Resumen:Los procesos morfogenéticos constituyen el foco de interés preferente de la geomorfología actual, sin embargo, estos se hallan claramente condicionados por el marco morfoestructural en el que están insertos. Este artículo analiza las características litoestratigráficas, la evolución geológica y la disposición estructural de un macizo calcáreo de la alta montaña cantábrica, el Macizo Occidental de los Picos de Europa. Además, se identifican las principales unidades morfoestructurales que lo componen a partir de una profunda revisión bibliográfica y del trabajo de campo desarrollado en el área. Los resultados de esta investigación evidencian, mediante la puesta en relación de los rasgos de este armazón con los procesos que interactúan sobre él, el modo en que los estudios de geomorfología estructural, actualmente en retroceso, resultan vitales para comprender los procesos, morfologías y depósitos asociados en este macizo y, por extensión, en el conjunto de los Picos de Europa.

En las últimas décadas, la mayor parte de las publicaciones sobre geomorfología, tanto a nivel nacional como internacional, se han centrado en el estudio de diferentes tipos de procesos (fluviales, torrenciales, marinos, glaciares, periglaciares, de ladera, eólicos), bien desde el punto de vista de la investigación básica, con el fin de profundizar en el conocimiento de dichos procesos, o bien con una finalidad aplicada a los riesgos naturales, la ordenación territorial, el geopatrimonio, etc. Otras líneas preferentes de investigación han sido las relacionadas con la teledetección, la cartografía geomorfológica y, en general, la aplicación de nuevo instrumental, softwarey metodologías para modelizar y cartografiar distintos procesos.

El gran desarrollo experimentado por los citados campos se ha producido en detrimento de las aportaciones focalizadas en la geomorfología estructural. Basta comprobar, por ejemplo, el tipo de estudios publicados en las actas de las últimas reuniones nacionales de la Sociedad Española de Geomorfología (SEG) o, salvo escasas excepciones, los de cualquier otro congreso sobre geomorfología de ámbito nacional o internacional. En este sentido, en los cuatro últimos congresos de la SEG (Santander en 2012, Cáceres en 2014, Málaga en 2016 y Palma de Mallorca en 2018), el porcentaje de estudios sobre geomorfología estructural con respecto al total presentado fue del 10, 18,6, 14,75 y 10,75% respectivamente, con un mínimo de 10 contribuciones en 2018 y un máximo de 27 en 2014. Al respecto, véase las publicaciones de González-Díez et alii (2012), Schnabel y Gómez-Gutiérrez (2014), Durán Valsero et alii (2016), y García et alii (2018). Se puede constatar fácilmente la misma tendencia si se consulta el tipo de artículos publicados en las principales revistas científicas especializadas en geomorfología.

Como excepción a esta evidente tendencia, cabe citar algunas líneas de estudio clásicas dentro de la geomorfología estructural que acaparan prácticamente toda la atención científica de este campo en cuanto al número de publicaciones, principalmente el karst (ej.: Smart, 1984; Ugarte y Ugalde, 1985; Senior, 1987; López-Martínez, 1987; Santos y Marquínez, 2005; Ballesteros et alii, 2011; Ruiz-Fernández y Serrano, 2011), en segundo lugar el relieve granítico (ej.: Pallí i Buxó, 1996; De Uña Álvarez, 1996; García-Rodríguez, 2015) y, en mucha menor medida, el volcánico (ej.: Dóniz Páez, 2002; Romero Ruiz y Beltrán Yanes, 2015). Sin embargo, aquellas otras contribuciones que podemos enmarcar dentro de la geomorfología estructural más clásica, por ejemplo las de tipo morfoestructural, o bien las vinculadas al estudio de estructuras aclinales, monoclinales, plegadas y falladas (ej.: Birot, 1949), no han recibido prácticamente atención recientemente por parte de nuestra comunidad científica, habiendo sido publicados los últimos trabajos relevantes en las décadas finales del siglo pasado (ej.: Lugo-Hubp y Ortíz-Pérez, 1980; Bru, 1983; Muñoz-Jiménez, 1986; Palacio Prieto et alii, 1991).

Atrás quedaron, hace ya décadas, la realización de tesis doctorales que tenían como objetivo primordial de estudio la geomorfología estructural; entre otras, dentro de este grupo se pueden destacar las siguientes: Muñoz Jiménez (1976), Gonzalo Moreno (1980), Pellicer Corellano (1983); Echeverría Arnedo (1988), Sánchez Fabre (1989) y Pérez Alberti (1991). También se pueden añadir algunas de las extensas tesis de geografía regional defendidas en España durante los años setenta y ochenta del pasado siglo, en las que el estudio de las grandes morfoestructuras no era el objetivo principal, pero siempre aparecían en extensas referencias dentro de los capítulos del medio físico del territorio estudiado, al igual que sucedía con la presentación y estudio de sus condiciones climáticas (ej.: Ortega Valcárcel, 1974; Sánchez Sánchez, 1982). El objetivo morfoestructural fue perdiendo importancia en los trabajos doctorales de los noventa en los que primaban otros aspectos (procesos geomorfológicos, dinámicas evolutivas, análisis hidroquímicos, aspectos ambientales, etc.); aun así, el estudio estructural también estaba presente, pero ya no como objetivo primordial de las investigaciones (ej.: González Amuchastegui, 1993; Fernández Fernández, 1996).

Queda claro, por tanto, que nuestra disciplina ha focalizado su interés y desarrollo reciente en el estudio de los procesos y formas de origen no estructural. Sin embargo, sería importante no descuidar las diferentes líneas de estudio de la geomorfología estructural pues, además de su evidente interés como conocimiento básico per se, este tipo de estudios pueden tener también interés aplicado, por ejemplo, a la ordenación territorial, al geopatrimonio (mediante la identificación y propuesta de lugares de interés geomorfológico asociados a la estructura del relieve), y al geoturimo (Adrados et alii, 2010). Por ello, el presente trabajo pretende: i) estudiar las características litoestratigráficas, la evolución geológica y la disposición estructural de un macizo montañoso de la alta montaña cantábrica; ii) identificar las unidades morfoestructurales que lo definen; iii) mostrar la relevancia de la configuración estructural de este macizo como armazón sobre el que han interactuado los distintos sistemas morfogenéticos y muy especialmente el glaciar, cuya dinámica ha estado altamente condicionada por el tipo de estructura subyacente.

Los Picos de Europa constituyen una de las cinco regiones estructurales que integran la denominada Zona Cantábrica (Julivert, 1983a y 1983c; Rodríguez-Fernández, 1983), que a su vez constituye la porción más septentrional e interna del Macizo Ibérico o Hespérico (Figura 1). El Dominio geológico de Los Picos de Europa queda delimitado por el Norte y el Oeste por la Región de Mantos o Manto del Ponga, al Sur por la Región del Pisuerga-Carrión y al Este por la cobertera sedimentaria mesozoico-terciaria que integra las montañas cántabras, burgalesas y vascas (Figura 1).

Las singulares características geológicas de los Picos de Europa, su agreste y vigoroso relieve y su gran riqueza en yacimientos de distintos minerales susceptibles de ser explotados económicamente, despertó prontamente el interés de los geólogos y los naturalistas en general. Los primeros trabajos que tratan sobre la disposición y el tipo de rocas que integran los Picos de Europa y sus cercanías, fueron escritos a partir de mediados de la centuria decimonónica y en las primeras décadas de la pasada, por autores como Schulz (1858), Maestre (1864), Calderón (1877 y 1900), Arce (1880), Barrois (1882), Termier (1905 y 1918), Carballo (1911), Bertrand y Mengaud (1912a y 1912b), Hernández-Pacheco (1935 y 1936) y Delepine (1943), entre otros (Figura 2).

Es necesario citar también el importante legado dejado por el geólogo alemán Gustav Schulze, que permaneció inédito hasta hace escasos años (Villa, 2006; Villa et alii, 2006; Truyols et alii, 2007)4. Las aportaciones citadas supusieron un avance notable en el conocimiento geológico de estas montañas, pero las bases definitivas no se pondrán hasta la segunda mitad del S. XX, en la que se realizaron numerosos estudios de detalle, varias tesis doctorales e incluso trabajos de síntesis que contribuyeron a establecer finalmente las características litoestratigráficas básicas de este ámbito montañoso, así como su compleja disposición tectónica (Martínez- Álvarez, 1965; Marcos, 1967; Wagner, 1967; Julivert, 1967, 1983a, 1983b y 1983c; Marquínez, 1978, 1989; Martínez-García, 1978, 1981 y 1983; Farias, 1982; Sánchez y Truyols, 1983; Truyols, 1983; Julivert y Navarro, 1984; Martínez-García y Rodríguez- Fernández, 1984; Navarro y Leyva, 1986; Navarro, Leyva y Villa, 1986; Colmenero y Bahamonde, 1986; Aramburu, 1989; Bahamonde, 1990; Aramburu y García-Ramos, 1993; Bahamonde y Colmenero, 1993, Gutiérrez-Claverol y Luque-Cabal, 2000; Luque-Cabal y Gutiérrez-Claverol, 2000; Marquínez y Adrados, 2000; Merino- Tomé, 2004; Merino-Tomé et alii2004; etc.).

El área de estudio del presente trabajo se centra en el Macizo Occidental de los Picos de Europa, también denominado Macizo del Cornión, segundo en altitud, por detrás del Macizo Central. La máxima cota del Cornión se alcanza en la cumbre de Peña Santa de Castilla (2596 m). Otras cimas destacadas son la Torre Santa María (2486 m), la Torre del Mediu (2467 m), las Torres del Torco (2452 m), la Torre Bermeja (2400 m), la Torre del Alba (2390 m), etc. (Figura 3). Al igual que los otros dos macizos que integran los Picos de Europa, el relieve del Cornión está definido por el afloramiento casi exclusivo de calizas masivas del Carbonífero, lo que es determinante en el estilo tectónico de este conjunto, organizado en sucesivas escamas cabalgantes verticalizadas (Marquínez, 1978, 1989; Farias, 1982). Tanto el tipo de materiales predominante, como su disposición tectónica, han sido clave en la actual configuración del Macizo del Cornión, y por extensión del conjunto de los Picos de Europa. El enérgico relieve que caracteriza a los Picos, absolutamente agreste, rugoso y verticalizado, es muy diferente al del resto de montañas paleozoicas próximas, que habitualmente presentan formas mucho menos enhiestas. Este armazón morfoestructural ha sido profusamente trastocado por la karstificación (Santos y Marquínez, 2005; Ruiz-Fernández y Serrano, 2011; Ballesteros et alii, 2011), los procesos fluviales y torrenciales (Ruiz-Fernández y Poblete, 2011), el glaciarismo cuaternario (Frochoso, 1980; Castañón, 1989, Frochoso y Castañón, 1998; González-Trueba, 2007; Serrano et alii, 2012, 2013; Ruiz-Fernández, 2015; Ruiz-Fernández et alii, 2016), así como la intensa dinámica nival y periglaciar existente actualmente en los sectores más elevados de los Picos de Europa (Castañón y Frochoso, 1998; Serrano y González-Trueba, 2004; Ruiz- Fernández et alii, 2014, 2017; Pisabarro etalii, 2017).

Las condiciones climáticas del área de estudio vienen definidas por unas temperaturas moderadas en los valles que progresivamente van descendiendo a medida que se gana altitud, así como por la elevada pluviosidad, aunque con una clara diferenciación entre la vertiente Norte, afectada de forma directa por los frentes atlánticos cargados de humedad, y los ámbitos situados inmediatamente al Sur del Cornión. Así, en la parte N se registran 1308,9 mm de precipitación media anual en Amieva «Camporriondi» (180 m de altitud.) y 1671,6 mm en el Valle de Angón (705 m). En el observatorio de Tresviso, ubicado a 900 m de altitud al Norte del Macizo Oriental de los Picos, se obtiene una media de 1869,3 mm anuales. Por contraposición, en la estación de Soto de Valdeón (953 m), situada al Sur del Cornión, se recogen 1365 mm/año y en Fuente Dé (1.100 m) 1140 mm/año. En los sectores más altos las precipitaciones superan ampliamente los 2.000 mm/año, siendo en buena medida en forma de nieve (Muñoz-Jiménez, 1982). Por otro lado, las temperaturas medias anuales son de 13,8º C en Amieva «Camporriondi», de 10,8º C en Angón, de 10,5º C en Tresviso, de 8,4º C en Soto de Valdeón y de 10,5º C en Fuente Dé. Por su parte, Muñoz-Jiménez (1982) sitúa la isoterma anual de 0º C para el conjunto de Asturias entre 2400 y 2500 m de altitud, la de 2,7º C a 2000 m y la de 5º C ligeramente por debajo de los 1600 m.

La vegetación del área es principalmente de tipo planocaducifolio eurosiberiano. Destacan los bosques de hayas y roble albar en el piso montano que, no obstante, habitualmente se encuentran fragmentados en masas menores debido al escarpado relieve. Por encima de 1400 m de altitud dominan las formaciones de porte arbustivo, subarbustivo y herbáceo. En cuanto a las actividades humanas, históricamente han estado definidas por el predominio del pastoreo y la ganadería extensiva, si bien en las últimas décadas el sector primario se ha visto sustituido por el auge del turismo y los deportes de montaña (Suárez-Antuña et alii, 2005). Actualmente, el Parque Nacional de los Picos de Europa recibe unos 2 millones de visitantes al año. Los núcleos de población existentes tienen un escaso número de habitantes y una disposición periférica con respecto a los tres macizos que integran los Picos.

La metodología del presente artículo ha consistido en la realización de una exhaustiva revisión bibliográfica que ha permitido definir las características litoestratigráficas básicas del área estudiada, así como su evolución geológica y su disposición estructural. En concreto, se han consultado un total de 55 referencias sobre los aspectos señalados, de las que 33 son artículos de revista, 14 libros o tesis doctorales inéditas y 8 capítulos de libro. Dicha revisión, junto al trabajo de campo desarrollado entre 2005 y 2011, en el que se recorrió sistemáticamente todo el espacio del Macizo Occidental de los Picos de Europa, ha permitido definir un total de seis unidades morfoestructurales perfectamente individualizadas que, en su conjunto, arman el relieve de este bastión de la alta Montaña Cantábrica.

Al igual que el Central y el Oriental, el Macizo Occidental de los Picos de Europa está integrado básicamente por potentes estratos de calizas carboníferas, aflorando únicamente otro tipo de materiales en los extremos Norte y Sur. A continuación se detallarán los diferentes tipos de rocas de dicho macizo siguiendo un orden cronológico.

Los materiales más antiguos presentes en el ámbito de estudio son una sucesión alternante de pizarras, areniscas y cuarcitas glauconíticas que configuran la «Formación Oville» (Cámbrico medio–Ordovícico inferior). Cuentan con espesores medios de unos 200 m y aparecen estratigráficamente en concordancia bajo las cuarcitas de la «Formación Barrios»5 (Comte, 1937 y 1959; Martínez-García, 1978; Farias, 1982; Julivert y Navarro, 1984; Martínez-García y Rodríguez-Fernández, 1984; Aramburu, 1989; Aramburu y García-Ramos, 1993), extendiéndose en exiguas franjas tanto por el Norte del macizo como por sus límites más occidentales, así como en enclaves meridionales de la cabecera del río Dobra.

Las areniscas de la Formación Oville dan paso de forma más o menos gradual a las cuarcitas ordovícicas de la «Formación Barrios» (Ordovícico inferior), constituidas por bancos de gran espesor (Comte, 1959; Julivert, 1967; Farias, 1982; Martínez-García y Rodríguez-Fernández, 1984; Navarro y Leyva, 1986; Aramburu, 1989; Aramburu y García-Ramos, 1993). Se localizan principalmente en una banda de dirección E-O dispuesta entre Covadonga, el borde Norte de la Vega de Comeya y el nacimiento del río Casaño, que queda interrumpida precisamente en este punto por la existencia de una falla de rumbo NNE-SSW. Estas cuarcitas vuelven a aflorar un poco más al N, orlando por su ladera septentrional la Sierra de Cabezu Llerosos hasta Obar, en las inmediaciones del núcleo de Poncebos.

Tras una extensa laguna estratigráfica que abarca el Ordovícico medio y superior, el Silúrico y gran parte del Devónico, se depositaron los microconglomerados y las areniscas de la «Formación Ermita» (Devónico superior)6, materiales que en cualquier caso son poco representativos, pues su espesor máximo no suele superar los 40 metros de potencia (Comte, 1959; Julivert, 1967; Julivert y Navarro, 1984; Martínez-García y Rodríguez-Fernández, 1984), y solamente es posible divisarlas en una estrecha banda de dirección E-W situada en la vertiente septentrional del macizo, inmediatamente al Norte de las cuarcitas, y en enclaves puntuales como la Canal de Saigu y las Vegas. A continuación, se depositaron unos niveles también de escasa potencia integrados por pizarras negras y liditas con pequeñas intercalaciones calcáreas que constituyen las «Pizarras de Vegamián» (Tournaisiense, Carbonífero inferior) (Julivert y Navarro, 1984). Se sitúan inmediatamente al Norte de los microconglomerados y las areniscas de la «Formación Ermita».

La primera de las formaciones calcáreas carboníferas del Macizo del Cornión está compuesta por calizas nodulosas muy tableadas de tonalidades rosadas o rojizas que suelen presentar niveles arcillosos y alcanzan un espesor medio de unos 30 m. Su edad es Viseense inferior-Namuriense inferior y se las conoce como «Formación Alba», «Genicera» o «caliza Griotte» (Martínez-Álvarez, 1965; Julivert, 1967 y 1983b; Marquínez, 1978 y 1989; Martínez-García, 1981; Farias, 1982; Sánchez y Truyols, 1983; Truyols, 1983). Las intercalaciones arcillosas propias de la «caliza Griotte» determinan su carácter marcadamente incompetente, por lo que con frecuencia se halla muy replegada. Además de su escasa potencia, esta formación aflora en pocos puntos y casi siempre en la base de cabalgamientos, destacando fundamentalmente una franja de cierta continuidad al Norte del macizo, el sector comprendido entre el Puente de los Rebecos y el Puente Bolín (desfiladero del Cares); así como otras estrechas fajas en Pambuches, en las canales de Culiembru y Saygu y entre los Picos del Verde (2.180 m) y la Vega de Carombo (Figura 4).

Por encima de la «caliza Griotte» y en contacto concordante, aparece una potente sucesión de materiales calcáreos de unos 500 m de espesor y edad Namuriense A-Westfaliense A inferior, que es conocida en conjunto como «caliza de Montaña», aunque dentro de ella se diferencian claramente dos partes. La inferior, «Formación Barcaliente», está integrada por calizas tableadas negras y fétidas y niveles de chert, mientras que la superior, la «Formación Valdeteja», se compone de calizas grises masivas (Julivert, 1967 y 1983b, Marquínez, 1978 y 1989; Martínez-García, 1981; Farias, 1982; Sánchez y Truyols, 1983; Truyols, 1983; Martínez-García y Rodríguez- Fernández, 1984, Bahamonde, 1990).

Por encima, la «Formación Picos de Europa» (Westfaliense B-Cantabriense), también de notable potencia, está constituida igualmente por dos miembros: uno inferior de calizas claras tableadas alternando con pizarras y otro superior formado por calizas masivas de tonos grises o rosados (Maas, 1974; Marquínez, 1978; Farias, 1982; Julivert y Navarro, 1984; Martínez-García y Rodríguez-Fernández, 1984).

Estas dos formaciones calcáreas, las «calizas de Montaña» y las «calizas de Picos de Europa», son las litologías predominantes, extendiéndose en forma de sucesivas escamas cabalgantes por casi la totalidad del Macizo del Cornión y relegando al resto de materiales a una situación de marginalidad con respecto a su extensión. Ambas tienen gran resistencia mecánica, por lo que configuran volúmenes montañosos de formas enhiestas, cumbres y aristas, escarpes rocosos, etc. (Figura 5). Sin embargo, no debemos olvidar que son especialmente sensibles a los procesos de disolución, de ahí que en ellas se haya desarrollado, como se explicará más adelante, un importante relieve kárstico tanto en superficie como en profundidad. Asimismo, es preciso señalar el importante papel de estos materiales como área fuente de derrubios.

En la vertiente Norte de la Sierra de Cabezu Llerosos aflora una franja de cierta extensión que discurre entre el río Casaño a su paso por la Molina y Arenas de Cabrales, integrada por areniscas con intercalaciones carbonatadas, lutitas y conglomerados (Fm. «Cavandi»). Este roquedo, que forma parte de la cuenca estefaniense de Gamonedo-Cabrales-Panes, se apoya discordantemente sobre los materiales más antiguos del Carbonífero (Wagner, 1967; Marcos, 1967; Martínez-García, 1981; Rodríguez-Fernández, 1983; Sánchez y Truyols, 1983; Colmenero y Bahamonde, 1986; Navarro, Leyva y Villa, 1986; Merino-Tomé, 2004; Merino-Tomé et alii, 2004).

Por su parte, en ámbitos concretos como la vertiente Sur de Peña Santa de Castilla y la Canal de Capozo, el Valle de Angón o algunos sectores más reducidos de la parte Norte del macizo, afloran discordantemente sobre la «caliza de Montaña» y la «Formación Picos de Europa», otro conjunto de materiales estefanienses integrados principalmente por calizas bioclásticas negras y pizarras (Julivert y Navarro, 1984).

Finalmente, en la parte sur del Macizo del Cornión las calizas del Dominio de Picos de Europa cabalgan sobre los materiales de la Región del Pisuerga- Carrión (Julivert, 1983c), en concreto sobre lutitas, areniscas, brechas calcáreas y conglomerados silíceos y mixtos del Westfaliense y del Estefaniense pertenecientes a diversas formaciones («Grupo Valdeón», «Grupo Pontón», «Grupo Maraña-Brañas», «Formación Curavacas», etc.), discordantes con respecto al Devónico y al Carbonífero inferior situado inmediatamente más al Sur (Julivert, 1983c; Julivert y Navarro, 1984, Rodríguez-Fernández, 1991).

Los materiales que integran el Macizo del Cornión son muy antiguos, perteneciendo todos ellos al Paleozoico. Durante esta Era el ámbito de estudio fue un área de sedimentación marina poco profunda en la que acontecieron también varias fases de emersión. En los primeros períodos del Paleozoico (Cámbrico y Ordovícico) se depositaron las pizarras, las areniscas y las cuarcitas de las formaciones «Oville» y «Barrios». Tras la sedimentación de las cuarcitas de «Barrios» cabe destacar la existencia de una gran laguna estratigráfica que abarca todo el Ordovícico a partir del Arenig, el Silúrico y gran parte del Devónico (Llopis-Lladó, 1950; Sánchez y Truyols, 1983; Julivert y Navarro, 1984; Martínez-García y Rodríguez-Fernández, 1984; Navarro y Leyva, 1986; Marquínez, 1989). Finalizado este dilatado periodo sin sedimentación, en el Devónico superior se depositaron las areniscas y los microconglomerados de la «Fm. Ermita», y ya en Carbonífero inferior las «Pizarras de Vegamián».

Durante el Carbonífero, y más concretamente a partir del Viseense, en el Dominio de Picos de Europa se generó una sedimentación esencialmente de tipo carbonatado. Al principio dicha sedimentación se desarrolló en un ambiente somero y con abundancia de arcillas, responsable de la deposición de la «caliza Griotte». A partir del Namuriense se pasa a una sedimentación carbonatada de plataforma que prosigue durante el Westfaliense, depositándose las «calizas de Montaña» y las «calizas de Picos de Europa» (Bahamonde y Colmenero, 1993).

A finales del Carbonífero acontece un importante período de deformación de los materiales: la Orogenia Herciniana, principal responsable de la articulación de los Picos de Europa en escamas cabalgantes de rumbo aproximado E-O y fuerte vergencia sur (Marquínez, 1978 y 1989; Farias, 1982; Muñoz-Jiménez, 1982; Julivert y Navarro, 1984; Martínez-García y Rodríguez-Fernández, 1984). No obstante, la sedimentación continúa a la vez que se produce el levantamiento mayoritario del área e incluso después, tal y como demuestra la existencia de diversas cuencas estefanienses fundamentalmente de tipo turbidítico, situadas al Norte y al Sur del conjunto en levantamiento (Marcos, 1967; Colmenero y Bahamonde, 1986; Merino-Tomé, 2004); aunque estos materiales también están afectados por deformaciones en algunas zonas (Julivert, 1983b).

A partir del Pérmico y hasta el desencadenamiento de nuevos embates tectónicos durante el Terciario, los primitivos relieves hercínicos fueron sometidos a la erosión. No obstante, según Muñoz-Jiménez (1982), la existencia de una cierta inestabilidad tectónica durante el Mesozoico en la zona central y oriental del Macizo Asturiano, que ocasionó distensiones, empujes y deformaciones de distinta índole (debemos tener en cuenta que la apertura del Golfo de Vizcaya acontece a lo largo del Mesozoico), imposibilitó que se labrase una superficie de erosión generalizada como la que pudo generarse en el occidente asturiano, aunque esto no impidió que se formaran arrasamientos sectoriales.

La configuración estructural que hoy conocemos es el resultado de otro movimiento tectónico, la orogénesis Alpina, acaecida durante el Terciario y responsable de la revitalización del relieve hasta alcanzar las cotas actuales siguiendo un estilo germánico, al compartimentar en bloques elevados y hundidos el antiguo edificio herciniano. En efecto, este nuevo periodo compresivo supone la reactivación de los cabalgamientos y fallas hercínicas, así como la aparición de nuevos sistemas de fallas que elevan todo el conjunto de los Picos de Europa, tanto sobre las cuencas intramontañosas de Valdeón, Sajambre y La Liébana, situadas inmediatamente al Sur, como sobre el sector ubicado al Norte de dichos macizos, en el que acontece un progresivo hundimiento de los bloques de Sur a Norte (Llopis-Lladó, 1950; Marquínez, 1978, 1989; Julivert y Navarro, 1984; Martínez- García y Rodríguez-Fernández, 1984).

Tras este último episodio tectónico la actividad erosiva vuelve a ser dominante. Sin embargo, algunas acciones erosivas importantes pudieron ser sincrónicas al levantamiento tectónico. En cualquier caso, los diferentes agentes implicados irán modelando el relieve del área de estudio hasta darle la configuración actual. Así, finalmente la red fluvial tajó perpendicularmente las estructuras que integran los Picos de Europa, configurando angostas gargantas de rumbo general S-N a favor de líneas de debilidad estructural y de la karstificación (Ruiz-Fernández y Poblete, 2011, 2012). Los citados procesos, junto con el glaciarismo cuaternario (Frochoso, 1980; Castañón, 1989, Frochoso y Castañón, 1998; González-Trueba, 2007; Serrano et alii, 2012, 2013; Ruiz-Fernández et alii, 2016) y la activa morfodinámica periglaciar actual circunscrita a las áreas más elevadas (Castañón y Frochoso, 1998; Serrano y González- Trueba, 2004; Ruiz-Fernández et alii, 2014, 2017; Pisabarro et alii, 2017), constituyen los agentes más destacados del modelado reciente del Macizo del Cornión.

El Macizo del Cornión, como el resto del dominio estructural de los Picos de Europa, se halla cabalgado por la prolongación NE de la Región de Mantos, y a su vez cabalga por el Sur sobre las series devónicas y carboníferas de la Región del Pisuerga-Carrión (Marquínez, 1978; Farias, 1982; Julivert y Navarro, 1984). Al igual que los Urrieles y Ándara, está constituido por la sucesión de diversas escamas cabalgantes imbricadas, que provocan la repetición de los materiales calcáreos del Carbonífero hasta alcanzar espesores que superan ampliamente los 2000 m en algunos sectores (Martínez-Álvarez, 1965; Marquínez, 1978 y 1989; Frochoso, 1980; Farias, 1982; Sánchez y Truyols, 1983) (Figura 6). Las superficies de cabalgamiento, paralelas a la estratificación, se sitúan fundamentalmente en niveles favorables tales como la «Formación Barcaliente», el miembro inferior tableado de la «Formación Picos de Europa» y especialmente la «caliza Griotte» (Marquínez, 1878; Martínez-García, 1978; Farias, 1982; Julivert, 1983c). Dichas escamas, de vergencia Sur y rumbo general ESE-WNW7, han sido afectadas posteriormente por una red de fallas en desgarre dextrales, de dirección predominante ESE-WNW y con los labios occidentales elevados (Marquínez, 1978), siendo los planos de falla subverticales o con gran inclinación (Marquínez, 1978; Farias, 1982). Otras direcciones de fracturación importantes son las ENE-WSW y las SSE-NNW.

Farias (1982) distingue en el Macizo del Cornión cuatro unidades cabalgantes principales: «Cabalgamiento Frontal», «Cabalgamiento de Peña Santa», «Cabalgamiento de Aliseda–Cabrones» y «Cabalgamiento del Saigu», que normalmente están desdobladas o incluyen escamas menores asociadas8. Al Nordeste habría que añadir otra serie de cabalgamientos en las calizas que arman la parte culminante de la Sierra de Cabezu Llerosos. En conjunto se pueden distinguir más de 13 escamas cabalgantes entre principales y subordinadas.

Otro rasgo estructural singular, extensible a todo el conjunto de los Picos de Europa, es la ausencia de pliegues importantes. Únicamente se han generado flexiones suaves por el movimiento de las escamas, cuyo eje axial es paralelo a la dirección de los propios cabalgamientos. Esto se explica, según Marquínez (1978) y Farias (1982), por el carácter masivo de calizas, materiales muy competentes que controlaron el estilo de la deformación, favoreciendo la intensa escamación del conjunto e impidiendo en cambio el desarrollo generalizado de pliegues. Como excepción cabe citar la Sierra de Amieva, situada al Este del Cornión y constituida por un anticlinal armado en las «calizas de Picos de Europa», así como algunos pliegues generados sobre los materiales estefanienses que afloran a los pies de la vertiente Norte del macizo y entre la cara Sur de Peña Santa de Castilla, los Puertos de Cuba y Capozo (Figura 7).

La disposición estructural reseñada anteriormente en escamas cabalgantes imbricadas, determina que desde el punto de vista morfoestructural el Macizo Occidental de los Picos de Europa, se organice en una serie de dorsos de fuerte pendiente hacia el Norte, y abruptos frentes en las orientaciones Sur. Aunque esta es la pauta general en la organización del relieve, en detalle se diferencian netamente seis unidades morfoestructurales que describiremos a continuación (Figura 8).

Esta denominación ha sido adoptada de trabajos previos realizados por Frochoso y Castañón (1986 y 1998) y Castañón (1989 y 1990). En el borde Norte, el Cornión cuenta con una serie de sierras de altitud media que constituyen una prolongación del propio macizo. Se trata de bloques elevados delimitados por fallas y definidos por el afloramiento de calizas carboníferas en sus sectores culminantes. Hacia el NE destaca fundamentalmente la Sierra de Cabezu Llerosos, que culmina en la cima homónima a 1794 m (Figura 9), y la pequeña Sierra de Dobros (Cuetu Cananda, 1063 m); mientras que hacia el NW cabe citar la Sierra de Covadonga, que alcanza unos 1080 m de altitud máxima. Al SW de ésta, fuera ya del ámbito de estudio y separada del Cornión por el desfiladero del Dobra, labrado a favor de un cabalgamiento de dirección NW-SE, se eleva la Sierra de Amieva, de similares características al resto de alineaciones y cuyas mayores cotas son los picos de los Redondos (1244 m) y Priniello (1228 m). Junto a estos conjuntos principales, hay toda una serie de pequeñas cresterías y alineaciones menores individualizadas constituidas total o parcialmente por calizas (Cantón del Texeu con 1165 m, Cabeza Salgaréu con 1127 m, Xerra Mala con 772 m, etc.), junto a otras de tipo silíceo (Cabeza Camba con 1102 m, Porra Uberdón con 941 m, etc.). Salvo en el caso de la Sierra de Cabezu Llerosos, donde se formaron dos glaciares de valle (y uno de circo) al amparo de sus dos cumbres principales, este ámbito ha permanecido al margen del glaciarismo cuaternario (Castañón, 1989 y 1990).

La vertiente septentrional de las citadas sierras de Covadonga, Cabezu Llerosos y Dobros está integrada fundamentalmente por cuarcitas ordovícicas que cabalgan hacia el Sur sobre las calizas del Carbonífero superior; así como por materiales estefanienses de la Cuenca de Gamonedo-Cabrales-Panes, discordantes sobre el resto del Carbonífero y organizados en una serie pequeños pliegues anticlinales y sinclinales de rumbo WNW-ESE, que han sido compartimentados en interfluvios inclinados hacia el Norte por afluentes de las redes fluviales del Güeña y del Casaño (Figura 9).

Por su parte, las culminaciones de las mencionadas alineaciones funcionan como unidades kársticas autónomas, al haber desarrollado extensas áreas de absorción de las escorrentías, colectores o redes internas, y también surgencias activas (fuentes de Covadonga, Párvora, los Brazos, Obar, etc.) y otras colgadas a diferentes alturas en las vertientes (Castañón, 1989).

Como se ha adelantado, la Sierra de Cabezu Llerosos es la que alcanza mayor desarrollo altitudinal (Figura 9). Esta alineación consta de una serie de crestones calcáreos de rumbo WNW-ESE separados por sucesivos surcos que siguen la misma disposición (Jascal, Teyeres y Salinas), todos ellos organizados de acuerdo a las directrices estructurales dominantes; y comunicados por pasillos transversales labrados a favor de líneas de debilidad secundarias (Castañón, 1989 y 1990). En los surcos correspondientes a los sectores de mayor altitud se han desarrollado diversas cubetas glaciokársticas como consecuencia de la disolución de las calizas y del posterior ensanchamiento y profundización ejercido por los glaciares de Jascal y Cabezu Llerosos.

El límite septentrional de la plataforma calcárea de la sierra coincide con una brusca ruptura de pendiente a partir de la que se disponen de forma perpendicular una serie de interfluvios y vallejos que descienden progresivamente hacia la garganta del río Casaño (Figura 9). En cambio, el contacto entre la Sierra de Cabezu Llerosos y la unidad morfoestructural situada inmediatamente al Sur (la Plataforma de Enol y sus estribaciones orientales), está constituido por apretados cabalgamientos de dirección WNW-ESE, a favor de los cuales se han formado varios surcos o pasillos (Riega del Texu, Valle de Espines, Vega Maor, Valle la Texa, etc.), que hacia el Este dan paso a sendas canales que descienden hacia el Cares (Culiembro, la Raya y Saigu). La depresión tectónica de la Vega de Comeya, situada en cambio hacia el Oeste, se ha generado también en relación con los citados cabalgamientos y varias fallas de rumbo E-W y WSW-ENE.

Al Norte de los citados cabalgamientos se eleva una plataforma de perfil irregular y altitudes comprendidas entre 1.000 y 1.400 m, al estar labrada sobre calizas ampliamente karstificadas de las formaciones «Picos de Europa» y «Montaña», y retocada por el glaciarismo cuaternario (glaciar de Enol). Llopis-Lladó (1958) definió previamente esta plataforma, utilizando la denominación que nosotros hemos retomado.

Junto con algunos de los complejos morrénicos de mayor entidad del Cornión, pertenecientes al LGM, esta unidad destaca por la proliferación de grandes cubetas de génesis mixta, kárstica y glaciar, generadas a favor de las líneas de debilidad marcadas por sucesivos cabalgamientos de dirección WNW-ESE y por fallas y fracturas transversales menores (los propios lagos Enol y Ercina, remarcados por morrenas, la Vega del Bricial, la Vega el Paré, la Vega Ceñal, las Bobias, los Llanos del Sordo). (Figura 10). Estas cubetas alternan a su vez con algunas elevaciones como la Porra de Enol (1269 m), el Pico Mosquital (1287 m), el Porru Llaguiellu (1385 m), etc. Otro rasgo singular de este ámbito es el nacimiento a partir de surgencias de varios cursos de agua adaptados a la estructura geológica (Pomperi, el Osu, Resecu, etc.).

A partir de la unidad anterior se desarrolla un amplio espaldar de pendiente moderada en el que, no obstante, se pueden individualizar varias escamas con sus frentes asociados que complican el conjunto. Se trata por tanto de un ámbito en el que la organización en escamas cabalgantes no trasciende de un modo tan claro en el relieve como en los macizos Central y Oriental (Castañón, 1989). Esta rampa une la plataforma de Enol con la primera línea de cumbres importantes del macizo, adquiriendo un desarrollo altitudinal comprendido entre 1.400 y 2.000 m aproximadamente (Figura 11).

Hacia el Este y el Oeste, la sucesión de láminas cabalgantes y la fracturación asociada ha propiciado la formación de cresterías, escarpes rocosos y sucesivas canales que descienden hacia el fondo de las gargantas del Cares y el Dobra, en ocasiones de forma completamente rectilínea al transcribir netamente el frente de un cabalgamiento, como en el caso de la Canal de Sollambriu (Figura 3).

Se trata del ámbito más elevado y escarpado del Macizo del Cornión, desarrollándose a partir de 2000 metros y englobando a buena parte de las cimas más elevadas del mismo. Ha sido definido previamente con el nombre de sector de Altas Torres y Jous por Frochoso y Castañón (1986 y 1998), Castañón (1989), y Castañón y Frochoso (1998). Se organiza esencialmente en torno a dos frentes de cabalgamiento con una importante fracturación asociada, cuyas partes culminantes delimitan sendos cordales de dirección aproximada E-W que contrastan con las profundas depresiones glaciokársticas adyacentes (Jou de los Asturianos, Jou Santo, Jou Luengo, Jou Las Pozas, Hoyo Verde, etc.). El primer cordal está integrado por cimas como la Torre Santa María de Enol (2486 m), las Torres de Cebolleda (2445 m), la Torre del Alba, (2390 m), la Torre de la Canal Parda (2350 m), Piedralengua (2295 m), el Requexón (2174 m), etc. Por su parte, el segundo cordal individualiza un grupo de cumbres en el que destacan Peña Santa de Castilla (2596 m), las Torres del Torco (2416 m), la Torre de la Cabra Blanca (2320 m), el Diente (2301 m), los Estribos (2300 m), la Garita Cimera (2276 m), el Camperón (2100 m), etc.

En detalle, la morfología de las cumbres también responde a la organización general del macizo en dorsos y frentes, de tal manera que las vertientes Norte están labradas en los inclinados espaldares de las escamas cabalgantes, mientras

que las Sur, por lo general mucho más abruptas, se corresponden con el frente de las escamas (Figura 12). Hacia el E y el W los citados cordales dan paso a inclinadas canales labradas a favor de líneas de fractura que desciende bruscamente hacia el Cares (Mesones, Capozo y Tras la Envernosa) y el Dobra (Ozania y Carombo).

Al Sur del anterior conjunto se eleva otra alineación de cumbres labradas a favor de un cabalgamiento basal de notables dimensiones que genera un gran escarpe estructural y pone en contacto el edificio calcáreo que hemos venido describiendo hasta ahora y que integra la región o dominio geológico de los Picos de Europa, con los materiales detríticos pertenecientes a la Unidad del Pisuerga-Carrión que constituyen la depresión de Valdeón, y también con las rocas silíceas y carbonatadas que integran las estribaciones surorientales del Manto del Ponga en el área de Sajambre. Algunas de estas cumbres se encuentran entre las de mayor altitud del Cornión (Torre Bermeja con 2400 m, Torre Parda 2315 m y Pardo Pescuezo 2302 m). El citado cabalgamiento basal presenta una marcada incurvación y en detalle está desdoblado en su área frontal en una serie de cabalgamientos menores muy apretados y afectados por fallas y fracturas transversales, dando lugar incluso a un dúplex en el área de Pambuches (Farias y Heredia, 1994) (Figura 13).

La última unidad morfoestructural y la más meridional, está integrada por una franja de materiales esencialmente detríticos (lutitas, areniscas, cuarcitas, calizas y conglomerados silíceos pertenecientes al Ordovícico y al Carbonífero), comprendida entre el Monte Corona por el Este y la Vega de Carombo por el Oeste, y situada por tanto a los pies del gran escarpe generado por el cabalgamiento basal descrito anteriormente. El paso entre los potentes bancos de calizas carboníferas masivas, organizadas en inclinadas escamas cabalgantes que dan lugar a formas abruptas y verticales, y estas otras litologías que en cambio generan interfluvios de perfiles alomados que descienden progresivamente hacia la cuenca de Valdeón y la cabecera del río Dobra, da lugar al mayor contraste morfológico y paisajístico del Macizo del Cornión (Figura 14).

Los citados cordales, definidos por un alto grado de colonización vegetal, cuentan con formas de relieve heredadas como morrenas glaciares y de nevero y grandes deslizamientos, mientras que los procesos actuales tienen que ver principalmente con la incisión fluviotorrencial y los movimientos en masa de diverso tipo (flujos de derrubios y aludes que descienden desde áreas más elevadas, reptación de las laderas, lóbulos de solifluxión a favor de formaciones superficiales espesas y presencia de agua, pequeños deslizamientos, etc.). No obstante, también cabe citar la existencia de canchales inactivos o con diferente grado de actividad.

El conocimiento de la organización morfoestructural de un sector, por sí mismo, tiene un evidente interés científico, ya que permite establecer detalladamente las características esenciales del basamento u armazón que constituye la epidermis de nuestro planeta. Pero, además, sobre dicho armazón pueden interactuar diversos sistemas morfogenéticos (glaciar, fluvial, eólico, etc.), cuya existencia y dinámica, normalmente, están altamente condicionadas por el tipo de estructura subyacente.

Habitualmente, en el marco de una tesis doctoral u otro tipo de estudios más o menos amplios (evaluaciones de impacto ambiental, informes técnicos, etc.), se tratan las características morfoestructurales de un área dada, como «punto de partida» a partir del cual, a continuación, se estudian en detalle los procesos concretos y formas asociadas que constituyen el objetivo de la investigación, así como el cuerpo principal de resultados de la misma. Sin embargo, en no pocas ocasiones nos olvidamos de que, esos procesos, formas del relieve y depósitos asociados, que constituyen habitualmente el foco de interés preferente de la geomorfología actual, se hallan claramente condicionados por la estructura en la que están insertos. Esto explica que, cada vez con mayor frecuencia, nos encontremos con estudios totalmente descontextualizados, que, o bien no tienen en cuenta el marco morfoestructural, o bien están vagamente ligados con dicho marco.

En el caso concreto que nos ocupa, el conocimiento profundo del edificio que conforma el Macizo del Cornión, es esencial para entender en toda su magnitud la configuración actual de este macizo y, por extensión, del conjunto de los Picos de Europa. Así, la organización en escamas calcáreas verticalizadas, con fuerte vergencia hacia el Sur, explica el predominio de las cavidades kársticas de componente vertical (simas), que drenan las escorrentías captadas en las partes altas hacia la red periférica de surgencias kársticas que enlazan con el nivel de base actual de la red hídrica (Ballesteros et alii, 2011). Dicha organización en escamas verticalizadas ha supuesto que, el espesor del paquete calcáreo sedimentado inicialmente, se ha visto multiplicado en la vertical, posibilitando que los Picos de Europa cuenten actualmente con al menos 12 de las 89 simas más profundas del mundo, todas ellas con más de 1000 m de desarrollo vertical (Ruiz-Fernández y Poblete, 2012). Pero, por otra parte, la citada organización también determina la escasez de surgencias en el flanco meridional del Cornión, donde, a su vez, afloran materiales impermeables a cotas relativamente altas. Es decir, la red de cavidades endokársticas y de surgencias responde claramente a un control estructural.

La masividad de los bancos de calizas del Carbonífero, que constituyen la litología predominante, ha condicionado el estilo tectónico de los Picos de Europa en sucesivas escamas cabalgantes apiladas (Marquínez, 1978, 1989; Farias, 1982). Pero, a su vez, el dominio calizo (es decir, un condicionante litológico) ha propiciado un tipo de morfogénesis glaciar muy particular debido a la interferencia con la karstificación. En efecto, los Picos de Europa constituyen un ámbito glaciokárstico, definido por la proliferación de grandes depresiones de génesis mixta, kárstica y glaciar (Miotke, 1968), que siguen el enrejado de fracturas y han sido denominadas, localmente, como «jous». Además, el dominio calcáreo también propicia una dinámica particular de las lenguas de hielo, relacionada con la citada interferencia entre el karst y el glaciarismo. En este ámbito, el flujo de las lenguas estuvo condicionado por la existencia de un relieve preglaciar en el que las formas kársticas han jugado un papel decisivo, hasta el punto de condicionar claramente la dinámica de los aparatos glaciares. Frecuentemente, el retroceso glaciar en los ámbitos kársticos es entrecortado, debido precisamente a la existencia de una topografía extremadamente intrincada y rugosa, caracterizada por la alternancia de grandes cubetas de origen glaciokárstico y promontorios calcáreos en resalte configurando umbrales. Es común encontrar material morrénico adosado a dichos umbrales o tapizando el fondo de las depresiones glaciokársticas, que no tiene por qué corresponderse necesariamente con una pulsación climática, sino que, en ocasiones, responde a cuestiones dinámicas, al retroceso entrecortado de las primitivas masas de hielo, que depositaron material morrénico sobre los umbrales y el fondo de los grandes «jous». En estos últimos, la pervivencia de lentejones de hielo glaciar, así como la formación de neveros, favorecieron la acumulación de derrubios (Miotke, 1968; Castañón y Frochoso, 1994). A su vez, las depresiones kársticas, generadas previamente en los sectores de alta y media montaña, fueron ocupadas por potentes masas de hielo, que ejercieron una importante acción de abrasión y sobreexcavación en ellas. Esto contribuyó a ampliar su perímetro y su profundidad todavía más, hasta dar lugar finalmente a las grandes hoyas de génesis mixta, kárstica y glaciar, tan características de estas montañas.

Pero la propia tipología, extensión y número de glaciares presentes en el Macizo del Cornión, están condicionadas también por la organización morfoestructural. La unidad central de máxima verticalidad, constituyó un ámbito muy adecuado para la acumulación glaciar durante la Última Glaciación, generando lenguas glaciares centrífugas hacia el Este y el Oeste, las cuales aprovecharon en su descenso la existencia de grandes canales rectilíneas que descienden hacia los ríos Cares y Dobra, las cuales generalmente se corresponden con cabalgamientos. Se formaron aquí los glaciares de Carombo-Capozo, Ozania y Mesones (Ruiz-Fernández, 2015; Ruiz-Fernández et alii, 2016). Por su parte, entre la primera línea de cumbres por el Norte, el dorso principal y la plataforma de Enol, se generó un campo de hielo (el glaciar de Enol) de 8,5 km de ancho por 7 de largo, y hasta once lenguas a modo de digitaciones (Chicidi, nacimiento del Jumjumia, río Pomperi, río del Osu, Enol, Ercina, Belbín–Espines, Vega Maor, Ostón, Sollambriu y Trea) (Ruiz-Fernández, 2015; Ruiz-Fernández y García-Hernández, 2018). Además, en el borde Sur del macizo, a favor de la unidad morfoestructural del cabalgamiento basal meridional, se desarrollaron otros cuatro glaciares de tipo alpino: Llos, Pambuches, Arestas y los Moledizos. Finalmente, en la Sierra de Cabezu Llerosos, perteneciente a la unidad de las sierras medias calcáreas, existieron otros tres glaciares (dos alpinos y uno de circo), al amparo de sus principales cumbres.

Actualmente, en los sectores más elevados del Macizo del Cornión, y de los otros dos macizos que integran los Picos de Europa, el dominio calcáreo, un clima frío y la abundancia de aportes hídricos procedentes de la lluvia y la fusión nival, dan lugar a un tipo característico de karst: el karst nival o de montaña (Castañón y Frochoso, 1998). Además, el carácter enhiesto y vertical de los Picos de Europa, derivado de la litología calcárea predominante que, como ha quedado patente, tiene numerosas implicaciones, y de su organización en escamas cabalgantes verticalizadas, propicia el frecuente desencadenamiento de movimientos en masa rápidos como aludes y flujos de derrubios que, a su vez, constituyen un eficaz sistema de transferencia de energía y sedimentos a lo largo de las empinadas vertientes y canales de la periferia de los tres macizos.

El Macizo Occidental de los Picos de Europa está integrado mayoritariamente por potentes estratos de calizas carboníferas, litología que se extiende en forma de escamas cabalgantes imbricadas de rumbo aproximado E-O y vergencia Sur. La configuración actual resulta de dos orogenias; la Herciniana, responsable de la serie de cabalgamientos mencionada, y la Alpina, que revitalizó este relieve siguiendo un estilo germánico. En este conjunto, la imbricación de escamas provoca la repetición de los materiales hasta alcanzar espesores que superan ampliamente los 2000 m en algunos puntos del macizo.

Esta disposición determina que, desde el punto de vista morfoestructural, el Macizo del Cornión se organice en una serie de dorsos de fuerte pendiente hacia el Norte y abruptos y verticalizados frentes Sur, si bien se diferencian en él seis unidades: las «Sierras medias calcáreas septentrionales», una prolongación del macizo hacia el Norte, contituyen alineaciones de altitud media entre las que sobresale la Sierra de Cabezu Llerosos. Al Norte aparece la «Plataforma de Enol», cuyo perfil irregular deriva de la intensa karstificación y del retoque glaciar, proliferando en ella grandes cubetas de génesis mixta, glaciokárstica. El «Dorso principal», una gran rampa de pendiente moderada, une la «Plataforma de Enol» con el «Sector central de máxima verticalidad», ámbito organizado en torno a dos frentes de cabalgamiento cuyas partes culminantes delimitan sendos cordales de dirección aproximada E-W en los que destacan cimas como Peña Santa de Castilla (2596 m), que contrastan con las profundas depresiones glaciokársticas adyacentes. Al Sur se eleva el «Cabalgamiento basal meridional», que genera un gran escarpe estructural y pone en contacto el dominio geológico de los Picos de Europa con los materiales detríticos de la Unidad del Pisuerga-Carrión y con las estribaciones surorientales del Manto del Ponga. Por último, las «Laderas del borde Sur sobre materiales detríticos», a los pies de dicho escarpe, contrastan con las litologías anteriores y generan un paisaje netamente diferente, dominado por interfluvios de perfiles alomados que descienden hacia la cuenca de Valdeón y la cabecera del Dobra.

Si bien los procesos constituyen el foco de interés preferente de la geomorfología actual, la estructura condiciona las dinámicas que los afectan y su comprensión resulta esencial para entender la configuración actual del ámbito que nos ocupa. Así, la red de cavidades endokársticas y de surgencias es controlada por la estructura que, además, ha propiciado la existencia de un ámbito glaciokárstico en el que proliferan las depresiones de génesis mixta. Estas, en alternancia con los promontorios que configuran umbrales, condicionan el retroceso glaciar de modo que, la aparición de material morrénico en torno a estas morfologías, no tiene por qué responderse con pulsaciones climáticas. La propia tipología, extensión y número de glaciares están condicionados por la estructura, pues la unidad de máxima verticalidad constituyó un ámbito de acumulación generando lenguas que, en su descenso, aprovecharon la existencia de canales que se corresponden con cabalgamientos, mientras la plataforma de Enol fue ocupada por un extenso campo de hielo. Por último, el carácter enhiesto derivado de la organización en escamas cabalgantes, propicia el desencadenamiento de movimientos en masa que constituyen un eficaz sistema de transferencia de energía y sedimentos entre las partes altas y bajas de los tres macizos que componen este singular bastión de alta montaña atlántica.