ISSN: 0214-1744

Revista&

MORFODINÁMICA PERIGLACIAR EN EL GRUPO PEÑA VIEJA(MACIZO CENTRAL DE LOS PICOS DE EUROPA -CANTABRIA-)

Periglacial morphodynamic on Peña Vieja Group (Picos de Europa, Central massif, Cantabria)

E. Serrano Cañadas(1) & J.J. González Trueba(2)

(1) Dpto. Geografía, Universidad de Valladolid. (2) Dpto. Geografía, Urbanismo y O.T., Universidad de Cantabria

E-mail: serranoe@fyl.uva.es Fax. 983-42.31.49

Resumen: El Grupo Peña Vieja se ubica en un medio de alta montaña donde, por encima de los 1.900 m, dominan lascondiciones nivoperiglaciares. En este trabajo se ha realizado una cartografía geomorfológica de detalle (E 1:10.000),análisis superficiales y perfiles, y la medición de la temperatura basal del manto nival (BTS). Se observan una ampliadiversidad de procesos, entre los que destacan la nivación, en combinación con la karstificación, la solifluxión y lagelifracción. La morfodinámica periglaciar actual está ligada al manto nival, y hemos diferenciado dos pisos morfodi-námicos: nivoperiglaciar (1.900 -2.300 m.) y crionival (2.300 – 2.613 m.). La realización de medidas B.T.S. ha per-mitido una aproximación a las temperaturas invernales de la formación superficial, y denota que no se dan las condi-ciones necesarias para el desarrollo de permafrost continuo o discontinuo.

Palabras clave: Periglaciarismo, medios de alta montaña, medidas BTS, Picos de Europa, Cordillera Cantábrica.

Abstract: The high mountain environment of the Peña Vieja Group, located above 1.900 m. in the Central massif ofPicos de Europa (Cantabrian Range), is characterised by a nivoperiglacial environment. In this work we have made adetailed geomorphological map, surficial morphological analysis and basal temperatures of snow measurements. Onthe study area there are different landforms related to fourteen crionival processes. The periglacial morphodynamic onPicos de Europa is linked to the depth and changes of snow cover, and the most important geomorphic processes arethe nivation, karstification, solifluction and gelifraction. In this work two periglacial altitudinal belts have been defi-ned: nivoperiglacial belt (1.900-2.300 m) and crionival belt (2.300-2.613 m). The BTS measurements point out thenon-existence of environmental conditions to get continuous or discontinuous permafrost development.

Key words: Periglacial geomorphology, high mountain environment, BTS measurements, Picos de Europa, CordilleraCantábrica.

E. Serrano Cañadas & J.J. González Trueba (2004) Morfodinámica periglaciar en el grupo PeñaVieja (Macizo Central de los Picos de Europa -Cantabria). Rev. C. & G., 18 (3-4), 73-88.

S.E.G.

1. Introducción

El macizo central de los Picos de Europa es unode los lugares más propicios para el desarrollo delos procesos periglaciares actuales del conjunto dela Cordillera Cantábrica, debido tanto a su localiza-ción geográfica (Fig. 1) como a sus condicionesorográficas, con cumbres de más de 2.600 m, y las

implicaciones climáticas y morfodinámicas deriva-das de la altitud y proximidad al mar. Los estudiossobre periglaciarsimo en los Picos de Europa son,por ahora, escasos, y no permiten una caracteriza-ción definitiva. Algunas formas heredadas han sidoanalizadas en detalle (Hernández Pacheco, 1959;Miotke, 1968; Brosche, 1978; Castañón yFrochoso, 1986; Frochoso y Castañón, 1986;

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1996), existen aportaciones a la dinámica actual(Miotke, 1968; Brosche, 1978; Castañón yFrochoso, 1998) y algunas síntesis que incluyen alos Picos de Europa (Brosche, 1978; Clark, 1981;González Martín, 1984, Castañón y Frochoso,1994). Además se ha apuntado la posible existenciade permafrost esporádico (Castañón y Frochoso,1998) y de condiciones ambientales propicias parael permafrost en las zonas más altas del macizo(Brown et al. 1998). Este hecho ha motivado elestudio de los procesos periglaciares actuales yconfirmar la existencia o inexistencia de perma-frost en la montaña oceánica peninsular al objetode mejorar el mapa de síntesis sobre distribucióndel permafrost en el hemisferio norte, elaboradopor la International Permafrost Association (IPA).

El relieve de los Picos de Europa es morfoes-tructural en sus rasgos mayores (Bertrand, 1971,1972; Bertrand y Bertrand, 1984; Marquínez, 1992,Marquínez y Adrados, 2000), con una intensa hue-lla de los modelados kárstico y glaciar. La estruc-tura geológica está formada por un apilamiento deescamas cabalgantes al sur, compartimentadas porfracturas. Las escamas generan una sucesión derampas dorsales que siguen el buzamiento de losmateriales, hacia el norte, y frentes de cabalga-miento que generan escarpes potentes y abruptos,orientados al sur. Las rocas dominantes son calizasde montaña, de edad Namuriense Westfaliense,

junto a las calizas tableadas y masivas de edadWestfaliense-Cantabriense, de la formación Picosde Europa, y la secuencia compleja de pizarras,conglomerados calcáreos, calizas y areniscas, confacies turbidíticas, la formación Lebeña, de edadEstefaniense (Maestre, 1864; Maas, 1974;Marquínez, 1978, 1989, 1992; Farias, 1982;Martínez y Marquínez, 1984; Farias et al. 1990).

El glaciarismo ha modelado circos colgados yartesas, ha rellenado el fondo de las depresionesglaciokársticas y ha depositado complejos morréni-cos hoy bien conservados (Áliva, Pido, Amuesa,Los Lagos, Ándara). La morfología glaciar es bienconocida (Penck, 1897; Obermaier, 1914;Frochoso, 1980; Castañón y Frochoso, 1986, 1992,1996, 1998; Frochoso y Castañón, 1986, 1995, Flory Baylón-Missioné, 1988; Serrano y GonzálezTrueba, 2001), con una evolución caracterizada porun máximo glaciar muy pulsador, fases de retroce-so alojadas en la alta montaña y una pulsaciónreciente atribuida a la Pequeña Edad del Hielo(Serrano y González Trueba, 2002; GonzálezTrueba et al., 2002), sin significación morfológicaen el grupo de Peña Vieja.

El grupo de Peña Vieja (2.614 m) constituyeuna pequeña unidad orográfica del macizo centralde los Picos de Europa, si bien es el tercer grupomontañoso por su altitud. Es un relieve morfoes-tructural formado por el frente del cabalgamiento

Figura 1. Localización de la zona de estudio.Figure 1. Location of the study area.

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basal, perteneciente a las láminas frontales, dondelas calizas de montaña cabalgan sobre las turbiditasdel grupo Mogrovejo. La fracturación local yregional compartimenta este frente mediante frac-turas de dirección WNW-ESE, en bloques elevadoshacia occidente, que levanta la unidad de PeñaVieja-Santa Ana sobre el Escambellao, y HorcadosRojos-Tesorero sobre esta. Hacia el norte se desa-rrolla una sucesión de frentes de escamas imbrica-das y compartimentadas en bloques que se elevanhacia el oeste. El frente de cabalgamiento constitu-ye una morfoestructura enérgica armada por lascalizas de montaña que se levanta más de 400metros sobre los materiales circundantes, generan-do un escarpe continuo por encima de los 2.300metros desde Peña Vieja (2.614) hasta el PicoTesorero (2.570). El pico de Peña Vieja es un edifi-cio en escamas, donde, sobre la estructura descrita,se instala un nuevo frente, a modo de pequeñaescama cabalgante, de igual modo que sucede enlos Cuetos de Juan Toribio. Este apilamiento posi-bilita su altitud, sobresaliendo sobre el entorno eimprimiéndole, por un lado, su carácter exento res-pecto a los cordales circundantes, y por otro, ladisimetría, con una ladera norte suave y unos fren-tes este, oeste y sur abruptos y verticales. Lasdepresiones (jous, canales), elaboradas en los blo-ques y modeladas en las formaciones Picos deEuropa y Lebeña, tienen un carácter lineal, adapta-das a los frentes de cabalgamiento y las fracturas.

2. Metodología

Establecer los procesos morfogenéticos básicosy las formas resultantes permite una primera apro-ximación a la morfodinámica periglaciar. Para ello,la cartografía geomorfológica detallada nos ha per-mitido inventariar las formas y los procesos impli-cados y establecer las relaciones espaciales y alti-tudinales con otras formas heredadas o activas(Fig. 2). La descripción detallada de perfiles y laclasificación de las formas como activas e inactivas(Kotarba et al., 1987; Francou,1988), así como suutilización como indicadores de procesos perigla-ciares o de las condiciones ambientales (Harris,1982, 1988; Karte, 1983; Huizjer e Isarín, 1997),permite reconocer, describir y clasificar los proce-sos fundamentales involucrados en la morfogénesisactual, las asociaciones de procesos que definen los

sistemas morfodinámicos y los límites morfológi-cos altitudinales (Chardón, 1984; 1989).

Para conocer el régimen térmico invernal delsuelo se han realizado mediciones de la temperatu-ra basal del manto nival (BTS), método de pros-pección del permafrost muy eficaz pues refleja lascondiciones térmicas del suelo durante el invierno.Con espesores de nieve mayores de 80 cm, la tem-peratura del suelo queda aislada de la atmosférica,de modo que presenta una temperatura bajo cerocuando existe hielo en el suelo, y sobre cero si esteno existe. Si el suelo esta permanentemente helado,las condiciones térmicas son especialmente riguro-sas y al final del invierno, con el manto nival equi-librado, domina la influencia térmica del suelo. Sehan establecido temperaturas indicativas de la pre-sencia de permafrost, de modo que temperaturasbasales del manto nival mayores de -2ºC indican laimprobable presencia de permafrost; temperaturasentre -2ºC y -3ºC indican la posibilidad de perma-frost, y temperaturas menores de -3ºC indican laprobable presencia de permafrost (Haeberli, 1985;Haeberli and Epifani, 1986; King, 1990; King etal., 1992). Esta técnica es aconsejable contrastarlacon otras complementarias (registros térmicos con-tinuos, sondeos eléctricos) que permitan confirmarlos resultados, si bien en este caso no se han con-seguido resultados con técnicas complementarias.En la ladera norte de Peña Vieja se han realizado 13medidas de la temperatura basal del manto nival(BTS) entre 2.335 y 2.465 m con una sonda equi-pada con un termopar (Hanna HI-91530K micro-processor K Thermocouple). Estas son pocas medi-das, pero las condiciones de nivación y el escasoespesor de la nieve (<60 cm) impiden realizarmedidas a mayor altitud, y lo reducido de la laderano hace necesario disponer de un elevado númerode mediciones.

3. Morfodinámica periglaciar: procesos y formas

Las condiciones ambientales actuales sitúan laisoterma 0ºC, en torno a los 2.400-2.500 m para elconjunto de Asturias (Muñoz 1982), por lo que lamayor parte del macizo queda fuera de este ámbi-to. La isoterma -2ºC, límite térmico que caracterizalos ambientes con permafrost se sitúa por encimade las más altas cumbres (2.650 m), aunque no seconoce su localización en altura con exactitud.

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Figura 2. Esquema geomorfológico de la zona sureste del Macizo Centralde los Picos de Europa. 1. cordales y cumbres. 2, sustrato rocoso. 3. escar-pes. 4, refugios. 5, poblaciones. 6, lagos. 7, minas. 8, deslizamientos deladera. 9, desprendimientos de ladera. 10, solifluxión laminar. 11, lóbulosde solifluxión. 12, derrubios ordenados cementados (gonfolitas). 13, lade-ras regularizadas. 14, lóbulos de gelifluxión. 15, conos de derrubios. 16,taludes de derrubios. 17, canal de aludes. 18, glaciar rocoso. 19, morrenade nevero. 209, flujo de derrubios. 21, umbral glaciar. 22, circo glaciar. 23,cubeta de sobreexcavación. 24, morrena. 25, depósito morrénico. 26,rellano de obturación. 27, terrazas y depósitos fluvioglaciares. 28, rocasaborregadas. 29, Difluencia glaciar. 30, bloques erráticos. 31, límite deartesa. 32, cabecera torrencial. 33, valles en V. 34, conos de deyección. 35,incisión fluvial. 36, sumidero kárstico. 37, dolina. 38, depresiones glaciokársticas. 39, depresiones glaciokársticas rellenas. 40, lapiaces.Figure 2. Geomorphological sketch of the south-eastern area of the Central Massif of Picos de Europa. 1, crests and summits. 2,substrate. 3. scarps. 4, Huttes. 5, villages. 6, lakes. 7, mines. 8, slope slides. 9, rock fall. 10, solifluction sheet. 11, solifluction lobe.12, cemented stratified debris. 13, coluvial slopes. 14, gelifluction lobe. 15, debris cone. 16, debris talus. 17, avanlanche tracks. 18,rock glacier. 19, protalus lobe. 209, debris flow. 21, glacier rock bar. 22, glacier cirque. 23, glacial overdeepened bassin. 24, morai -ne. 25, till. 26, obturation complex. 27, terraces and fluvioglacial deposits. 28, abraded rocks. 29, glacial diffluence. 30, erraticblocks. 31, glacial valley limit. 32, erosional niche. 33, V valley shaped. 34, alivial fans. 35, fluvial cutting. 36, karstic streamsink.37, doline. 38, glaciokarstic depresion. 39, Infilled glaciokarstic depresion. 40, karren.

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Junto a las condiciones térmicas existen dos facto-res climáticos fundamentales para la génesis deprocesos y formas, la existencia de ciclos de hielo-deshielo y la evolución anual del manto nival.Según Castañón y Frochoso (1998), a partir de losregistros obtenidos en el Jou de los Cabrones, elperíodo de heladas comprende de octubre a mayo-junio, con más de 50 ciclos de hielo-deshielo con-centrados en primavera y otoño. Se caracterizanpor pequeñas amplitudes térmicas (menores de4ºC), con mínimas absolutas de -30°C y ciclos quepueden durar varios días o aparecer aislados.

El manto nival se define por su inestabilidad,que en altura es menor, y por la variación de espe-sores, muy amplia, para todas las altitudes. Segúnlos datos del programa ERHIN, analizados porCastañón y Frochoso (1998), las primeras nevadassuelen producirse en septiembre y octubre, conser-vándose tan sólo por encima de los 2.000 m, y des-cienden gradualmente a medida que avanza elinvierno. La fusión del manto nival se inicia a fina-les de marzo, de modo que a 1.600 m dura hastaprincipios de abril, y en torno a la cota 1.900 mhasta finales de abril. La amplia variabilidad delmanto nival hace que sea difícil establecer unperiodo de fusión por encima de 2.000 metros dealtitud, pues hay años en los que se conserva hastamediados de junio a 1.950 metros (p.e. 1996),mientras otros fue muy delgado y desigual desdefinales de marzo (p.e. 2001). Los procesos defusión están en relación no sólo con las elevadastemperaturas, sino también con las precipitacionesde carácter tormentoso, frecuentes en el macizo,que liberan grandes cantidades de agua en unperíodo de tiempo corto, con importantes implica-ciones morfodinámicas.

Durante los meses de verano sólo permanecenpequeños heleros, herencia del glaciarismo desa-rrollado en el macizo en época histórica, y neverossituados en las condiciones más favorables.Constituye este un aspecto singular para el conjun-to de la Cordillera Cantábrica que ha propiciadoplantear la existencia de suelos helados. A losejemplos conocidos del Jou Negro, Llambrión,Palanca y Arenizas, en el macizo central (junto aCemba Vieya, en el occidental), hay que sumarnumerosos neveros que permanecen en altitudesmuy variadas. Sobresalen los de Hoyo Grande, LosCampanarios, Neverón de Urriello, Colladina delas Nieves, todos ellos por encima de los 2.200

metros y alojados en circos profundos o bajo pare-des y contrafuertes en extraplomo que limitan lainsolación y favorecen la sobrealimentación, por loque no son significativos como indicadores de lapresencia de suelos helados o condiciones térmicasrigurosas.

3.1. Taludes y conos de derrubios: formas y proce -sos complejos.

En el macizo central de los Picos de Europa laspedreras funcionales o semifuncionales se distribu-yen en un amplio rango altitudinal, en función de laposición de los escarpes. Desde los 1.200 metros seencuentran pedreras activas en el Escamellau,Asotín, Friero o Fuente Dé, pero son dominantesdesde los 2.000 m y sobre todo en los circos inter-nos del interior del macizo. En relación con eldesarrollo de pedreras, Castañón y Frochoso(1996) plantean la existencia de una marcada disi-metría entre las vertientes norte y sur. En las sep-tentrionales hay escarpes menores y la nieve per-manece más tiempo, lo que facilitan un menornúmero de ciclos de hielo deshielo. Las orientadasal sur se asocian generalmente a los frentes de lasescamas cabalgantes y presentan pedreras muydesarrolladas por la intensa gelivación, relacionadacon la menor duración de la cubierta nival. Sinembargo, aunque estos aspectos influirán en la pro-ducción de clastos, la heterogeneidad de los conosy taludes de derrubios, con diversas orientaciones ymuy diferentes desarrollos, no permite una genera-lización.

Los taludes y conos de derrubios de mayordesarrollo, activos, que descienden hasta cotas muybajas, se alojan tanto al norte como al sur (LaVueltona, Asotín), por lo que los componentesmorfoestructurales son un elemento prioritario enla formación de taludes y conos de gran desarrollo.La combinación de frentes de cabalgamiento confracturas permite la trituración de paredes que sonsensibles tanto a la gelifracción como a procesos dedistensión o gravitacionales. Su asociación a pro-cesos de ladera, desprendimientos por caída y des-lizamientos, permite discernir entre las laderas conun importante control morfotectónico, y las climá-ticas. Estos últimos son taludes y conos de derru-bios de menor desarrollo y que se localizan en lasporciones más altas de las laderas y paredes, siem-pre por encima de los 1.900 m.

En términos generales se caracterizan por lasfuertes pendientes (>19º), y la regularidad en sutrazado, así como una notable clasificación longi-tudinal de modo que en la parte superior y zonasproximales predominan las gravas de pequeñotamaño, con una matriz arcillosa subyacente y enlas porciones distales grandes bloques, procedentesde la pared, y caídos por desplome (tabla 1).

a) Vertiente occidental de Peña Vieja: bajo lasparedes y el circo suroccidental, se aloja un conjuntode taludes y conos de derrubios de gran desarrollo.

– Taludes de derrubios: la ladera está tapizada deun talud de derrubio continuo que se extiendedesde la Horcadina de Covarrobres hasta las pro-ximidades de la Vueltona (Fig. 3). Se caracterizapor una pendiente media de 22º, un escaso desa-rrollo respecto a las paredes, y una intensa colo-nización al pie de los taludes que denotan su fun-cionalidad parcial. En los pies de taludes, yalcanzando en ocasiones las porciones proxima-les, se instalan plantas como la Crepis pygmaeay la Linaria filicaulis, capaces de colonizar lostaludes de derrubios menos dinámicos (Rivas e ta l . , 1984). En superficie hay abundantes bloquesde caída e incisiones de arroyada debidas a lafusión nival y las tormentas estivales. – Conos de derrubios: a partir de los 1.900metros la vegetación está prácticamente ausen-

te y la ladera se organiza en tres conos de derru-bios, conectados por pequeños taludes. Todosellos alcanzan un gran desarrollo vertical, entre170 y 319 metros, presentan fuertes pendientes,32-36º, y bajos índices h/H que señalan eldominio de las grandes paredes sobre los meca-nismos periglaciares del pie de las mismas. Elcono de mayor desarrollo (C3) está surcado entoda su longitud por un desprendimiento porcaída que ocasiona un surco central y la disper-sión de bloques por toda la ladera.

Los conos presentan formas variadas quedenotan un funcionamiento complejo. Un aná-lisis conjunto permite apreciar la distribuciónde procesos:– Zonas proximales: Dominan los derrubios degravedad, que alternan con la presencia delóbulos de piedras. Estos últimos llegan a serdominantes en algunos taludes, generalmenteasociados a la presencia de neveros y la satura-ción de las zonas inmediatas a los mismos.También son frecuentes las raíces de los cana-les de los flujos de derrubios. – Zonas medias. Presentan la menor compleji-dad, dominan los derrubios de gravedad y lostaludes rectilíneos, con canales de flujos dederrubios y en algunos casos las coladas fronta-les de los mismos.

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Figura 3. Esquema geomorfológico del Grupo Peña Vieja. 1, cordales y cumbres. 2, sustrato. 3, escarpes. 4, refugio. 5, cono de derrubios.6, talud de derrubios. 7, canal de aludes. 8, glaciar rocoso. 9, morrena de nevero. 10, flujo de derrubios. 11, bloques de desprendimiento. Figura 3. Geomorphological sketch of the Peña Vieja group. 1. crests and summits. 2, substract. 3, scarp. 4, refuge. 5, debris cone. 6,

debris talus. 7, avalanche tracks.8, rock glacier. 9, protalus lobe. 10, debris flow. 11, rock falls.

Morfodinámica periglaciar en el grupo Peña Vieja (Picos de Europa, Cantabria) 79

– Zonas distales: Se acumulan los bloques gra-vitacionales y deslizados de mayores tamaños,que alternan con lóbulos de derrubios, presen-tes en todos los conos, y los frentes de los flu-jos de derrubios (Fig. 4).

Se trata, pues, de taludes y conos depen-dientes de las condiciones morfoestructurales,al pie de un gran escarpe de frente de cabalga-miento, que presentan un escaso desarrollorelativo respecto a las paredes (Fig. 5).

b) Ladera norte de Peña Vieja: se ubica entre los2.350 y los 2.614 m. En ella se aloja un talud dederrubios caracterizado por el dominio de cantos ybloques de tamaño pequeño, por la fuerte pendien-te y la complejidad de procesos involucrados. Esun talud rectilíneo de 35º de pendiente y elevadoíndice h/H, que denota la importancia de los apor-tes desde la pared, reducida a una pequeña porciónacanalada de 100 metros de desnivel, y el grandesarrollo de la pedrera. Estas canales son las res-

Figura 4. Conos de derrubios mixtos de la cara SW de Peña Vieja. C1, C2 y C3, corresponden a la numeración de las figuras 3 y 5, ycuadro 1.

Figure 4. Mixed debris cone on SW face of Peña Vieja. C1, C2 and C3 in figures 3 and 5 and table 1.

Figura 5. A. Ladera suroeste de Peña Vieja. . B, Vertiente este del grupo Peña Vieja. Paredes de la Formación Picos de Europa yconos y taludes de derrubios mixtos. Fl, flujos de derrubios. L, lóbulos de derrubios. C, derrubios de caida. m, morrenas.

F i g u re 5. A. SW slope of Peña Vieja. B, Eastern slope of Peña Vieja Groupe. Picos de Europa formation walls and mixed debriscones. Fd, debris flow. L, debris lobe. C, debris fall. m, moraines.

ponsables de la alimentación de la pedrera. El taludpresenta dos porciones diferenciadas:

– Porción oriental. Talud de derrubios rectilí-neo, con acumulaciones de bloques pequeñosen la parte proximal. La porción media es rec-tilínea y está surcada por canales de arroyada.En la porción distal, la pedrera pasa a lóbulosde derrubios de amplio desarrollo, con un des-censo de la pendiente que enlaza con la depre-sión glaciokárstica de su base.– Porción occidental. Talud que parte de lascanales cimeras con muy poco espesor de losderrubios, centimétrico, con huellas de flujos dederrubios de escaso desarrollo en la zona supe-

r i o r. En las porciones medias pasa a un dominiode lóbulos de derrubios de tamaños métricos yescaso porte, que tapizan por completo la laderaentre los 2.400 y los 2.470 m. Estas formas enla-zan con la pequeña depresión kárstica a 2.420m, también mediante lóbulos de derrubios.

Fuera del talud de derrubios, unidad funcio-nal que ocupa la mayor parte de la ladera, selocaliza una familia de lóbulos de gelifluxióncaracterizados por el dominio de finos, detamaño métrico y frentes escarpados. Se sitúa a2.420 m, sobre un depósito de derrubios de laladera este del collado, en una zona de escasapendiente en la depresión kárstica (Fig. 6).

80 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4)

Tabla 1. Taludes y conos de derrubios del Grupo Peña ViejaTable 1. Debris talus and cones of Peña Vieja Group.

Figura 6. Talud de derrubios mixto de la ladera norte de Peña Vieja.. L, lóbulos de derrubios. Fl, flujo de derrubios. G, caída por gravedad Figure 6. Debris talus on the north slope of Peña Vieja. L, debris lobe. Fl, debris flow. G, rock fall.

H, desarrollo vertical de la pared. H, desarrollo vertical del talud o cono. I h/H, Indice de relación h/H

Nº Orientación Cotas Pendiente H h I h/H Origenº

1 SSW 1980-2200 36 293 220 0,75 Mixto2 SW 1960-2130 32 390 170 0,43 Mixto3 SW 1910-2220 32 393 330 0,83 Mixto-complejo4 SW 1880-1960 20 446 80 0,17 Mixto-complejo5 SSE 1830-2010 25 396 140 0,35 Mixto-complejo6 SSE 1800-1950 26 456 150 0,32 Mixto7 ENE 1790-1900 20 530 110 0,,2 Mixto8 E 1780-1990 31 547 210 0,38 Mixto-complejo9 SE 1770-1860 31 464 90 0,19 Aludes10 ENE 1660-1830 24 783 170 0,21 Mixto-complejo11 SE 1670-1850 36 445 220 0,49 Mixto12 SSE 1620-1720 29 495 100 0,2 Aludes13 SSE 1610-1720 32 490 110 0,22 Aludes14 NNE 2330-2530 35 83 200 2,4 Mixto15 NNE 2280-2430 19 63 60 0,95 Mixto-complejo16 S 2270-2370 22 160 100 0,62 Mixto-complejo

Morfodinámica periglaciar en el grupo Peña Vieja (Picos de Europa, Cantabria) 81

Para el conjunto del Grupo de Peña Vieja,los procesos que intervienen en la formación delos conos y taludes son los siguientes:– La caída por gravedad, a partir de la gelifrac-ción, de la relajación y descompresión de lasparedes, distribuye los grandes bloques por lostaludes y conos. Son frecuentes los desprendi-mientos por caída, que forman parte de los talu-des y conos de derrubios, como sucede en lossectores de Covarrobres o las Mánforas.– Los flujos de derrubios, que redistribuyen losmateriales desde los ápices de los conos. Este pro-ceso adquiere una gran importancia en los Picosde Europa, con una funcionalidad todavía no bienconocida, marcada por la fusión primaveral y laconsiguiente saturación, así como episodios tor-mentosos con bruscas aportaciones de agua. Lascalizas y dolomías, con una importante aportaciónde finos, favorecen estos mecanismos. La profu-sión y amplio desarrollo de canales y levées en laspedreras, cuyas morfologías perduran durantedécadas, nos inducen a pensar en la reutilizacióny revitalización de las huellas de los flujos dederrubios en sucesivos acontecimientos (Fig.7).– Reptación y movimientos en masa menores,que en las porciones distales y laterales redistri-buyen los materiales con velocidades bajas. Seaprecian coladas y lóbulos de derrubios genera-dos por la alimentación de agua por arroyadasubaérea, que implica empapamientos y lava-dos de finos diferenciales con movimientosdesiguales en los conos y taludes. – Procesos nivales, arrastre por aludes, conmateriales arrastrados desde las pedreras o pro-cedentes de las paredes que alcanzan las por-ciones medias y distales, así como resbalamien-tos de los bloques superficiales por la acciónnival, tendiendo a la acumulación distal de losbloques mayores, lo que unido a la acción gra-vitacional, que ocasiona el mismo efecto, favo-rece los cortejos de grandes bloques en las por-ciones distales, que caracterizan casi todos lostaludes y conos del grupo de Peña Vieja.

En conjunto, atendiendo a la morfología ylos procesos implicaods (tabla 2) se han dife-renciado tres tipos de conos en función de sudominante morfogenética: – Conos de aludes: Se trata de conos de derru-bios de escaso desarrollo horizontal (siempremenor de 200 metros) con pendientes fuertes(>29º) y perfiles rectilíneos a convexos que se

Figura 7. Flujo de derrubios del cono de derrubios mixto (C1 enfiguras 3 y 5), ladera SW de Peña Vieja. Fl, flujo de derrubios.G, caída por gravedad. L, lóbulos. B, bloques de caída.Figure 7. Debris flow on the mixed debris cone (C1 related tofigures 3 and 5), SW slope of Peña Vieja. Fl. Debris flow. G,

debris fall. l, debris lobe. B, blocks.

Figura 8. Sector oriental del Grupo de Peña Vieja, con la Canaldel Vidrio en el centro. C10 cono de derrubios mixto comple-jo, C11, cono de derrubios mixto (corresponden a la numera-ción de la figura 3 y cuadro 1). Fl, flujo de derrubios. L, lóbu-los. D, desprendimiento por caída. Da, desprendimiento porcaída antrópico (minería, explosión Kachinski). N, nevero. Figure 8. Eastern area of Peña Vieja Groupe. C10, complexmixed debris cone, C11, mixed debris cone (related to figure 3and Table 1). Fl, debris flow. L, debris lobe. D, debris fall. Da,human debris fall (mining, Kachinski explosion), N, snowpatch.

asocian a canales. Suelen tener importantes hue-llas de flujos de derrubios y retoques de arroya-da distal, pero conservan la forma diferenciada.Constituyen este tipo los números 12, 13 y 9.– Conos de derrubios mixtos: Se trata de conosde amplio desarrollo horizontal y vertical,caracterizados por las fuertes pendientesmedias (> 30º), con perfiles convexos a rectilí-neos. Los procesos de distribución son de gra-vedad, reptación, nivales y, en las porcionessuperiores, los flujos de derrubios. Son caracte-rísticos los números 1, 2, 3, 11 o 14.– Conos y taludes mixtos complejos: Se trata detaludes o conos con pendientes medias menores yrelativamente bajas (19-25º) con perfiles comple-jos, rectilíneos a cóncavos, en ocasiones cóncavoconvexos, que denotan una mayor complejidadde procesos. En las zonas altas y proximales losmecanismos gravitatorios, nivales y de flujo sondominantes, y pasan a ser de flujos de derrubiosy nivales en las medias para completarse con pro-cesos de arroyada y nivales en las zonas distales,donde las pendientes son menores. Buenos ejem-plos los constituyen los números 4, 5, 8 y 10.

3.2. Gelifracción

Ya hemos señalado cómo las fases de hielo-des-hielo superan los 50 ciclos anuales, afectando a

crestas, aristas y paredes desnudas, y han sido cita-das “rosas de piedras” en afloramientos rocosos(Brosche, 1978). Por encima de 1.800 m, dominangrandes escarpes rocosos que permanecen libres denieve casi todo el año, y sólo una fina capa de ver-glas puede cubrir las paredes de forma esporádicay variable. Es un hecho conocido la inexistencia decascadas de hielo en las paredes de los Picos, salvopara casos excepcionales. La acción combinada decrioclastia y gravedad sobre las paredes, en el esta-do actual de conocimientos, parece ser el sistemade transferencia de sedimentos más eficaz de la altamontaña de los Picos de Europa. También puedenobservarse formas asociadas a procesos gravitato-rios, como las caídas por desprendimientos (porejemplo, el desprendimiento de Santa Ana).

3.3. Karst nival

Asociados a la crioclastia y aprovechando losamplios afloramientos calcáreos previamente ero-sionados por la acción kárstica en lapiaces, se gene-ran derrubios menores y superficies de sustrato,llambrías, recubiertas por delgadas pedreras cuyosmateriales proceden de las paredes de los lapiaces,a menudo profundos y con paredes delgadas, quefavorecen la acción de rotura por el hielo, hecho fre-cuente y bien conocido en la alta montaña calcárea

82 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4)

Tabla 2. Funcionamiento de conos de derrubios del grupo Peña Vieja.Table 2. Debris cones dynamic of Peña Vieja Group.

Mecanismo

Alimentación

Transporte

Procesosmorfogenéticos

Caída por gravedad

Aludes

Caída por gravedad

Flujos de derrubios(debris flow)

Reptación y movimientosen masa menores

Nivales

Formas

Acumulaciones de bloques.Taludes y conos de derru-bios, perfiles rectilíneos.

Canales, conos proximalesde perfiles convexos.

Acumulaciones de bloques.Taludes rectilíneos.

Canales, levées y coladas dederrubios.

Lóbulos de derrubios

Acumulaciones de gruesos.

Dinámica

A partir de la gelifracción en las zonas altas (>2.400 m),que aportan las fracciones menores, y la relajación y des-compresión de las paredes (glaciadas y tectonizadas), queaporta importantes volúmenes de grandes bloques

Arrastre por aludes en paredes, canales y taludes, alcan-zan todas las porciones medias y distales.

Distribuye los grandes bloques, en ocasiones mediantedesprendimientos por caída.

Se originan sobre todo en los ápices de los conos, enzonas de saturación preferente, y depositan coladas dederrubios en las porciones distales.

Dominan en las porciones proximales, ligadas a neveros,y en las distales laterales, donde redistribuyen los mate-riales con velocidades bajas. Se generan por empapa-mientos y lavados de finos diferenciales con movimien-tos desiguales en conos y taludes.

Resbalamientos de bloques superficiales, acumulacióndistal de los bloques mayores.

Morfodinámica periglaciar en el grupo Peña Vieja (Picos de Europa, Cantabria) 83

(Barrére, 1952). Estos también afectan a las acana-laduras verticales y en general a todos los tipos delapiaz. Castañón y Frochoso (1998) han señaladoprocesos de gelidisyunción y gelidescamaciónsobre los bordes de las kamenitzas, siempre a favorde la saturación por fusión del manto nival.

3.4. Movimientos en masa: solifluxión y gelifluxión

La fracción fina de los depósitos superficiales enel grupo de Peña Vieja procede de la liberación de lasarcillas de la caliza por disolución, de la presencia dematerial morrénico, de los derrubios de ladera y de losafloramientos de la formación Lebeña, materialespizarrosos en los que los movimientos en masa sonmás frecuentes. Al control litoestructural hay que aña-dir la disponibilidad hídrica, abundante en los secto-res impermeables de la formación Lebeña, pero esca-sa en las calizas de montaña. Las abundantes precipi-taciones estivales y la fusión nival, hacen que losmovimientos en masa menores asociados a la satura-ción de las formaciones superficiales sean muy fre-cuentes, pero siempre en zonas preferenciales, taludesy conos de derrubios, morrenas y la formaciónLebeña. Dada la dificultad para discernir entre geli-fluxión o solifluxión a partir de las formas sin análisisdel régimen térmico, se describen juntamente:

– Lóbulos finos o gruesos: Son muy frecuentesy de dimensiones muy variables en los Puertosde Áliva, donde han sido citados por encima de1.850 m (Brosche, 1978), asociados a las piza-rras y los materiales morrénicos. Estos últimospresentan amplios lóbulos que se extienden porlas zonas más llanas, sin duda heredados demomentos más activos que han retocado losmateriales morrénicos. Hay lóbulos formadospor finos y funcionales en los sectores conve-xos de las laderas e incisiones torrenciales, asícomo lóbulos de piedras al pie de los escarpescalizos. En altura son poco frecuentes, pero selocalizan lóbulos de piedras plenamente acti-vos, en familias, hasta los 2.400 metros en lavertiente norte de Peña Vieja. Su posible ads-cripción a procesos gelifluidales está por deter-minar, si bien las condiciones de escasa nivosi-dad por el efecto del viento, la altitud y la pen-diente pueden propiciar este tipo de procesos. – Terracillas y guirnaldas: Son muy frecuentesen el sector de Áliva, donde configuran lasmorfologías típicas en las formaciones morré-nicas, regolito y pedreras, y en ellas es domi-nante la solifluxión, en relación con la disponi-

bilidad hídrica. Configuran amplios tapices enlas laderas formadas por la Formación Lebeña,de modo que son las formas más característicasde las laderas meridionales de Las Salgardas,donde las terracillas tapizan las laderas no recu-biertas por morrenas.– Bloques aradores: Están presentes en Áliva,desde 1670 m, asociados a la saturación delregolito originado sobre las pizarras, y se hancitado en calizas, en la ladera NW de PeñaVieja, a 1.950 m (Miotke, 1968; Brosche, 1978). – Flujos de derrubios: Son muy frecuentes y decorto desarrollo, siempre en relación con taludesy conos de derrubios como hemos visto ante-riormente. Se localizan a altitudes muy varia-bles, desde los 1.100 m en Fuente De, hasta los2.550 m en Peña Vieja. En el entorno de PeñaVieja existen huellas de ocho flujos de derrubiossobre las pedreras, tanto en la vertiente norte,por encima de los 2.300 m, como en la este,entre 1.650 y 1.800 m, o la sur, entre los 1.980 ylos 2.200 m. Constituyen canales, a menudoestrechos, con amplias coladas de derrubios ensu frente que funcionan reiteradamente. El flujose canaliza desde canales con neveros, y en el80% de los casos se generan bajo paredes demás de 100 m de desarrollo (y hasta 800 m), demodo que la fusión nival y las precipitacionesintensas canalizadas por los canales concentranlas aguas de fusión o de lluvia y producen rápi-das saturaciones de los derrubios en sus porcio-nes proximales, allí donde son más abundanteslos materiales finos, al margen de la altitud.– Glaciares rocosos: No existen glaciares roco-sos activos en los Picos de Europa y los relictosson muy poco frecuentes. Tan sólo existen men-ciones en Cordiñanes (Frochoso y Castañón,1998), el Jou de Los Boches (Pedraza et al.,1996) y el glaciar rocoso de Lloroza (Serrano yGonzález Trueba, 2002). Este glaciar rocosorelicto se aloja en el interior del complejomorrénico de Lloroza, al pie de las paredes suro-este de Peña Olvidada, con una orientación SW-NE. Presenta un cuerpo de 200 metros de larg opor 150 de ancho con textura superficial de blo-ques y cuatro surcos arqueados conforme a ladirección de flujo. Su posición morfoestratigrá-fica denota su edad posterior al complejo morré-nico, ubicándose en el Finipleistoceno, en unascondiciones ambientales de transición entre unmedio glaciar, ya circunscrito sólo a las porcio-nes más altas del macizo, y uno periglaciar.

3.5. Nivación

Los procesos de nivación son posiblemente losmás importantes de la alta montaña de los Picos,pues casi todos los procesos actuales están asociadosa la evolución del manto nival y a la aportación deagua de fusión. Entre las formas presentes, destacan:

– Canales de aludes, conos y taludes de derrubiosmixtos: Son los más frecuentes de la alta monta-ña. Los conos y taludes de derrubios que tapizanlos frentes y dorsos de cabalgamiento se asociangeneralmente a canales de aludes y caídas de pie-dras. Los canales, dirigidos por las líneas tectóni-cas, evacuan la nieve hacia el pie de las paredes,generando aportes de nieve y roca que alimentanlas laderas y mantienen la nieve hasta la prima-vera. Pero estos mismos canales conducen elagua y las caídas por desprendimiento, de talmodo que en su base se concentran múltiples pro-cesos; gravitatorios, reptación, por reajuste de lamasa de clastos, movimientos en masa, por satu-ración, con flujos de derrubios y lóbulos de pie-dras, y torrencialidad, todo ello con variacionesaltitudinales en función de la granulometría de lasdistintas porciones de los conos y la pendiente delos mismos. El resultado, como se ha señalado,son conos mixtos muy complejos tanto en sumorfología como dinamismo.– Morrenas de nevero. Son muy frecuentes lasacumulaciones de derrubios en forma de arcoque bordean neveros, alimentados por la caídade bloques desde las paredes circundantes. Sonformas poco acentuadas, que predominan en lasladeras y jous más altos. En la zona de estudiodestacan las morrenas de nevero del Jou sinTierra (1.900 m), de Juan Toribio (1.850 m), delJou de los Llagos (2.100 y 2.200 m) y de laCanalona (2.350 m). Se ubican a cotas bajas y ladiferente conservación de la nieve en función dela orientación implica que se ubiquen entre1.800 y 1.900 m las orientadas al norte, y 2.200-2.300 las orientadas al sur, siempre bajo paredesque superan los 50-100 metros y alimentan denieve y clastos a la morrena. El arco morrénicodel Chalet Real fue interpretado por HernándezPacheco (1956) como una morrena de nevero,pues la diposición planar de los bloques parecenindicar una alimentación nival, pero estos sonminoritarios, señalando en mayor medida unretoque nival. Atribuimos su génesis a procesosglaciares por su posición, cerrando un circo col-gado, morfología, un arco de reducidas dimen-

siones pero con un escarpe interno abrupto yuno externo con menos pendiente y tambiéninclinado, y su estructura sedimentaria, un till.En los últimos períodos funcionales, el glaciar,retranqueado en la pared y en altura, enviaríaderrubios, hielo y nieve que se acumularía a lospies, generando la cobertura superior nival yretocando la morrena, que pertenecería a unperíodo de retroceso finiglaciar. Este funciona-miento perdurará hasta la actualidad. – Nichos de nivación y enlosados nivales. Sonmuy frecuentes y se encuentran dispersos portodo el macizo, con numerosos ejemplos en losjous internos y los umbrales. La disolución pre-ferencial ejercida por los neveros hace que amenudo sean formas mixtas, nivo-kársticas,depresiones cerradas de tamaños muy variablesy con formas poco nítidas de nicho. En su inte-rior son frecuentes los enlosados, siempre dereducidas dimensiones.

3.6. Crioturbación y presencia de permafrost

La crioturbación no es un proceso que genereformas expresivas y no ha sido estudiado en detalleen Los Picos de Europa. Existen céspedes almoha-dillados en depresiones y cubetas encharcadas, prin-cipalmente en Áliva, donde la litología favorece losencharcamientos, y se han citado suelos estriados enPeña Vieja, a 2.420 m, en pendientes de 15-18º(Brosche, 1978), y una red de figuras geométricassobre material morrénico, en el Jou de los Llagos, alsur del Llambrión (Castañón y Frochoso, 1994). Eneste último caso, dada su escasa altitud, 2.050 m, loatribuimos bien a mecanismos ajenos a los procesosperiglaciares, o bien a una herencia periglaciar indi-cativa de un medio más riguroso que el actual, y enrelación con el retroceso glaciar que abandonó losrestos morrénicos sobre los que se asienta.

En los Picos de Europa se ha apuntado laposibilidad de la presencia de permafrost (dis-continuo o continuo) en las cotas más altas delmacizo (Castañón y Frochoso, 1997; Brown e ta l . , 1998). La ladera norte de Peña Vieja presen-ta un depósito de ladera en altura, entre 2.300 y2.500 m, sin dominio de paredes verticales nicrestas, y orientada al norte. Estas condicionesson difíciles de encontrar en los Picos de Europa,donde tan sólo existen pequeñas superficies enaltitud y orientación norte en algunas cumbrespor encima de los 2.600 metros (Palanca-Llambrión). Por ello, la Peña Vieja, dadas las

84 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4)

Morfodinámica periglaciar en el grupo Peña Vieja (Picos de Europa, Cantabria) 85

condiciones morfológicas y ambientales, consti-tuye un lugar de especial interés para detectar laposible presencia de permafrost, de modo quedurante el invierno de 2001 se han realizadomedidas de la temperatura basal del manto nival(BTS) en la vertiente norte de Peña Vieja.

La cara norte de Peña Vieja se encuentra parcial-mente desprovista de nieve durante el invierno. Esuna zona muy venteada, abierta entre la Canal delVidrio y los Collados de la Canalona y de lasCoteras Rojas, sin una acumulación regular de nievey con frecuentes procesos de fusión y rehielo. En lascanales y la parte superior de las pedreras la cober-tura nival es escasa (20 cms a 2.500 metros), y enalgunos periodos del invierno están descubiertas,permaneciendo el collado y las crestas desprovistasde nieve. La ausencia de cobertura nival y las varia-ciones de hielo en las paredes favorecen frecuentescambios térmicos. Las calizas compactas culminan-tes (calizas de montaña) aportan, por gelifracción,las fracciones de rocas, bloques y cantos pequeñosque alimentan las pedreras inferiores. De las medi-das BTS realizadas (tabla 3) sólo siete registros hansido válidos, por tener más de 80 cm de espesor denieve, y de ellos el más alto se ubica a 2.455 m, perotodas las medidas registradas están por encima de0ºC y señalan como improbable la existencia de per-mafrost. Por encima de los 2.450 m, en las canales yla estrecha arista cimera, la escasa cobertura nival nopermite las condiciones teóricas favorables para lapresencia de permafrost. En las aristas de altura, laradiación incidente en las laderas y la estrechez delas mismas impide que sean ámbitos favorables parael permafrost esporádico. Por otra parte, a falta deregistros térmicos, las laderas y cumbres se ubican

en torno a la isoterma anual de 0ºC (Muñoz, 1982),lejos del límite altitudinal de la línea de equilibrioglaciar (ELA). Además, la isoterma anual de -2ºCqueda por encima de la línea de cumbres (2.648 men Torre Cerredo). Por todo ello, podemos afirmarque no existe permafrost continuo ni discontinuo enel grupo Peña Vi e j a .

4. El dominio periglaciar: distribución altitudi-nal de formas y procesos periglaciares

El dominio periglaciar de los Picos de Europase ubica por encima de los 1.900 m, con procesos yformas periglaciares entre los que domina la niva-ción. La solifluxión es muy generalizada en el sec-tor de los puertos de Áliva, en las morrenas, colla-dos y laderas. Por encima de 2.300 metros, laspedreras con flujos lentos y caídas por gravedad,así como unas condiciones térmicas más frías y unmanto nival desigual por la acción del viento, pro-pician mecanismos ligados al hielo-deshielo, tantoen el sustrato como en las formaciones superficia-les. La criorreptación y gelifluxión son muy ate-nuadas y generan únicamente pequeñas coladas debarro y lóbulos de piedra. Pero por encima de los2.300 metros sólo quedan 340 metros de desarrollovertical, que en su mayoría están constituidos porcrestas, aristas cimeras y cumbres. Por encima delos 2.450 metros, prácticamente están ausentes lasformaciones superficiales, siempre con fuertespendientes, por lo que es el dominio de la roca des-nuda, afectada por los procesos de gelifracción,

Tabla 3. Mediciones BTS en la ladera norte de Peña ViejaTable 3. BTS measurements in the north slope of Peña Vieja.

NºAltitud Profundidad

Orientación BTS ºC Permafrost Morfologíam cm

1 2450 70 NW 0.1 Improbable lóbulos2 2450 80 NW 0.7 Improbable talud3 2455 90 N 0.9 Improbable talud4 2465 60 N 0.8 Improbable talud5 2445 100 N 0.6 Improbable talud6 2425 95 NW 0.8 Improbable talud7 2425 50 NW 0.9 Improbable talud8 2420 50 NW 0.9 Improbable lóbulos9 2415 10 NW 0.7 Improbable lóbulos10 2395 90 NW 0.5 Improbable depresión, lóbulos11 2380 85 NW 0.7 Improbable depresión12 2345 75 NW 0.9 Improbable talud, lóbulos13 2335 60 NW 0.8 Improbable Depresión

pero poco apta para la conservación de nieve ohielo, tanto en superficie como en el subsuelo.

Es un dominio nivoperiglaciar muy restringidoen el espacio, donde el régimen térmico del sueloestá en relación con el manto nival, su duración yredistribución, como sucede en la vertiente norte dePeña Vieja. El análisis de la temperatura basal delmanto nival, las formas y los procesos permitenobservar:

– La escasa cobertura del manto nival en altura,por ser una zona muy venteada. El manto nivalsólo adquiere espesor en la porción inferior, allídonde los efectos del viento son menores, y enlas zonas bajas, en la base de la pedrera y depre-siones, donde se acumula la nieve y está prote-gida del viento, aunque no supera el metro deespesor a finales del invierno.– Ningún registro permite afirmar la existenciade un ambiente con permafrost en la alta mon-taña del grupo de Peña Vieja.– Se observa una relación entre la distribución dela nieve y la intensidad de los procesos morfoge-néticos. En las zonas con mayor cobertera nival yprotección térmica del suelo, los procesos domi-nantes están asociados a la saturación durante losperiodos de fusión y procesos gravitacionales dereajuste. Sin embargo, allí donde el manto esinestable se observa mayor dinamismo. Alos pro-cesos dominantemente nivales se suman flujos dederrubios, asociados a saturaciones por fusión delas aguas de rehielo y de la nieve, no necesaria-mente durante la primavera, y a cambios de esta-do del agua que implican aportes de gelifractos ygelifluxión, con lóbulos de gruesos y finos porencima de los 2.350 m de altitud.

Las formas y los procesos analizados permitenestablecer la distribución altitudinal del medioperiglaciar, con procesos periglaciares atenuadosdesde los 1.900 m:

– Dominio nivoperiglaciar: Se caracteriza por elpredominio de los procesos de nivación, soliflu-xión y en general procesos y formas asociados alos ciclos de hielo-deshielo. Allí donde aparecenlos afloramientos de roca caliza, tal es el caso delas paredes y canales que arman todo el conjunto,predomina la crioclastia y los procesos nivokárs-ticos. En la parte inferior, asociado a la presenciade la formación Lebeña, o potentes depósitosmorrénicos superficiales, tal es el caso de Llorozao Áliva, se da un predominio de la solifluxión, yen general los procesos de ladera, acelerados por

el zapamiento de las corrientes de agua. En estepiso dominan los procesos asociados a la presen-cia de nieve, los aludes, flujos de derrubios y soli-fluxión, con movimientos en masa sobre los talu-des y conos. Constituye el piso inferior de la altamontaña de Picos de Europa y se extiende desdelos 1.900 hasta los 2.350 m. – Dominio crionival: se desarrolla por encima delos 2.350 m, en estrecha interacción con el ante-r i o r, a través de un importante trasvase de mate-rial y energía, ya sea en forma de caída de derru-bios por gravedad, flujo de derrubios o aludes. Elendurecimiento de las condiciones climáticascon la altitud favorece la aparición de la geli-fracción, la gelifluxión y sus formas asociadas,así como intensos procesos nivales, aludes y flu-jos de derrubios, que condicionan la efectividaddel periglaciarismo. La cubierta nival perduramás de siete meses en un medio muy dinámico,si bien escasamente representado, pues son prin-cipalmente paredes y crestas, con procesos defuerte influencia en el piso inferior. La desigualdistribución en tiempo y espacio del manto nival,debido a factores tales como topografía, orienta-ción y exposición, y la dinámica de ciclos dehielo-deshielo, son fundamentales para entenderla morfodinámica periglaciar actual del área, enla que destaca la ausencia de unas condiciones losuficientemente rigurosas como para el desa-rrollo de permafrost continuo o discontinuo.Comprende desde los 2.350 m hasta los 2.614 dela cumbre, y es el piso superior del cinturón peri-glaciar de los Picos de Europa.

5. Conclusiones

El medio periglaciar del grupo Peña Vieja secaracteriza por la diversidad de procesos y formasasociadas. Intervienen al menos catorce procesosmorfogenéticos ligados a la gravedad, la nivación,los cambios de estado del agua, y la reología decuerpos helados o saturados, que asociados en elespacio y en el tiempo constituyen un rápido siste-ma de transferencia de derrubios en un activo sis-tema morfodinámico. Estos procesos generan unabanico de formas simples, complejas y asociacio-nes de formas que ocasiona un medio de montañavariado y organizado en altitud. Es, pues, un domi-nio nivoperiglaciar muy restringido en el espacio,donde el régimen térmico del suelo está en relacióncon el manto nival, su duración y redistribución,como sucede en la vertiente norte de Peña Vieja.

86 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4)

Morfodinámica periglaciar en el grupo Peña Vieja (Picos de Europa, Cantabria) 87

Las formas más representativas, los conos y talu-des de derrubios, muestran un gran complejidaddinámica, con cuatro tipos morfodinámicos diferen-tes, conos de aludes, conos de derrubios mixtos yconos y taludes mixtos complejos. Son formas muyactivas y comunes en todos los Picos, si bien es difí-cil atribuir su génesis únicamente a la crioclastía, portratarse en general de conos mixtos en los que inter-vienen condicionantes morfoestructurales, gravita-cionales, nivales y criogénicos, sobre los que sonfrecuentes las huellas de la arroyada nival. La multi-plicidad de procesos y formas denota la diversidad yel dinamismo de los procesos criogénicos y nivales.

Las observaciones térmicas del manto nival(mediciones BTS), así como la evolución delmismo y el análisis de los procesos y formas obser-vadas, heredadas unas y activas otras, muestran quela organización y la dinámica de las formas perigla-ciares están dirigidos por las variaciones climáticasintroducidas por la altitud, la topografía, la orienta-ción y la exposición. En el Grupo Peña Vieja talesfactores favorecen una morfodinámica periglaciaratenuada, en interacción con la karstificación y unacapaz dinámica de laderas propiciada por los fuer-tes desniveles existentes, así como la ausencia de unambiente favorable al desarrollo de permafrost.

En el Grupo Peña Vieja es posible diferenciar dospisos morfoclimáticos periglaciares: nivoperiglaciar,entre 1.900 y 2.350 m, donde predominan los proce-sos y formas nivales y nivokársticas, sin representa-ción de gelifluxión ni crioreptación; y crionival,banda altitudinal por encima de 2.300 m con condi-ciones térmicas más rigurosas que implican unaintensa crioclastia y gelifluxión, donde la coberturanival condiciona los procesos e intercambios con lospisos inferiores, y no se dan las condiciones para laexistencia de permafrost continuo o discontinuo.

Como consecuencia de los caracteres geográfi-cos del sector, y sobre todo, su limitado desarrolloaltitudinal, con una cumbre que escasamente superalos 2.600 m, el conjunto se caracteriza por una mor-fodinámica nivoperiglaciar, con unas condicionesestrictamente periglaciares restringidas a la zona decumbres. Su situación en el umbral altitudinal lími-te, le convierte en un medio sometido a una grandiversidad de procesos morfogenéticos, activos ysensibles a los cambios ambientales actuales, tantonaturales, como inducidos por el hombre.Constituye, pues, un “indicador de cambio” privile-giado, ante las respuestas morfogenéticas del mediode alta montaña, a las condiciones climáticas yantrópicas actuales y su evolución futura.

6. Agradecimientos

Este trabajo se desarrolla como parte de un pro-yecto de investigación financiado por la FundaciónMarcelino Botín. Los autores agradecen a AugustoPérez Alberti la cesión de las fotografías de lasfiguras 5 y 6 del trabajo, así como a Javier dePedraza y Carlos E. Martí Bono las sugerencias ycorrecciones realizadas al texto original.

Referencias bibliográficas

Alonso, V. & González Suárez, J.J. (1998). Presencia de hielo gla-ciar en los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica). El helerodel Jou Negro. Cuaternario y Geomorfología, 12 (1-2), 35-44.

Barrére, P. (1952). Evolution mecanique et nivation sur les ver-sants calcaires de la haute montagne Pyrénéene. Pirineos, 8(24), 201-213.

Bertrand, G. (1971). Morphoestructures cantabriques: Picos deEuropa, ‘Montaña’ de León et de Palencia. R e v u eGéographique des Pyrénées et du Sud-Ouest, 42 (1), 49-70.

Bertrand, Cl. & Bertrand, G. (1971). Le complexe terminal gla-ciaire du plateau karstique des lacs d´Enol (Picos de Europa,massif cantábrique central, Espagne du nord-ouest, provinced´Oviedo). Revue Photointerpretation, 3 (2), 15-18.

Brosche, K.U. (1978). Beiträge zum rezenten und vorzeitlichenperiglazialen Formenschatz auf der Iberischen Halbinsel.Abhandlungen des Geographischen Instituts, Sonderhefte,Band I. Selbstverlag des Geographischen Instituts der FreienUniversität Berlin.

Brown, J., Ferrians, O.J., Heginbottom, J.A. & Melnikov, E.S.( 1 9 9 8 ). Circum artic map of Permafro s t. InternationalPermafrost Association, Data and Information Wo r k i n gGroup. Circumpolar Active-layer Permafrost System (CAPS),versión 1.0 CD-ROM. National Snow and Ice data Center,Boulder, University of Colorado.

Castañón, J.C. & Frochoso, M. (1994). El periglaciarismo de laCordillera Cantábrica. En Gómez Ortiz, M. Simón Torres, F.Salvador Franch, F. (Eds.). Periglaciarismo en la PenínsulaIbérica, Canarias y Baleares. Estudios significativos.Granada, Monografías de la S.E.G., 7, 75-91.

Castañón, J.C. & Frochoso, M. (1996). Hugo Obermaier y elglaciarismo pleistoceno. En: Moure, A. (ed.), El hombre fósil80 años después. Homenaje a H. Obermaier, Universidad deCantabria, Santander, 153-175.

Castañón, J.C. & Frochoso, M. (1998). La alta montaña cantá-brica: condiciones térmicas y morfodinámica en los Picos deEuropa”. En: Gómez Ortiz, M. Salvador Franch, F. Schulte &L. García Navarro, A (Eds.). Procesos biofísicos actuales enmedios fríos.Barcelona, Universidad de Barcelona, 113-132.

Castañón, J.C. & Frochoso, M. (1986). Origen y evolución deunas brechas calcáreas: las gonfolitas del Alto Duje (Picos de

Europa-España). Actas symposium sobre fluctuaciones climá -ticas en las regiones del mediterráneo Occidental. U.A.M.Madrid, 61-63.

Chardon, M. (1984). Montagne et haute montagne alpine, crité-res et limites morphológiques remarquables en haute montag-ne. Revue de Geographie Alpine, 82, (2-3-4), 213-224.

Chardon, M. (1989). Essai d´approche a la specifité des milieux dela montagne alpine. Revue de Géographie A l p i n e, 77 (1-3), 15-28.

Clark, R. (1981). Cold climate features of the CordilleraCantábrica, northern Spain. Biuletin Peryglaciar, 28, 5-13.

Farias, P. (1982). La estructura del sector central de los Picos deEuropa. Trabajos de Geología, 12, 63-72.

F l o r, G. & Baylon-Misioné, J.I. (1989). El glaciarismo cuaternariode los Puertos de Áliva (Macizo Oriental de los Picos de Europa,Occidente de Cantabria). Cuaternario y Geomorfología, vol. 3(1-2), 27-34.

Francou, B. (1988). L’Eboulisation en Haute Montagne. Thèsed’Etat, Editec. Grenoble.

Frochoso, M. (1980). El macizo central de Picos de Europa ysus glaciares. Ería, 1, 67-87.

Frochoso, M. & Castañón, J.C. (1986). La Evolución morfoló-gica del Alto Valle del Duje durante el Cuaternario (Picos deEuropa, NWEspaña). Eria, 11, 193-209.

González Trueba, J.J., Ruíz, Y. & Serrano, E. (2002). Huellasmorfológicas del glaciarismo histórico. La Pequeña Edad delHielo en el Macizo Central de los Picos de Europa (CordilleraCantábrica). En: Serrano, E. & García, A. (Eds.). Estudiosrecientes en Geomorfología.Patrimonio, montaña y dinámicaterritorial. Sociedad Española de Geomorfología, Universi-dad de Valladolid, Valladolid, 183-192.

González Martín, J.A. (1984). Rasgos generales del periglacia-rismo de la Península Ibérica y áreas insulares. I. Dominioatlántico. Lurralde, 23-81.

Haeberli, W. (1985). Creep of mountain permafrost: internalstructure and flow of alpine rock glaciers. Mitteilungen derVersuchsanstalt für Wasserbau, Hydrology und Glaziology,77, Zurich.

Haeberli, W. & Epifani, F. (1986). Mapping the distribution ofburied glacier ice-an example from Lago delle Locce, MonteRosa, Italian Alps. Annals of Glaciology, 8, 78-81.

Harris, S.A. (1982). Identification of permafrost zones usingselected periglacial landforms. P roceeding of the FourCanadian Permafrost Conference, 49-58.

Harris, S.A. (1988). The alpine periglacial zone. En Clark, M.J.(ed.). Advances in Perglacial geomorphology.Wiley and Son,Nueva York.

Hernández Pacheco, F. (1956). La morrena periglaciar de PeñaVieja. Picos de Europa, Santander. Sociedade Portugesa deAntropologia e Etnologia, Oporto, 227-234.

Huizer, A.S. & Isarin, R.F.B. (1997). The reconstruction of pastclimates using multiproxy evidence: an example of the weich-selian Pleniglacial in Northwest and central Europe.Quaternary Science Review, 16, 513-533.

Karte, J. (1983). Periglacial phenomena and their significace asclimatic and edaphic indicators. GeoJournal, 74, 329-340.

King, L. (1986). Zonation and ecology of high mountain perma-frost in Scandinavia. Geografisca A n n a l e r, 68 (A-3), 131-139.

King, L., Gorbunov, A.P. & Evin, M. (1992). Prospecting andmapping of mountain permafrost and associated phenomena.Permafrost and Periglacial Processes, 3, 73-81.

Kotarba, A., Kaszowski, L. & Krzemien, K. (1987). High moun -tain denudational system of the Polish Tatra Mountains.Polish Academy of Science, Cracovia.

Maas, K. (1974). The geology of Liebana, CantabrianMountains, Spain; Deposition and deformation in a flyscharea”. Leidse Geologische Mededelingen, 49, 379-465.

Maestre, A. (1864). Descripción física y geológica de la pro -vincia de Santander. Junta General de Estadística. Madrid.

Marquínez, J. (1978). Estudio geológico del sector SE de losPicos de Europa (Cordillera Cantábrica, NW de España).Trabajos de Geología, 10, 295-315.

Marquínez, J. (1989). Síntesis cartográfica de la región del Cueray los Picos de Europa. Trabajos de Geología, 18, 137-144.

Marquínez, J. (1992). Tectónica y relieve en la CornisaCantábrica. En A. Cearreta y F.M. Ugarte (Eds.), The lateQuaternary in the western Pyrenean region, Universidad delPaís Vasco, Vitoria, 143-160.

Marquínez, J. & Adrados, L. (2000). La geología y el relieve delos Picos de Europa. Naturalia Cantabricae, 1, 3-19.

Miotke, F.D. (1968). Karstmorphologische Studien in der gla -cial-überformten Höhenstufe der Picos de Europa, Nordspa -nien. Jahrbuch der Geographischen Gesellschaft zu Hannover.Arbeiten aus den Geographischen Institut der TechnischenUniversität Hannover. Sonderheft 4. Selbstverlag derGeographischen Gesellschaft Hannover, Hannover.

Muñoz, J. (1982). Geografía Física. El relieve, el clima, lasaguas. En: Quirós, F. (Eds.). Geografía de Asturias, Ayalga,Oviedo.

Obermaier, H. (1988). Estudio de los glaciares de los Picos deEuropa. Gijón, Grupo de Montaña de la Calzada, Edición fac-símil de la edición de Madrid de 1914 con un prólogo dePatricio Adúriz Pérez. Oviedo.

Pedraza, J. de (1996). Geomorfología, principios, métodos yaplicaciones. Rueda Editorial, Madrid.

Penck, A. (1897). Die Picos de Europa und das Kantabrischegebirge. Geographie Zeitschrift, Leipzig, t-3, 278-281.

Rivas-Martínez, S., Díaz, T., Prieto, J.A., Loidi, J. & Penas, A.(1984). Los Picos de Europa: la vegetación de la alta monta -ña cantábrica. Ediciones Leonesas, León.

Rodríguez, L.R. (Dir.)(1994). Mapa Geológico de España.Escala 1/50.000.Hoja nº 81. Potes. ITGE, Madrid.

Serrano, E. & González Trueba, J.J. (2002). Morfología y evo-lución glaciar en los Picos de Europa. En: Redondo, J.M.,Gómez, A., González, R.B. & Carrera, P. (Eds.). El modeladode origen glaciar en las montañas leonesas. Universidad deLeón, León, 249-268.

Schulz, G. (1858). Descripción geológica de la provincia deOviedo. Imp. José González, Madrid.

Smart, P.L. (1984). The geology, geomorphology and speleoge-nesis of the eastern massif, Picos de Europa, Spain. CaveScience, 11 (4), 238-245.

Recibido 25 de octubre de 2003Aceptado con revisión

88 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4)