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 en la Península Ibérica: Principales cordilleras
- Sistema Central: Sierra de la Estrella
- Sistema Central: Sierra de Béjar
- Sistema Central: Sierra de Gredos
- Sistema Central: La Serrota
- Sistema Central: Sierra de Guadarrama
- Sistema Central: Sierra de Ayllón
- Cordillera Cantábrica: Heleros de Picos de Europa
- Sierra Nevada: Glaciar Rocoso del Corral del Veleta
- Pirineos: Glaciares Pirenaicos I (del Vignemale a La Munia)
- Pirineos: Glaciares Pirenaicos II (del Néouvielle al Mont Valier)
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.
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).
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).
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).
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).
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).
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.
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).
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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).
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.
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.
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).
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.
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).
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
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.
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.
Heleros de Picos de Europa
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.
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.
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.
- Pidal, P. y Fernández Zabala, J. (1918). Picos de Europa. Club Alpino Español, Madrid (reedición de 1983, Noega Ediciones, Oviedo), 160 pp.
- Saint-Saud, A. A., & Labrouche, P. (1893). Les Picos de Europa (Monts Cantabriques). Etude Orographique. Annales Club Alpine Français, 38.
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- Villar, A. G., González-Gutiérrez, R. B., Redondo-Vega, J. M., & Santos-González, J. (2011). Distribución de glaciares rocosos relictos en la Cordillera Cantábrica. Cuadernos de investigación geográfica, 37(2), 49-80.