aún m enos importantes, limitándose a los
circos de las cabeceras, dond e aparecen algunos arcos y pequeñas guirnaldas fo r
mados po r morrenas de nevero, que se deben correspo nder co n las interp retadas
I 111 I
por Nussbaum y Gigax (1953) como morrenas de retroceso. En los valles que de
sembocan más al sur en el Bernesga, no aparecen circos glaciares propiamente di
chos; sólo nichos de bordes muy difuminados. Así pues, entra dentro de la lógica
el que no hayamos podido encontrar en las inmediaciones de Busdongo los su
puestos restos morrénicos que Nussbaum y Gigax ( 1953) mencionan, haciendo
referencia a Sticke! (1929).
Es la bien definida crestería caliza que forma la pared meridional del con
junto de Valgrande la que, rozando los 2.000 m, incluye las formas glaciares más
llamativas, aunque, tanto en lo que se refiere a su importancia como en lo tocan
te a su tipología, dichas formas sean poco constantes. Así, mientras que sobre Pe
í1a Lasa (1.793 m ), en el extremo oriental, las huellas glaciares están completa
mente ausentes, y bajo las cumbres más elevadas del extremo occidental (PeI'la de
La Silla, 2.084 m) no llegan a dibujarse claramente, al norte de! cuchillar calizo de
Las Tres Marías (1.971 m) constituyen un conjunto morfológico que, aunque de
escasa extensión, se dibuja con una gran nitidez, principalmente en la cabecera del
Casares. En este sector, las formas aparecen sobre e! surco ortoclinal interno, dis
poniéndose de forma bastante disimétrica a ambos lados del collado de Carrió, de
tal modo que se contraponen las formas nivoglaciares del lado occidental (dos co
ladas rocosas bajo sendos nichos), al valle glaciar del sector que mira al este, jalo
nado de depósitos morrénicos y formas de abrasión. Todas estas formas se ex
tienden desde el nítido circo de la cabecera hasta el cierre morrénico de Casares
de Arbás (1.280 m), conectado con el conjunto superior por un boquete labrado
a favor de una fractura transversal en las calizas devónicas (Figura 12).
De disposición paralela al anterior, el valle de Viadangos sigue a la perfec
ción y de modo ortoclinal las pizarras del paleozoico inferior, enmarcado a iz
quierda y derecha por sendos crestones que forman respectivamente las areniscas
cámbricas y las cuarcitas ordovícicas. Pero este valle muestra sin embargo una
morfología más confusa que el de Casares: ni las cabeceras constituyen circos ní
tidos ni aparecen derrubios morrénicos claros; sólo algunos pequeí10s rellanos en
la vertiente de umbría, constituida por mantos de bloques y cantos cuarcíticos, in
sinúan algunos arcos morrénicos. No obstante, tanto en el sector superior como
aguas abajo, donde del tramo ortoclinal se pasa a otro que taja el crestón cuarcí
tico, la depresión presenta un perfil en U bastante cerrada. Lo anterior no supo
ne que el relieve del valle no plantee problemas de interpretación, sobre todo te
niendo en cuenta que sobre Viadangos de Arbás se conserva una loma detrítica
sobre la margen izquierda, al pie de los contrafuertes cuarcíticos de la Loma de los
I
112
I
Fig. 12: Cordón morrénico de Casares de Arbás, baJo la crestería caliza de las Tres M arías, en el con
j unto de Va lgran de.
Celleros, desde donde desciende progresivamente hasta mori; a unos 1.300 m, pe
ro abriéndose en vez de cerrarse hacia esa parte inferior.
Co mo ya se ha dicho, y paradójicamente, sobre las cumbres más elevadas
del extremo occidental no aparecen huellas glaciares claras, ya que el circo orien
tal de Peña La Silla aparece engañosamente exagerado por el cierre perianticlinal
al que se adapta, y si bien es cierto que no faltan algunos rellanos en gradería so
bre el sector inferior de su respaldo, aguas abajo no existe un valle glaciar sino una
estrecha garganta (hoces de Caldas), ni tampoco aparecen testimoi1ios morréni
cos jalonando estas incipientes formas de erosión. Hacia el norte, sobre la ver
tiente septentrional de la Peña de La Silla, se mantiene la misma escasez de hue
llas glaciares, destacando únicamente algunas morrenas de nevero y un glaciar ro
coso alimentado por los bloques caídos desde el afloramiento de Calizas de Santa
Lucía que forman parte del escarpe superior.
2.5.2. En el conjunto de Cellón-Faro, que se extiende entre los puertos de
Pajares y Vega rada, vuelven a repetirse los rasgos esenciales del conjunto de Val
grande, situado inmediatamente al oeste. La diferencia es que en el sector de la
vertiente del Duero comprendido entre el Cellón y las Peñas de Faro, los surcos
I
113
I
LAS HUELLAS GLACIARES DE LAS r~ONTAÑAS ESPAÑOLAS
ortoclinales que enlazan aguas abajo con artesas transversales a la estructura al
canzan un gran desarrollo, concretamente en los valles del Torío, al W, y del Cu
rueño, al E.
En el Torío, la disposición ortoclinal del surco de Piedrafita está más desdi
bujada en las inmediaciones de la div~soria, donde predominan las pizarras, pero
se hace más clara hacia el sur, especialmente en la cabecera del valle de Tablado,
formado por un recuenco efe abruptas paredes que es conocido con el expresivo
nombre de El Corralón y que se adapta perfectamente a las calizas carboníferas
que trazan el cierre perianticlinal de Piedrafita. En el Curueflo, sobre la umbría
del surco de Vegarada, un importante conjunto de circos anaclinales muy bien di
bujado se alarga de oeste a este bajo las peflas de Faro, compartimentado por cor
tos interfluvios en los que ocasionalmente aparecen las capas cortadas en ojivas
rocosas. Aguas abajo, la vertiente está formada por una serie de barras calizas cu
ya altura va disminuyendo progresivamente hacia el fondo del surco, alternando
con estrechas bandas pizarrosas sobreexcavadas, en las que no es fácil discernir
hasta dónde llega la importancia de la acción glaciar y hasta dónde la ejercida por
las corrientes de agua que se pierden en los sucesivos sumideros originados en las
barras calcáreas. Lo cierto es que en la actualidad estas formas constituyen doli
nas y pequeflos poljés, de los que los principales se encuentran en el sector más
elevado, constituyendo el fondo sobreexcavado de los circos.
Los fondos de los circos alojados en las umbrías de los surcos casi siempre
dan paso al tendido perfil longitudinal de los valles sin solución de continuidad,
aunque ocasionalmente median entre unos y otros algunos rellanos y pequeflas
cubetas separados por umbrales escalonados. En tales graderías puede encon
trarse algún pequeflo arco de morrena de nevero, apareciendo también formas si
milares al pie de algunas paredes calcáreas orientadas al N, donde represan los de
rrubios de ladera que orlan gran parte del pie de dichas paredes, pero en general
los depósitos glaciares o nivoglaciares apenas tienen importancia. En el Torío los
valles de la cabecera se incurvan bruscamente al abrirse al principal, orientado al
sur y que taja por tanto las estructuras plegadas de modo perpendicular. Por el
contrario, en el valle del Curueflo, tras el nítido surco ortoclinal de Vegarada, se
pasa al tramo medio progresivamente, debido a la inflexión de las capas calizas en
un incompleto cierre periclinal oriental, incurvándose el valle y adquiriendo un
rumbo hacia el sur. Pero aparte de estas peculiaridades, muchos de los rasgos
morfológicos de estos dos valles son comunes. A partir del paso de una cabecera
W-E a los valies principales dirigidos hacia el sur, la dependencia estmctural y la
I
114
I
propia nitidez de las formas se pierde en gran medida, pasando a predominar las
formas resultantes del encajamiento de la red fluvial en los deleznables materia
les pizarrosos, aunque ello no obsta ?ara que en el valle principal sigan siendo fre
cuentes los testimonios de la acción glaciar. El del Curuei'io adopta un claro per
fi l en U, y el del Torío es también el de una estrecha artesa que no se adelgaza al
alcanzar las ocasionales barreras calizas que le salen transversalmente al paso.
Ta nto éstas como los aflo ramientos rocosos existentes aguas abajo de Vegarada
aparecen bastante arrasadas y pulidas po r el paso del hielo glaci ar. Los principa
les de estos conjuntos modelados por la abrasión glaciar se encuentran entre los
1.400 y los 1.500 m de altitud, ocupando siempre zonas cercanas al fondo de va
lle (p. ej., a 2 km ap roximadamente aguas arriba de Redipuertas, en el C uruei'io, y
junto a la casa del Puerto de Piedrafita, en el To río ).
Fren te a esta presencia de claras forma s glaciares en los valles principales,
dos grandes surcos o rtoclinales afluentes a ellos, los del Faro y el Riosol, apenas
muestran sin em bargo la hu ella del paso de los hielos, p ese a co n stitu ir sendos re
cuencos de gran amplitud, abiertos al este y rodeados por cumbres de altitudes
frecuentemente superiores a los 2.000 m. Aunque sus cabeceras adoptan una cla
ra disposición semicircular en planta y una ligera concavidad en la parte más ele
vada de su perfil en alzado, las pendientes hasta el estrecho fondo de los respecti
vos recuencos alcanzan con rapidez los 1.500-1.600 m de altitud, sin apenas re
llanos intermedios. En dichas pendientes predominan de forma clara los aba
rrancamientos modelados sobre la roca pizarrosa in situ, adoptando una caracte
rística disposición dendrítica sólo muy ocasionalmente rota por las intercalacio
nes areniscosas. Otras depresiones afluentes por la misma margen derecha y tam
bién ocasionalmente en la opuesta se repiten hacia el sur en a1mbos valles, no va
riando sustancialmente sus características con respecto a las principales, aunque
la altitud de las cumbres se va haciendo progresivamente menor y los contornos
de los circos y los nichos van difuminándose también cada vez más.
En los valles principales, también desaparecen las huellas glaciares inequí
vocas, aunque se mantiene en mayor o menor medida el perfil en artesa, que en
laza sin solución de continuidad con los valles de fondo plano que drenan hacia
el Duero. Sólo en el Curuei'io se conserva un depósito morrénico sobre Lugueros,
a unos 1.220 m. En el mismo valle del Torío, el cierre morrénico mejor conserva
do en ~odü el valle está situado más arriba, a unos 1.400 m, pero el modelado de
abrasión glaciar todavía está presente en las barras calizas transversales que se si
túan aguas abajo, por lo que los límites inferiores de este conjunto glaciar aún es
tán por precisar.
I 115 I
2.6. Marginal de circos o circos y artesas cortas en las vertientes mejor
orientadas
Este tipo de conjunto morfológico se da en macizos que o bien tienen una
elevación modesta (por debajo de los 2.000 m) o bien presentaron unas condi
ciones paleoclimáticas y un dispositivo morfoestructural poco favorables para la
alimentación glaciar. De cualquier modo, aquellos macizos pueden incluir formas
relativamente bien definidas (circos y cordones morrénicos) que en bastantes ca
sos permiten diferenciar bien los frentes de antiguos glaciares de circo o cun pe
quei'ias lenguas.
2.6.1. La cresta silícea de Amargones forma parte del sistema de crestas y
surcos alternantes del sinclinal del Alba. Sólo aparece inscrito en su umbría un
circo con pequei'ias morrenas laterofrontales que cierran en torno a los 1.600 m
de altitud, mientras que en otras crestas secundarias cercanas las huellas son aún
más escasas: pequei'ios circos y nichos dispersos orientados al N y al NE.
2.6.2. El conjunto de Ten-Pozúa, constituido por la prolongación oriental
de las unidades cabalgantes de San Isidro-Tarna, también está constituido por una
sucesión de formas estructurales, pero que aquí adquieren un rumbo NE-SW:
crestas calizas (Pei'ia Ten) o cuarcíticas (Pileñes, Parme-Pozúa) y surcos pizarro
sos ortoclinales, elementos a los que se añaden pequeñas plataformas de erosión
alargadas en dirección meridiana.
En los surcos que constituyen las cabeceras cantábricas, la morfología está
fuertemente condicionada por la naturaleza pizarrosa de sus fondos y de los co
llados que se levantan en el eje de los surcos, de modo que predominan las hue
llas de la incisión fluvial y la morfogénesis glaciar y nivoglaciar aparece desdibu
jada, aunque sus huellas, allí donde aparecen, son indudables: formando los cir
cos y nichos en su mayoría perpendiculares a la estructura (y, por consiguiente,
orieritados casi siempre al NW o al NE); rellenando estos recuencos con arcos
morrénicos de nevero o con glaciares rocosos; y, de forma más ocasional, produ
ciendo las superficies de abrasión y pequeñas artesas que, accidentadas ocasio
nalmente por cubetas de sobreexcavación, se prolongan hacia abajo, sector en el
que ya cortan de manera generalizada las direcciones de las capas. Los principa
les de estos conjuntos morfológicos, en los que escasean los restos sedimentarios
glaciares, se encuentran en torno a las principales cumbres; por un lado, las de Pe-
I
116
I
ña Ten)' Peña Pileñes, donde constituyen pequeños valles glaciares que se estre
chan hasta dar paso sin solución de continuidad a las gargantas que atraviesan los
rebordes calizos meridionales de la gran cuenca de Beleño; y ,por otro lado, la del
Pozúa, en cuya vertiente septentrional un valle de fuerte pendiente longitudinal
presenta huellas glaciares más desdibujadas y sedimentos morrénicos bastante
desmantelados. Aparte d e éstos, sólo destacan sedimentos situados en torno a los
1.350-1.400 m, en el valle al W de Peña Pileñes y, a unos 1.150, flanqueando la es
trecha artesa del valle del Pedrero, al norte de la misma cumbre.
El mismo carácter tiene la herencia glaciar en los valles drenados al Duero,
donde quizá presenta una mayor claridad, pero una extensión de conjunto algo
inferior a la de la ver tiente cantábrica. En la parte superior, tanto las márgenes de
las cabeceras que miran al este como las orientadas a poniente muestran recuen
cos con trazas glaciares y nivoglaciares similares a las de la vertiente septentrional,
con fondo s sobreexcavados bajo las principales cumbres. Todos estos nichos se
abren directamente a los valles meridionales, salvo los existentes en la cara orien
tal de Peña Ten, que lo hacen sobre la pequeña plataform a que ocupa el fondo de
los puertos de la Fonfría, entre aquella elevación y el Pico La Mora: se trata de un
sector en el que la estructura aparece casi completamente arrasada, puesta sólo de
relieve por algunas depresiones glaciokársticas, de las que la principal es La Vego
dona, y que muestra huellas de abrasión glaciar, sobre todo en el escalón que
constituye su borde m eridional.
En el Pozúa, inmediatamente bajo la crestería cuarcítica que constituye la lí
nea de cumbres, se suceden varios circos bastante abiertos en planta pero con
fondos ligeramente sobrcexcavados en la mayor parte de los casos, quedando al
bergadas en los rellanos o cubetas correspondientes sendas morrenas de nevero,
que en algún caso se extienden hacia abajo para formar pequeños glaciares roco
sos. Por debajo del sector de los circos, se inician valles algo más desdibujados por
el fuerte acarcavamiento de las pizarras. Los interfluvios pizarrosos aparecen lo
calmente recubiertos por algunos bloques cuarcíticos o calizos, pero no llegan a
formar morrenas, salvo en el sector más septentrional, en el valle que desciende
del Pozúa, donde se encuentra el único conjunto de sedimentos glaciares sufi
cientemente significativo. El límite inferior de la morfología glaciar en este valle
es, no obstante, difícil de definir.
Pero a pesar de las huellas glaciares existentes en sus cabeceras, en los valles
meridionales propiamente dichos los rastros del paso de los hielos tienen un pa
pel morfológico casi siempre secundario, incluso en los valles de Carcedo, aguas
I
117
I
abajo de Pei'ia Ten, y de Mui'ie, al sur del Pozúa, donde del perfil en artesa y de los
ocasionales restos morrénicos (Mui'ie) puede deducirse un límite inferior de unos
1.300 m de altitud para la morfología glaciar, antes de la desembocadura de estas
depresiones en el valle del Esla.
1\ estas huellas labradas en torno a la divisoria de aguas principal, hay que
ai'iadir las que de un modo aún más esporádico pueden encontrarse en el cordal
de Ponga, una alineación montai'iosa totalmente integrada en la vertiente cantá
brica y formada por los crestones calcáreos que alternan con las pizarras carbo
níferas de la cuenca de Belei'io. Dichas huellas ocupan exclusivamente el pie de al
gunas paredes orientadas a umbría bajo las principales culminaciones (Maciédo
me: 1.899 m; Tiatordos: 1.950 m). En dichos enclaves, los depósitos forman sólo
pequei'ios arcos de morrenas de nevero, cuyo interior aparece relleno de grandes
bloques, que dan paso insensiblemente a los derrubios de ladera actuales. Sólo
aguas abajo del circo nororiental del Tiatordos, en torno a los 1.000 m de altitud,
aparece un conjunto de bloques desparramados sobre los interfluvios que flan
quean el curso del río y cuyo transporte glaciar es presumible pero difícil de com
probar.
En relación con la escasa importancia de los sedimentos morrénicos, las ca
beceras bajo las cuales aparecen éstos acusan sólo un modelado glaciar o nivogla
ciar incipiente, salvo en el caso del Tiatordos (1.951 m), donde la apariencia del
circo nororiental es espectacular y su fondo pizarroso, el más bajo de estas mon
tañas (1.250 m), aunque a ello no deben de ser ajenos los hechos estructurales;
más concretamente, el d e que tal recuenco se encuentre acogido al cierre perian
ticlinal que dibujan las calizas carboníferas en este sector.
2.6.3. La alineación del Coriscao, que forma parte del reborde meridional
de las cuencas pizarrosas de Valdeón y Liébana, se organiza en torno a un sincli
nal sólo traducido en el relieve a través de las delgadas intercalaciones calizas que
alternan con las pizarras. Tal predominio del roquedo pizarroso ha favorecido in
dudablemente la intensa disección protagonizada por los ríos cantábricos. Por el
contrario, en la vertiente meridional, la presencia de intercalaciones calizas y con
glomeráticas más espesas permite el desarrollo de crestas y surcos ortoclinales.
De forma acorde con las características del dispositivo morfoestructural, el
relieve de los sectores glaciados del conjunto del Coriscao presenta variaciones
importantes entre el simple retoque glaciar de las empinadas cuencas fluvioto
rrenciales que se abren en la verti ente ?'\ y la más completa morfología de la um
bría de Valllines, adaptada a la estructura.
I
118
I
Manuel Frochoso Sánchez y Juan Carlos Costoñán Álvarez
Del lado norte del Coriscao, tanto el núcleo como el flanco septentrional del
sinclinal homónimo aparecen indistintamente mordidos por las empinadas ca
beceras fluviales que son drenadas hacia el Deva. No obstante, la intercalación ca
liza que bajo ia cumbre del (:oriscao dibuja el cierre perisindinal y arma todo su
flanco N, ha favorecido la aparición de un escalón que limita dos dominios mor
fológicos: por encima de él y hasta las cumbres, predominan las formas glaciares,
que aunque restringidas a este corto espacio, están bien representadas por los cir
cos con fondos pizarrosos sobreexcavados y umbrales de salida constituidos por
aquella barra caliza; por debajo, sin embargo, sólo puede distinguirse un modela
do de cauces fluviales progresivamente confluentes hacia el arroyo Canalejas,
afluente al Deva en las cercanías de Pido. Hacia el oeste, no obstante, se pierde es
ta diferenciación, trepando progresivamente la intercalación caliza hacia la línea
de cumbres y desapareciendo de este modo el freno estructural que más al este fa
vorecía la formación de cerrojos rocosos al pie de los circos. A causa de ello, los re
cuencos más occidentales dan paso insensiblemente aguas abajo a los cauces flu
viales modelados en las pizarras.
Por el contrario, la existencia de un surco ortoclinal entre las alineaciones de
Coriscao y Vallines ha determinado en la umbría de esta última la aparición de
una morfología glaciar que aunque poco extensa está cualitativamente más desa
rrollada que la antes descrita. ASÍ, los dos circos que se han encajado en el espal
dar calizo de la margen meridional dan paso aguas abajo al fondo del surco, mo
delado en artesa por los hielos hasta su desembocadura en el Yuso, en cuyas cer
canías, sobre la margen derecha del surco, se conserva un pequeño depósito mo
rrénico. Este marca aSÍ, a unos 1.400 m de altitud, el límite inferior del dominio
morfológico glaciar.
En la vertiente suroriental de Vallines, desde esta cumbre hasta la del Coris
cao, se suceden una serie de circos que, a diferencia de los existentes en la umbría,
guardan una desfavorable disposición anadinal con la estructura. Ello no impide
sin embargo, que en algunos recodos de la vertiente donde la disposición estruc
tural y paleodimática era más favorable (circo NE de Vallines), se generase un
completo aunque reducido modelado glaciar en cubetas, umbrales y llambriales
desgastados por la abrasión glaciar. En cualquier caso, todos los circos quedan
colgados por encima del indinado resalte conglomerático meridional, y sus bien
dibujados respaldos y flancos, erizados de torreones rocosos, dan paso en aquel
resalte a estrechos cauces torrenciales; sólo un pequeño cordón morrénico, que
llega hasta unos 1.700 m de altitud, testimonia al pie de Vallines una esporádica
invasión del pie de la pared por los glaciares albergados en aquellos circos.
I 119 I
2.6.4. En las respectivas umbrías de dos crestones silíceos que, con rumbo
NW-SE, forman la sierra de Riaño, se desarrollan una serie de circos que en oca
siones dan paso a cortos valles orientados al norte.
Las formas están mejor representadas en la alineación meridional, donde la
magnitud de las formas glaciares está claramente determinada por la altitud de las
cumbres dominantes, que aumentan hacia los extremos, culminando en el Pico
Redondo (2.012 m) yen el Pico Mura (1.970 m). Bajo ellos se encuentran los va
lles glaciares más nítidos, de fondos sobreexcavados, principalmente en el Pico
Mura, pero sin testimonios morrénicos claros, salvo algunas guirnaldas de neve
ro existentes en este último enclave. En los dos valles colectores se interrumpe la
continuidad de la morfología glaciar prácticamente desde el punto de confluen
cia con las cabeceras, pasando a predominar de forma clara el modelado fluvial.
En la alineación septentrional, los nichos existentes en la umbría tienen un
carácter aún más incipiente, y apenas retocan la parte superior de los embudos de
recepción fluviotorrenciales, a lo que sin duda no es ajena la escasa continuidad
que en esta elevación presentan las cumbres de altitud superior a los 1.900 m, ya
que la arista culminante desciende hacia el extremo oriental lo suficiente como
para que con condiciones topográficas muy similares desaparezcan casi comple
tamente las trazas de acción glaciar, o incluso nival, en las cabeceras.
La descrita morfología glaciar de las umbrías, allí donde existe, contrasta
con el modelado de la solana, sin apenas formas glaciares, pero en los sectores en
los que aquella morfología se desdibuja, como hacia el este de la alineación meri
dional, queda anulada la disimetría entre ambas vertientes, apareciendo la culmi
nación como una estrecha arista recortada por inclinados embudos fluviotorren
ciales que, al norte y al sur, muerden vigorosamente en las rocas silíceas.
2.6.5. El macizo de Valsurvio se corresponde con la estructura anticlinoria
homónima, sobre la que han sido labradas una serie de sierras, bien a expensas del
afloramiento calizo que envuelve su núcleo, o bien sobre una parte de este mismo,
de naturaleza principalmente cuarcítica.
En estas crestas cuarcitas, las formas glaciares tienen una presencia muy
ocasional, circunscrita a pequeños nichos o circos incipientes abiertos en las um
brías de las culminaciones (Pico Orvillo, 1.965 m; El Reguilón, 1.844 m; Cueto Pa
lomo, 1.866 m), donde aparecen las más claras huellas glaciares, mientras que, pa
radójicamente, tales huellas se encuentran ausentes de los cuchillares calizos que
por el sur orlan el núcleo silíceo de Valsurvio, pese a que sus culminaciones so-
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120
I
brepasan ligeramente los 2.000 m de altitud. De todos modos, el límite altitudi
nal inferior de aquellas formas nunca desciende por debajo de los 1.500-1.600 m,
por lo que la extensión total es también muy escasa (Figuras 13 y 14).
2.6.6. La sierra de Peña Sagra forma parte de la periferia de revestimiento
del Macizo Asturiano y constituye una cresta triásica, de altitud próxima a los
2.000 m, que se prolonga en algo más de 10 km con rumbo NW-SE. Hacia el sur suroeste domina las cuencas intramontanas de Liébana, drenada por el río Deva, y Polaciones, drenada por el Nansa, ampliamente vaciadas en las areniscas y pizarras paleozoicas. Hacia el nores te, se extiende la falda de la Sierra en un contínuo espaldar, que se corres ponde con los dorsos de areniscas y pudingas triásicas, desde la culmina ción (Peña Sagra, 2.046 m) hasta las pequeñas depresiones del Tánago y de Tanea labradas en el contacto entre los materiales silíceos triásicos y los calcá
reos jurásicos. Así, Peña Sagra es un conjunto monoclinal discordante so bre el zócalo que se corresponde con el sector más occidental del flanco meri
dional del sinclinal de Cabuérniga. Fig . 13: Circo glaciar y val le del Tánago (S ierra de
Las formas glaciares son alta
Peña Sag ra ). Bajo el espaldar rocoso de Peña
mente disimétricas puesto que mien
Sagra (a l fondo), se suceden, con disposición cata
tras se ofrecen con una gran nitidez en clina l, las cubetas y los rellanos en gradería .
toda la vertiente nororiental, hacia los
ríos Tanea y Vendul de la red del Nansa, en la vertiente suroccidental, hacia Pola
ciones y Liébana, únicamente se encuentran pequeños nichos de nivación. La ho
mogeneidad de la cresta y su dorso en cuanto a altitud, litología, estructura, orien
tación e incisión cataclinal previa a la glaciación, facilita la repetición de formas
glaciares de un extremo a otro de la sierra en esta orientación. Así, algo más de
una decena de circos simples articulan el espaldar, dejando entre ellos, y entre los
valles inclinados que los continuan aguas abajo, una serie de ojivas, frentes de ca
pa que adoptan forma triangular en los interfluvios, labradas en las coherentes
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121
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Fig . 14: Esquema geomorfol ógico de Peña Sagra.
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122
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Manuel Frochoso Sánchez y Juan Carlos Castañón Álvorez
areniscas y pudingas triásicas. Las paredes de estos circos están labradas en los
planos de estratificación de estas mismas capas terminando en una sucesión de
pequeñas gradas escalonadas, que llegan hasta el fondo del circo remarcado por
un rellano más amplio o pequeñas cubetas que, por lo general, se encuentran col
matadas, aunque en particular alguna pueda estar aún ocupada por pequeños la
gos (Pozo de Peña Sagra) o por turberas. Los umbrales en barra, con contrapen
diente, suelen cerrar el fondo de los circos y, después de nuevos escalones que al
ternan gradas con un rellano más o menos amplio y dorsos de capas de mayor o
menor desnivel, el lecho adquiere una pendiente más regular y suele ir acompa
ñado en sus márgenes por morrenas laterales bien definidas, que en ningún caso
alcanzan el fondo de las depresiones que forman el piedemonte. Las morrenas
más bajas se encuentran a una altitud en torno a los 850 m y a algo más de 3 km
de las paredes del circo, en el caso del glaciar que descendía desde Peña Sagra.
3.
Glaciación y deglaciación
l.as diferencias entre los conjuntos morfológicos que hemos descrito no só
lo reflejan la gran diversidad morfoestructural cantábrica, sino también las dife
rencias en el carácter y extensión de los glaciares instalados sobre los distintos ma
cizos montañosos. Hasta qué punto esas diferencias resultan de las condiciones
paleoclimáticas reinantes durante la glaciación y en qué medida responden a las
mayores o menores facilidades ofrecidas localmente por el relieve preglaciar, es
una cuestión problemática, en la que no hemos querido entrar más allá de lo que
parece razonable en función de lo que hasta ahora se conoce. Los más significati
vos entre los datos resultantes del análisis geomorfológico realizado aparecen re
sumidos en un cuadro que, combinado con los mapas que representan la super
ficie ocupada por el hielo durante la fase máxima, ofrece un panorama general de
la glaciación y deglaciación cuaternarias en las montañas cantábricas.
En un espacio de transición entre el clima oceánico y el continental como
el estudiado en este trabajo se ponen necesariamente de manifiesto los cambios
espaciales de las condiciones para la formación de hielo y para la aparición de un
drenaj e de tipo glaciar. En primer lugar, dos tipos de datos nos parecen muy sig
nificativos para tratar de desvelar cuáles fueron las condiciones mínimas para la
formación de glaciares. De uno de ellos, la altitud de la cumbre glaciada más ba
ja de cada macizo, se deduce que en buena parte de las montañas analizadas sólo
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123
I
se desarrollaron glaciares bajo cumbres de altitudes comprendidas entre 1.700 y
1.800 m como mínimo; más raramente, entre 1.600-1. 700 m; y, por último, sólo
en el caso excepcional de Castro Valnera se da el desarrollo de glaciares bajo cum
bres de entre 1.400 y 1.500 m de altitud. Este dato concuerda bastante bien con las
altitudes de los fondos de circos más bajos, entre 1.450 y 1.600 m por regla gene
ral; entre 1.350 y 1.450 en macizos con condiciones muy favorables, y entre l.000
y 1.350 de modo excepcional. A grandes rasgos, puede decirse que fue un factor
paleoclimático el que determinó en buena medida estas diferencias altitudinales:
la mayor o menor exposición a los vientos oceánicos (Cuadro).
Pero, como también queda reflejado en el cuadro, incluso con un nivel ba
jo de cumbres glaciadas y de fondos de circos, no se desarrollaron glaciares ex
tensos en todos los casos. Parece razonable pensar que fueran los factores topo
gráficos, y más concretamente la mayor o menor extensión de las superficies ap
tas para la sobreacumulación de nieve, así como la existencia de valles colectores
de débil pendiente, los que determinaron el desarrollo de las corrientes de hielo.
Es la conjunción de condiciones excepcionalmente favorables en ambos as
pectos, paleoclimático y topográfico, la que explica la también excepcional gla
ciación de Castro Valnera. Su vertiente septentrional alojó durante el máximo gla
ciar hasta 7 aparatos de diferentes dimensiones. Unos, muy elementales, domina
dos por culminaciones inferiores a 1.500 m (Alto de la Mina, 1.414 m; Cerro de
las Pizarras, 1.472 m; Alto de la Colina, 1.458 m), que no llegaban a definir bien
una lengua a lo largo de los aproximadamente 2 km de desarrollo máximo. Otros,
dominados por culminaciones escasamente superiores a los 1.500 m, sí llegaron
a encauzarse en los valles y proporcionaron lenguas. Entre ellos, el alto valle del
Miera fue ocupado por un glaciar simple que alcanzaba los 580 m de altitud en su
frente tras un recorrido algo menor a 6 km. Pero aún más sorprendente es el de
sarrollo del glaciar complejo de Bustalveinte: orientado claramente hacia el este,
reunía sus hielos con los que aún restaban en la Canal, después de su parcial des
bordamiento hacia Soba, para caer en la garganta del Asón y situar su frente a una
altitud muy baja (340 m) ya 9 km de su cabecera.
Más problemática resulta la interpretación de la acción glaciar en la ver
tiente meridional de estas montañas. La existencia de un extenso campo de hielo
y una lengua glaciar que ocupó el valle del Trueba a lo largo de 11 km, hasta Es
pinosa de los Monteros (800 m), propuesta por diversos autores (Lotze, 1965; Ha
zera, 1968), discutida por otros (Martínez de Pisón y Arenillas, 1979), y revitali
zada por Serrano (1995), aún no está completamente dilucidada. Los depósitos
I
124
I
Manuel Frochoso Sónchez y Juan Carlos Castañón Álvarez
Cumbre
más elevado
AIt. cumbre
glo(, más
bojo/ AIt. del
fondo de circo
correspondo
Camón
(omón (2.180 m)
1770/ 1550
1770/ 1.550
1350/ 4900
Somiedo
POmiz (2. 194 m)
LB 15/ 1600
1866/1.550
Villobondin
(añado (2.154 m)
LB50/1550
Ubiño
PUbiño (2.41 7 m)
Volglonde
Longitudes
AIt. de lo
AIt . de los
durante lo fose
cumbre y del
frentes de lo
máximo
fondo de circo
fose máximo
comprobado
más bajo
comprobado
(en metros)
N" estadios
intermedios e
intervalo alt.
Intervalo 011.
del estadio
residual
Hasta 1.200
D-I
1350/ 1650
1600/ 1800
350/ 9000
1.200/1700
D-l
1380/ 1700
1600/1850
1850/ 1550
1000 1/6. 100
1.270/ 1700
1700/ 2.000
2.078/1.97 0
2.179/ 1580
700/ 5900
1320/1750
D-2
1550/ 1700
D-I
1.500/ 1.600
PloSilla (2081 m)
1778/1600
1870/1 580
250/3.600
1090/1760
D-l
1460/1 480
1540/1700
(ellóll'Fmo
BlOño (ab ollo12. 18 1 m)
1847/ 1500
1900/1480
Hasta 13. 500 m
Hasta 1.180
D-I
1380 (TOIio)
1.600/ 2000
AmOlgones
Bodón
AmOlgones 11921 m)
Polvoledo (1998 m)
1909/1850
1909/1850
800
1600
-
1950/ 1800
2.011 /1550
800/3.000
1.280/1440
1660/1760
Son Isidlo
P.Ag uios (2.155 m)
1.650/ 1.4 30
1700/1400
350/ 16.000
1.1 00/1800
D-2
1440/ 1560
D- I
1.4 50/ 1500
1650/ 1900
Macizo
1800/2 000
-
1800/1950
.
PTen (2140 m)
1.670/1500
1951/1.250
150/4750
1611 / 1450
2442/ 1350
300/ 9.500
960/1720
650/1.800
?
TOllecelledo (2.64 8 m)
Pde lo (lUZ12.190 m)
1850/1550
1850/1.5 50
600/7. 250
1.150/1460
D-I
1.250/1 .350
1440/1800
Cebolledo
S' de Rioño
(oliscoa
P.Gi ldOl 12. 078 m)
Re dondo (2.012 m)
(OIismo (2. 234 m)
1850/1580
1850/ 1580
350/ 4750
1040/1 .800
1
1600/1.700
1808/1600
1.808/ 1.600
2.000
1.400/1500
1
1600j?
1890/1600
1890/ 1600
?
1.350/ 1700
(sin mOllenos)
D-I
158 0
1
Peño Prie to
PPneto 12. 536 m)
1908/1800
2.050/1 .600
1600/ 17. 000
1.280/1590
D-2
1400/ 1800
1700/2.300
Pdel Flaile (2.025 m)
(uem6n 12.024 m.)
1850/1.750
1.640/1 400
1850/ 1750
500
1.500/1.600
-
1.6501
Peño Soglo
1640/ 1400
1070/3.250
850/ 1.420
D-2
980/ 1655
1.400/1850
M.de Re inoso
lresmOles (2 .175 m)
1710/ 1.640
I72D-14 20
600/ 2.750"
1.280/ 1670
(}2
1.650/ 1. 800
lell'Pozúo
Pi cos de Eu lOpo
Ma mpodle
Volsul~o
k
1425/1.500
(osho Volnelll'Asón C. ValnelO 11718 m)
1414/ 1050
1414/1050
I
125
600/9000
I
340/ 970'"
I
800
950/ 1.100
interpretados como morrénicos por este último autor, especialmente los que ob
turan el valle afluente de Ríoseco, refuerzan la hipótesis de Lotze; pero siguen
abiertas las interrogantes planteadas en cuanto a la morfología del valle. Los cir
cos modelados en las cabeceras son de escasa envergadura respecto a lo que po
dríamos suponer para un glaciar de aquellas dimensiones; las artesas no son más
que los amplios valles de escasa pendiente y fondo plano característicos de la ver
tiente meridional cantábrica; el fondo del valle del Trueba tiene un amplio y po
tente relleno fluviotorrencial; la molduración general del valle, a veces esgrimida
como prueba de la abrasión glaciar, no revela una clara acción de los hielos. Con
ello, la pregunta sigue abierta; es difícil pensar que un glaciar de aquellas dimen
siones no generara formas nítidas, y, sobre todo, cuando a escasos kilómetros sí las
originaron glaciares menores, como los de Bustalveinte y Hojón, a partir de unas
cabeceras con desniveles y pendientes similares. A pesar de estas observaciones, es
indudable que este macizo montañoso albergó amplios aparatos glachres que,
además, se desarrollaron entre los niveles más bajos de toda la Cordillera Cantá
brica (Figuras 15, 16 Y 17).
Igualmente importantes en las montañas cantábricas son los problemas re
lacionados con la cronología de la glaciación y del proceso de desaparición de los
hielos. Estamos entre quienes opinan que la sucesión altitudinal de restos morré
nicos en los lechos glaciares cantábricos ha de interpretarse como consecuencia
del proceso de deglaciación tras el máximo würmiense, proceso que en líneas ge
nerales ha constado de tres grandes estadios: una fase de máximo avance, con de
sarrollo muy variable en función de las condiciones locales; uno o dos estadios in
termedios, que frecuentemente coinciden con la disyunción de lenguas afluentes
en los glaciares que durante la fase de máximo avance adquirían la morfología de
aparatos alpinos compuestos, y un último estadio residual correspondiente con
una tipología muy elemental de heleros, glaciares rocosos o, en el mejor de los ca
sos, pequeños glaciares de circo o de ladera.
En los glaciares principales, entre los primeros restos, correspondientes al
periodo álgido, y los siguientes, depositados por las lenguas afluentes individua
lizadas, media una considerable distancia, lo que sugiere un retroceso rápido tras
una serie de pulsaciones menores reflejadas en los cierres yuxtapuestos o cercanos
a los de máximo avance. Si a ello añadimos el considerable volumen y nitidez de
contornos que suelen tener los depósitos más bajos, puede deducirse que aquel
rápido retroceso siguió a un periodo de notable estabilidad en los frentes.
I
126
I
A
w
N
-"
T T TTT
Fig . 1S: Extensión máxima de los gla ciares en el sector occidenta l
I
127
I
LAS HUELLAS GLACIARES DE LAS MONTAÑAS ESPAÑ OLAS
Fi g. 16: Exten sión máxima de los glaciares en el sector centra l.
I
128
I
Manue/ Frochoso Sánchez y Juan Carlos Castañán Á/varez
Fig. 17 Extens ión máxima de los glaciares en el sector oriental.
I 129 I
Desde los restos morrénicos intermedios, allí donde éstos se conservan, sue
le ser mucho menor que en el caso anterior la distancia a los testimunius de la fa
se residual, con mucho los mejor representados en todos los núcleos glaciados. Su
volumen suele ser considerable, y nítido su dibujo, frente a la escasa entidad de las
!11orrenas atribuibles a la fase intermedia, lo cual refleja posiblemente una nueva
demora en el proceso de deglaciación. No obstante, los frentes alcanzan en esta
etapa residual altitudes muy variables, tanto entre diferentes conjuntos como
dentro de un mismo foco glaciado, lo cual puede ser atribuido a la gran impor
tancia que en aquel momento tendrían las causas locales, bien las de naturaleza
pakoclimática o bien las topográficas (contención del hielo por umbrales, etc.).
A todo ello hay que añadir las peculiaridades dinámicas de algunos de estos cuer
pos de hielo residuales, como los glaciares rocosos, cuyo carácter viscoso contras
tI con la ausencia de movimiento en los heleros existentes en otros enclaves du
rante la misma fase.
Por otro lado, la frecuencia, durante la fase residual, de estas masas de hie
lo enterradas bajo los escombros periglaciares sería indicativa de unas escasas pre
cipitaciones nivales pero con una continuidad de las condiciones frías favorables
a la gelifracción. Tal tendencia supondría que en la deglaciación habría influido
un reseca miento de la atmósfera, aunque las ocasionales remisiones del frío sin
duda contribuyeron también a aquel proceso. La notable duración de las condi
ciones secas y frías explicaría por otro lado lo bien representadas y conservadas
que se encuentran las morrenas de la fase residual en casi todos los lechos glacia
res.
4.
Conclusión
En las montañas cantábricas, los efectos de la glaciación pleistocena se re
flejan en múltiples formas de excavación, abrasión y acumulación, cuyo recono
cimiento nos ha permitido diferenciar seis tipos de relieve que reflejan el distinto
grado de desarrollo de la morfogénesis glaciar en los macizos montañosos. Los
correspondientes a los tipos glaciokárstico y alpino compuesto bien desarrollado
son los que más acusan la acción modeladora del hielo, ya que en ellos se reunie
ron las mejores condiciones para el desarrollo de los glaciares, bien por la con
centración de cumbres elevadas que dominan altas depresiones, o bien por la
buena alimentación nival resultante de su favorable exposición a los vientos oce
ánicos. A medida que estas condiciones pierden importancia, los tipos morfoló-
I
130
I
Manuel Frochoso Sánchez y Juan Carlos Castoñón Álvarez
gicos correspondientes reflejan, primero, profundas disimetrías en las vertientes
y, después, el carácter marginal del fenómeno glaciar y sus efectos. De todo ello
podemos deducir que la glaciación cantábrica fue modesta, ya que los glaciares no
rebasaban el ámbito montañoso, y altamente diferenciada, debido a los condicio
nantes impuestos por los caracteres morfoestructurales, de orientación y topo
grafía, frente a unas condiciones climáticas rigurosas. Por regla general, la glacia
ción, en su extensión máxima comprobada, afectó a los numerosos macizos que
alcanzan o superan los 2.000 m de altitud, aunque muchas de sus cumbres se
cundarias, cuya altura se sitúa entre los 1.600 y los 2.000 m, dominaban glaciares
de distintas dimensiones. Fueron los macizos del sector oriental, más arriba defi
nido, los que desarrollaron los glaciares más prolongados, superando incluso los
15 km en Peña Prieta y San Isidro, y los que situaron sus frentes a menor altitud,
como en los Picos de Europa (650 m, en Bulnes), si bien los aparatos cantábricos
tenían menos de 10 km de largo, situando sus frentes más bajos por encima de los
1.000 m de altitud. Por su lado, el macizo de Valnera constituye una excepción
dentro de la glaciación cantábrica, ya que a la menor altitud de su culminación,
1. 718 m, se añade el que sus cumbres secundarias, de altitudes comprendidas en
tre los 1.400 y los 1.500 m, dominaban glaciares prolongados cuyos frentes alcan
zaban cotas sorprendentemente bajas (340 m).
El retroceso de estos glaciares ha estado jalonado por pequeños reavances o
estacionamientos que nos han permitido definir, en la mayor parte de los maci
zos, una fase más o menos pulsadora de disyunción de lenguas, al desaparecer la
colectora, y otra residual en la que glaciares, heleros, glaciares rocosos o neveros
quedaban acantonados en las paredes de los circos.
Las huellas de la glaciación descritas tienen un caracter inequívoco y re
ciente, ya que están perfectamente impresas en el relieve y su grado de desmante
lamiento es aún escaso, razones por las cuales las atribuimos al Würm. Sin em
bargo, algunos autores han señalado argumentos acerca de la existencia de una
glaciación previa al máximo que hemos descrito, relacionándola en ocasiones con
la glaciación Riss. En unos casos, como en la referencia de Alonso Herrero (1987)
al Mampodre, se relacionan los depósitos más avanzados con aquella glaciación,
mientras que los que les suceden en altura se corresponderían con el Würm. Pe
ro es muy discutible que tales depósitos pertenezcan a glaciaciones distintas, pues
su separación es escasa y, no habiendo otros argumentos, pueden relacionarse con
una glaciación y su retroceso. En otros casos, como los estudiados por V.Alonso y
G. Flor (1987) en Degaña o Baylón y Flor (1.987) en los Picos de Europa, la exis
tencia de depósitos heterométricos aguas abajo de las morrenas nítidas, interpre-
I
131
I
LAS HUELLAS GLACIARES DE LAS ~10NTAÑAS ESPAÑOLAS
tados como materiales morrénicos remodelados por la acción torrencial, es el ar
gumento en favor de esta glaciación previa. Pero, como hemos puesto de mani
fiesto en otras ocasiones, no existe ninguna razón para pensar que los materiales
de estos depósitos hayan sido elaborados por una acción glaciar pretérita.
Lo que aquí exponemos es el marco general de la glaciación cantábrica a
través de la caracterización más o m enos detallada de los macizos cantábricos gla
ciados y su agrupación según tipos morfológicos derivados de la acción glaciar. El
siguiente paso, ya emprendido, es el de la realización de una cartografía geomor
fológica sistemática de este ámbito montañoso que incorpore los aspectos gené
ticos de formas y depósitos, y sitúe en el tiempo, por medio de dataciones abso
lutas de los depósitos glaciares y de los que con ellos se relacionan, los diferentes
acontecimientos que han determinado la evolución de su relieve. Los resultados
podrán seguir contrastándose con los obtenidos a partir del estudio de los ámbi
tos cantábricos no glaciados (Castañón y hochoso, 1994), con el fin de probar la
coherencia de las hipótesis establecidas y de realizar la caracterizaciún paleoam
bien tal cuaternaria de la región cantábrica.
5.
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el relieve glaciar de la cordillera cantábrica

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