Morfodinámica periglaciar en el Grupo Peña Vieja (macizo central de los Picos de Europa - Cantabria)

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: [email protected] 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 las condiciones 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 amplia diversidad de procesos, entre los que destacan la nivación, en combinación con la karstificación, la solifluxión y la gelifracción. La morfodinámica periglaciar actual está ligada al manto nival, y hemos diferenciado dos pisos morfodinámicos: nivoperiglaciar (1.900 -2.300 m.) y crionival (2.300 – 2.613 m.). La realización de medidas B.T.S. ha permitido una aproximación a las temperaturas invernales de la formación superficial, y denota que no se dan las condiciones 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 of Picos de Europa (Cantabrian Range), is characterised by a nivoperiglacial environment. In this work we have made a detailed geomorphological map, surficial morphological analysis and basal temperatures of snow measurements. On the study area there are different landforms related to fourteen crionival processes. The periglacial morphodynamic on Picos de Europa is linked to the depth and changes of snow cover, and the most important geomorphic processes are the nivation, karstification, solifluction and gelifraction. In this work two periglacial altitudinal belts have been defined: nivoperiglacial belt (1.900-2.300 m) and crionival belt (2.300-2.613 m). The BTS measurements point out the non-existence of environmental conditions to get continuous or discontinuous permafrost development. Key words: Periglacial geomorphology, high mountain environment, BTS measurements, Picos de Europa, Cordillera Cantábrica. E. Serrano Cañadas & J.J. González Trueba (2004) Morfodinámica periglaciar en el grupo Peña Vieja (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 uno de los lugares más propicios para el desarrollo de los procesos periglaciares actuales del conjunto de la Cordillera Cantábrica, debido tanto a su localización geográfica (Fig. 1) como a sus condiciones orográficas, con cumbres de más de 2.600 m, y las implicaciones climáticas y morfodinámicas derivadas de la altitud y proximidad al mar. Los estudios sobre periglaciarsimo en los Picos de Europa son, por ahora, escasos, y no permiten una caracterización definitiva. Algunas formas heredadas han sido analizadas en detalle (Hernández Pacheco, 1959; Miotke, 1968; Brosche, 1978; Castañón y Frochoso, 1986; Frochoso y Castañón, 1986; 74 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4) 1996), existen aportaciones a la dinámica actual (Miotke, 1968; Brosche, 1978; Castañón y Frochoso, 1998) y algunas síntesis que incluyen a los Picos de Europa (Brosche, 1978; Clark, 1981; González Martín, 1984, Castañón y Frochoso, 1994). Además se ha apuntado la posible existencia de permafrost esporádico (Castañón y Frochoso, 1998) y de condiciones ambientales propicias para el permafrost en las zonas más altas del macizo (Brown et al. 1998). Este hecho ha motivado el estudio de los procesos periglaciares actuales y confirmar la existencia o inexistencia de permafrost en la montaña oceánica peninsular al objeto de mejorar el mapa de síntesis sobre distribución del permafrost en el hemisferio norte, elaborado por la International Permafrost Association (IPA). El relieve de los Picos de Europa es morfoestructural en sus rasgos mayores (Bertrand, 1971, 1972; Bertrand y Bertrand, 1984; Marquínez, 1992, Marquínez y Adrados, 2000), con una intensa huella de los modelados kárstico y glaciar. La estructura geológica está formada por un apilamiento de escamas cabalgantes al sur, compartimentadas por fracturas. Las escamas generan una sucesión de rampas dorsales que siguen el buzamiento de los materiales, hacia el norte, y frentes de cabalgamiento que generan escarpes potentes y abruptos, orientados al sur. Las rocas dominantes son calizas de montaña, de edad Namuriense Westfaliense, junto a las calizas tableadas y masivas de edad Westfaliense-Cantabriense, de la formación Picos de Europa, y la secuencia compleja de pizarras, conglomerados calcáreos, calizas y areniscas, con facies turbidíticas, la formación Lebeña, de edad Estefaniense (Maestre, 1864; Maas, 1974; Marquínez, 1978, 1989, 1992; Farias, 1982; Martínez y Marquínez, 1984; Farias et al. 1990). El glaciarismo ha modelado circos colgados y artesas, ha rellenado el fondo de las depresiones glaciokársticas y ha depositado complejos morrénicos hoy bien conservados (Áliva, Pido, Amuesa, Los Lagos, Ándara). La morfología glaciar es bien conocida (Penck, 1897; Obermaier, 1914; Frochoso, 1980; Castañón y Frochoso, 1986, 1992, 1996, 1998; Frochoso y Castañón, 1986, 1995, Flor y Baylón-Missioné, 1988; Serrano y González Trueba, 2001), con una evolución caracterizada por un máximo glaciar muy pulsador, fases de retroceso alojadas en la alta montaña y una pulsación reciente atribuida a la Pequeña Edad del Hielo (Serrano y González Trueba, 2002; González Trueba et al., 2002), sin significación morfológica en el grupo de Peña Vieja. El grupo de Peña Vieja (2.614 m) constituye una pequeña unidad orográfica del macizo central de los Picos de Europa, si bien es el tercer grupo montañoso por su altitud. Es un relieve morfoestructural formado por el frente del cabalgamiento Figura 1. Localización de la zona de estudio. Figure 1. Location of the study area. Morfodinámica periglaciar en el grupo Peña Vieja (Picos de Europa, Cantabria) 75 basal, perteneciente a las láminas frontales, donde las calizas de montaña cabalgan sobre las turbiditas del grupo Mogrovejo. La fracturación local y regional compartimenta este frente mediante fracturas de dirección WNW-ESE, en bloques elevados hacia occidente, que levanta la unidad de Peña Vieja-Santa Ana sobre el Escambellao, y Horcados Rojos-Tesorero sobre esta. Hacia el norte se desarrolla una sucesión de frentes de escamas imbricadas y compartimentadas en bloques que se elevan hacia el oeste. El frente de cabalgamiento constituye una morfoestructura enérgica armada por las calizas de montaña que se levanta más de 400 metros sobre los materiales circundantes, generando un escarpe continuo por encima de los 2.300 metros desde Peña Vieja (2.614) hasta el Pico Tesorero (2.570). El pico de Peña Vieja es un edificio en escamas, donde, sobre la estructura descrita, se instala un nuevo frente, a modo de pequeña escama cabalgante, de igual modo que sucede en los Cuetos de Juan Toribio. Este apilamiento posibilita su altitud, sobresaliendo sobre el entorno e imprimiéndole, por un lado, su carácter exento respecto a los cordales circundantes, y por otro, la disimetría, con una ladera norte suave y unos frentes este, oeste y sur abruptos y verticales. Las depresiones (jous, canales), elaboradas en los bloques y modeladas en las formaciones Picos de Europa y Lebeña, tienen un carácter lineal, adaptadas a los frentes de cabalgamiento y las fracturas. 2. Metodología Establecer los procesos morfogenéticos básicos y las formas resultantes permite una primera aproximación a la morfodinámica periglaciar. Para ello, la cartografía geomorfológica detallada nos ha permitido inventariar las formas y los procesos implicados y establecer las relaciones espaciales y altitudinales con otras formas heredadas o activas (Fig. 2). La descripción detallada de perfiles y la clasificación de las formas como activas e inactivas (Kotarba et al., 1987; Francou,1988), así como su utilización como indicadores de procesos periglaciares o de las condiciones ambientales (Harris, 1982, 1988; Karte, 1983; Huizjer e Isarín, 1997), permite reconocer, describir y clasificar los procesos fundamentales involucrados en la morfogénesis actual, las asociaciones de procesos que definen los sistemas morfodinámicos y los límites morfológicos altitudinales (Chardón, 1984; 1989). Para conocer el régimen térmico invernal del suelo se han realizado mediciones de la temperatura basal del manto nival (BTS), método de prospección del permafrost muy eficaz pues refleja las condiciones térmicas del suelo durante el invierno. Con espesores de nieve mayores de 80 cm, la temperatura del suelo queda aislada de la atmosférica, de modo que presenta una temperatura bajo cero cuando existe hielo en el suelo, y sobre cero si este no existe. Si el suelo esta permanentemente helado, las condiciones térmicas son especialmente rigurosas y al final del invierno, con el manto nival equilibrado, domina la influencia térmica del suelo. Se han establecido temperaturas indicativas de la presencia de permafrost, de modo que temperaturas basales del manto nival mayores de -2ºC indican la improbable presencia de permafrost; temperaturas entre -2ºC y -3ºC indican la posibilidad de permafrost, y temperaturas menores de -3ºC indican la probable presencia de permafrost (Haeberli, 1985; Haeberli and Epifani, 1986; King, 1990; King et al., 1992). Esta técnica es aconsejable contrastarla con otras complementarias (registros térmicos continuos, sondeos eléctricos) que permitan confirmar los resultados, si bien en este caso no se han conseguido resultados con técnicas complementarias. En la ladera norte de Peña Vieja se han realizado 13 medidas de la temperatura basal del manto nival (BTS) entre 2.335 y 2.465 m con una sonda equipada con un termopar (Hanna HI-91530K microprocessor K Thermocouple). Estas son pocas medidas, pero las condiciones de nivación y el escaso espesor de la nieve (<60 cm) impiden realizar medidas a mayor altitud, y lo reducido de la ladera no hace necesario disponer de un elevado número de mediciones. 3. Morfodinámica periglaciar: procesos y formas Las condiciones ambientales actuales sitúan la isoterma 0ºC, en torno a los 2.400-2.500 m para el conjunto de Asturias (Muñoz 1982), por lo que la mayor parte del macizo queda fuera de este ámbito. La isoterma -2ºC, límite térmico que caracteriza los ambientes con permafrost se sitúa por encima de las más altas cumbres (2.650 m), aunque no se conoce su localización en altura con exactitud. 76 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4) Figura 2. Esquema geomorfológico de la zona sureste del Macizo Central de los Picos de Europa. 1. cordales y cumbres. 2, sustrato rocoso. 3. escarpes. 4, refugios. 5, poblaciones. 6, lagos. 7, minas. 8, deslizamientos de ladera. 9, desprendimientos de ladera. 10, solifluxión laminar. 11, lóbulos de solifluxión. 12, derrubios ordenados cementados (gonfolitas). 13, laderas regularizadas. 14, lóbulos de gelifluxión. 15, conos de derrubios. 16, taludes de derrubios. 17, canal de aludes. 18, glaciar rocoso. 19, morrena de 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, rocas aborregadas. 29, Difluencia glaciar. 30, bloques erráticos. 31, límite de artesa. 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, erratic blocks. 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. Morfodinámica periglaciar en el grupo Peña Vieja (Picos de Europa, Cantabria) 77 Junto a las condiciones térmicas existen dos factores climáticos fundamentales para la génesis de procesos y formas, la existencia de ciclos de hielodeshielo y la evolución anual del manto nival. Según Castañón y Frochoso (1998), a partir de los registros obtenidos en el Jou de los Cabrones, el período de heladas comprende de octubre a mayojunio, con más de 50 ciclos de hielo-deshielo concentrados en primavera y otoño. Se caracterizan por pequeñas amplitudes térmicas (menores de 4ºC), con mínimas absolutas de -30°C y ciclos que pueden durar varios días o aparecer aislados. El manto nival se define por su inestabilidad, que en altura es menor, y por la variación de espesores, muy amplia, para todas las altitudes. Según los datos del programa ERHIN, analizados por Castañón y Frochoso (1998), las primeras nevadas suelen producirse en septiembre y octubre, conservándose tan sólo por encima de los 2.000 m, y descienden gradualmente a medida que avanza el invierno. La fusión del manto nival se inicia a finales de marzo, de modo que a 1.600 m dura hasta principios de abril, y en torno a la cota 1.900 m hasta finales de abril. La amplia variabilidad del manto nival hace que sea difícil establecer un periodo de fusión por encima de 2.000 metros de altitud, pues hay años en los que se conserva hasta mediados de junio a 1.950 metros (p.e. 1996), mientras otros fue muy delgado y desigual desde finales de marzo (p.e. 2001). Los procesos de fusión están en relación no sólo con las elevadas temperaturas, sino también con las precipitaciones de carácter tormentoso, frecuentes en el macizo, que liberan grandes cantidades de agua en un período de tiempo corto, con importantes implicaciones morfodinámicas. Durante los meses de verano sólo permanecen pequeños heleros, herencia del glaciarismo desarrollado en el macizo en época histórica, y neveros situados en las condiciones más favorables. Constituye este un aspecto singular para el conjunto de la Cordillera Cantábrica que ha propiciado plantear la existencia de suelos helados. A los ejemplos conocidos del Jou Negro, Llambrión, Palanca y Arenizas, en el macizo central (junto a Cemba Vieya, en el occidental), hay que sumar numerosos neveros que permanecen en altitudes muy variadas. Sobresalen los de Hoyo Grande, Los Campanarios, Neverón de Urriello, Colladina de las Nieves, todos ellos por encima de los 2.200 metros y alojados en circos profundos o bajo paredes y contrafuertes en extraplomo que limitan la insolación y favorecen la sobrealimentación, por lo que no son significativos como indicadores de la presencia de suelos helados o condiciones térmicas rigurosas. 3.1. Taludes y conos de derrubios: formas y proce - sos complejos. En el macizo central de los Picos de Europa las pedreras funcionales o semifuncionales se distribuyen en un amplio rango altitudinal, en función de la posición de los escarpes. Desde los 1.200 metros se encuentran pedreras activas en el Escamellau, Asotín, Friero o Fuente Dé, pero son dominantes desde los 2.000 m y sobre todo en los circos internos del interior del macizo. En relación con el desarrollo de pedreras, Castañón y Frochoso (1996) plantean la existencia de una marcada disimetría entre las vertientes norte y sur. En las septentrionales hay escarpes menores y la nieve permanece más tiempo, lo que facilitan un menor número de ciclos de hielo deshielo. Las orientadas al sur se asocian generalmente a los frentes de las escamas cabalgantes y presentan pedreras muy desarrolladas por la intensa gelivación, relacionada con la menor duración de la cubierta nival. Sin embargo, aunque estos aspectos influirán en la producción de clastos, la heterogeneidad de los conos y taludes de derrubios, con diversas orientaciones y muy diferentes desarrollos, no permite una generalización. Los taludes y conos de derrubios de mayor desarrollo, activos, que descienden hasta cotas muy bajas, se alojan tanto al norte como al sur (La Vueltona, Asotín), por lo que los componentes morfoestructurales son un elemento prioritario en la formación de taludes y conos de gran desarrollo. La combinación de frentes de cabalgamiento con fracturas permite la trituración de paredes que son sensibles tanto a la gelifracción como a procesos de distensión o gravitacionales. Su asociación a procesos de ladera, desprendimientos por caída y deslizamientos, permite discernir entre las laderas con un importante control morfotectónico, y las climáticas. Estos últimos son taludes y conos de derrubios de menor desarrollo y que se localizan en las porciones más altas de las laderas y paredes, siempre por encima de los 1.900 m. En términos generales se caracterizan por las fuertes pendientes (>19º), y la regularidad en su trazado, así como una notable clasificación longitudinal de modo que en la parte superior y zonas proximales predominan las gravas de pequeño tamaño, con una matriz arcillosa subyacente y en las porciones distales grandes bloques, procedentes de la pared, y caídos por desplome (tabla 1). a) Vertiente occidental de Peña Vieja: bajo las paredes y el circo suroccidental, se aloja un conjunto de taludes y conos de derrubios de gran desarrollo. – Taludes de derrubios: la ladera está tapizada de un talud de derrubio continuo que se extiende desde la Horcadina de Covarrobres hasta las proximidades de la Vueltona (Fig. 3). Se caracteriza por una pendiente media de 22º, un escaso desarrollo respecto a las paredes, y una intensa colonización al pie de los taludes que denotan su funcionalidad parcial. En los pies de taludes, y alcanzando en ocasiones las porciones proximales, se instalan plantas como la Crepis pygmaea y la Linaria filicaulis, capaces de colonizar los taludes de derrubios menos dinámicos (Rivas e t a l . , 1984). En superficie hay abundantes bloques de caída e incisiones de arroyada debidas a la fusión nival y las tormentas estivales. – Conos de derrubios: a partir de los 1.900 metros la vegetación está prácticamente ausente y la ladera se organiza en tres conos de derrubios, conectados por pequeños taludes. Todos ellos alcanzan un gran desarrollo vertical, entre 170 y 319 metros, presentan fuertes pendientes, 32-36º, y bajos índices h/H que señalan el dominio de las grandes paredes sobre los mecanismos periglaciares del pie de las mismas. El cono de mayor desarrollo (C3) está surcado en toda su longitud por un desprendimiento por caída que ocasiona un surco central y la dispersión de bloques por toda la ladera. Los conos presentan formas variadas que denotan un funcionamiento complejo. Un análisis conjunto permite apreciar la distribución de procesos: – Zonas proximales: Dominan los derrubios de gravedad, que alternan con la presencia de lóbulos de piedras. Estos últimos llegan a ser dominantes en algunos taludes, generalmente asociados a la presencia de neveros y la saturación de las zonas inmediatas a los mismos. También son frecuentes las raíces de los canales de los flujos de derrubios. – Zonas medias. Presentan la menor complejidad, dominan los derrubios de gravedad y los taludes rectilíneos, con canales de flujos de derrubios y en algunos casos las coladas frontales de los mismos. 78 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4) 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 gravitacionales y deslizados de mayores tamaños, que alternan con lóbulos de derrubios, presentes en todos los conos, y los frentes de los flujos de derrubios (Fig. 4). Se trata, pues, de taludes y conos dependientes de las condiciones morfoestructurales, al pie de un gran escarpe de frente de cabalgamiento, que presentan un escaso desarrollo relativo respecto a las paredes (Fig. 5). b) Ladera norte de Peña Vieja: se ubica entre los 2.350 y los 2.614 m. En ella se aloja un talud de derrubios caracterizado por el dominio de cantos y bloques de tamaño pequeño, por la fuerte pendiente y la complejidad de procesos involucrados. Es un talud rectilíneo de 35º de pendiente y elevado índice h/H, que denota la importancia de los aportes desde la pared, reducida a una pequeña porción acanalada de 100 metros de desnivel, y el gran desarrollo de la pedrera. Estas canales son las resFigura 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, y cuadro 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 y conos 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 debris cones. Fd, debris flow. L, debris lobe. C, debris fall. m, moraines. ponsables de la alimentación de la pedrera. El talud presenta dos porciones diferenciadas: – Porción oriental. Talud de derrubios rectilíneo, con acumulaciones de bloques pequeños en la parte proximal. La porción media es rectilínea y está surcada por canales de arroyada. En la porción distal, la pedrera pasa a lóbulos de derrubios de amplio desarrollo, con un descenso de la pendiente que enlaza con la depresión glaciokárstica de su base. – Porción occidental. Talud que parte de las canales cimeras con muy poco espesor de los derrubios, centimétrico, con huellas de flujos de derrubios de escaso desarrollo en la zona super i o r. En las porciones medias pasa a un dominio de lóbulos de derrubios de tamaños métricos y escaso porte, que tapizan por completo la ladera entre los 2.400 y los 2.470 m. Estas formas enlazan con la pequeña depresión kárstica a 2.420 m, también mediante lóbulos de derrubios. Fuera del talud de derrubios, unidad funcional que ocupa la mayor parte de la ladera, se localiza una familia de lóbulos de gelifluxión caracterizados por el dominio de finos, de tamaño métrico y frentes escarpados. Se sitúa a 2.420 m, sobre un depósito de derrubios de la ladera este del collado, en una zona de escasa pendiente 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 Vieja Table 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 Origen º 1 SSW 1980-2200 36 293 220 0,75 Mixto 2 SW 1960-2130 32 390 170 0,43 Mixto 3 SW 1910-2220 32 393 330 0,83 Mixto-complejo 4 SW 1880-1960 20 446 80 0,17 Mixto-complejo 5 SSE 1830-2010 25 396 140 0,35 Mixto-complejo 6 SSE 1800-1950 26 456 150 0,32 Mixto 7 ENE 1790-1900 20 530 110 0,,2 Mixto 8 E 1780-1990 31 547 210 0,38 Mixto-complejo 9 SE 1770-1860 31 464 90 0,19 Aludes 10 ENE 1660-1830 24 783 170 0,21 Mixto-complejo 11 SE 1670-1850 36 445 220 0,49 Mixto 12 SSE 1620-1720 29 495 100 0,2 Aludes 13 SSE 1610-1720 32 490 110 0,22 Aludes 14 NNE 2330-2530 35 83 200 2,4 Mixto 15 NNE 2280-2430 19 63 60 0,95 Mixto-complejo 16 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 de los conos y taludes son los siguientes: – La caída por gravedad, a partir de la gelifracción, de la relajación y descompresión de las paredes, distribuye los grandes bloques por los taludes y conos. Son frecuentes los desprendimientos por caída, que forman parte de los taludes y conos de derrubios, como sucede en los sectores de Covarrobres o las Mánforas. – Los flujos de derrubios, que redistribuyen los materiales desde los ápices de los conos. Este proceso adquiere una gran importancia en los Picos de Europa, con una funcionalidad todavía no bien conocida, marcada por la fusión primaveral y la consiguiente saturación, así como episodios tormentosos con bruscas aportaciones de agua. Las calizas y dolomías, con una importante aportación de finos, favorecen estos mecanismos. La profusión y amplio desarrollo de canales y levées en las pedreras, cuyas morfologías perduran durante décadas, nos inducen a pensar en la reutilización y revitalización de las huellas de los flujos de derrubios en sucesivos acontecimientos (Fig.7). – Reptación y movimientos en masa menores, que en las porciones distales y laterales redistribuyen los materiales con velocidades bajas. Se aprecian coladas y lóbulos de derrubios generados por la alimentación de agua por arroyada subaérea, que implica empapamientos y lavados de finos diferenciales con movimientos desiguales en los conos y taludes. – Procesos nivales, arrastre por aludes, con materiales arrastrados desde las pedreras o procedentes de las paredes que alcanzan las porciones medias y distales, así como resbalamientos de los bloques superficiales por la acción nival, tendiendo a la acumulación distal de los bloques mayores, lo que unido a la acción gravitacional, que ocasiona el mismo efecto, favorece los cortejos de grandes bloques en las porciones distales, que caracterizan casi todos los taludes y conos del grupo de Peña Vieja. En conjunto, atendiendo a la morfología y los procesos implicaods (tabla 2) se han diferenciado tres tipos de conos en función de su dominante morfogenética: – Conos de aludes: Se trata de conos de derrubios de escaso desarrollo horizontal (siempre menor 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 en figuras 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 to figures 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 Canal del Vidrio en el centro. C10 cono de derrubios mixto complejo, C11, cono de derrubios mixto (corresponden a la numeración de la figura 3 y cuadro 1). Fl, flujo de derrubios. L, lóbulos. D, desprendimiento por caída. Da, desprendimiento por caída antrópico (minería, explosión Kachinski). N, nevero. Figure 8. Eastern area of Peña Vieja Groupe. C10, complex mixed debris cone, C11, mixed debris cone (related to figure 3 and Table 1). Fl, debris flow. L, debris lobe. D, debris fall. Da, human debris fall (mining, Kachinski explosion), N, snowpatch. 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, critéres et limites morphológiques remarquables en haute montagne. Revue de Geographie Alpine, 82, (2-3-4), 213-224. Chardon, M. (1989). Essai d´approche a la specifité des milieux de la montagne alpine. Revue de Géographie A l p i n e, 77 (1-3), 15-28. Clark, R. (1981). Cold climate features of the Cordillera Cantábrica, northern Spain. Biuletin Peryglaciar, 28, 5-13. Farias, P. (1982). La estructura del sector central de los Picos de Europa. Trabajos de Geología, 12, 63-72. F l o r , G. & Baylon-Misioné, J.I. (1989). El glaciarismo cuaternario de 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.Thèse d’Etat, Editec. Grenoble. Frochoso, M. (1980). El macizo central de Picos de Europa y sus glaciares. Ería, 1, 67-87. Frochoso, M. & Castañón, J.C. (1986). La Evolución morfológica del Alto Valle del Duje durante el Cuaternario (Picos de Europa, NWEspaña). Eria, 11, 193-209. González Trueba, J.J., Ruíz, Y. & Serrano, E. (2002). Huellas morfológicas del glaciarismo histórico. La Pequeña Edad del Hielo en el Macizo Central de los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica). En: Serrano, E. & García, A. (Eds.). Estudios recientes en Geomorfología.Patrimonio, montaña y dinámica territorial. Sociedad Española de Geomorfología, Universidad de Valladolid, Valladolid, 183-192. González Martín, J.A. (1984). Rasgos generales del periglaciarismo de la Península Ibérica y áreas insulares. I. Dominio atlántico. Lurralde, 23-81. Haeberli, W. (1985). Creep of mountain permafrost: internal structure and flow of alpine rock glaciers. Mitteilungen der Versuchsanstalt für Wasserbau, Hydrology und Glaziology, 77, Zurich. Haeberli, W. & Epifani, F. (1986). Mapping the distribution of buried glacier ice-an example from Lago delle Locce, Monte Rosa, Italian Alps. Annals of Glaciology, 8, 78-81. Harris, S.A. (1982). Identification of permafrost zones using selected periglacial landforms. P roceeding of the Four Canadian 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 Peña Vieja. Picos de Europa, Santander. Sociedade Portugesa de Antropologia e Etnologia, Oporto, 227-234. Huizer, A.S. & Isarin, R.F.B. (1997). The reconstruction of past climates using multiproxy evidence: an example of the weichselian Pleniglacial in Northwest and central Europe. Quaternary Science Review, 16, 513-533. Karte, J. (1983). Periglacial phenomena and their significace as climatic and edaphic indicators. GeoJournal, 74, 329-340. King, L. (1986). Zonation and ecology of high mountain permafrost in Scandinavia. Geografisca A n n a l e r, 68 (A-3), 131-139. King, L., Gorbunov, A.P. & Evin, M. (1992). Prospecting and mapping 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, Cantabrian Mountains, Spain; Deposition and deformation in a flysch area”. 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 los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica, NW de España). Trabajos de Geología, 10, 295-315. Marquínez, J. (1989). Síntesis cartográfica de la región del Cuera y los Picos de Europa. Trabajos de Geología, 18, 137-144. Marquínez, J. (1992). Tectónica y relieve en la Cornisa Cantábrica. En A. Cearreta y F.M. Ugarte (Eds.), The late Quaternary in the western Pyrenean region, Universidad del País Vasco, Vitoria, 143-160. Marquínez, J. & Adrados, L. (2000). La geología y el relieve de los 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 Technischen Universität Hannover. Sonderheft 4. Selbstverlag der Geographischen Gesellschaft Hannover, Hannover. Muñoz, J. (1982). Geografía Física. El relieve, el clima, las aguas. En: Quirós, F. (Eds.). Geografía de Asturias, Ayalga, Oviedo. Obermaier, H. (1988). Estudio de los glaciares de los Picos de Europa. Gijón, Grupo de Montaña de la Calzada, Edición facsímil de la edición de Madrid de 1914 con un prólogo de Patricio Adúriz Pérez. Oviedo. Pedraza, J. de (1996). Geomorfología, principios, métodos y aplicaciones. Rueda Editorial, Madrid. Penck, A. (1897). Die Picos de Europa und das Kantabrische gebirge. 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 evolución glaciar en los Picos de Europa. En: Redondo, J.M., Gómez, A., González, R.B. & Carrera, P. (Eds.). El modelado de origen glaciar en las montañas leonesas. Universidad de León, León, 249-268. Schulz, G. (1858). Descripción geológica de la provincia de Oviedo. Imp. José González, Madrid. Smart, P.L. (1984). The geology, geomorphology and speleogenesis of the eastern massif, Picos de Europa, Spain. Cave Science, 11 (4), 238-245. Recibido 25 de octubre de 2003 Aceptado con revisión 88 E. Serrano y J.J. González Trueba (2004). Rev. C&G, 18 (3-4)