Montañas de Campoo. Relieve y glaciarismo

La sucesión de cordales y cumbres de las sierras de Valdecebollas, Híjar y el Cordel -las montañas de Campoo- constituyen un medio de montaña con un paisaje propio, derivado de un relieve sobresaliente (volumen, desnivel y altitud) que posibilita una organización en pisos o bandas altitudinales.

 

La montaña campurriana no es el resultado de unas estructuras y procesos superpuestos, sino de la relación de múltiples variables geográficas, tanto físicas (el clima, la fisiografía, el relieve), como humanas (territoriales, económicas, culturales), que determinan la peculiaridad de este medio y definen su paisaje. El estudio de alguno de estos elementos, como es el relieve, permite profundizar en el conocimiento del territorio, sus habitantes, su cultura, su medio. Campoo se define fundamentalmente por el contraste entre las cumbres y el fondo de valle, es un paisaje de montaña media (Serrano, 2004), caracterizado por desniveles moderados, un medio supraforestal reducido, que no supera los 400 metros de desnivel, un glaciarismo de reducidas dimensiones acantonado en las zonas de cumbres y complejo en su evolución, una morfodinámica actual moderada (torrencialidad, laderas, nivación), una organización vegetal escalonada en altitud y un aprovechamiento humano también escalonado en función del potencial de los dos pisos básicos, el basal-forestal y el nival-supraforestal.
 

La montaña campurriana es, sobre todo, una construcción tectónica, su relieve deriva de los materiales y su disposición, de la historia geomorfológica y climática, y constituye la base primordial en la configuración de los paisajes (foto 1). Conforma una topografía, determina variaciones climáticas a escala regional y local, dirige los procesos geomorfológicos y la dinámica actual (inundaciones, aludes, movimientos de laderas, desprendimientos, etc), y condiciona la ocupación humana del espacio. Es, pues, un elemento básico del paisaje, tanto natural como humano, y conocer los elementos fundamentales del relieve campurriano, aquellos que aportan sus caracteres originales, de la realidad actual y de su pasado, de los que conforman el paisaje actual y su organización, es útil y atractivo para todo aquel que se interesa por la naturaleza y el estudio de los sistemas naturales, el hombre en relación con el medio, o la gestión y ordenación de recursos y del territorio.
 

El relieve de Campoo adquiere sus características esenciales con los movimientos tectónicos que tienen lugar desde finales del Cretácico hasta el Oligoceno, en la denominada orogenia alpina. Es en esta fase cuando se levantan, se pliegan y fracturan los materiales generados previamente (Hernández Pacheco, 1944; Heredia, et al. 1990; IGME, 1986).

La montaña campurriana se localiza en una encrucijada geológica, en el contacto entre la cobertera mesozoica y el zócalo hercínico (figura 1). El zócalo constituye los restos arrasados de una antigua cordillera, fuertemente deformada y sobre él reposa la cobertera mesozoica, formada en el Triásico y Jurásico. Como consecuencia de la erosión del zócalo hercínico y la existencia al este y nordeste de una zona deprimida, el denominado surco vasco-cantábrico, en esta cuenca se produjo la sedimentación de la cobertera, primero con facies continentales, pues la depresión no estaba inundada por el mar, y posteriormente una sedimentación marina, cuando el mar ocupa la depresión. Los materiales existentes en las montañas campurrianas son (figura 2):

- Zócalo: muy poco representado en las montañas campurrianas, esta formado por calizas, areniscas y pizarras de edad carbonífera (Paleozoico superior). Estos materiales sólo afloran en la vertiente meridional de la sierra de Híjar y en el macizo de Valdecebollas, donde las calizas carboníferas conforman esbeltas agujas y torres hacia el valle de Los Redondos.

- Cobertera: Reposa sobre el zócalo paleozoico y se ha generado en dos momentos:

- Triásico: Entre 250 y 200 millones de años se depositó en la base una serie estratificada de conglomerados y areniscas (facies Buntsandstefn) que configuran la litología más característica de las cumbres campurrianas. Por encima, se depositó un paquete de arcillas y yesos de tonalidades rojizas y verdosas (facies Keuper), que afloran en el fondo del valle del Alto Campoo, o en Aguilar de Campoo y su entorno. La serie culmina con calizas y dolomías formadas por estratos delgados y sedimentadas de modo discontinuo.

- Jurásico: Es un periodo de hundimiento de la depresión, ahora inundada por el mar. Entre 205-145 millones de años genera una serie de rocas carbonatadas compuesta de calizas, margas y margocalizas alternantes que culminan a techo en un paquete de areniscas rojas, margas, conglomerados y calizas (grupo Cabuérniga). Esta serie conforma los contrafuertes septentrionales de Alto Campoo y la divisoria principal en El Pozazal.

- Rocas ígneas: Existen afloramientos de materiales ígneos emplazados por ascensos magmáticos durante el Carbonífero superior y el Pérmico (Heredia et al. 1990) que generan relieves individualizados de pequeñas dimensiones. En el pico Iján y su entorno afloran granitoides que permiten un erosión diferencial y procesos asociados a estos materiales, y en la vertiente meridional de la Sierra de Híjar, los afloramientos de basaltos alcalinos caracterizan la porción media de la ladera.

Estos materiales se deforman y emplazan en su forma actual durante la denominada orogenia alpina, responsable del relieve del Alto Campoo, cuya actividad principal tuvo lugar hace entre 70 y 35 millones de años. En el Jurásico se inician los primeros movimientos tectónicos, ligados a la apertura del golfo de Vizcaya y el desplazamiento de la microplaca ibérica hacia sureste. La existencia de la zona de creación de corteza (rifting) en el cantábrico supuso enormes esfuerzos tectónicos hacia el SSE que afectaron al zócalo, empujado por la placa africana hacia el norte. Generaron una deformación continua desde Asturias y León hasta Los Pirineos, incluido el surco vasco-cantábrico (Cantabria y País Vasco), formando, de este modo, la actual Cordillera Cantábrica. El zócalo se deformó mediante fallas, con reactivación de fracturas de la orogenia hercínica, y la cobertera mesozoica mediante pliegues y fallas. Los movimientos compresivos generados durante el Terciario, en los periodos Eoceno y Oligoceno, son los principales responsables de la deformación de los materiales del modo que son observables hoy día.

A grandes rasgos, estos empujes se resuelven en sucesiones de pliegues, fallas y cabalgamientos (figura 3). Los esfuerzos pirenaicos deforman el conjunto de la cadena mediante fallas de desgarre con deformaciones profundas, como la falla regional de Ventaniella, que desde el Sistema Ibérico cruza en dirección NW-SE hasta Oviedo. Alineados con esta dirección se suceden cabalgamientos de la cobertera y al sur, del zócalo y la cobertera. La cobertera sedimentaria se deforma en amplios pliegues anticlinales y sinclinales, de dirección dominante NW-SE, que articulan la dirección principal de Alto Campoo. Al norte y este las deformaciones mayores de Barcena y el Besaya implica el plegamiento de los materiales en relación con amplios sinclinales de dirección N-S. Este hecho condicionará la compartimentación del valle, con estructuras diferenciadas al oeste y este de Reinosa, delimitadas por una línea de dislocación NE-SW que pone en contacto cabalgante los materiales del Triásico con los del Cretácico, y tiene importantes consecuencias geomorfológicas. Las fases finales de compresión deforman los materiales fracturándose, en direcciones conformes con las de plegamiento, NW-SE, que compartimentan los pliegues en bloques elevados y hundidos entre fracturas.

La estructura principal es el sinclinal de Abiada (Alto Campoo) limitado al norte y al sur por fracturas de direcciones NW-SE y compartimentado en su interior por fallas de las mismas direcciones que lo han deformado, generando un flanco verticali-zado al norte y uno más tendido al sur, donde se sitúan las sierras de Híjar y el Cordel. El flanco meridional cabalga sobre otro sinclinal de dimensiones menores, también delimitado por fracturas al sur, que forma el macizo de Valdecebollas. Los materiales estratificados muy diversos (calizas, margas, areniscas, conglomerados, arcillas y yesos) respondieron de modos diferentes ante los esfuerzos tectónicos y la erosión. Los afloramientos de arcillas y yesos, emplazados unas veces por su comportamiento halocinético en diapiros, como sucede en Reinosa o Aguilar de Campoo, y otras conformes con la sucesión estratigráfica, ofrecen muy poca resistencia a la erosión, y tienden a generar rellanos y depresiones. Por el contrario, los materiales más resistentes, emplazados en los frentes de cabalgamiento, los conglomerados o las calizas, generan una erosión diferencial que posibilita la permanencia de crestas conglomeráticas o calcáreas, en las cumbres de las sierras campurrianas. En este ámbito litoestructural, las montañas campurrianas se articulan en torno al valle de Alto Campoo, con cuatro unidades morfoestructurales principales (figura 4).

- La Sierra del Cordel forma el flanco septentrional de las montañas campurrianas, desde el Tres Mares (2171) hasta Palombera en una sucesión de cumbres que superan más de dos mil metros alineadas de oeste a este conforme con las directrices estructurales. Esta sierra es el flanco septentrional del sinclinal de Abiada, formado por los conglomerados y areniscas de las facies Bunt-sandstein, y genera un relieve disimétrico, un cres-terío poco esbelto y un relieve enérgico a favor de los frentes de los estratos al norte (foto 2), sobre Polaciones y el Saja, y unas pendientes más suaves a favor de los dorsos al Sur.

La sucesión de cumbres presenta una homogeneidad morfológica derivada de la litoestratigrafía y el buzamiento de los materiales (figura 5). Hacia Campoo, pendientes conformes con los buzamientos (40-60°), generan unos relieves esbeltos, escalonados por los estratos verticalizados que resaltan en las laderas. Al norte, los frentes ocasionan abruptos cantiles remodelado por los glaciares. Las cumbres están formadas por los conglomerados de la base del Triásico, compartimentadas por crestones conformes con estratos verticalizados, que en las laderas generan pasillos y corredores (foto 3). Los glomeráticos de fuerte buzamiento generan la esbelta cresta del Cueto de la Horcada (2111). En este alineamieento afloran materiales graníticos -cuarzogabros y cuarzodioritas- en el Cueto Iján (2087). Intruido a favor de la falla de Iján, que dirige la dirección de la sierra, constituye un afloramiento de rocas más resistentes que ha posibilitado su localización en resalte por erosión diferencial frente a los materiales más fácilmente erosionables del Triásico.

La sierra del Cordel es el principal contrafuerte frente a la llegada de frentes y borrascas desde el mar, ya interrumpidas más al norte por montañas menores (Sierra del Escudo de Cabuérniga, Peña Sagra). Si la vertiente norte drena las aguas al Cantábrico a través de las cuencas de Saja y Nansa, al sur las aguas, ya mediterráneas, drenan al Ebro.
 

- La Sierra de Híjar se extiende también desde el punto de inflexión del Tres Mares, en dirección NW-SE hasta el Sestil (2063), para girar a una posición meridiana (WNW-ESE) hasta el collado de Somahoz, desde donde el cordal continúa hasta el Arroyo Marlantes y la tenue divisoria del Pozazal. En el primer tramo alcanza la mayor altitud de las montañas campurrianas (Cuchillón, 2174 m) para iniciar un descenso paulatino (Cotamañinos, 2144; Cueto Mañín, 2122) que desde el Sestil no supera ya los 2000 metros (Peña Rubia, 1933; Cuesta Labra, 1948). Este cordal continuo forma parte del flanco meridional del sinclinorio de Abiada, constituido por conglomerados triásicos con buzamientos en torno a los 25°. El relieve es conforme con las estructuras, un dorso de suave pendiente modificado parcialmente por el glaciarismo, y un frente abrupto (figura 6). El buzamiento, menor que en El Cordel, genera unas montañas disimétricas. Al norte presenta pendientes más suaves conformes con los dorsos que siguen la inclinación de los estratos, compartimentados por de dirección NW-SE. Esta morfología es muy característica en Tres Mares, Cuchillón o Cotamañinos con cumbres modeladas en los conglomerados triásicos que generan un cordal voluminoso y disimétrico. Al sur, la porción culminante de los frentes escarpados está escalonada por la alternancia de conglomerados y areniscas. En cotas más bajas, los afloramientos de calizas y vulcanitas paleozoicas entre las areniscas y pizarras, generan crestas y agujas que revitalizan el relieve (foto 4) y propician procesos kársticos asociados a la disolución de las calizas. Si la vertiente septentrional drena al Ebro, y por tanto al Mediterráneo, la meridional drena por el Pisuerga -Rubagón y Camesa- y el Duero, al Atlántico.

- La Sierra de Ropero es el límite septentrional de Alto Campoo al este de Palombera. Culmina a 1.492 m en Los Picales o Ropero, y se caracteriza por ser un amplio cordal calcáreo en el que se dividen las aguas entre el Besaya y el Saja, al Cantábrico, y el Ebro, al Mediterráneo. Esta formado por el cierre perisinclinal de la Sierra de Barcena, por lo que constituye un frente enérgico y continuo en el que alternan las dolomías y calizas, todas ellas de edad jurásica, con un relieve alomado y de suaves laderas en las culminaciones. Las laderas bajas presentan crestas monoclinales y pasillos ortoclinales de erosión diferencial, donde se alojan vallejos y poblaciones.

- El macizo de Valdecebollas es un contrafuerte voluminoso y elevado situado al sur de la Sierra de Híjar. Constituye un macizo individualizado, de formas pesadas, muy poco esbelto, y de cumbres aplanadas con un amplio cordal de dirección SW-NE entre El Cueto (2083) y La Canaleja (2096), que culmina en el Valdecebollas (2143). Esta constituido por un amplio sinclinal de dirección NW-SE, de suaves buzamientos, limitado al norte por la falla del Golobar y al sur por la de Barruelo, ambas de dirección NW-SE. Afloran los materiales de la facies Buntsandstein, que configuran las cumbres, aflorando en los valles y depresiones los materiales del zócalo, las calizas, pizarras y areniscas westfalienes, por erosión de la cobertera. Sólo el glaciarismo ha revitalizado las laderas, con pendientes mayores y escarpes, así como una erosión diferencial que propicia relieves enérgicos en los estratos verticales de caliza, con procesos kársticos singulares, entre los que destacan Covarrés y la Fuente de Cobre, nacimiento del Pisuerga. Es este un lugar singular un sistema kárstico de 2,5 km de longitud, que supera 130 metros de desnivel, alineado en una fractura de dirección NE-SW (Alcalde et al. 1983; Rossi y Ortiz, 1990). Drena la cuenca de Sel de la Fuente y surge, en el contacto con las turbiditas, en la magnifica oquedad de Fuente de Cobre (foto 5).

- El valle de Alto Campoo se extiende entre la Sierra del Cordel y la de Híjar, configurando un característico valle intramontañoso cantábrico, de transición, a favor de la protección de la Sierra del Cordel a la llegada de masas húmedas del mar. Es un amplio valle de fondo plano, con numerosas compartimentaciones internas. Montañas y valle se complementan y comparten laderas, materiales, aguas y tiempos, es decir, las formas y los procesos que articulan el relieve. Si en las cumbres podemos encontrar explicación a lo sucedido en el valle, el valle nos ayuda a entender las cumbres de un todo que es parte de la Cordillera Cantábrica. El valle de Campoo es un pliegue sinclinal de dirección NW-SE, el sinclinal de Abiada, compartimentado por una red de fracturas de direcciones dominantes NW-SE, NE-SW y E-W. Las laderas están constituidas por conglomerados y areniscas con fuertes buzamientos en la vertiente septentrional (30-60°), donde existen dorsos verticalizados -Cuenca Gen, La Señoruca- y menores en la meridional (20-25°). La red de fracturas de dirección NW-SE dirige los principales elementos morfoestructurales del valle, la red hidrográfica y los procesos morfogenéticos tanto heredados como actuales.

En el interior del valle, los materiales y su disposición configuran un conjunto de unidades menores, con depresiones y resaltes aislados. Entre los resaltes destacan los relieves formados por los afloramientos de calizas y dolomías del Triásico y Jurásico, en Fontibre, Hoz de Abiada, Guares y Guariza, con procesos kársticos, cavidades, dolinas, sumideros y sur-gencias, entre las que destacan la cueva de Hoz de Abiada y el nacimiento del Ebro. Relieves negativos son la depresión tectónica de Abiada-Entrambasaguas, y afloramientos de arcillas y yesos que favorecen la erosión diferencial en la porción central del valle del Híjar. El fondo de valle ha sido muy activo, con cambios hidrográfico constantes a lo largo del último millón de años, elaboración de terrazas y conos aluviales o procesos kársticos singulares.

 

EL PAISAJE GLACIAR DE LA ALTA MONTAÑA CAMPURRÍANA

Desde que Hernández Pacheco publicara su excelente trabajo sobre los glaciares de Campoo (Hernández Pacheco, 1944), se incorporó al conocimiento de estas montañas la presencia del hielo en la configuración de su relieve. Hernández Pacheco cartografió los circos glaciares, explicó la forma de las cumbres y del valle, e interpretó los datos, las formas y los procesos que registró durante su trabajo de campo. Labor pormenorizada, en un tiempo en el que no existían ni mapas, ni carreteras, ni fotos aéreas o teledetección, que nos ha legado datos de gran interés, todavía vigentes. Las interpretaciones cambian con el tiempo, con los paradigmas científicos y los adelantos tecnológicos, que permiten nuevos conocimientos y nuevas interpretaciones. Pero en su trabajo ya explicó la extensión de los glaciares cuaternarios y las fases visibles a partir de los testigos presentes. Conforme a las teorías de la época, asoció las distintas fases a dos glaciaciones cuaternarias del Pleistoceno medio y superior. Poco después, estudiosos del glaciarismo de la montaña cantábrica (Nusbaum y Cigax, 1947) apuntan que no se registran en ella las cuatro glaciaciones establecidas en los Alpes, y los restos hallados pertenecerían a una única glaciación. En 1957, Nossin, en el macizo de Valdecebollas, señala la dificultad de interpretar diferentes glaciaciones y aventura la posibilidad de que pertenezcan a una sola glaciación, la más reciente, del Pleistoceno superior. Posteriormente se ha avanzado en la delimitación precisa de los glaciares, en su interpretación monoglaciarista (Alonso et al. 1982; Frochoso, 1990; Frochoso y Castañón, 1998), así como en el estudio de las formas glaciares y su extensión, las condiciones climáticas, las fases glaciares y la relación con las terrazas fluviales y la ocupación humana (Gutiérrez y Serrano, 1998,2004; Serrano, 2001; Serrano y Gutiérrez, 2000,2002; Serrano et al. 2001; Serrano y González, 2004). Pero aún quedan muchos temas clave por comprender que no se han resuelto desde que Hernández Pacheco nos mostrara cómo la montaña campurriana estuvo glaciada en algún tiempo del pasado. Todavía queda por saber, con la precisión posible derivada de las técnicas actuales, el momento en el que los glaciares se instalaron en Campoo, es decir su cronología precisa. Pero además, se ha divulgado la idea de un ambiente glaciar muy desfavorable, estepario y difícil para la ocupación humana. Es preciso conocer en qué medida las condiciones climáticas eran adversas, en un medio muy húmedo, o si posibilitaron ocupaciones estacionales. Tampoco sabemos con certeza si los aportes nivales que propiciaron los glaciares procedían del norte y noroeste o del suroeste, como apuntan algunas teorías para el conjunto de Europa (Florineth y Schlüchter, 2000). Ahora podemos señalar algunas claves y discusiones sobre lo que sabemos de los glaciares pleistocenos de Campoo y sus repercusiones en el relieve, como modo de entendimiento de las montañas campurrianas.
En el entorno de las montañas campurrianas se ha conservado la huella de 26 glaciares (figura 7) que generaron formas de erosión, circos glaciares, cubetas de sobreexcavación, hoy colmatadas, y umbrales. La morfología es muy variada en función de la estructura geológica, la disposición del glaciar y su entidad en el pasado. Destacan las formas de mayor desarrollo, en la vertiente noreste de la Sierra de Híjar, con circos poco encajados y de fuerte pendiente a favor del buzamiento de los estratos (foto 6). La acumulación de hielo en Guzmerones, Hoyo Sacro, Pidruecos, Las Hoyas, Los Asnos o Tres Mares, unidas en una lengua, propició el glaciar de mayor entidad, el glaciar de Brañavieja, de 2.800 metros de longitud y 150 metros de espesor, que difluía en dos lenguas, una al Híjar y otra al Guares. En Valdecebollas, el circo de Sel de la Fuente también muestra amplitud y complejidad, escalonado en función de la estructura geológica que soportó un glaciar de 2 kms de longitud cuya lengua difluía hacia el Híjar y hacia el Pisuerga (foto 7). Los restantes glaciares eran de circo, con lenguas reducidas que sólo excepcionalmente superaban el kilómetro de longitud en Cotamañinos o en la vertiente norte de la Sierra del Cordel, donde la orientación y los fuertes desniveles de las paredes verticales propiciaron una abundante alimentación y el desarrollo de extensos glaciares que alcanzaban cotas muy bajas. Los glaciares en su conjunto se caracterizaron por las lenguas cortas, encajadas en el sustrato y con fuertes pendientes que dieron lugar a un amplio cortejo de formas. Circos encajados en relieves aplanados, con cubetas profundas como Cuenca Bucer, Cuenca Vitor, Sel de Brañosera, la Cuenca de Rumaceo u Orbaneja, o en crestas aristadas como Cuenca Gen, Cuenca Cen, o Cuenca del Hoyo. Todas ellas constituyen rellanos entre laderas escarpadas utilizados para pastos, seles y brañas, que encuentran en los circos y cubetas glaciares un espacio propicio para una explotación que continúa en la actualidad. En los frentes de las Sierras de Híjar, vertiente suroeste, y del Cordel, vertiente norte, le circos son más amplios y encajados (foto 8), pues la acción glaciar no se ha impuesto con la misma eficacia, dado el desnivel la energía del relieve preglaciar.

La labor erosiva de los glaciares fue la más capaz para generar relieves en las cumbres de las montañas campurrianas. En los circos y valles glaciares depositaron morrenas -formas de acumulación generadas por el transporte y la sedimentación glacial en sus frentes y márgenes-, que caracterizan, ya en detalle, el interior de las formas erosivas y sobre todo son un testigo de la extensión y evolución de los glaciares, y del clima. Existen complejos morrénicos -sucesiones de morrenas arquedas o rectilineas-, de gran riqueza y variedad, como los de Guares, Brañavieja, con dos arcos seccionados por la carretera del collado de la Fuente del Chivo, que permite conocer su estructura interna, o en Orbaneja, Cuenca de Rumaceo, Cuenca Gen y Cuenca Vitor. En Valdecebollas, entre la porción frontal de Covarrés y la cumbre de Valdecebollas, se suceden 17 arcos morrénicos, con elementos lacustres, kársticos y nivales que enriquecen este singular ámbito glaciar de la montaña campurriana (figura 8).

La acción glaciar actuó en diferentes momentos con distintas intensidades y repercusiones geomorfológicas (figura 9). Las formas glaciares se modelan y remodelan durante el último periodo glaciar y en sucesivas fases de retroceso y equilibrio (Serrano y Gutiérrez, 2000; 2002; Serrano y González, 2004):

- Último Máximo Glaciar: representa la máxima extensión los glaciares en Campoo. Se sitúan cronológicamente entre 70.000 y 18.000 años B.P. si bien no existen dataciones absolutas, y no hay un acuerdo sobre su correlación con el periodo de máximo frío (18.000 años B.P.) o con fases previas que posibilitaron una mejor alimentación glaciar, por ser muy frías pero más húmedas, con la llegada de masas de aire cargadas de humedad del oeste y suroeste, hacia 70.000-50.000 años B.P. Se generarían los mayores glaciares de Campoo, formando parte los 26 glaciares ya mencionados, con la línea de equilibrio glaciar media (MELA) situada a 1685 m.

- Fase de retroceso, de edad Finipleistocena (posiblemente entre 25.000 y 15.000 años B.P.), se caracteriza por la presencia de una veintena de glaciares más pequeños con la MELA a 1810 m de altitud. El glaciar de Brañavieja, el mayor de esta fase, posee una lengua poco mayor de un kilómetro de longitud.

- Fase de altitud. En los circos más elevados, siempre en orientaciones septentrionales y al pie de cantiles y paredes norte, se encuentran morrenas en Peña el Rostro, Hoyo Sacro, Las Hoyas, Cuchillón, Cuenca Gen y Valdecebollas, depositadas por muy pequeños glaciares, de dimensiones en torno a los 200-400 metros de longitud, así como un glaciar rocoso en Los Asnos, hoy casi totalmente destruido por las pistas de esquí (foto 6). El límite de equilibrio glaciar se situaría en torno a 1900/1960 m s.n.m. En la actualidad no se conoce la edad de esta fase, pero por correlación con la evolución glaciar pirenaica (Serrano y Martínez de Pisón, 1994) proponemos como hipótesis su atribución al periodo Tardiglaciar, fechado entre 14.000-10.000 años B.P.

Durante las fases glaciares, allí donde no se desarrollaron masas de hielo, la morfogénesis es fundamentalmente periglaciar, derivada de la presencia de hielo en el suelo, los cambios de estado del agua y su acción mecánica. Este hecho implicó la presencia de procesos gravitatorios ligados a la crioclastia (rotura de las rocas por el aumento de volumen del agua al congelarse) y la existencia de amplias pedreras y laderas regularizadas por coluviones que tapizan las laderas. Destacan en estas formas los campos de bloques que ocupan las zonas culminantes aplanadas de las Sierras del Cordel, Híjar y Cebollera, así como las corrientes de bloques -alineaciones de bloques de grandes dimensiones canalizados ladera abajo- que hoy surcan las laderas forestadas de la Sierra de Híjar. Ambas denotan un intenso frío en su origen y son correlacionables con el máximo glaciar. Hoy día constituyen formas relictas, sin finos, por el lavado posterior del depósito, y son testigos expresivos del frío que afectó a la montaña no glaciada.

Pero si estas formas son testigos de un ambiente extremo en la alta montaña, glaciar y periglaciar, a medida que se descendía por las laderas las condiciones, del mismo modo que sucede hoy día, se atemperaban para pasar a un ambiente nival. Teniendo en cuenta la proximidad al mar y las diferentes condiciones ambientales de cada fase, estas montañas recibirían importantes precipitaciones, a pesar de su moderada altitud. En el Último Máximo Glaciar las precipitaciones procedentes del N, NW y SW alimentarían abundantemente los macizos más protegidos como Valcedebollas o los más expuestos, como el Cordel, propiciando una montaña glaciada en todas sus vertientes. En la fase de retroceso se aprecia una fuerte disimetría, con los glaciares alojados preferentemente en orientaciones septentrionales, lo que evoca unas condiciones más secas, con menos alimentación y una conservación preferente en orientaciones favorables (norte y sureste). La última fase es propia de un glaciarismo marginal, asociado a la conservación estival en laderas norte con muy escasa insolación. A partir de los cálculos de Ohmura et al. (1992) se puede establecer una relación teórica entre las precipitaciones y las condiciones térmicas en el entorno de los glaciares. En Campoo, suponiendo unas precipitaciones moderadas, para un ámbito oceánico, y menores que las actuales, de 1000-1500 mm/año en el Cordel, y 500-1.000 mm/año en la Sierra de Híjar, se puede establecer que la Tª media anual a 860 metros sería entre 6°C y 8°C; a 1.000 m de altitud, entre 4,5°C y 6,5°C; y a 1.800 m, por debajo de la MELA del máximo glaciar, entre 0°C y 2°C. Este hecho sugiere que no existía un clima extremo en su rigurosidad por debajo de los 1.800 metros, con unas condiciones térmicas medias superiores a 0°C que imposibilitan la existencia de suelos permanentemente helados y propicia el desarrollo vegetal, favorecido por la disponibilidad hídrica procedente de la fusión glaciar, nival y las precipitaciones. Durante los meses de verano existiría una importante disponibilidad hídrica, junto a un periodo suficientemente cálido, con más de dos meses de temperaturas medias por encima de 10°C, que propiciarían una importante biomasa en las laderas medias y bajas del valle del Campoo, allí donde la dinámica fluvial y fluvioglaciar no fuera muy agresiva. Podemos suponer que el valle estaría ocupado por formaciones arbóreas abiertas hasta los 1.250-1.300 metros, y por un medio supraforestal con pradera y arbustos leñosos que propiciaría un rico y complementario ecosistema (figura 10), capaz de atraer a grupos de cazadores en el periodo estival, en un ambiente habitable y rico en oportunidades para grupos humanos, como parecen atestiguar los restos encontrados en Campoo (Gutiérrez 1990,1995, 2000).

 

DINÁMICA ACTUAL Y PATRIMONIO NATURAL DE LAS MONTAÑAS DE CAMPOO

La montaña campurriana no sólo son herencias, a la combinación de unos materiales deformados en estructuras complejas y afectados por climas del pasado que han generado laderas regularizadas, recuencos glaciares, morrenas, mantos de bloques o terrazas, se suman los procesos actuales, el funcionamiento del medio natural de montaña. La naturaleza no es un medio estático y hoy sabemos con certeza que está cambiando continuamente, funciona a una ritmo distinto del humano, pero sin cesar en su actividad. Y los procesos que se han sucedido durante los últimos miles de años continúan activos y relacionados, en unos casos con las condiciones climáticas dominantes, y en otros con la estructura. La montaña húmeda, con precipitaciones actuales entre 1.000 mm anuales en el valle y 2.000 mm en las cumbres, y una cobertura nival importante, muy inestable y húmeda, propicia un conjunto de procesos asociados a la fusión del manto nival, a la saturación de la formaciones superficiales y la gravedad. Podemos resumir la actividad actual en un conjunto de procesos.

- Grandes movimientos en masa: Relacionados con la estructura geológica, los procesos de descompresión postglaciar y la acción fluvial, se desarrollan importantes movimientos en masa, "deslizamientos de ladera" y "extensiones laterales", que implican una rápida movilización de los materiales hacia las zonas bajas del valle. La montaña de Campoo es un medio muy dinámico e inestable derivado de la presencia de unos materiales incompetentes, las arcillas y yesos, que posibilitan procesos a veces de gran espectacularidad. Sus dimensiones son muy variables, afectando unas veces a unos pocos metros y otras a miles de metros cúbicos de material. En los contactos entre los materiales incompetentes y las calizas triásicas y jurásicas o los conglomerados es posible observar movimientos en masa de grandes dimensiones. Destacan las caídas y desplazamientos de bloques por descalzamiento de los materiales infrayacentes, más fáciles de erosionar, bien visibles en los conglomerados de la vertiente norte del Cuchillón (Foto 9a), pero también son importantes los que afectan a la ladera de solana del arroyo del Guares, en la loma ubicada al Oeste de Abiada, donde la incisión del Guares en las arcillas subyacentes induce a la inestabilidad y al movimiento de las calizas y dolomías compartimentadas en grandes bloques desgajados de la serie culminante, o en Cuenca Gen (foto 9b). En otras ocasiones es la presencia de arcillas y yesos asociados a fracturas y erosionados en su base por la acción torrencial o fluvial, lo que moviliza las laderas. Es lo que sucede en la ladera de deslizamiento, plenamente activa, donde se sitúa el circuito de esquí de fondo de Brañavieja, o el movimiento en masa rotacional de Guarizas, junto al Ebro, o los de Villar, junto a la carretera C628 (foto 9c).

- Procesos torrenciales y fluviales: La fusión nival y las precipitaciones todo el año generan torrentes de alta energía muy capaces en las zonas altas y laderas, sobre todo en los periodos de fusión, y cauces fluviales en el valle con canales múltiples de alta sinuosidad, que divagan sobre los sedimentos aportados por los torrentes, pues son incapaces de exportar los materiales llegados al fondo de valle. Hoy día los procesos fluviales están fuertemente condicionados por la intervención humana, que los intenta manejar mediante canalizaciones.

- Dinámica de laderas: Las laderas de la alta montaña constituyen un rico mosaico de formas y procesos activos en los que aprender la dinámica de la montaña. Ligados a la gravedad, la disponibilidad hídrica en el suelo por las precipitaciones y la fusión nival, así como a la abundancia de finos procedentes de la meteorización de las areniscas y conglomerados, las formaciones superficiales de la montaña están muy frecuentemente saturadas, con escorrentías laminares y canalizadas capaces de movilizar materiales por arrastre en unas ocasiones y mediante movimientos en masa en otras. Son frecuentes las "solifluxiones", desplazamientos en masa por flujo del suelo saturado que se desplazan a velocidades de cms a mms/año. Generan "solifluxión laminar" -porciones de la ladera que se desplazan conjuntamente-, "terracillas" -pequeños escalones de la formación superficial por desplazamiento y asentamiento-, o "lóbulos" -abultamientos en lengua de tamaños métricos generados por desplazamientos diferenciales de la formación superficial saturada-. Son plenamente activos, modelan las cabeceras de arroyos y circos glaciares y son perfectamente visibles en muchas de las cuencas glaciares y seles de altura. También son solifuidales los "bloques aradores" -desplazamientos de bloques sobre la formación superficial saturada que acumula finos en su frente y genera un surco ladera arriba- y "bloques en posición planar"- que tapizan las laderas y se desplazan con la formación superficial a velocidades de mms a cms/año-. Todos ellos generan un rico y eficaz cortejo de formas y procesos propios de la montaña húmeda. A estas formas le acompañan procesos asistidos por el hielo y la nieve que generan acumulaciones de gravedad, "taludes" y "conos de derrubios", representados en las paredes más verticales, pero no muy representativos de estas montañas. Los materiales arrancados por la crioclastia y desplazados por gravedad pasan, en ocasiones, a las zonas medias y bajas, desplazándose mediante mecanismos solifluidales.

La permanencia de los neveros hasta el verano y su fusión lenta impide la colonización vegetal, genera saturaciones, arroyada laminar de las aguas fundidas y cambios térmicos en los contactos entre la nieve y el suelo, que producen los característicos "nichos de nivación" que marcan las crestas en las sierras de Híjar y el Cordel -con los magníficos ejemplos de Liguardi o Cueto Orbaneja (Foto 10)-, y "enlosados nivales", clastos aplanados que forman un pavimento casi continuo en superficies métricas a decamétricas, por saturación y exportación de los finos. El congelamiento de la capa superior en el otoño y los cambios de volumen generan pequeñas formas que complementan los procesos descritos. Finalmente, la incorporación rápida de agua líquida sobre formaciones saturadas previamente, provoca su desplazamiento rápido mediante los denominados "flujos de derrubios", coladas de clastos con finos saturadas en agua y desplazadas a gran velocidad, que depositan una acumulación de clastos digitada, muy característicos de las vertientes graníticas del pico Iján. En esta cumbre, así como en casi toda la vertiente septentrional de la Sierra del Cordel, existen también canales de aludes de reducidas dimensiones.

En las montañas de Campoo encontramos, pues, un amplio cortejo procesos activos y de formas heredadas o funcionales asociadas a un ambiente de montaña húmeda, condicionadas por las herencias estructurales y climáticas, que son elementos clave para entender el relieve y el paisaje campurriano. Todo ello hace de las montañas de Campoo, no sólo un paisaje bello, agreste y complejo, sino un medio variado sustentado por una gran riqueza de formas y procesos geomorfológicos que contiene lugares y elementos de interés sobresaliente, sobre todo a escala local y regional. Elementos como los circos, las morrenas, el glaciar rocoso, las cavidades y surgencias, los lóbulos o flujos de derrubios, asociados en numerosas ocasiones a tradiciones, al patrimonio cultural y los usos tradicionales, constituyen componentes esenciales del medio natural. Su desaparición supone cambios y pérdidas irrecuperables, como ya hemos señalado (Serrano, 2001), por lo que es necesario valorarlos, reconocerlos y conservarlos como parte activa de los paisajes y ecosistemas cantábricos, como elementos y lugares para el aprendizaje, el disfrute y el uso desde consideraciones de perdurabilidad y de respeto por las herencias naturales, por las generaciones pasadas y por las futuras. Se trata, en definitiva, de valiosos elementos del patrimonio natural campurriano, de Cantabria y Castilla y León, o, en suma, de la montaña cantábrica.

 

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