el modelado de origen glaciar en las montaas leonesas

EL MODELADO DE ORIGEN GLACIAR
EN LAS MONTAÑAS LEONESAS
José María Redondo
Vega
Amelia Gómez Villar
Rosa Blanca González
Gutiérrez
Pedro Carrera Gómez
(editores)
UNIVERSIDAD DE LEÓN
Secretariado de Publicaciones y M.A.
2002
Fondo cubierta y contracubierta: Depósito glaciar de Villaverde de la Cuerna
Cubierta: Vertiente septentrional del Macizo del Vizcodillo
Contracubierta: Bloque estriado del complejo morrénico de Salientes
Fotografías: José María Redondo Vega y Rosa Blanca González Gutiérrez
Diseño cartográfico: Rosa Blanca González Gutiérrez
© by Universidad de León
Secretariado de Publicaciones y M.A.
ISBN: 84-7719-475-0
Depósito legal: LE 760-02
Imprime: Universidad de León. Servicio de Imprenta
Prólogo
Mucho han cambiado los métodos de trabajo de los geomorfólogos con la incorporación de
técnicas experimentales, procedimientos de datación por medios muy sofisticados, utilización de sistemas
de información geográfica y teledetección, y aprovechamiento de innovaciones de laboratorio, todo ello
para interpretar la evolución de las formas del relieve terrestre y la influencia relativa de los factores que las
explican. Mucho han cambiado, por ello, los puntos de vista y los resultados, pero muy probablemente
otras cosas, muchas ideas, permanecen: los geomorfólogos siguen siendo, en su mayoría, individuos
esculpidos en el sueño de un viaje temporal sobre un espacio heterogéneo al que quieren dominar
mentalmente.
Quienes han sentido la magia de la Geomorfología al acompañar por el campo a un viejo profesor
saben de qué estoy hablando: descubrir que es posible comprender lo que tenemos ante nuestros ojos;
percibir que ese paisaje es resultado de una larga evolución que puede definirse a partir de las formas y de
los depósitos; aceptar que podemos situarnos por encima del tiempo, que somos capaces -con multitud de
dudas y también de errores- de reconstruir una secuencia de fenómenos que han dejado su huella en una
ladera o en un fondo de valle. Recuerdo bien las veces en que, siendo todavía alumno o recién licenciado,
disfruté del magisterio de personas generosas, de las que recibí no sólo conocimientos, sino también -lo
que es mucho más importante- una manera de contemplar y analizar el relieve y su dinámica y, más aún,
la avidez entusiasta por relacionar e integrar.
Ese mismo entusiasmo se aprecia fácilmente en las páginas de este libro, que tengo el privilegio
impagable de prologar. José María Redondo Vega y su equipo de jóvenes geomorfólogos de la Universidad
de León (Amelia Gómez Villar, Rosa Blanca González Gutiérrez y Pedro Carrera Gómez) han reunido un
conjunto de artículos imprescindibles de ahora en adelante para entender la dimensión y características
principales del glaciarismo en las montañas leonesas. He de reconocer que cuando José María Redondo
me propuso escribir este Prólogo tocó una de mis fibras más sensibles: mi predilección por los glaciares y el
relieve glaciar, objeto de estudio por parte de los geógrafos y geólogos desde los inicios de la
Geomorfología. Que ello haya sido así no es ninguna casualidad, pues los glaciares encierran todo el
mundo mítico en el que se mueven los geomorfólogos, una belleza excepcional y un marco paisajístico
grandioso, especialmente en el caso de los glaciares de montaña. Pero, además, se sitúan en el foco de uno
de los problemas científicos de mayor envergadura: las fluctuaciones climáticas y sus consecuencias sobre
la actividad de los glaciares y sobre la evolución de las formas de relieve. En los glaciares actuales los
geomorfólogos encuentran las bases para explicar la manera en que se produce la erosión glaciar, la
velocidad de desplazamiento del hielo, su capacidad para transportar y acumular grandes volúmenes de
sedimento, y la respuesta de las masas de hielo frente a variaciones climáticas de corto alcance. En el
relieve glaciar, los geomorfólogos despliegan su conocimiento e imaginación para, a partir de unas formas
de relieve y, especialmente, de diferentes tipos de depósitos, delimitar la extensión del glaciarismo y definir
las fases de estabilización o progresión, determinar el momento en que se produjo el máximo avance del
hielo, situándolo en un contexto espacio-temporal más amplio, precisar la ocurrencia de otros fenómenos
geomorfológicos próximos y relacionados. La magia de la Geomorfología, a la que aludíamos antes,
consiste precisamente en interpretar la evolución de un relieve a partir de unos pocos indicios.
Lo que los especialistas encontrarán en El modelado de origen glaciar en las montañas leonesas es
Geomorfología en estado puro: mucho trabajo de campo en un territorio privilegiado, muchos
conocimientos acumulados por la lectura y la reflexión, una información e interpretaciones de gran
calidad y una cartografía detallista que llama inmediatamente la atención del lector, tanto por la
simbología sencilla y de fácil lectura, como por lo acertado de los colores escogidos. Los diferentes artículos
(ocho en total) se centran en diferentes macizos y valles, expuestos desde el suroeste de la provincia de
León (el macizo de Vizcodillo, en la Cabrera Alta, a cargo de los editores de este libro) hasta el extremo
oriental de la Cordillera Cantábrica leonesa (los Picos de Europa, cuya autoría corresponde a Enrique
Serrano y J.J. González Trueba), pasando por la Sierra del Teleno (Miguel Ángel Luengo Ugidos), la
Sierra de Ancares (Marcos Valcárcel y Augusto Pérez Alberti), la Sierra de Gistredo (José María Redondo
Vega), las cuencas altas de los ríos Sil, Omaña, Luna y Bernesga (Alipio J. García de Celis y Luis Carlos
Martínez Fernández), los valles del Torío y Curueño (Rosa Blanca González Gutiérrez) y Las cuencas altas
de los ríos Esla y Porma (Eduardo Alonso Herrero). En definitiva, un grupo de autores experimentados en
el estudio del relieve glaciar tanto en el noroeste peninsular como en otros sectores de la Cordillera
Cantábrica y en los Pirineos.
A la vista de los resultados que se nos presentan en este libro puede parecer sorprendente que el
relieve glaciar de la Cordillera Cantábrica ocupe un lugar relativamente marginal entre los estudios sobre
el glaciarismo de la península Ibérica. En comparación con la extensa y rica bibliografía existente sobre los
glaciares pirenaicos y, en menor medida, sobre la Cordillera Central, la lista de trabajos es claramente
menos numerosa. Sin embargo, existen antecedentes muy valiosos, que se remontan a mediados del siglo
XIX (Casiano del Prado) y se prolongan en la primera mitad del siglo XX (Obermaier en 1914, Stickel en
1929, Nussbaum y Gigax en 1953, Llopis Lladó en 1954), continuados con la obra de Schmitz en 1969
sobre el relieve glaciar de las montañas de Galicia y León, y reforzados recientemente con los rigurosos
trabajos de Alonso Herrero en la cabecera del Esla, Victoria Alonso en el valle de Degaña (suroeste de
Asturias), Montserrat Jiménez en la cuenca alta del río Nalón, Castañón en el sector central y occidental
del macizo asturiano, Frochoso y Castañón en Peña Prieta, Marquínez y Adrados en Picos de Europa,
entre otros. A ellos deben añadirse los estudios de síntesis de Alonso Otero, Arenillas y Sáenz Ridruejo
sobre el glaciarismo de las montañas de Castilla la Vieja, Frochoso y Castañón sobre el relieve glaciar de la
Cordillera Cantábrica, y Pérez Alberti y Valcárcel sobre el glaciarismo del noroeste de la península Ibérica.
En El modelado de origen glaciar en las montañas leonesas, el lector encontrará lo necesario para saber
hasta dónde llegó la máxima expansión de las lenguas glaciares en los diferentes valles y macizos y
confirmará que se trata de un glaciarismo de tipo alpino de notable entidad, con lenguas de hielo que
llegaron hasta los 17 kilómetros de longitud en el valle del Sil o los 15-16 en el valle de Curueño, y que
tuvieron sus cubetas terminales a altitud inferior en algunos casos a 1100 m s.n.m. (incluso hasta 600 m
en la vertiente occidental de Ancares), después de haber registrado espesores de hasta 340 metros en sus
tramos medios. Los distintos artículos señalan la existencia de espectaculares difluencias (por ejemplo, la
que se dirigía desde el valle del Sil hacia el de Luna, o desde la cabecera del glaciar de Vivero hasta la
cabecera del valle de Omaña) y de pequeños pero interesantes icefields en áreas culminantes,
aprovechando restos de antiguas superficies de erosión y/o rellanos estructurales, como sucede en el
macizo de Vizcodillo y en los Picos de Europa (entre Peña Santa y Peña Bermeja, con emisión de lenguas
en sentido radial). No es de extrañar, pues, que el relieve de origen glaciar ofrezca una gran riqueza de
formas, caracterizadas, además, por su bien definida morfología y ocasionalmente, su grandiosidad, con
diferentes modelos de circos y magníficas artesas, delimitadas a veces por prolongados cordones
morrénicos que contribuyen a precisar la antigua dimensión de las lenguas de hielo en distintos momentos
del Pleistoceno Superior.
No hay todavía dataciones precisas (aunque sí evidencias relativas obtenidas en Galicia), como
tampoco las hay en abundancia en el Pirineo, si bien la disposición y características de los depósitos
morrénicos, así como la comparación con lo que ya se conoce en el Pirineo y en otras cordilleras españolas
permite distinguir varias etapas. La mayor parte de los trabajos distinguen entre "morrenas externas",
correspondientes al máximo avance de los hielos en un momento relativamente temprano (anterior en
todo caso a 30.000 B.P.), con valles complejos integrados por varios tributarios, y "morrenas internas",
formadas durante un reavance de menor entidad, limitado a lenguas glaciares muy individualizadas, que
muy probablemente coinciden con el frío intenso y muy seco registrado en torno a 22.000-18.000 B.P.
Marcos Valcárcel y Augusto Pérez Alberti señalan que las primeras se formarían durante un glaciarismo
de tipo oceánico, es decir, con abundante innivación, mientras las segundas lo harían durante un
glaciarismo más continentalizado. Todos los macizos guardan, además, pequeñas acumulaciones
morrénicas en los frentes de circo o al pie de las paredes más resguardadas, pertenecientes a una fase muy
tardía (Tardiglaciar según alguno de los autores). En Picos de Europa también se han identificado
morrenas de la Pequeña Edad del Hielo. Resultan muy interesantes los esquemas que acompañan a los
mapas geomorfológicos, con indicación de la extensión del hielo durante las distintas etapas.
Después de lo que se ha escrito en este libro y en otros precedentes, quizás lo más importante que
resta por hacer es precisar la cronología de las distintas fases, a la vez que se abordan estudios
sedimentológicos de detalle tanto de las morrenas (véanse los llevados a cabo por Rosa Blanca González
en los valles del Torío y Curueño) como, sobre todo de depósitos glaciolacustres. Estos últimos encierran
registros de enorme valor para precisar la evolución del glaciarismo, como así lo atestigua José María
Redondo en el valle del Boeza.
Estamos, pues, ante un hito importante en el estudio de los glaciares cuaternarios de la Península
Ibérica, plasmado en un libro hermoso que ennoblece el trabajo de todos los geomorfólogos españoles. Yo
he disfrutado mucho con su lectura y con los excelentes mapas que invitan a viajar en el tiempo y a
imaginar el avance de grandes lenguas desde cumbres agrestes hasta apacibles cubetas terminales, donde
los ríos proglaciares describían acumulaciones torrenciales por medio de canales trenzados y aguas
cargadas de sedimento. Glaciares y ríos, de la misma materia que los sueños.
José María García Ruiz
Zaragoza, abril de 2002
"Acuérdate de mí
cuando entres en la noche
con calzado de plata."
Rosendo Tello, Más alla de la fábula
Huerga & Fierro Editores, Madrid, 1998
Índice
1 EL RELIEVE GLACIAR DEL MACIZO DEL VIZCODILLO, CABRERA ALTA, LEÓN
JOSÉ MARÍA REDONDO VEGA, AMELIA GÓMEZ VILLAR, ROSA BLANCA GONZÁLEZ
GUTIÉRREZ y PEDRO CARRERA GÓMEZ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
13
MIGUEL ÁNGEL LUENGO UGIDOS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
29
MARCOS VALCÁRCEL DÍAZ y AUGUSTO PÉREZ ALBERTI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
67
2 El glaciarismo en la Sierra del Teleno (León)
3 La glaciación finipleistocena en el sector noroccidental de las montañas Leonesas: La Sierra
de Ancares
4 El relieve glaciar de la Sierra de Gistredo (NW de la Cordillera Cantábrica, León)
JOSÉ MARÍA REDONDO VEGA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
105
ALIPIO JOSÉ GARCÍA DE CELIS y LUIS CARLOS MARTÍNEZ FERNÁNDEZ . . . . . . . . . . . . . . . . .
137
5 Morfología glaciar de las montañas de la cuenca alta de los ríos Sil, Omaña, Luna y
Bernesga: revisión y nuevos datos (Montaña Occidental de León)
6 El modelado glaciar de los tramos altos y medios de los valles del Torío y Curueño
(Montaña Central Cantábrica Leonesa, León)
ROSA BLANCA GONZÁLEZ GUTIÉRREZ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
7 El glaciarismo en las cuencas altas de los ríos Esla y Porma
197
EDUARDO ALONSO HERRERO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
235
ENRIQUE SERRANO CAÑADAS y JUAN JOSÉ GONZÁLEZ TRUEBA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
249
8 Morfología y evolución glaciar en los Picos de Europa
León
EL RELIEVE GLACIAR DEL MACIZO DEL VIZCODILLO, CABRERA ALTA, LEÓN
José María Redondo Vega, Amelia Gómez Villar, Rosa Blanca González Gutiérrez y
Pedro Carrera Gómez
EL RELIEVE GLACIAR DEL MACIZO DEL VIZCODILLO, CABRERA ALTA,
LEÓN
Jose Mª Redondo Vega, Amelia Gómez Villar, Rosa Blanca González Gutiérrez y
Pedro Carrera Gómez
Dpto. de Geografía. Universidad de León
1. INTRODUCCIÓN Y ANTECEDENTES
El presente estudio trata sobre las huellas
que el glaciarismo pleistoceno ha dejado en el
segmento más oriental de la Sierra de la Cabrera
(León), sector montañoso que constituye la
divisoria principal entre las cuencas de los ríos
Eria y Tera, es decir, entre la comarca leonesa de
la Cabrera Alta y la zamorana de Sanabria. Se
trata de una alineación montañosa de dirección
W-E que comprende el Alto del Peñón, 1.888 m,
Peña los Alamicos, 1.969 m, Peña Negra-Vizcodillo,
2.122 m, Alto Peniello, 1.944 m, Punta Negra,
1.836 m y Peña Trobisco, 1.746 m (Mapa 1).
Desde el punto de vista estructural estas
montañas se arman sobre materiales del
Paleozoico inferior; el sector culminante lo hace
sobre las cuarcitas blancas arenigienses de edad
Ordovícico inferior(Matas, 1982) que se disponen
en apretados pliegues vergentes de dirección
ONO-ESE. La existencia de estos materiales
compactos y resistentes en la zona culminante
de la alineación explica varios hechos
morfológicos que mencionaremos más
adelante: por un lado, han permitido la
conservación de amplias superficies pandas
culminantes; son paleosuperficies de erosión
precuaternarias (Llopis y Fontboté, 1959) que
fueron aprovechadas como zonas de
acumulación culminantes por el hielo glaciar;
por otro, que la excavación por el hielo de las
cabeceras torrenciales preglaciares, al afectar a
estos materiales resistentes, ha generado circos
glaciares cuyas paredes, a veces subverticales,
han formado magníficos ejemplos de estas
formas de erosión.
Hacia el sur, configurando la vertiente
meridional de la alineación montañosa, se sitúa
la serie formada por una alternancia de
pizarras, areniscas y cuarcitas, con predominio
de las primeras, de edad Ordovícico inferior y
que constituyen el muro estratigráfico de la
zona de estudio; estos materiales llegan casi al
borde de los chanos que forman la culminación
del macizo y en ellas se labran algunos pocos
marcados circos glaciares de orientación
meridional.
Hacia el norte, a continuación de las
cuarcitas blancas que forman la culminación, se
extiende una banda de materiales
llanvirnienses en la que además de cuarcitas, en
bancos menos potentes, aparecen areniscas y
tramos pizarrosos; esta serie es considerada ya
como del Ordovícico medio y forma los tramos
intermedios e inferiores de los valles en los que
se instaló la dinámica glaciar. Más al norte
comienza ya el amplio dominio pizarroso de la
megaestructura del Sinclinal de Truchas, pizarras
que, con diversas denominaciones según su
posición estratigráfica dentro de la serie, son la
base de las explotaciones cabreiresas de
pizarras para cubiertas. Una particularidad de
esta vasta formación pizarrosa es que presenta
abundantes afloramientos de rocas vulcanosedimentarias (Matas y Velando, 1982) que
caracterizan el tramo final de los valles
estudiados a partir del valle del río del Lago
Truchillas.
Mapa 1: Macizo del Vizcodillo: encuadre regional
7 00 000 m.E .
7 10
7 20
León
46 90
Rí o
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46 80
46 80
Perspectiva isométrica
Orientación: 25º
Inclinación: 30º
Peña Negra
Río Eria
46 70
46 70
Escala 1:390.000
Zamora
7 00 000 m.E .
7 10
7 20
A pesar de esa heterogeneidad litológica
que se desprende de los caracteres diferentes
que componen las series mencionadas, ésta es
más aparente que real, ya que en conjunto sólo
algunas crestas de afloramientos cuarcíticos
destacan sólo levemente sobre las
culminaciones o las laderas, pues la mayoría de
estas estructuras aparecen demolidas por la
intensa acción periglaciar subactual. Por eso
esta montaña tiene un aspecto macizo y masivo
con muy pocos contrastes litoestructurales,
hecho que trasciende a las formas generadas
por los glaciares y a sus depósitos asociados (es
llamativa la escasez de cantos estriados en esos
depósitos).
7 30
Base cartográfica: MAPA MILITAR DIGITAL DE ESPAñ A (1997).
El modelado de origen glaciar de este
macizo ya se cita en los trabajos pioneros que
sobre este tema se publicaron en nuestro país;
así, en 1931, se habla de la existencia de
morrenas würmienses en el valle del Lago de
Truchillas, a una cota de 1.600 m originadas por
una lengua glaciar que tuvo que alcanzar 4 Km
(Vosseler, 1931).
Más adelante, en un estudio geológico
sobre la comarca cabreiresa, se describen
formas glaciares en la Sierra, se plantean las
primeras hipótesis sobre su dinámica y se sitúa
el frente del hielo a 1.550 m (Llopis y Fontboté,
1959); estos autores se inclinan finalmente por la
hipótesis de una sola glaciación con dos
estadios de retroceso como demuestran los
depósitos escalonados a lo largo de ese valle.
No obstante, a pesar de ser el primer
precedente claro al estudio actual, sólo se tienen
en cuenta las formas erosivas y depósitos en
torno a la más alta cota del macizo, el Vizcodillo,
ignorándose tanto los valles más occidentales
como los situados al este del de Río del Lago.
A finales de la década siguiente, se realiza
la primera cartografía específica de las formas
glaciares dentro de un estudio más general del
glaciarismo del NW (Schmitz, 1969), aunque en
realidad aporte pocas novedades respecto a las
observaciones hechas con anterioridad, ya que
si bien se sitúa la morrena terminal en el valle
del Río del Lago a 1.320 m, se vuelven a restringir
los restos glaciares al entorno de Peña
Negra/Vizcodillo.
Las más recientes referencias al glaciarismo
de este macizo son las que aparecen en estudios
regionales de Geografía, a modo de
introducción al medio físico (Cabero Diéguez,
1976), o las escasas referencias que figuran en la
cartografía geológica a escala 1/50.000 (Matas,
1982).
Nosotros pensamos que los cálculos que se
hicieron inicialmente sobre la cota hasta la que
bajaron los hielos y que están basados en la
posición que alcanzan los restos morrénicos en
los principales valles afluentes del Truchillas,
fueron muy conservadores allí donde la huella
glaciar era evidente mientras que en otros valles
simplemente se ignoró y ello quizá indica un
planteamiento previo rígido por parte de
quienes lo realizaron.
Es cierto que la posición de este sector de
las Sierras Galaico-Leonesas es menos favorable
para recibir precipitaciones por su situación
mucho más interior que otras del NW pero, no
es menos cierto que, otros factores como su
elevada altitud y la conservación de amplias
superficies finiterciarias en posición culminante
dominando los circos orientados al N,
pudieron coadyuvar a un mayor desarrollo de
los aparatos glaciares.
Partiendo de esos escasos datos hemos
reconocido detenidamente este territorio con
objeto de fijar claramente los límites que tuvo el
glaciarismo pleistoceno, se ha realizado una
cartografía geomorfológica de todos los valles
septentrionales de la Sierra y, en función de los
datos cartográficos y de caracterización de los
restos de depósitos glaciares tomados en el
campo se plantea una hipótesis evolutiva y de
cronología relativa que habrá que trabar con
otras observaciones y estudios recientes, o en
marcha, dentro de las montañas galaicoleonesas.
A partir de los escasos datos previos
publicados sobre el glaciarismo de la zona, se
ha realizado un exhaustivo trabajo de
fotointerpretación mediante la utilización de los
fotogramas correspondientes de los vuelos de
1957 y 1985; la información obtenida sobre las
principales formas de erosión y sedimentación
(límites de circos y artesas, umbrales y cerrojos,
cubetas de sobreexcavación y lagunas,
morrenas) se han dibujado sobre la cartografía
a escala 1/ 25.000 del IGN para el conjunto de
la zona.
Esos croquis preliminares se contrastaron
sobre el terreno con objeto de corregir los
posibles errores de fotointerpretación y anotar
datos no percibidos en el análisis previo.
Realizadas las correcciones se dispuso de una
localización altimétrica de los principales
depósitos que permitió una primera hipótesis
sobre la extensión del glaciarismo en la zona, al
tiempo que se pudo plantear ya una cronología
relativa de los episodios glaciares en la Sierra
que era, junto con la cartografía geomorfológica
(Mapa 2) el objetivo inicial del trabajo.
Cono fluvioglaciar
Laguna / desecada-turbera
Umbral rocoso
Circo glaciar
Till indiferenciado
Cordón morrénico
Leyenda
r
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E
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A
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1.50
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Punta Negra 1.836
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Mapa 2 Esquema geomorfológico de la vertiente septentrional del Macizo de Vizcodillo
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2 Km.
Peña Trobisco 1.754
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2. DESCRIPCIÓN
2.1. El valle del arroyo del Estillar
Si exceptuamos la propia cabecera del río
Truchillas que se inicia en la vertiente NE del
Alto del Peñón, 1.888 m, en la cual las huellas
glaciares son lábiles aunque presenta
abundantes restos de till dispersos por las
laderas, el valle más occidental con clara
impronta glaciar es el del Arroyo del Estillar, de
apenas 2 Km de longitud entre el borde
superior de su circo hasta su desembocadura
en el valle de Truchillas.
El circo es amplio y en forma de anfiteatro
y sólo en el flanco occidental presenta escarpes
subverticales; en conjunto tiene casi 1 Km de
anchura y presenta dos rellanos a 1.750 y 1.680
m respectivamente. Sobre el circo una reducida
superficie casi plana sirvió también de zona de
acumulación y alimentación del circo como lo
prueba la presencia de algún bloque errático
suspendido justo en su borde superior (Foto 1).
Este valle glaciar conserva dos morrenas
laterales que flanquean la artesa llegando la de
la izquierda hasta el fondo de valle principal a
1.400 m, mientras que la derecha se desdobla
en un nivel inferior que enlaza con el ápice de
un cono fluvioglaciar que llega hasta el talweg
del Truchillas.
Estas dos morrenas laterales indicarían una
fase de estabilización post-máximo de la
lengua, momento en que formaron un arco
frontal que tuvo que ocupar todo el fondo del
valle principal por debajo de los 1.400 m (lugar
que hoy ocupa parcialmente el cono
fluvioglaciar) y que enlazaría con los restos de
till glaciar situados en la margen izquierda de
aquél.
Dentro de la artesa, en posición interna
respecto a los depósitos citados, se conservan
cordones morrénicos que corresponderían a
una fase posterior de estabilización con el frente
del glaciar situado en torno a los 1.600 m. El
valle aún presenta una pequeña morrena
lateral izquierda situada entre 1.700-1.750 m y
que se ubica ya dentro del ámbito del circo
sobre su umbral superior, la cual habría que
relacionar con una tercera fase de
acantonamiento del hielo dentro del ámbito del
circo. Sobre ese umbral quedan restos de una
cubeta de sobreexcavación ocupada en la
actualidad por una turbera.
2.2. El valle del barranco de Vizcodillo
Este valle glaciar tiene en su cabecera un
amplio circo de más de 1,5 Km de ancho con su
parte occidental orientada al NNE, mientras
que la oriental lo hace hacia el NNO. El flanco
más occidental arma un escarpe subvertical en
las cuarcitas arenigienses. En la montera del
circo las crestas cuarcíticas casi derruidas por la
gelifracción dominan los restos de la superficie
de erosión culminante del macizo, Las Chanas
1.950 m, superficie que se prolonga, y amplía
considerablemente, hacia el E, formando los
chanos culminantes del Vizcodillo; este sector
culminante pudo funcionar como una pequeña
zona de acumulación y alimentación del circo
según se deduce de su morfología y suave
pendiente hacia el norte.
El valle presenta en su fondo tres rellanos
escalonados, a 1.620, 1.700 y 1.750 m
respectivamente,
estos
dos
últimos
sobreexcavados y ocupados por dos pequeñas
lagunas y dentro del ámbito del circo al pie de
su flanco occidental (Foto 2).
Sobre los dos bordes de la artesa se
localizan unas morrenas laterales bien
desarrolladas que llegan, en el caso de la más
oriental, hasta el valle principal a 1.350 m y con
una longitud superior al kilómetro; al igual que
en el caso anterior, el arco frontal que tuvo que
unirlas en el máximo no se conserva. En este
valle no se conservan morrenas internas ya que
sólo en el umbral superior las dos lagunas están
casi inapreciablemente cerradas por unos
pequeños lomos morrénicos.
2.3. El valle del reguero del Malicioso
La cabecera la forma un doble circo
separado por un enérgico espolón de cuarcitas.
En el más occidental (Foto 3) el hielo labró un
circo de flancos regulares y simétricos
perpendicular a las estructuras paleozoicas; la
adaptación de la forma a la estructura se refleja
en el fondo del circo que es una sucesión de 4
umbrales formados por barras cuarcíticas
pulidas por el hielo y de cubetas de
sobreexcavación la inferior de las cuales ocupó
una laguna hoy completamente transformada
en una turbera.
El otro circo, el oriental, tiene menor
dimensión y sus flancos asimétricos: el
occidental es un escarpe subvertical, mientras
que el oriental está mucho menos marcado; su
fondo está cerrado por una barra de cuarcitas
sobre la que se apoya un arco morrénico que
delimita una pequeña cubeta en cuyo fondo se
localiza La Laguna.
Desde la confluencia de ambas cabeceras
se abre una amplia artesa enmarcada por dos
morrenas laterales que llegan hasta el collado
de Las Llaneras a 1.360 m, las cuales, indicarían
la posición de estabilización post-máximo pues
es probable que durante el máximo impulso
del hielo este formara una difluencia hacia el
este canalizado por la cresta cuarcítica que
delimita el collado por el norte, difluencia que
deducimos del abundante material morrénico
disperso por esas laderas y por debajo de la
cota del collado.
Por ello, las morrenas laterales
corresponden ya a una fase posterior y, como
en los casos anteriores, su unión frontal, que
estaría a más baja cota, ha desaparecido. Llama
la atención la lateral derecha ya que constituye
una forma prácticamente continua que arranca
casi en La Laguna del circo oriental a 1.850 m y
termina en el mencionado collado (Foto 4) con
una longitud de casi 2 Km. Estas morrenas
laterales encierran un arco interno, cortado por
el arroyo, bien conservado, cuyo frente se
localiza en la cota de 1.550 m, el cual indicaría
otra fase ulterior de estabilización del hielo en
esa altitud.
Las numerosas y bien desarrolladas formas
de sedimentación glaciar que contiene este valle
indican una activa dinámica del glaciar que las
formó que habría que relacionar con su
abundante alimentación en la cual ha influido,
sin duda, la amplia superficie que se desarrolla
al pie de Peña Negra y Vizcodillo 2.122 m y que
sirvió de zona de acumulación y de
sobrealimentación de sus circos, además del
que por el este encierra el Lago de Truchillas.
2.4. El valle del río del Lago
Tiene su cabecera en una amplio circo de
paredes escarpadas, labrado en las cuarcitas
ordovícicas, que forman el flanco oriental del
pico Vizcodillo, de 2.122 m; en el escarpe son
visibles los potentes bancos de cuarcitas blancas
plegadas que forman el armazón estructural
del sector culminante del macizo. El circo
dispone de un amplia superficie culminante,
casi 2 Km2, localizada a varios niveles, entre
1.930 m en su sector más meridional y 2.060 m
en el septentrional; esa superficie se
descompone en unos dilatados y continuos
chanos que convergen sobre el circo principal o
sobre la cabecera secundaria situada al SE.
El fondo del circo está ocupado por el Lago
de Truchillas cuya extensa lámina de agua
contrasta con los flancos del circo subverticales
acentuando la energía del relieve; este lago está
cerrado al este por una morrena fronto-lateral
(Foto 5) y al sur por un pequeño cono
fluvioglaciar en cuyo frente se abre un angosto
canal de egresión que da nacimiento al Río del
Lago.
El valle presenta un complejo sistema
morrénico escalonado a diferentes cotas; en la
zona superior, y arrancando de los flancos del
circo, se localizan dos grandes depósitos
morrénicos: la morrena lateral derecha entre
1.840-1.630 m, que se correspondería con la
fronto-lateral izquierda que delimita el lago
(ésta, además, presenta en su lado interno que
da al lago dos niveles escalonados).
Valle abajo aparecen dos grandes
morrenas adosadas a la vertiente izquierda,
una en posición interna entre 1.650-1.550 m
(Foto 6) y la más externa y baja entre 1.620–
1.430 m. Los restos glaciares se prolongan,
desde esa última cota, a lo largo del valle hasta
la confluencia con el Barranco de Piniello: en el
tramo superior la morrena aparece
removilizada alternando los restos dispersos en
la zona basal de la vertiente de la margen
derecha con sectores en los que el depósito
muestra su techo aplanado (como si de una
terraza fluvioglaciar se tratara) pero con una
pendiente elevada; en el tramo inferior, justo
aguas arriba de la confluencia, se conserva un
lomo morrénico poco marcado en el fondo del
valle y cuyo frente se sitúa a 1.270 m.
Otros pequeños depósitos glaciares se
conservan sobre la vertiente del valle orientada
al este al abrigo de pequeños resaltes de
cuarcitas pulidos por el hielo y cerrando
pequeñas cubetas de sobreexcavación. Su
posición más alta y al pié del circo de pared que
prolonga hacia el norte el principal que alberga
el Lago de Truchillas, hace que los consideremos
como posteriores a la formación de las grades
morrenas laterales inferiores y sin una relación
morfodinámica con la lengua del valle
principal.
No ocurre lo mismo con el pequeño arco
morrénico frontal que cierra la vega alta del
valle situada antes del umbral del Lago de
Truchillas, el cual correspondería a una
situación de estabilización transitoria de la
lengua principal entre la formación de la
morrena lateral inferior interna y las superiores
que arrancan desde el circo.
Este valle del Río del Lago es, de todo el
macizo, el que contiene las huellas glaciares
más claras y quizá por eso es el único que llamó
la atención en los estudios sobre glaciarismo
que comentamos al principio. El valle recibe
por su margen derecha el Barranco de Piniello
que circula por una amplia artesa cuya
cabecera configura un amplio anfiteatro que
culmina en el Alto de Peniello a 1.944 m; el
encajamiento del arroyo homónimo deja al
descubierto un amplio y extenso depósito de till
glaciar que ocupa el flanco izquierdo del valle
entre 1.460-1.650 m; sin embargo, más abajo y
hasta su confluencia con el del Lago, no quedan
restos visibles de sedimentos glaciares aunque
el perfil transversal del valle indique claramente
el paso del hielo.
2.5. El valle del río Llastres
Es una extensa artesa glaciar cerrada por
un amplio anfiteatro, de más de 2 Km de
ancho, dominado por los altos de Peniello 1.944
m y Punta Negra 1.836 m. El mencionado
anfiteatro que constituye su cabecera presenta
una tosca adaptación a las directrices
estructurales; por un lado, los flancos de lo que
sería el circo se orientan netamente en la
dirección NO-SE de los ejes de las
deformaciones hercínicas, por eso el circo
aparece abierto al NO y sólo cuando abandona
el ámbito del circo, la artesa cambia de
dirección al NNE, hacia el pueblo de Valdavido;
pero, además, el flanco derecho del circo lo
constituye una enérgica crestería de cuarcitas
que coincide toscamente con una charnela
anticlinal que se prolonga hasta el otro lado del
valle en el Alto del Valle; el flanco izquierdo del
circo que forma el dorso septentrional del Alto
de Piniello, coincide en este caso con un eje
sinclinal de los mismos materiales; entre ambos
flancos quedan restos de la superficie de
erosión culminante que cortan las
deformaciones hercínicas y que enlazan
suavemente con el borde superior y central del
circo.
Sobre la ladera occidental se conserva un
complejo morrénico lateral entre 1.650 y 1.550
m que consta de cuatro niveles superpuestos
(Foto 7) e indicarían sucesivas fases de
estabilización de la lengua que en el máximo
llegó a tener en torno a 180 m de potencia. La
lengua tuvo que formar una difluencia hacia el
valle vecino del Barranco de Piniello como se
deduce de la posición más elevada de la
morrena superior con respecto al collado del
Alto del Valle.
Más abajo quedan restos morrénicos
esparcidos por el fondo del valle hasta la
confluencia con el de Valdegallinas; estos restos
probablemente fueron lavados por los mineros
romanos ya que todos los cantos y bloques del
depósito forman hoy día una muria casi
continua a pie de vertiente. Por lo que se refiere
al mencionado valle afluente de Valdegallinas
presenta una potente acumulación de till
glaciar fosilizado por un glaciar rocoso de
lengua de edad tardiglaciar.
2.6. El valle de Valdearroz
Es el más oriental en el que han quedado
muestras glaciares ya que el siguiente por el E,
valle del Río Nazarre, aunque tiene un marcado
circo en su cabecera al NE de Peña Trobisco y un
lomo de aspecto morrénico en la parte inferior
del valle a 1.250 m, la ausencia de cortes visibles
nos hacen, de momento, dudar de su origen
glaciar.
En Valdearroz, al contrario, las huellas del
paso del hielo son mucho más claras; el valle ya
fue citado por Llopis y Fontboté (1959) como
posible contenedor de restos glaciares. La
cabecera la forma un amplio anfiteatro
orientado al norte con el extremo occidental
más escarpado y dominado por las cresterías
cuarcíticas; el tramo central y oriental de la
parte superior, Peña Trobisco 1.754 m, forma una
estrecha sucesión de chanos culminantes que
repiten la misma morfología, aunque de
menores dimensiones y a más baja cota, que las
cabeceras situadas más al oeste.
Por lo que se refiere a los sedimentos que
dejó el glaciar, éstos aparecen bajo la forma de
dos morrenas cerca de su cabecera y bajo el
flanco occidental del circo así como de potentes
recubrimientos de till glaciar (Foto 8) que
tapizan los fondos y vertientes del valle y que
quedan al descubierto por incisiones lineales
nacidas de las obras auxiliares de repoblación
forestal (pistas de acceso).
3. INTERPRETACIÓN
A la espera de confirmar el posible origen
glaciar de los bloques erráticos de cuarcita
apoyados sobre la formación vulcanosedimentaria situados frente a la salida al valle
principal del Río del Lago, las morrenas
existentes nos permiten hablar de una
glaciación en el macizo del Vizcodillo con una
pulsación máxima que tuvo que llegar hasta el
valle principal del río Truchillas, al menos por lo
que se refiere a los más occidentales, desde
todos los valles de dirección S-N que escurren
desde el macizo hasta el mencionado valle
principal. En los valles más orientales (Llastres,
Valdearroz) no hay muestras claras de que
llegue la influencia glaciar hasta Valdavido, y
menos aún al valle principal del Eria ya que los
restos de till glaciar apenas se prolongan hasta
la cota de 1.250 m.
A continuación se produce una situación
de estabilización post-máximo que en el valle
del Río del Lago se localiza a 1.430 m (morrena
lateral externa). Seguidamente se producen tres
retrocesos frontales por pulsaciones: a 1.550 m
(morrena lateral interna), a 1.610 (la pequeña
morrena frontal intermedia), y a 1.640 m
(morrenas laterales superiores, la izquierda de
las cuales cierra ya la cubeta de
sobreexcavación que hoy ocupa el lago).
Con posterioridad, el hielo queda
constreñido y acantonado en el circo glaciar del
Lago de Truchillas, cortándose la mayor parte del
aporte que recibía del pequeño icefield
instalado en las superficies pandas culminantes
lo cual se deduce de dos hechos: por un lado,
de la formación de las morrenas culminantes,
los dos niveles al pie de Peña Negra y, sobre
todo, la poco marcada morrena lateral
izquierda que se adosa al flanco meridional del
circo del Lago Truchillas; por otro, que cerrando
el lago se establecen dos niveles internos, a
1.780 y 1.760 m, adosados a la morrena
frontolateral izquierda de la fase anterior lo que
denota la presencia de hielo sólo en el ámbito
del circo y disminuyendo de volumen de
forma paulatina. En esta fase es posible que
persistiera hielo glaciar en las pequeñas cubetas
de sobreexcavación enmarcadas por barras
cuarcíticas situadas al N de este circo y que
dejaron pequeñas acumulaciones morrénicas.
Dado que los restos de sedimentos
glaciares aparecen perfectamente escalonados
en altitud pero sin conexión entre ellos, en el
caso del valle del Río del Lago cabe pensar en
una lengua muy pulsadora con los cuatro
frentes de estabilización tan marcados que
hemos mencionado. Por lo que se refiere al
valle del río Llastres, al contrario, aparecen
cuatro niveles encajados, morrenas laterales
izquierdas, el superior dejado en el pleniglaciar
máximo cuando una parte del hielo difluía por
el collado del Alto del Valle, y el inferior a 1.500
m; la posición encajada de estos lomos
morrénicos laterales denota una reorganización
del flujo del glaciar con una clara disminución
de su potencia.
En los otros valles glaciares situados hacia
el oeste también se observan morrenas laterales
que enmarcan la artesa, en este caso a ambos
lados, y que se prolongan hasta el fondo de
valle del río Truchillas y enmarcadas por éstas,
otras más internas y altas que marcarían dos
fases de estabilización. En el valle del Reguero
Malicioso, La Laguna que ocupa la cubeta de su
circo más oriental está cerrada por una
pequeña morrena frontal que indicaría, como
en el Lago Truchillas, una ulterior fase de
confinamiento del hielo glaciar en el estricto
ámbito del circo.
EL MAYOR DESARROLLO QUE ALCANZAN,
TANTO LAS FORMAS EROSIVAS (PROFUNDIDAD Y
AMPLITUD DE LOS CIRCOS Y ARTESAS Y
LONGITUD DE ÉSTAS), COMO SEDIMENTARIAS, EN
LOS VALLES MÁS CENTRALES DE LA SIERRA (DEL
RÍO DEL LAGO Y DEL REGUERO DEL MALICIOSO)
(ARROYO DEL
ESTILLAR Y BARRANCO DE VIZCODILLO) SE
FRENTE A LOS OCCIDENTALES
EXPLICARÍA POR UNA MEJOR ALIMENTACIÓN DE
LOS PRIMEROS AL DISPONER DE UNA AMPLIA
SUPERFICIE
CULMINANTE
SITUADA
EN
LA
MONTERA DE SUS CIRCOS (SECTOR PEÑA NEGRAVIZCODILLO) LO QUE POSIBILITARÍA LA GÉNESIS
DE UN PEQUEÑO ICEFIELD, CUESTIÓN ÉSTA YA
APUNTADA HACE TIEMPO (LLOPIS Y FONTBOTÉ,
1959), QUE TUVO QUE SOBREALIMENTAR ESOS
CIRCOS MÁS DESARROLLADOS.
EN LOS MÁS OCCIDENTALES, AL CONTRARIO,
LA ZONA SUPERIOR DE SUS CIRCOS SE REDUCE AL
EXIGUO CORDAL ROMO DE LA DIVISORIA
PRINCIPAL DE AGUAS CON LA VERTIENTE
SANABRESA. POR OTRO LADO, LOS VALLES MÁS
ORIENTALES
(LLASTRES
Y
VALDEARROZ)
DISPONEN TAMBIÉN DE RESTOS AMPLIOS DE
SUPERFICIES EROSIVAS CULMINANDO SUS CIRCOS
PERO LO HACEN CASI 200 M DE COTA POR DEBAJO
DE LAS DEL
VIZCODILLO CON LO QUE ES DE
SUPONER UNA MENOR INFLUENCIA DE ESE
EFECTO.
4. DISCUSIÓN/CONCLUSIONES
La Sierra del Vizcodillo, ha permanecido lo
bastante aislada como para que el conocimiento
que se tiene de su dinámica geomorfológica
glaciar haya sido, hasta ahora, relativamente
escaso. Y esto es así a pesar de su proximidad a
la Sierra de Segundera cuya sobresaliente
impronta glaciar sí ha merecido una mayor
atención (además de los mencionados estudios
de Vosseler, 1931, y Schmitz, 1969, entre otros,
están los más recientes de Llopis Lladó, 1957, o
de Martínez de Pisón et al, 1989).
Por ello, incluso las referencias concretas a
las formas y a la dinámica glaciar del macizo
(Llopis y Fontboté, 1959), son lo
suficientemente vagas e incompletas como
para precisarlas y tener que realizar una
revisión a la luz de los datos que nuestro
recorrido por la zona ha puesto al descubierto.
Para empezar creemos que el
conocimiento que se tenía de este territorio era
muy incompleto, por eso sólo se mencionan
datos concretos de sus valles más centrales,
pasando por alto otros, como los de Llastres, o
Estillar, con algunos de los mejores ejemplos de
morrenas laterales de toda la Sierra de La
Cabrera.
Por lo que se refiere a las antiguas
observaciones, la morrena lateral izquierda en
el valle del Río del Lago no llega hasta la cota de
1.550 m, punto a partir del cual comienza el
fluvioglaciar (Llopis y Fontboté, 1959), sino
hasta 1.430 m y este dato ya permite ampliar
considerablemente el espacio ocupado por la
glaciación en estas montañas.
Pero es que, además, la terraza
fluvioglaciar que se cita 20 m sobre el talweg
actual a partir de la cota mencionada, los datos
referidos a su fábrica, y características según se
puede observar en algún corte visible, revelan
unos caracteres antes que fluvioglaciares de till
subglaciar. La forma plana que tiene el depósito
y su situación en el margen fluvial actual, no
son suficientes datos para su adscripición a un
depósito fluvioglaciar, sobre todo si éste tiene
tan elevada pendiente longitudinal (casi la
misma que las morrenas con las que enlaza y
que le fosilizan parcialmente en su raíz) y, sobre
todo, de sus caracteres sedimentológicos en los
que la ausencia de la más mínima selección o
clasificación por el agua empece su
consideración fluvioglaciar. Es más, en algún
punto concreto este depósito “fluvioglaciar”
incluso adquiere el carácter de un till alojado en
contacto erosivo con las pizarras del sustrato
parecido al que existe, en posición similar y a la
misma cota, unos 1.300 m, en el valle de
Vadegallinas situado al este.
Por otro lado, la existencia de restos de till
subglaciar en casi todos los valles por debajo de
la cota de 1.300 m (Valdearroz, Valdegallinas, Río
del Lago y el propio valle de Truchillas), nos
permite suponer una localiación de los frentes
de las diferentes lenguas en una situación
mucho más baja de la que se deduce de las
morrenas laterales que se conservan.
En este sentido, nosostros hemos fijado una
posición de la línea de equilibrio glaciar, E.L.A.,
que durante el máximo se situaría entre 1.4501.400 m para la zona estudiada, lo cual
incrementa considerablemente la superficie de
acumulación glaciar en el macizo y explicaría la
posición tan baja que alcanzan los restos de till
subglaciar y aún de algunas morrenas laterales.
Esa posición se aviene mucho más con las
recientes observaciones sobre este particular en
las montañas del noroeste (Valcárcel y Pérez
Alberti, 1998), que con otras anteriores, como
los 1.600-1700 m que propone Schmitz (1969)
que implicaría, en la mayoría de los valles, ceñir
la zona de acumulación al ambito de los circos
y a sus chanos culminantes.
Todo ello indica que, aún con las
limitaciones que se deducen de la posición del
macizo más interior y, por ello, menos
favorable para la acumulación de hielo, la Sierra
del Vizcodillo fue un importante foco de
glaciarismo y que éste fue de mayor intensidad
y mayor extensión de lo que hasta ahora se
había constatado.
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nordwestlichen
Sapanien.
Zeitschrift
für
Gletscherkunde, 88-104.
Foto 1. Bloque errático. Borde superior del
circo del valle del Estillar.
Foto 2. Lagunas del circo del barranco del
Vizcodillo; en el plano intermedio se observa la
morrena lateral izquierda de este valle glaciar.
Foto 3. Circos glaciares del valle del
M alicioso; obsérvese la superficie chana
culminate y las morrenas laterales que
flanquean el valle.
Foto 4. D etalle de la morrena lateral izquierda
del valle del M alicioso, en la zona próxima al
collado de las Llaneras.