Heleros de Picos de Europa

Mapa

En el mapa podemos ver la localización de los glaciares pirenaicos actuales y algunos desaparecidos durante las últimas décadas, además de los heleros de Picos de Europa y el glaciar rocoso del Veleta en Sierra Nevada. También se muestra la posible ubicación del glaciar de la Hoya del Mulhacén (Sierra Nevada), desaparecido a principios del siglo XVIII.

Nota: las áreas solo muestran la superficie del polígono dibujado, que en muchos casos no se corresponde con las superficies de los glaciares actuales (además muchos de ellos han desaparecido en la actualidad o se mantienen como heleros). En las tablas las superficies son más precisas.

Artículos

Esta serie de Glaciarismo en la Península Ibérica se divide en 11 artículos:

Glaciarismo del Pleistoceno en la Cordillera Cantábrica

El glaciarismo del Pleistoceno en la Cordillera Cantábrica fue muy variado, debido a la diversidad litológica, estructural y altitudinal de las diferentes sierras y macizos que componen la cordillera. De manera general, se puede distinguir un glaciarismo húmedo en las áreas orientadas hacia el Mar Cantábrico, donde el clima es oceánico; y un glaciarismo seco en las zonas orientadas hacia la meseta, donde el clima es más continental (Deltell, 2005).

En los macizos más altos se formaron casquetes glaciares en la cima de las montañas, con glaciares de valle y lengua que, en algunos casos, superaron los 10 km de longitud y descendieron por debajo de los 1000 m de altitud. En otros macizos menos elevados se formaron glaciares de circo que hoy se pueden reconocer por la erosión y modelado de la roca.

Por Macizos

El glaciarismo en la Cordillera Cantábrica ha sido objeto de estudio desde finales del siglo XIX y principios del siglo XX. El estudio más completo actualmente se puede encontrar en Iberia, Land of Glaciers (Oliva et al., 2021). En este libro se desglosa exhaustivamente el glaciarismo de la Cordillera Cantábrica por macizos, como la Montaña Palentina, Picos de Europa o la Montaña Leonesa.

Centrado en la mitad oriental de la Cordillera Cantábrica el estudio de Serrano et al. (2013) también estudia macizos como Picos de Europa, Fuentes Carrionas o las Montañas Pasiegas. Este concluye que el Último Máximo Glacial (LGM) en este sistema montañoso se produjo con anterioridad al resto de Europa: en torno al 35.700-34.850 BP en Picos de Europa, 29.149-28.572 BP en las Montañas Pasiegas, y 36.028±2350 BP en Fuentes Carrionas.

Ocupación de los glaciares en la montaña occidental leonesa durante el Último Máximo Glacial (Oliva et al., 2021)

Picos de Europa

En este macizo, situado a menos de 30 km de la costa y con diferencias de desnivel de más de 2000 m, los glaciares fueron cortos y escarpados, mayoritariamente orientados hacia el norte. Los frentes alcanzaron los 700-800 m en las caras norte y los 900-1030 m en las sur. Algunos de los glaciares alcanzaron altitudes muy bajas: Dobresengros, los 450 m; Bulnes, los 600 m; y Liébana, los 800 m. En total, se formaron 39 lenguas glaciares (25 en el central y 15 en el oriental). El más largo de todos fue el de Duje (7 km), mientras que otros como los de Valdiezmo, Deva y Torno rondaron los 4 km. La parte superior del macizo se encontraba interconectada en forma de casquete. La Línea de Equilibrio Glaciar (ELA) se situó a 1666 m en el Macizo Central y 1722 m en el Oriental (Serrano et al., 2013).

Llagu Bajero (1865 m), uno de los pocos lagos glaciares del Macizo Central de Picos. La roca caliza no ha permitido la formación de lagos, y en su lugar encontramos depresiones o "Jous" — Llagu Bajero (1865 m), uno de los pocos lagos glaciares del Macizo Central de Picos. La roca caliza no ha permitido la formación de lagos, y en su lugar encontramos depresiones o «Jous»

Vega de Liordes, depresión que alimentaba el glaciar de Deva

Parte superior del valle glaciar de Dobra, en el Macizo Occidental

Lago Enol (1070 m), el más grande de los Lagos de Covadonga (Macizo Occidental), y de origen glaciar

Vega de Comeya (840 m), depresión kárstica erosionada por los glaciares

Sierra de Cebolleda

Aquí se formaron 11 circos glaciares orientados tanto hacia el N como al S. Las cuencas de alimentación se localizaron por encima de los 1600 m y las lenguas descendieron por debajo de los 1000 m, superando en algunos casos los 2 km de longitud (Serrano et al., 2013).

Cara norte de la sierra de Cebolleda. Destaca el pico Gíldar (2078 m) y bajo este, varios circos glaciares

Fuentes Carrionas

En este sistema montañoso existió un gran campo de hielo durante el LGM, con hasta 20 glaciares y 6 lenguas de entre 3,7 y 14,9 kilómetros. Los glaciares que mejor se desarrollaron fueron aquellos con orientación N y S, con las morrenas terminales situadas entre los 1200 m y los 1450 m. El más grande de todos fue el glaciar de Pineda, que descendió hasta los 1400 m. La ELA en el macizo se situó a 1754 metros (Serrano et al., 2013).

1: Glaciar de Cardaño; 2: Circo glaciar (Serrano et al., 2013)

1: Glaciar de Pineda; 2: Circo, lago y morrena del complejo de Fuentes Carrionas; 3: Pozo de Curavacas (Serrano et al., 2013)

Pozo de Curavacas (2080 m). Al fondo se distingue perfectamente el valle glaciar de Pineda

Pozo de Altares (2300 m), laguna glaciar más alta de la Cordillera Cantábrica

Laguna de Fuentes Carrionas (2200 m), todavía semi-helado a principios de julio

Lago del Hoyo Empedrado (2090 m), formado tras el retroceso del glaciar de la cara oeste del Tres Provincias (2499 m)

Alto Campoo-Valdecebollas

Aquí se formaron hasta 26 glaciares de distintas dimensiones, tipos y orientaciones. La cabeza del valle estaba ocupada por un complejo glaciar alpino de 1500 ha de superficie y una lengua de hielo de 6,2 km de longitud. Su frente se dividía en dos lenguas que descendían hasta unos 1300 metros. La ELA en el macizo se situó a 1700 m (Serrano et al., 2013).

Valle glaciar del Híjar, en Campoo (Serrano et al., 2013)

Circo de Cuenca Bucer, en la Sierra del Cordel (Serrano et al., 2013)

Montañas Pasiegas

En este macizo se pueden distinguir dos sectores para un total de 8 glaciares: Castro Valnera (1718 metros), que tenía largos glaciares de valle al N (Miera, 5 km) y SE (Trueba, 15 km); y Picón del Fraile-Veinte-Pizarras (1619 metros), con glaciares de circo y canales de dimensiones moderadas. Los frentes glaciares alcanzaron cotas muy bajas, como 620 m en La Brenia, 600 m en Los Collados, 400 m en el Asón y 620 m en el Miera. En la vertiente sur el Trueba descendió hasta los 760 m, en Espinosa de los Monteros. La ELA se situó a solo 1190 m de altitud (Serrano et al., 2013).

Valle del Pas desde el Puerto de Estacas de Trueba. Fuente: Teofrasto820, CC BY-SA 4.0

Valle glaciar del Miera. Fuente: Jesús Gómez Fernández, CC BY-SA 4.0

Otros macizos

Mampodre

El Mampodre, culminado por la Peña de la Cruz (2192 m), conserva importantes huellas glaciares, siendo uno de los macizos de la vertiente meridional más afectados por la glaciación. Existen morrenas tanto en su cara norte como en la sur, destacando sobre todo el glaciar que ocupaba el circo de la cara norte y que excavó la impresionante Loma de Mampodre. A la retirada de este glaciar se formó una pequeña laguna, única del macizo.

Circo de Mampodre desde el collado Valverde (2085 m)

Peña Ubiña

Durante el LGM el macizo de Peña Ubiña (2414 m) estaba cubierto por un glaciar de casquete en su parte más alta y glaciares de valle en todos sus frentes. El glaciar más importante era el de Tuiza, que tenía más de 2 km de longitud y llegaba prácticamente hasta el pueblo de Tuiza de Arriba, a unos 1300 m (Castañón Álvarez, 1983).

Babia-Alto Sil

El Alto Sil comprendía el glaciar más grande de la Cordillera Cantábrica durante el LGM, que se extendía unos 50 km desde Peña Orniz (2191 m) hasta la Cubeta de Páramo de Sil (725 m). Este glaciar se alimentaba de otros glaciares más pequeños, como los de Tejedo, Pedroso, Valdeprado, Salentinos y Valseco, que tenían entre 7 y 19 km de longitud (Santos González, 2011).

Laguna de los Verdes (1720 m), depresión glaciar prácticamente colmatada

Valle glaciar del Alto Sil y Peña Orniz (2191 m)

Somiedo

En la parte oriental el glaciar principal era el de Sousas, que se alimentaba del glaciar de Valle y este a su vez del de Saliencia. La terminación del glaciar se encontraba a unos 900-950 m, en los alrededores de El Coto. En la cabecera de estos glaciares se formaron los lagos de Saliencia-Somiedo.

En la parte central, el glaciar de Somiedo ocupaba el valle del río actual y llegaba hasta una altitud de 850 m, muy cerca de Pola de Somiedo. Por último, en la parte occidental se encontraba el glaciar de Pigüeña, que terminaba a unos 800 m, por debajo del pueblo de Villar de Vildas.

Detalle del fondo del valle, con la característica forma de "U", generada por la acción glaciar — Detalle del fondo del valle, con la característica forma de «U», generada por la acción glaciar

Glaciares Cuaternarios de Picos de Europa según Obermaier

A principios del siglo XX, Obermaier fue el primer estudioso en analizar el glaciarismo Cuaternario en los macizos Central y Oriental de Picos de Europa. Debido a la falta de tiempo y cartografía adecuada, su estudio se centró solo en los valles principales, y no llegó a analizar el Macizo Occidental.

En el momento de su estudio, en 1914, Obermaier declaró que los Picos de Europa se encontraban libres de glaciares, ya que la línea de nieves perpetuas se encontraba a un nivel superior a las cumbres del macizo. Sin embargo, no tuvo la oportunidad de adentrarse en la zona de las cumbres, por lo que su información sobre las regiones más altas parece incompleta.

Croquis de los glaciares de los macizos Oriental y Central según Obermaier (1914)

Macizo Oriental

En el Macizo Oriental Obermaier analizó solo un glaciar, al que denominó glaciar de Urdón. Este descendía desde el gran circo de Ándara hacia el N, formando una gran depresión que ocupaba el Lago de Ándara. Este lago desapareció hacia la época en que Obermaier visitó la zona, debido a la acción minera que causó la filtración del agua.

Debajo del lago existía un segundo escalón a unos 1720 m y un tercero a 1450 m, en la Majada de Jazuca. Después, el glaciar descendía por la garganta de Valdediezma hasta el cauce del río Sobra, muy cerca de donde comienza a denominarse río Urdón. Aquí, a unos 750 m, se encuentra la terminación del glaciar, muy cerca del pueblo de Tresviso.

Vista del circo de Ándara desde el Sur, con el desaparecido Lago de Ándara (Obermaier, 1914)

Final del Glaciar de Urdón (Obermaier, 1914)

Macizo Central

Glaciar de Deva

El glaciar de Deva ocupaba la parte alta del Valle de Espinama. La cuenca de alimentación de este glaciar se situaba en tres grandes circos. Los dos primeros caían al valle mientras que el tercero, concentrado entre la Torre Blanca (2617 m) y el Madejuno (2509 m), descendía por lo que hoy se conoce como el Jou sin Tierra hasta la zona de El Cable de Fuente Dé. Allí, una parte del hielo alimentaba el glaciar de Deva y el resto rodeaba por el flanco Peña Vieja y se dirigía al valle del Duje, Obermaier denomina este glaciar como glaciar de Llorosa.

Cuenca de Alimentación de los glaciares Deva y Lloroza (Obermaier, 1914)

Todo el hielo que iba hacia el glaciar de Deba caía casi verticalmente desde los 1850 a los 1070 m de Fuente Dé. Esta parte era un glaciar de cascada típico capaz de regenerarse gracias al continuo aporte de hielo del área de acumulación. La lengua del glaciar continuaba por el curso del río, torciendo hacia el E en la desembocadura del Remoña o Cantijón, y con la terminación en los alrededores de Pido y Espinama, a unos 930 m.

Morrena terminal del glaciar de Deva (Obermaier, 1914)

Glaciar de Duje

El glaciar de Duje ocupaba el valle de este río, entre los macizos Oriental y Central. Se alimentaba principalmente de tres circos en la cara este de Peña Vieja y descendía hasta el fondo del valle, limitado por la impresionante morrena lateral de Llomba del Toro. A unos 1300 m se juntaba con el glaciar de Llorosa, que descendía por el E desde los Puertos de Áliva. Solo una parte del hielo llegaba a pasar al valle y glaciar de Duje, ya que la mayoría caía hacia el valle de Nevandí y alimentaba el glaciar de Deva.

Circos de Peña Vieja (Obermaier, 1914)

Morena de retroceso a los pies de Peña Vieja (Obermaier, 1914)

El glaciar de Duje continuaba por el fondo del valle hasta su terminación, a unos 900 m y muy cerca de Sotres. En este tramo su principal afluente era el glaciar que descendía por el valle de las Moñetas, y con el que confluía en Las Vegas del Toro (1050 m).

Confluencia del Valle de las Moñetas con el glaciar de Duje (Obermaier, 1914)

Glaciares del Valle del Cares

En el margen SW Obermaier no observa grandes muestras de glaciarismo, ni en el collado de Remoña ni hacia Santa Marina de Valdeón. Sin embargo, sí menciona dos glaciares: el glaciar de Asotín, que descendía desde la cara sur de Torre de la Palanca (2609 m)-Torre de Llambrión (2642 m) hasta Cordiñanes de Valdeón; y el glaciar de Moeño, cuya cuenca de alimentación ya contaba con orientación NO.
Glaciar de Dobresengos: uno de los más impresionantes, con la cuenca de alimentación situada en la amplia región concentrada entre la cara norte del Llambrión y la sur de Torre Cerredo (2649 m). El glaciar descendía por la canal actual hasta el fondo del valle, cerca del pueblo de Caín (400 m de altitud).
Glaciar de Ría: se alimentaba de una parte del hielo de la cara norte de Cabrones-Torre Cerredo y oeste del Neverón de Urriello (2548 m). Casi todo el hielo de este circo se dirigía al glaciar de Amuesa, para unirse posteriormente el glaciar de Bulnes, pero una parte conseguía superar el Collado del Agua y descender por la canal de Ría hasta el cauce del Cares.

Glaciar de Bulnes

El glaciar de Bulnes era el más importante del sector NW, con la cuenca de alimentación situada en la cara norte del Tesorero-Horcados Rojos-Santa Ana (2599 m). Descendía por la canal de Valcosín, pasando por la Vega de Urriellu y al oeste del Naranjo de Bulnes. En el Jou Bajo (1080 m) recibía el hielo del glaciar de Camburero, cuyo circo se encontraba en la cara este del Albo (2434 m). Posteriormente, el glaciar continuaba su descenso por la canal hasta el pueblo de Bulnes, donde se unía al potente glaciar de Amuesa, mencionado anteriormente.

Obermaier afirma que el glaciar continuaría aguas abajo de Bulnes y se precipitaba al Valle del Cares en Poncebos. Aunque él no observa huellas de modelado glaciar aguas arriba de Poncebos, mantiene que el glaciar de Bulnes seguía su curso por el valle durante un pequeño tramo, situando la morrena terminal a la altura de la desembocadura del río Tielve, a unos 200 m.

Vista parcial del glaciar de Bulnes desde Sotres (Obermaier, 1914)

Cauce del glaciar aguas abajo de Bulnes (Obermaier, 1914)

Glaciares rocosos

Tras la retirada de los glaciares del Cuaternario en la mayoría de los macizos se formaron glaciares rocosos. Actualmente estos se clasifican como glaciares rocosos relictos, ya que carecen de hielo intersticial, pero todavía son identificables al conservar la morfología del glaciar (Pellitero et al., 2011).

En el conjunto de la Cordillera Cantábrica se han identificado hasta 173 glaciares de este tipo (Villar et al., 2011), 41 de ellos concentrados en el sector central (Pellitero et al., 2011). De estos, la mayoría se han observado en la Montaña Palentina.

Glaciar rocoso de Valdeiglesia, en el macizo de Catoute (Villar et al., 2011)

Gran parte de los glaciares tienen orientación N y se asientan sobre rocas silíceas, habiendo muy pocos en pizarras o calizas. Muestra de ello es que en Picos de Europa solo se han detectado 3 (Pellitero et al., 2011).

Glaciares rocosos de Montó, en la Sierra de Cebolleda (Pellitero et al., 2011)

De todos ellos, el de mayor longitud es el de la Curruquilla, ubicado junto al Curavacas, con 774 m de longitud. El más corto es el de Pozo Altares Bajos, con solo 24 m. La mayor altura alcanzada por los glaciares es de 2476 m en el de Tres Provincias y la menor de 950 m en el de Cordiñanes.

Glaciar rocoso de Curruquilla (Pellitero et al., 2011)

Protalud del Pozo de Fuentes Carrionas (Pellitero et al., 2011)

Glaciares de la Pequeña Edad de Hielo

Entre los siglos XIV y XVIII se produjo una época conocida como la Pequeña Edad de Hielo (PEH). En este periodo, hubo un enfriamiento del clima que permitió la reactivación de los procesos glaciares en algunas montañas de la Península Ibérica. Se sabe que al menos en Pirineos, Picos de Europa y Sierra Nevada se volvieron a formar glaciares, de los cuales, todavía quedan algunos vestigios.

Formación de glaciares

En el caso de los Picos de Europa, las condiciones topoclimáticas fueron lo suficientemente favorables para que se formaran glaciares 300 m por debajo de la ELA regional (2600 m), aunque no lo suficiente para que se produjera una gran interacción glaciar. Por ello, los procesos glaciares se limitaron a las caras norte de las cimas más altas (González Trueba et al., 2008). En total, se formaron seis pequeños glaciares de circo: tres en el Macizo Central y tres en el Occidental. Estos llegaron a tener una extensión total de 26 ha, siendo el mayor el del Llambrión (6,1 ha) y el menor el de la Forcadona (3,2 ha).

Actualmente, algunos de estos glaciares todavía se mantienen en forma de heleros (González Trueba, 2005).

Ubicación de los glaciares de circo formados durante la PEH. (González Trueba, 2005)

Documentación del siglo XIX

La documentación histórica existente sobre Picos de Europa es bastante más escasa que para Pirineos o Sierra Nevada. Esto se debe principalmente a la difícil accesibilidad a la parte alta del macizo, así como la falta de visión directa desde los valles y pueblos de las zonas donde se encontraban «resguardadas» las masas de hielo.

El primero en describir los glaciares de Picos de Europa fue Casiano de Prado, en 1860. Él describe hasta 4 glaciares y destaca el contacto de estos con las morrenas frontales, lo que parece indicar que los glaciares todavía estaban en su máximo apogeo para esta fecha. Este dato es importante, porque solo unas décadas después, Saint-Saud (1893) y Penck (1897) ya hablan de una separación de las morrenas, lo que indicaría un claro retroceso de los glaciares (González Trueba et al., 2008).

Citas de Saint-Saud

Saint-Saud describe algunas de estas masas glaciares bastante extensas en los lugares donde actualmente se tiene constancia de la existencia de glaciares. De su recorrido por el Macizo Occidental y Peña Santa dice los siguiente:

Masas glaciares bastante extensas bordean la vertiente norte, y vimos grietas en una de las que no cruzamos, y también en la base Noroeste de la Peña Santa de Enol.
Saint-Saud, 1893

Aquí, sin duda estaría refiriéndose a los glaciares de la cara norte de Peña Santa, posiblemente al de la Forcadona, y también al de Cemba Vieya, ubicado en la cara norte de la Peña Santa de Enol (conocida como Torre de Santa María).

En el Macizo central, declara lo siguiente de su ascensión a Torre Cerredo:

Este pico es transitable solo por un lado y por un solo punto, todas sus otras caras cayendo en precipicios de 2.000 metros rectos. Un glaciar, observado por Prado el 11 de agosto de 1856, bordea el flanco norte. Otro pequeño glaciar está adherido a la pared este de un pico vecino, conocido como Pico del Neverôn (del glaciar).
Saint-Saud, 1893

En esta cita estaría haciendo referencia al glaciar de Jou Negro y a otro aparato observado en el Neverón de Urriello (2548 m).

Además del Cerredo, Saint-Saud también acometió la ascensión al Llambrión, para el que necesitó (al menos) dos intentonas:

Llambrión tiene al menos dos glaciares y posiblemente tres, al este y oeste de la cresta que seguimos. Nosotros hemos vislumbrado desde el Cerredo grietas en el glaciar al atardecer.
Saint-Saud, 1893

Esto demuestra la existencia del glaciar de Trasllambrión y del de la Torre de la Palanca, ubicados en circos contiguos. El tercer glaciar al que se refiere Saint-Saud quizás estuviera ubicado en la cara norte del Tiro Llago (2561 m), donde actualmente suele aguantar un nevero permanente.

Finalmente, también describe un glaciar en su ascensión al Santa Ana (2599 m):

Un névé con grietas, que parece ser un glaciar, desciende de la ladera este del pico, cerca del collado. Placas de nieve, algunas de las cuales parecen perpetuas, bordean los corredores del lado opuesto.
Saint-Saud, 1893

Croquis de Picos de Europa de Saint-Saud (1893), donde representa el glaciar de Jou Negro y dos en la cara norte del Llambrión

Siglo XX

A principios del siglo XX Obermaier (1914) informa sobre el cese de la actividad glaciar, mientras que Pidal y Zabala (1918) hablan de grandes neveros y ventisqueros en el macizo.

Estas fechas parecen coincidir con el momento en el que desaparecieron algunos glaciares de los Pirineos, lo que sugiere que puede ser hacia esta época cuando los glaciares perdieron su movimiento o se transformaron en heleros (González Trueba et al., 2008).

Aunque es cierto que estos autores no analizaron en profundidad las cumbres del macizo, además de que los glaciares podrían haberse encontrado tapados por nieve, aparentando ser simples neveros.

Cara norte de la Peña Santa de Enol o Torre de Santa María, ubicación del Cemba Vieya (Pidal & Zabala, 1918)

La realidad es que a principios del siglo XX todavía se mantenía una importante masa de nieve en las caras norte de las montañas. Esto se puede comprobar a través de las imágenes que sacó Saint-Saud del Llambrión y Peña Santa.

Cara norte de la Peña Santa en 1906. A la derecha de la imagen se situaría el neverón de la Forcadona, donde actualmente hay un helero enterrado (Saint-Saud, 1922)

Macizo del Llambrión a principios del siglo XX. En el gran nevero de la izquierda se situaría el actual helero de Trasllambrión y en el de la derecha el de la Torre de la Palanca (Saint-Saud, 1922)

No fue hasta los años 90 cuando las elevadas temperaturas hicieron desaparecer la mayoría de neveros del macizo. Esto provocó que los heleros quedaran al descubierto y pudieran ser correctamente identificados. De esta manera, Alonso y González (1998) y González Trueba et al. (2005, 2008) reconocen hasta 6 aparatos con génesis glaciar.

En el Macizo Occidental

Cemba Vieya

Situado en la cara norte de la Torre de Santa María (2476 m). Este glaciar llegó a tener 3,5 ha, con el frente llegando hasta los 2225 m. Para el año 2003 el nevero había desaparecido prácticamente por completo.

Peña Santa

Ubicado en la cara norte de Peña Santa (2596 m). Su superficie llegó a alcanzar las 3,8 ha en la PEH. Alonso y González observaron hasta 5 m de espesor en la rimaya. A principios del siglo XXI se podían encontrar dos neveros entre los 2355 y los 2385 m.

La Forcadona

Helero situado entre la Torre del Torco (2394 m) y la Peña Santa. Este glaciar llegó a tener 3,3 ha en la PEH. A finales de los años 90 se encontraba reducido a 3 unidades, entre las cotas 2210-2290 m y con un espesor de más de 5 m en la rimaya. A principios del siglo XXI se mantenía como helero, con una superficie de 1,3 ha y mayormente enterrado.

En el Macizo Central

Jou Negro

Ubicado en la cara norte de Torre Cerredo (2649 m), la montaña más alta de Picos de Europa y la Cordillera Cantábrica. Llegó a tener 5,2 ha durante la PEH y actualmente es el helero más grande de Picos, con una superficie de 2,1 ha medida por González Trueba a principios del siglo XXI. A finales de los años 90 se encontraba a una altitud de 2220-2315 m, con unas dimensiones de 190×170 m y un espesor de hielo de entre 7,5 y 14,3 m. Debido a los derrumbes, el helero se encuentra semienterrado.

Mapa geomorfológico del circo del Jou Negro (González Trueba, 2005)

El hielo aflorando bajo la neviza. Fuente: IGME

Detalle del hielo cubierto por clastos. Fuente: IGME

El helero cubierto parcialmente de derrubios. Fuente: IGME

Iniciando el descenso por uno de los molinos del helero.  Fuente: IGME — Iniciando el descenso por uno de los molinos del helero. Fuente: IGME

Helero del Jou Negro en 2011 (Del Río Pérez & Cañadas, 2014)

Ubicación del helero con respecto a Torre Cerredo (Del Río Pérez & Cañadas, 2014)

Trasllambrión

Situado en la cara norte de Llambrión (2642 m) y Torre Blanca (2617 m). Fue el glaciar más grande de Picos de Europa durante la PEH, con una superficie de 6,1 ha. El helero se dividió en tres partes ubicadas entre los 2350 y los 2450 m, que sumaban una superficie de 1,5 ha a principios del siglo XXI. Alonso y González midieron un espesor de 3 m.

Mapa geomorfológico del circo de Trasllambrión (González Trueba, 2005)

Detalle del Jou del Trasllambrión. En la umbría se ven los dos pequeños heleros. Fuente: IGME

A menudo la nieve cubre el helero hasta muy avanzado el verano. Fuente: IGME

Torre de la Palanca

Ubicado al norte de la Torre de la Palanca (2609 m), entre los 2305 y los 2480 m. Durante la PEH tenía una superficie de 4,1 ha, reducida a 1,3 ha a principios del siglo XXI. En esta fecha se ubicaba a una altitud de 2410-2480 m, dividido en dos cuerpos de hielo, uno de ellos enterrado por los derrubios.

Tabla

En la siguiente tabla se muestra un resumen de los glaciares de Picos de Europa formados durante la PEH y el estado y superficie que presentaban a comienzos del siglo XXI, cuando solo resistían 4 en forma de helero (González Trueba et al., 2008).

Macizo	Glaciar (PEH)	Orientación	Área PEH \| siglo XXI (ha)	Estado siglo XXI	Altitud frente PEH (m)	ELA PEH (m)
Occidental	Peña Santa	N-NO	3,8 \| 0	Nevero	2190	2242
	La Forcadona	N-NE	3,3 \| 1,3	Helero (enterrado)	2210	2259
	Cemba Vieya	N	3,5 \| 0	Nevero	2225	2257
Central	Jou Negro	N-NE	5,2 \| 2,1	Helero	2235	2287
	Torre de la Palanca	N	4,1 \| 1,3	Helero (enterrado)	2300	2356
	Llambrión-Torre Blanca	N-NO	6,1 \| 1,5	Helero	2320	2381
	¿Tiro Llago?	NE	– \| –	Nevero	¿2330?	–

CONTINÚA EN EL SIGUIENTE ARTÍCULO DE GLACIARISMO EN LA PENÍNSULA IBÉRICA

Referencias

Alonso, V., & González Suárez, J. J. (1998). Presencia de hielo glaciar en los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica). El helero del Jou Negro. Cuaternario y geomorfología, 12(1-2), 35-44.
Castañón Álvarez, J. C. (1983). El glaciarismo cuaternario del Macizo de Ubiña (Asturias-León) y su importancia morfológica. Ería: Revista cuatrimestral de geografía.
Del Río Pérez, L. M., & Cañadas, E. S. (2014). Paisajes en vías de extinción: los glaciares en Picos de Europa y Pirineos.
González Trueba, J. J. (2005). La Pequeña Edad del Hielo en los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica, NO de España). Análisis morfológico y reconstrucción del avance glaciar histórico.
González Trueba, J. J., Moreno, R. M., Martínez de Pisón, E., & Serrano, E. (2008). Little Ice Age’glaciation and current glaciers in the Iberian Peninsula.
Obermaier, H. (1914). Estudio de los glaciares de los Picos de Europa.
Oliva, M., Palacios, D., & Fernández-Fernández, J. M. (Eds.). (2021). Iberia, Land of Glaciers: How The Mountains Were Shaped By Glaciers. Elsevier.
Pellitero Ondicol, R., Serrano Cañadas, E., & González Trueba, J. J. (2011). Glaciares rocosos del sector central de la Montaña Cantábrica: indicadores paleoambientales. Cuadernos de investigación geográfica, 37(2), 119-144.
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