Data/hora: 11/06/2024 07:01:41

Provedor de dados: 	16	
País: 	Netherlands	
Título: 	Geomorphological aspects of the Pisuerga drainage area in the Cantabrian mountains (Spain)	
Autores: 	Nossin, J.J.	
Data: 	1959	
Ano: 	1959	
Resumo: 	Capítulo 1. Introducción Se han ejecutado investigaciones geomorfológicas en la parte meridional de la Cordillera Cantábrica (dib. 1), en el terreno drenado por el tramo superior del Río Pisuerga, por el Río Camesa, afluente del mismo, y por el Río Rubagón, afluente del Río Camesa. Se encuentra la región investigada en la zona donde se halla el límite entre las rocas Paleozoicas y las Mesozoicas de la Cordillera (mapa 2). Más hacia el Sureste, desde Cervera de Pisuerga se extiende una zona de rocas Mesozoicas plegadas, llamada por Ciry (1939) : ”Le Pays Plissé” (mapa 1). Es una zona de relieve intermedio, ni tan alto como la Cordillera Cantábrica, ni tan llano como la Meseta, que se encuentra más hacia el Sur de dicha zona. Existe una gran diferencia geomorfológica entre las vertientes septentrional y meridional de la Cordillera Cantábrica, como resultado de la situación alta de la Meseta. Los ríos de la vertiente norte en una recorrida de cerca de 50 kilómetros llegan el Mar Cantábrico y así pasan un desnivel de más de 1300 metros; los ríos de la vertiente sur se dirigen a la Meseta que aquí, en su parte norte, tiene una altura de 1000 metros. Es decir, poco más o menos, en la misma recorrida, los ríos pasan un desnivel que es 1000 metros menor que el de los ríos de la vertiente norte. Como resultado, los valles de la parte norte están profundamente agrietados, con considerables pendientes, caracterizándose la parte sur por amplios valles, con suaves pendientes; es la misma altura topográfica, pero el fondo de los valles se encuentra a unos 1000 metros más alto que en la parte norte (dib. 2). Menos pronunciado, pero también claramente visible es el contraste en relieve con la región de la cuenca del Río Ebro, que limita la cuenca del Camesa en el norte y noreste. El clima de la región considerada forma la transición entre el clima de tipo atlántico de la costa cantábrica, y el clima semi-árido del interior de la Meseta. En dib. 3, el clima de Cervera de Pisuerga y de Reinosa está ilustrado gráficamente (según F. Hernández Pacheco, 1944). La cartografía de las unidades morfológicas ha sido realizada a base del Mapa de España, escala 1:50.000. Las hojas utilizadas se presentan en dib. 1. La naturaleza litológica de los cantos de terrazas fluviales fué determinada en los cantos mayores de 2 cms de diámetro; el índice de desgaste fué determinado en los cantos mayores de 4 cms de diámetro. Es para eliminar la influencia de las pudingas triásicas que no hemos considerado los menores de 4 cms (veáse Capítulo 3). Se calcula el desgaste mediante la fórmula de Cailleux: Ie = 2re . 1000/L La granulometría de arenas y arcillos fué realizada por el método de “criba-pipeta”; los resultados son representados por curvas logarítmicocumulativas. El desgaste de los granos de cuarzo se obtuvo de la misma manera que el desgaste de los cantos rodados; el examen de las muestras se ejecutó bajo el micróscopo binocular. La determinación de los minerales densos se hizo de la manera acostumbrada. Capítulo 2: Geología Las más importantes características geológicas de la región investigada se describen en este capítulo, según las investigaciones de los autores Karrenberg (1934), Ciry (1939), Quiring (1939), De Sitter (1955 y 1957) y Kanis (1956). Rocas cristalinas apenas si se encuentran. El Devónico se halla en la parte NO de la cuenca del Río Pisuerga y se compone de areniscas cuarcitosas y cuarcita, alternando con calizas. En el Carbonífero tres unidades litológicas pueden distinguirse : calizas masivas y cristalinas, conglomerados de gran espesor (el llamado conglomerado Curavacas) y una alternación de pizarras, areniscas y conglomerados, a veces también de calizas. Se compone el Permo-Triásico de conglomerados más finos y claramente distintos de los Carboníferos, y de areniscas gruesas, de color rojizo. El Keuper principalmente se compone de margas y arcillas; el Jurásico de calizas bien estratificadas y de margas. El Wealden tiene una litología muy característica, componiéndose de conglomerados finos de cuarzo y cuarcitas, calizas lacustrinas, y areniscas bastante gruesas. Está mal cementado, de modo que por la alteración se forman fácilmente arenas y cascajos. El Cretaceico superior sólo se encuentra en unos lugares, como al Sur de Cervera de Pisuerga. Se compone, generalmente, de calizas. Las estructuras de la fase Sudética (llamada la fase Curavacas por De Sitter) tienen una dirección E—O, las de la fase Asturiana (fase Peña Cilda) una dirección NNO—SSE. Las deformaciones Terciarias son visibles en la región del Valdecebollas, pero quedan sin datar. Capítulo 3: Alteración, denudación y formación de pendientes en diversos tipos de rocas La Caliza de Montaña forma el relieve en toda la Sierra del Brezo. En ningún lugar hemos hallado sedimentos con derrubios derivados de esta Caliza, salvo en una brecha situada al pie de su vertiente meridional. Las pendientes de denudación (“Richter-slopes”, cotéjese Bakker, 1952) de esta Caliza son muy características, con ángulos de inclinación de 25—30° (dib. 5). Otras calizas Paleozoicas, por encontrarse más aisladas, tienen menos importancia en relación con la formación o deformación de pendientes. En el conglomerado Curavacas, que se encuentra en una región extendida, las pendientes de denudación pueden tener los ángulos más variados, pero las transiciones son siempre suaves. Los conglomerados Triásicos son más finos y más compactos, de suerte que reaccionan de manera completamente diferente en la eflorescencia. En el conglomerado Curavacas la “matriz” de los cantos se pulveriza, de manera que los cantos individuales son librados, los conglomerados Triásicos, al contrario, reaccionan a lo largo de diaclasas, de tal manera que se forman cantos compuestos de conglomerado Triásico. Las pendientes de denudación en las rocas Triásicas son de perfil sencillo, rectilinear o suavemente curvado (dib. 5). Las esquistas Paleozoicas no tienen gran resistencia contra la alteración; rápidamente se descomponen en arcillas, pero por la fuerte erosión generalmente desaparece la arcilla formada, dejando la roca expuesta a nueva alteración. Por eso, la mayoría de las pendientes de esquistas es muy compleja, no existe un tipo general. Las areniscas forman en muchos sitios interrupciones de las pendientes, a causa de su mayor resistencia. La composición de los minerales densos de unos productos de alteración se presenta en dib. 7. Capítulo 4: Fenómenos glaciarios y periglaciarios Los fenómenos glaciarios de la región investigada han sido estudiados ampliamente por F. Hernández Pacheco (1944), junto con los del valle de Campo de Suso. Por eso, no nos hemos ocupado intensivamente de tales fenómenos. Fenómenos periglaciarios se observan en toda la región. Hay bloques de dimensiones impresionantes (dib. 10), que se han deslizado suavemente hacia abajo sobre un suelo permanentemente helado, bloques que se encuentran, sobre todo, en las regiones más elevadas. Luego hay “dellen”, valles secos de perfil transversal de forma concava (Schmitthenner, 1925), entre los cuales pueden distinguirse dos tipos: el tipo “hamaca” y el tipo de “suelo llano” (dibs 11 y 12, respectivamente). El suelo de estos últimos es más llano que el de los primeros, pero también concavo. Finalmente, la soliflucción ha sido muy activa en toda la comarca. Es difícil observar, dónde sólo ha sido activa bajo el clima periglaciario, y dónde todavía sigue activa como “soil creep”, el que hemos encontrado en muchos sitios. Capítulo 5: Descripción de las terrazas del Río Pisuerga El Río Pisuerga se caracteriza por la presencia de numerosos restos de terrazas fluviales. Pueden agruparse en los niveles siguientes: La terraza HP altura relativa 120—150 m „ „ LH „ „ 80-100 „ „ „ HM „ „ 50—55 „ „ „ MM „ „ cerca de 40 „ „ „ LM „ „ 20—30 „ „ „ HL „ „ 5—10 „ „ „ Baja „ „ hasta 5 „ Dibujo 13 representa un perfil longitudinal del Río Pisuerga, con la proyección de las terrazas. El número de cada una de las partes individuales corresponde con el número de la descripción en Capítulo 5. Terraza HP. Las partes de Herreruela (1) y San Felices (2) son casi libres de sedimentos. Al NO del Pantano de Vañes se encuentran las partes de Polentinos (3) que están cubiertas de un mezclado de cantos cuarcitosos, Triásicos y areniscos. Al NO de Cervera de Pisuerga se encuentra la parte de Cervera (5) (dibs. 14 y 15), formada de una llanura alta, de dimensiones impresionantes, cubierta de una capa de gravas fluviales, principalmente cuarcitosas, de un espesor de 12—14 metros. Al otro lado del valle del Pisuerga se halla la parte de Rabanal (6) que resulta la continuación de la parte de la Cervera. Al Sur del valle del Río Rivera se hallan las partes de Vado y de Dehesa (7) (dib. 16), que claramente son del mismo nivel. La altura relativa es la misma que la de la parte de Cervera, igualmente existe la cobertura sedimentaria de cantos cuarcitosos, encontrándose en ella cantos del conglomerado Triásico en una proporción de menos de 1 %. Es importante esta presencia, porque indica que anteriormente el llamado Pisuerga Alto (el río tal como existía en la época de sedimentación de la terraza HP) desde Cervera continuaba en dirección sur, pasando por el Puerto del Brezo, que es la depresión marcada entre las rocas Mesozoicas del Mariserrana, y las calizas Carboníferas de la Sierra del Brezo. Más hacia el Sur se ensancha la terraza y queda menos claramente visible. Esta parte ha sido estudiada por Mabesoone (1959). La terraza LH sólo se halla cerca de Cervera (4), a una altura relativa de 80—100 metros; se caracteriza por la ausencia de cantos, estando la superficie formada en un sedimento arenisco que también se encuentra bajo la terraza HP. Parece que este sedimento es de más edad que la terraza HP. Cerca de Ligüerzana, se halla una parte de la terraza LH a una altura de cerca de 80 metros sobre el nivel del río; aquí los cantos cuarcitosos tienen un espesor de cerca de 2 metros. Al Sureste de Salinas, se hallan restos de la terraza LH en las partes de Barrio (13) y de Humín (15). En las dos, los cantos son escasos; sin embargo, la cobertura sedimentaria alcanza un espesor de 3—4 metros. Las terrazas intermedias. El nivel HM se encuentra en las partes de San Mames (14) y de Frontada (16). Hay una cobertura de sedimentos fluviales, de un espesor de 2 a 3 metros. El nivel MM se halla en las partes de Barcenilla (11) y Salinas (12). Aquí también el sedimento tiene un espesor de 2—3 metros. El nivel MM se ha conservado en sitios aislados (8, 9, 17). La terraza Baja. El nivel HL sólo se encuentra al NE de Aguilar; la terraza propiamente dicha se presenta casi en todas las partes del tramo del Río Pisuerga, salvo en el tramo superior (cotéjese mapa 1). Capítulo 6: Petrografía sedimentaria de las terrazas del Rio Pisuerga El estudio de los sedimentos fluviales conduce a las conclusiones siguientes. Los cantos de todas las terrazas de cualquier altura relativa se componen en su mayoría de cuarcitas, procedentes del conglomerado Curavacas. Los cantos de la terraza HP se caracterizan por índices de desgaste bastante altos, que excluyen una influencia de clima periglaciario en la época del Pisuerga Alto. Los cantos de las terrazas intermedias y bajas están mucho menos rodados, lo que indica la influencia del clima periglaciario en aquellos tiempos. El análisis de los sedimentos nos demuestra que el sedimento ha sido depositado bajo condiciones de “braiding rivers”, es decir que hubo más derrubios de los que el río pudo transportar. Los depósitos de las terrazas intermedias también han sido sedimentados bajo importantes alternaciones en el régimen fluvial. Como son menos espesos y tampoco tienen la gran distribución horizontal de los sedimentos de HP, las épocas en las cuales fueron depositados habrán sido bastante más breves. Los granos de cuarzo de 500—1050 µ de diámetro son generalmente angulares, como se ve del dib. 27. Unos porcientos tienen altos índices de desgaste, lo que puede indicar que localmente ha habido influencia eólica. Los análisis de los minerales densos se presentan en el cuadro 10 y en el dib. 28, en los cuales se observa una predominancia de los minerales circón, turmalina y rútilo. La estaurolita procede del Triásico, pero esto no quiere decir que todo el Triásico se caracterice por la presencia de estaurolita. De las observaciones hechas se concluye que en la época del Pisuerga Alto, el río tenía dos importantes arterias superiores, una de ellas procedente de la zona del conglomerado Curavacas, bajando la otra del escarpamiento del Triásico. Desde Cervera continuaba al Sur, pasando por el Puerto del Brezo. De la continuación de la terraza HP con respecto a la raña de Guardo, se deduce que la terraza es más reciente, es decir que probablemente es de edad Villafranquiense superior. Después, el Pisuerga Alto fué capturado por un afluente del Camesa Alto, que en un tramo subsecuente en rocas de poca resistencia podía agrietarse rápidamente por erosión regresiva. Después de la captura, el Río Pisuerga se desvió desde Cervera hacia el Este; el nuevo suelo del valle, tras una fase de incisión, formó la terraza LH. Las terrazas intermedias (HM, MM y LM) fueron depositadas bajo un clima periglaciario; los niveles MM y LM se atribuyen a la glaciación Rissiense, no siendo segura aún la edad del nivel HM. La terraza baja, además del carácter periglaciario de sus sedimentos, se caracteriza por la desembocadura de diversos “dellen”, que también ofrece un argumento para atribuir su origen a la glaciación Würmiense. Capítulo 7: Descripción de las terrazas del Río Rubagón Existen diferencias considerables entre el Pisuerga y el Rubagón : la cuenca de éste es mucho menos extensa; las terrazas fluviales son, por consiguiente, menos grandes y se encuentran, además, en niveles más bajos, tanto en sentido relativo como absoluto. Pueden distinguirse cuatro niveles: La terraza HR Altura relativa 55—70 m „ „ MR „ „ 40—50 „ „ „ LMR „ „ 15—20 „ „ „ Baja „ „ 0—5 „ Están representadas en dib. 29, con el perfil longitudinal del Río Rubagón hasta su desembocadura en el Río Camesa. Los números de las terrazas en el texto corresponden con los en el perfil. La terraza HR se halla en las partes 4, 6 y 7. El espesor de la cobertura sedimentaria varía de unos 2 metros a seis o siete metros. Se compone el depósito fluvial de cantos de conglomerado y de arenisca gruesa Triásicos y cantos cuarcitosos; el diámetro de los mayores cantos excede los 70 cms. Aquí, lo mismo que en la cuenca del Pisuerga, se observan en muchos sitios pendientes de denudación con ángulos pequeños que se levantan suavemente sobre el nivel de la terraza alta. Más hacia el Sur en la comarca de Matalbaniega y Nestar, se presentan tres restos de una terraza alta, con alturas de 1000—980 metros. Como veremos más adelante, forman parte de la terraza alta del Camesa. La terraza MR se halla en las partes 3, 8, y probablemente, 1. Salvo éste último, estas partes están cubiertas de una capa sedimentaria de cantos, de un espesor de 2—3 metros. La terraza LMR se encuentra en las partes 2 y 9. También están cubiertas de una cobertura de cantos. La Terraza Baja se extiende desde Barruelo de Santullán río abajo, y localmente alcanza una anchura de más de 500 metros. La cobertura de cantos tiene un espesor de unos 2—4 metros. Capítulo 8: Petrografía sedimentaria de las terrazas del Río Rubagón La naturaleza litológica de los cantos está representada gráficamente en dib. 33, en el cual se ve que domina la cuarcita, mezclándose con los cantos del Triásico. Los índices de desgaste se dan en el dib. 34. Por la ausencia de conglomerados espesos que suministren cantos cuarcitosos ya rodados, son distintos los diagramas de dibs. 21 y 34. Sin embargo, puede concluirse que los cantos del sedimento HR demuestran un transporte fluvial de corta distancia, en el cual no hubo influenca glaciaria ni periglaciaria. La terraza LMR, al contrario, claramente indica una influencia periglaciaria. En la Terraza Baja también puede ser observada una influencia periglaciaria, pero ha sido menos importante que en el caso LMR. La granulometría de las muestras indica deposición bajo un régimen fluvial con grandes variaciones de caudalosidad. Véase dib. 35. El contenido algo mayor de la fracción “silt” (2—50 micrón) en las terrazas LMR y Baja puede atribuirse a la acción del viento. Los granos de cuarzo son generalmente angulares (dib. 36), con una excepción importante: la terraza MR, cuyo sedimento está bien rodado y como tal refleja el carácter periglaciario de su cobertura sedimentaria. Los minerales densos (dib. 37, cuadro 13) enseñan la predominancia de los minerales turmalina, circón y rútilo. El contenido de topacio de una parte de la terraza Baja fué causado por acarreo desde el Oeste, de la région Wealdense. Capítulo 9: Descripción de las terrazas del Río Camesa Sólo hay dos niveles de terrazas del Camesa: la terraza HC, de altura relativa, media de 60—75 metros, y la terraza baja. La terraza HC se halla, extendiéndose desde Mataporquera (dib. 38), en las partes 2, 4 y 5, con una afluente en el valle del Arroyo de la Canal (3), y en las partes de Matalbaniega. Está cubierta esta terraza de un sedimento de unos 10—12 metros de espesor; sólo en las partes superiores (Mataporquera y Arroyo de la Canal) no alcanza más de 6—8 metros. No hay terrazas intermedias. La Terraza Baja del Río Camesa es distinta de las de los Ríos Pisuerga y Rubagón, por no tener cantos en su superficie. Por el perfil longitudinal de la pendiente extremadamente baja, la potencia de erosión y transporte es casi nula. Los cantos, si los hay, se pierden en los depósitos turbosos del agua estancada. Capítulo 10: Petrografía sedimentaria de las terrazas del Río Camesa Por ausencia de afloramientos, no hemos podido tomar muestras de la Terraza Baja, y tampoco fué posible realizar análisis de los cantos. Así es que sólo se puede observar que los sedimentos de la Terraza Baja deben reflejar las características de la terraza HC, porque ésta se encuentra casi en todos los sitios sobre la terraza baja, en la ribera derecha. Los numerosos meandros indican que, si han estado presentes anteriormente, los restos de terrazas intermedias pueden haber desaparecido fácilmente por la erosión lateral de este valle bastante angosto. Así es que sólo hemos podido estudiar los depósitos de la terraza HC. En dib. 44 se presenta la naturaleza litológica de los cantos, de la cual se ve claramente la importancia de los cantos compuestos del Triásico. La influencia del Kío Rubagón en este sedimento se manifiesta en un aumento del porcentaje de cantos cuarcitosos. Los cantos cuareitosos que han sido encontrados en el valle del Arroyo de la Canal, en cambio, deben ser procedentes de bancos de conglomerado grueso cuarcitoso, que seguramente están presentes en el Triásico. En la dirección río abajo, observamos un aumento de desgaste de los cantos (dib. 45). Influencias periglaciarias resultan ausentes. De los análisis granulométricos (dib. 46A) se ve que la fracción de diámetro &amp;lt; 2000 micrones es bastante homógena. Los bancos arenosos bajo los cantos de la terraza también son de origen fluvial, y pueden ser más antiguos que la terraza HC. El desgaste de granos de cuarzo de 500—1050 micrones de diámetro está representado gráficamente en dib. 47. Son angulares, con muy pocas excepciones. Los minerales densos se han puesto en el cuadro 16. Son muy similares los caracteres fisiográficos de las terrazas HC del Camesa y de HP del Pisuerga. Por ejemplo, el espesor de las coberturas sedimentarias es casi igual en ambos casos; además, las dos terrazas se han desarrollado igualmente como “terrazas de plataforma”, y, salvo la naturaleza litológica de los cantos, son muy semejantes los caracteres petrografíco-sedimentarios. La terraza HR del Rubagón desemboca en la terraza HC, de tal manera que el “Rubagón Alto” debe haber sido un afluente del “Camesa Alto”. Llenaban los ríos juntos parte de la llanura, situada entre la Cordillera Cantábrica y el “Pays Plissé” (cotéjese Cap. 11). Capítulo 11: Superficies de planación Prerrodánico. Tras los movimientos tectónicos de la fase sávica en el centro de la Meseta y en las cordilleras marginales, se desarrolló la “Penillanura fundamental de la Meseta”, bien conocida de publicaciones de diversos autores, y discutida ampliamente por Solé Sabaris (1952). Ya antes del Pontiense existía esta penillanura, que se extendía ampliamente y que fué levantada y basculada por la fase rodánica. En Galicia, también han sido encontrados restos de la penillanura fundamental de la meseta, y según Stickel (1930) también estarían presentes en numerosos sitios en la Cordillera Cantábrica, por ejemplo en las comarcas del Puerto de Piedras Luengas. Nosotros, sin embargo, no hemos observado ninguna indicación de tal penillanura en este sitio. Puede ser que se encuentre más al Oeste, pero en la región investigada por nosotros, seguramente falta en la actualidad. Postrodánico. Después de los movimientos rodánicos, la erosión formó otra vez amplias superficies de planación, bajo un clima árido o semi-árido; son pedimentos, claramente visibles en muchas partes de España. Al Sur de la Cordillera Cantábrica, se desarrolló un pedimento del cual se reconocen ahora los restos al Sur de la villa de Guardo. Sobre los pedimentos se hallan coberturas de derrubios, generalmente cantos angulares o mal rodados, las rañas. Hasta ahora las rañas y los pedimentos fueron considerados como siendo de la misma edad, pero recientemente, Mensching (1958) pronunció la posibilidad de que los pedimentos fuesen de más edad, e.d. del Pliocénico, que las rañas, que tienen edad Villafranquiense. Al Sur de la Sierra del Brezo se presenta un fenómeno similar: existe una llanura, cubierta de una brecha calcárea. Es el único sitio donde se hallan sedimentos con derrubios de la Caliza de Montaña en la región que hemos investigado. Probablemente, esta llanura es de la misma edad y del mismo origen que las rañas, es decir de la época Villafranquiense. En nuestra región, existen numerosos restos de superficies de planación que, sin embargo, no tienen carácter de pedimento y sobre los cuales tampoco se hallan derrubios angulares. Hay más razones para no considerarlas como pedimentos. Están claramente relacionadas con las rocas de poca resistencia, y, por tanto, la planación debe haber originado de los valles de un sistema fluvial subsecuente. Pero como son más antiguas que las terrazas altas, también deben ser de edad Villafranquiense. Todos los restos de superficies de planación son evidentemente partes de una superficie, o puede decirse que todas las partes son de la misma edad. La superficie está situada más alto en la llamada superficie de Muda (véase mapa 1: A), bajando hacia el Sureste. Para facilitar la descripción, hemos indicado las partes individuales con nombres de pueblos situados en estas partes. Sólo el nivel de Redondo parece formarse activamente hasta ahora; puede ser que originalmente fuera de la misma edad que las otras, pero ahora existe una diferencia con éstas, que son fósiles. Capítulo 12: Morfogénesis Después de las fases orogénicas hercínicas, la Cordillera Cantábrica ha tenido una historia muy compleja. Los efectos de las orógenas terciarias se muestran en la plegadura de los sedimentos Mesozoicos marginales alrededor del bloque meseteño, y en los movimientos epirogénicos del mismo. Así se formaron las depresiones castellanas y la Cordillera Central (Solé Sabaris, 1952). El Terciario al Sur de la région investigada se presenta como dos series de conglomerados: una de cantos de calizas Cretaceicas, de edad probablemente Eocena u Oligocena, y otra de cantos cuarcitosos de edad Miocena. Según Mabesoone (1959), el conglomerado inferior, de cantos calicíferos, fué depositado después de la fase pirenaica, y plegado en la fase sávica. Después de esta fase, continuó inicialmente la entrega de cantos de caliza, que posteriormente fueron sustituídos por cantos cuarcitosos. Después, el tipo de sedimentos fué haciéndose más fino. Pero de esto no puede concluirse que existiera un relieve llano en la Cordillera Cantábrica. Tras la fase rodánica, que causó el levantamiento del bloque meseteño y su basculación, por la que se formaron las grandes arterias fluviales de la meseta que se dirigían hacia occidente, se inició en muchas partes de España la pedimentación, como ya hemos indicado en el capítulo precedente. En nuestra región, la planación tenía otro tipo, pero también es de edad Villafranquiense. En el Villafranquiense superior, el régimen fluvial cambió de tal manera que los ríos tuvieron el carácter de “braiding rivers”, que depositaban importantes masas de cantos en las llanuras intramontanas, que ya existían como resultado de la planación. Había, en aquella época, el sistema del Pisuerga Alto, y el del Camesa Alto, del cual el sistema del Rubagón Alto era un importante afluente. No existía una conexión entre los dos sistemas. Posteriormente, el Pisuerga Alto fué capturado por un afluente del sistema del Camesa Alto, que tenía gran potencia erosiva, por pasar, en un tramo subsecuente, por rocas de poca resistencia. Luego, en tiempos de clima glaciario o periglaciario, se depositaron las terrazas intermedias y bajas. La terraza baja es de edad Würmiense, los niveles LM/LMR y MM/MR son de edad Rissiense, no siendo segura aún la edad del nivel HM, e. d. o de Rissiense antiguo, o Mindeliense. Las formas de relieve glaciares, en esta región, no tienen gran importancia, las periglaciares son los bloques, los “dellen”, que se hallan en dos tipos, y la soliflucción. Hablando geológicamente, en el futuro próximo, una captura del sistema Rubagón/Camesa superior por el Arroyo Mardancho, afluente del Ebro, tendrá lugar en Quintanilla de las Torres. Se predice, asimismo, una captura del tramo superior del Ebro por el Río Besaya cerca de Reinosa. Así le quedará claro al lector, que las modificaciones de sistema fluvial que hemos establecido en el pasado, no serán las últimas; en el futuro geológico, si la naturaleza puede actuar libremente, se producirán modificaciones igualmente importantes.	
Tipo: 	Article / Letter to the editor	
Identificador: 	http://www.repository.naturalis.nl/record/505863

http://www.repository.naturalis.nl/document/549607

http://www.repository.naturalis.nl/document/549608	
Formato: 	application/pdf	
Fonte: 	Leidse Geologische Mededelingen (0075-8639) vol.24 (1959) nr.1 p.283	
Fonte: 	(c) Naturalis