Asturias, peñas al mar - Red Temática de Ciencias de la ...tierra.rediris.es/aequa/doc/excursion_cuaternario.pdf · b. centro-oriental, sobre la Cuenca Carbonífera Central y Región

Excursión científica nº 2

Asturias, peñas al mar

4 de Julio de 2.003

EXCURSIÓN AL OCCIDENTE DE ASTURIAS

Germán Flor. Departamento de Geología. Universidad de Oviedo. [email protected] Miguel Ángel Poblete Pidrabuena y Jesús Ruiz Fernández. Departamento de Geografía. Universidad de

Oviedo. [email protected] Jesús F. Jordá Pardo. Departamento de Química Agrícola, Geología y Geoquímica. Universidad Autónoma

de Madrid. [email protected] y [email protected]

INTRODUCCIÓN

El objetivo de esta excursión pretende dar a conocer algunas particularidades geomorfológicas y prehistóricas, fundamentalmente, que destacan en esta zona occidental asturiana, por lo general poco conocidas por la comunidad científica.

Para ello se ha diseñado un itinerario transversal a la cordillera Cantábrica en sentido hacia la costa (Babia-Degaña-Allande-Luarca) al objeto de detallar, fundamentalmente, la gran variedad morfológica que ofrece esta región occidental, buena parte de la cual ha sido estudiada con mayor detalle en los últimos 15 años. Y es que esta zona occidental asturiana se considera clave desde la perspectiva geomorfológica como punto de referencia para su extrapolación al resto de la cadena cantábrica y su correlación con la región gallega.

De acuerdo con la componente N-S apuntada, a lo largo de la cual se proyecta la excursión, empezando por los valles altos de la Babia leonesa, se observarán sistemas glaciares de valle bien desarrollados en la franja meridional, con depósitos morrénicos característicos, extensas superficies de erosión continental escalonadas altimétricamente, algunas con recubrimientos sedimentarios de abanicos aluviales, y modelados fluviales de encajamiento en una amplia franja intermedia. En el sector costero está representada una sierra litoral a cuyo pie y hacia el borde marino se escalonan, igualmente, una serie de superficies de abrasión marina, generalmente recubiertas por depósitos de abanicos torrenciales y, localmente, terrazas fluviales. El borde litoral está presidido por una costa rocosa abrupta, en la que se extiende un sistema de acantilado/plataforma de abrasión entre la que se intercalan numerosas playas de cantos y, menos frecuentemente, de carácter mixto (cantos y arenas), producto de la erosión diferencial del oleaje y en que el déficit de aportaciones fluviales y del transporte arenoso promueve una mayor evolución de los taludes acantilados alimentando estas ensenadas.

En el intermedio de la excursión, se visitará el conjunto castreño de San Chuis, parcialmente excavado, pero del que se dispone un amplio conocimiento.

XI Reunión Nacional de Cuaternario – EXCURSIÓN AL OCCIDENTE DE ASTURIAS Oviedo, 2003

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MARCO GEOLÓGICO

Los materiales rocosos que constituyen el sustrato en esta región están constituidos, mayoritariamente, por rocas siliciclásticas (cuarcitas, areniscas y pizarras, generalmente alternantes, y microconglomerados, calizas y dolomías muy escasas) del Paleozoico Inferior con un registro de gran potencia (hasta 10.000 m). Pertenecen al denominado Macizo Hespérico habiendo sido plegadas y fracturadas intensamente, y sometidas a un proceso de metamorfismo de bajo grado en el Carbonífero (orogenia varisca o hercínica). Fue dividido por Lotze (1945) en varias zonas, que se arquean estructural y cartográficamente en lo que se conoce como Arco Astúrico, siendo la correspondiente a esta área la Zona asturoccidental-leonesa. Una franja estrecha de rocas metamórficas precámbricas sirve de separación entre esta Zona y la Cantábrica en posición oriental, en lo que constituye la unidad del Antiforme del Narcea. La Zona Asturoccidental-leonesa, a su vez, ha sido subdividida en tres grandes unidades o dominios (Marcos, 1973), de modo que la mayor parte del territorio occidental asturiano se incluye dentro del Dominio del Navia y Alto Sil.

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Figura 1. Esquema simplificado de las Zonas estratigráficas y estructurales de Asturias. El occidente está encuadrado dentro de la Zona Asturoccidental-leonesa, caracterizada por rocas siliciclásticas de origen marino, sometidas a un grado de metamorfismo regional.


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MARCO GEOMORFOLÓGICO

Buena parte de los conocimientos actuales se deben al trabajo de síntesis de Peón (1992), recogidos posteriormente por Peón (1993) y Peón y Flor (1993). Dependiendo de las clasificaciones más al uso, las unidades mayores del relieve se pueden establecer en las siguientes:

* Relieves morfoestructurales

El análisis morfoestructural del relieve resultante permite la división del territorio asturiano en cuatro unidades mayores (Fig. 2A):

1) Macizo y sierras subsidiarias, que se subdivide en tres subunidades de acuerdo con el tipo de sierras principales y de los valles intercalados:

a. centro-occidental, soportada fundamentalmente por materiales de la Región de Pliegues y Mantos, con predominio de sierras homogéneas (cuarcíticas o calcáreas), que se alinean según la estructuración hercínica o varisca y con predominancia del relieve diferencial.

b. centro-oriental, sobre la Cuenca Carbonífera Central y Región de Pliegues y Mantos, con predominio de sierras de litología mixta, siguiendo alineaciones alpídicas (NO-SE).

c. Picos de Europa, típicamente calcárea y de mayor altitud.

2) Depresión prelitoral de dirección E-O, asociada a terrenos mesoterciarios y con formas elementales propias de series estratigráficas ligeramente inclinadas.

3) Sierras litorales, situadas al N de la anterior, separadas por una fractura alpídica E-O de grandes dimensiones, y que se extiende hasta la franja costera por el borde septentrional. Tienen litologías y estructuras diferenciadas según zonas que permiten dividirla en varias subunidades:

a. sierra del Cuera en el borde oriental b. pasillo del Sella c. sierra del Sueve d. montes de Villaviciosa e. pasillo de Llanera en el borde occidental

4) Región Navia-Esva, desarrollada sobre materiales siliciclásticos de la Zona Asturoccidental-leonesa y morfologías suavizadas o desgastadas muy características. Siguen las alineaciones estructurales que cierran el Arco Astúrico.

Dentro de la consideración del análisis morfoestructural, convienen destacarse, asimismo, los rasgos estructurales principales ligados al diseño de las cuencas hidrográficas (límites de cuenca fluvial): cabalgamiento de Peña Furada-sierra de Rañadoiro (NE-SO), falla de La Espina (NE-SO), falla de Ventaniella (NO-SE) y sistemas de fracturas (E-O) asociadas a la depresión litoral.

* Relieves morfogenéticos

En una división jerárquica, Peón (1992a y b) distingue tres áreas geográficas distribuidas paralelamente a la alineación costa-cordillera (Fig. 2B), que de S a N son:


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- Conjunto cordillera Cantábrica-sierras subsidiarias, cuyo nivel máximo de cumbres se sitúa por encima de los 1.800 m de altitud. Sigue una dirección más o menos constante O-E y de la que se digitan, con una componente generalizada N, toda una serie de sierras subsidiarias, con una dependencia estrecha de las estructuras variscas. Se entienden por tales, las que se enraízan en las faldas septentrionales de la divisoria principal, generalmente con cotas máximas inferiores a aquélla. En conjunto, sirven

de divisoria para los ríos principales que vierten al mar Cantábrico. Es dentro de este conjunto donde se reconoce un papel activo de la fracturación alpina, es decir, su capacidad de generar morfoestructuras directas, no sólo como responsable de la alineación general de la Cordillera, sino también en la justificación de las distintas alturas culminantes alcanzadas en zonas separadas por las fracturas principales.

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Figura 2. Clasificaciones morfoestructural (A) y morfogenética (B) del relieve de Asturias (Peón, 1992).


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Caben destacarse las alineaciones tectónicas que constituyen los límites del sector asturiano de la cordillera, donde coinciden claros escalones altimétricos; hacia el E, la de Peña Sagra-puerto de Palombera-Reinosa (NO-SE) y hacia el O, la de Grado-puerto del Rañadoiro-Ancares (NE-SO), continuándose hacia el corredor del Sil.

Se pueden separar segmentos distintos de acuerdo con cotas máximas, que corresponden con grandes bloques fallados, entre los que se pueden identificar otros menores, como ocurre en los Macizos de Picos de Europa, afectados por grandes fracturas E-O y NO-SE.

- Ámbito de superficies de erosión continental, que se reparten según una banda amplia, igualmente orientada O-E, en la que se conservan, en mayor o menor medida, numerosos restos de superficies subplanas escalonadas a diferentes alturas. Representarían distintas etapas caracterizadas por la elevación cortical seguida de estacionamientos prolongados del nivel de base, en este caso, un mar cercano situado al N con desarrollo de una costa, probablemente, baja. En estos últimos tiempos se labrarían las superficies de erosión en climas áridos y subáridos.

- Ámbito de las rasas, repartido en una franja estrecha costera en la que se conservan sucesivas superficies subhorizontales, ligeramente inclinadas hacia el mar, escalonadas a diferentes alturas, de modo que las superiores son las más antiguas y encajándose las más modernas en las anteriores; de esta forma y como en el caso precedente, se produjo una emersión del relieve sumergido con una migración de la línea de costa hacia el N. Se han distinguido hasta 9 niveles: 285 m, 230 m, 185 m, 115 m, 80 m, 65 m, 35 m, 20 m y 2-7 m (Tabla 1), apuntando una deformación neotectónica hacia Galicia, por un basculamiento con pérdida de alturas en ese sentido (40 m de desnivel máximo desde la desembocadura del Nalón).

* Relieves climáticos

Se diferencian una serie de formas residuales cuyo origen se ha producido en condiciones diferentes a las actuales.

- Glaciar+periglaciar: de edad pleistocena, provisionalmente, predominan por su mayor extensión los glaciares de valle, si bien se conservan formas erosivas glaciares a alturas inferiores a los 500 m, incluyendo circos de cabecera y de vertiente, muy numerosos. Cada vez se ponen en evidencia mayor número de depósitos periglaciares: mantos de derrubio, vallecitos, nichos de nivación, glaciares rocosos en alturas elevadas (Alonso, 1991) y bajas, entre los que destacan los ya citados antaño en la costa (Mary, 1979; Rodríguez Asensio y Flor, 1983).

Por el momento se deducen tres glaciaciones en Asturias; una más antigua de edad indefinida y de mayor intensidad, que ha dejado signos erosivos incluso en la costa. Se identifican grandes formas erosivas conservadas precariamente, como circos, valles asimétricos y colgados con perfiles transversales en U, superficies pulidas, etc; la esquina occidental del Parque de Picos de Europa y las sierras del Sueve y Cuera son las que mejor ilustran este tipo de relieves glaciares muy removilizados desde entonces. Se conservan muy por debajo de la cota altimétrica de 1.000 m.


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La mejor muestra glaciar corresponde a los modelados erosivos en cotas por encima de la apuntada y depósitos morrénicos más modernos (glaciación würmiense, de acuerdo con la terminología alpina o finipleistocena), estos último en torno a los 900-1.000 m de altitud (ocasionalmente conservadas a unos 400 m, como en la cabecera del río Miera en Cantabria). Cabe deducir que los rellenos fluviales en la cabecera del río Degaña (O de Asturias) con espesores de más de 40 m en algunos sectores y los de La Pornacal (Pigüeña, Somiedo) con menor potencia y en otras localidades asturianas procedan de los depósitos morrénicos inmediatamente anteriores (probablemente, de la glaciación Riss). En cualquier caso, salvo la antigua precitada, las subsiguientes debieron tener una intensidad muy similar o menor que la última, puesto que no se detectan signos erosivos ni sedimentarios glaciares por debajo de la cota altimétrica donde se estacionaron las morrenas principales. No obstante, para la última glaciación, Flor y Baylón-Misioné (1989) en el valle del Duje (Macizo Central de Picos de Europa) y Jiménez Sánchez y Marquínez (1990) y Jiménez Sánchez (1994 y 1996) en el alto Nalón encuentran tres fases sucesivas de funcionamiento de los aparatos glaciares de valle: expansión, estabilización (mayor volumen de sedimento) y retroceso (varios arcos morrénicos paralelos).

- Semiárido: Según Wilson (1968), son los relieves climáticos más importantes a lo largo de la mayor parte del Terciario. Están representados por sistemas de sierra/superficie de erosión continental, que otros autores prefieren denominarlas como planicies de erosión o de significado más amplio como llanura de piedemonte, que tiene connotaciones más amplias, como la inclusión de formas de erosión y sedimentación y sustratos de litología diferente a la cristalina. Glacis de erosión entra

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Tabla 1. Diferentes niveles de rasa identificadas desde el límite oriental de la Zona Asturoccidental-leonesa hacia Cantabria, pudiéndose incluir el País Vasco (Flor, 2000).


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de la mano de la escuela francesa, inicialmente como término similar al de pedimento (superficie planas de erosión sobre rocas duras en un clima semiárido), pero su inclusión se encardina mejor dentro de modelados de zonas templadas, preferentemente en ambientes mediterráneos donde se forman llanuras al pie de relieves de sierras y también utilizado en un sentido descriptivo.

Están suavemente inclinadas hacia el N y relacionadas con distintos pies de sierra, destacándose las correspondientes a 1.450 m, 1.200 m, 750 m, 575 m, 450 m y 325 m; algunas, localmente, se encuentran recubiertas por sedimentos continentales terciarios más o menos coetáneos, más numerosos en el área occidental; en el antepaís montañoso, el modelado es fluvial erosivo diferencial. Se han desarrollado mejor a lo largo del Mioceno y han llegado como penillanuras parciales escalonadas entre sí, perdiendo altura hacia el N, y, en numerosos casos, especialmente las más elevadas (más antiguas), como relieves gipfelflur.

- Templado-húmedo: Sistemas fluviales encajados y heredados de los de clima árido y de los glaciares de valle que, en el tramo inferior de los ríos principales, desarrollan un modelado de meandros encajados (Fig. 3). Se adaptan a las estructuras hercínicas y alpídicas, según los casos.

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Figura 3. Distribución de las redes fluviales en el territorio asturiano. La excursión discurre por las cabeceras de los ríos Ibias, principal afluente por la derecha de Navia, que nace en los Ancares lucenses, y del Narcea, todos ellos cordilleranos, para continuar por el Esva, un río intermedio, que desemboca en el costado occidental del cabo Busto.


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GLACIARISMO DE LA BABIA

La fosa babiana. Las capturas del río Sil. Las huellas evidentes del complejo glaciar de Somiedo (Asturias)-Piedrafita (León).

La Babia, situada en la Montaña Occidental Leonesa, constituye un amplio valle que se extiende a lo largo de 18 km, entre la Sierra de los Grajos, al E, y el Puerto de Piedrafita, al W; de N a S alcanza una anchura máxima de 15 km entre el Puerto de Ventana y las estribaciones septentrionales del Alto de la Cañada.

Figura 4. Cortes morfológicos de la Babia Alta (según García de Celis, 1997).


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Esta amplia cuenca intramontana, cuya altura está situada entre los 1.100 m de la Babia Baja y los 1.250 m de la Babia Alta, se caracteriza por su fondo plano, del que apenas emergen mogotes cuarcíticos y calcáreos residuales, colmatado de diversos depósitos cuaternarios: fluviales, morrénicos y fluvioglaciares.

Desde el punto de vista morfoestructural la gran cuenca babiana se comporta como una zona deprimida tectónicamente, esto es, como una fosa enmarcada por fallas muy antiguas (hercinianas), que explicarían la sedimentación estefaniense sobre las dovelas hundidas y, en definitiva, la existencia de pequeñas cuencas carboníferas (Fig. 4).

Por último, otro rasgo singular de la Babia es que vierte sus aguas a dos cuencas hidrográficas distintas. Así, mientras que la Babia baja es drenada por los ríos Luna y Torrestío hacia la cuenca del Duero, el avenamiento de las escorrentías procedentes de Somiedo y Peña Orniz, en la Babia Alta, se dirige a la cuenca del Miño, como consecuencia de la mayor capacidad erosiva del río Sil y de las capturas fluviales llevadas a cabo a expensas de la amplia cabecera del antiguo Luna.

El proceso de erosión remontante de la paleored del Sil se desata, a raíz de la apertura de la fosa del Bierzo, a finales del Terciario y prosigue durante el Cuaternario. Se inicia dicha actividad con el cambio de drenaje de las aguas del Bierzo, que dejan de fluir a

Figura 5. Capturas fluviales del alto Sil (según García de Celis, 1997).


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la Meseta y se trasladan hacia Galicia, a través del estrecho de Covas. Prosigue la ola remontante hasta alcanzar la fosa de Laviana y culmina recientemente con las capturas de los ríos Omaña en el puerto de la Magdalena y Luna en el codo del Puente de las Palomas (Fig. 5).

Desde 1.929, fecha en la que el geógrafo alemán R. Stickel descubre huellas de origen glaciar en los valles, entre otros, de Luna y Sil, la morfología de la Babia Alta ha sido objeto de una dilatada controversia con diversas interpretaciones, unas a favor de la acción glaciar y otras contrarias al modelado glaciar. Entre las primeras cabe destacar a Nussbaum y Gigax (1953) que señala en Meroy y Piedrafita de Babia la presencia de depósitos glaciares y fluvioglaciares. Por otro lado, Vidal Box (1957 y 1958) identifica como fluvioglaciares los depósitos en los que se asienta la localidad de Piedrafita de Babia y cartografía en Lago de Babia lo que –según él- son las únicas morrenas bien definidas de toda la Babia Alta. Completa la cartografía de la zona David Navarro (1982) que, en la

Fig. 6. Mapa geomorfológico de la Babia y del alto Sil (modificado de García de Celis y Martínez Fernández, 2002).


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hoja de Villablino (nº 101) del mapa geológico nacional a escala 1: 50.000, representa formas de acumulación glaciar, concretamente cordones morrénicos entre Piedrafita y Quintanilla, así como varios arcos frontales en el Campo de la Mora. Por último, Alonso (1997) en un estudio sobre el glaciarismo en Laciana específica que el glaciar procedente de Somiedo se divide, al llegar a la altura de Piedrafita, en dos ramales: el oriental que se dirige hacia La Babia, en tanto que el tramo occidental prosigue hacia el sur, obstruyendo mediante varios arcos frontales la cabecera del arroyo de La Mora.

Entre las interpretaciones morfogenéticas contrarias al modelado glaciar cabe mencionar las de Castañón (1987) y García de Celis (1997). Castañón efectúa una revisión geomorfológica de los trabajos de Vidal Box en la Babia Alta y rechaza el origen glaciar de los depósitos del valle de Lago de Babia, que reinterpreta como retazos de un amplio abanico torrencial, cartografiando los cordones como depósitos seudomorrénicos. Como conclusión enfatiza que la glaciación en el sector babiano se redujo a sectores muy puntuales en los que se daban las condiciones favorables para la sobreacumulación de nieve.

Por último, García de Celis (1997) también identifica los depósitos de Lago de Babia y Piedrafita de Babia como de origen torrencial asociados a fases antiguas del Pleistoceno; cartografiando el tramo comprendido entre La Vega de los Viejos y Puente de las Palomas como un valle muerto repleto de depósitos torrenciales procedentes de los valles del Campo de La Mora y del Campo de la Vega.

En el año 2.001, Alipio García de Celis y L.C. Martínez Fernández, profesores de la Universidad de Valladolid, realizan una revisión sistemática y un estudio exhaustivo de la acción morfológica de los hielos y del alcance de la glaciación en la Babia Alta, al amparo de los nuevos datos obtenidos a partir de la observación de cortes recientes: especialmente la sección originada por el drenaje de una mina de carbón que puso al descubierto la estructura interna de lo que dichos autores califican como el gran arco morrénico frontal del glaciar de Somiedo-Piedrafita de Babia.

Según García de Celis y Martínez Fernández (2002) la cabecera del río Sil albergó el mayor glaciar de toda la Montaña Occidental de León. El gran glaciar de Somiedo-Piedrafita alcanzaba una longitud de unos 17 km, toda vez que se extendía desde Peña Orniz hasta el Campo de La Mora, descendiendo la masa de hielo hasta una altitud de 1.250 m. Constaba de dos lenguas glaciares: una procedente de las crestas orientales de la divisoria, entre Peña Chana y Peña Orniz, y otra del noroeste, esto es, del puerto de Somiedo. Sendas masas de hielo glaciar confluían entre Cacabillo, Meroy y La Vega de los Viejos, alcanzando un espesor de unos 300 m, de modo que el glaciar de La Cueta desbordaba y difluía hacia el sureste, dando lugar a una pequeña lengua de unos 3,5 km que modeló en artesa el valle de Lago de Babia y depositó varias arcos frontales (Fig. 6).

La corriente de hielo principal en su máximo avance hacia el sur ocupaba todo el sector del Pto. de Piedrafita, obturando la cabecera del Arroyo de La Mora al depositar un gran arco morrénico (Veiga Los Fechos), mientras que otra fracción del hielo se desvió hacia el este, alcanzando Quintanilla, donde quedan retazos de un arco morrénico. Tras este avance el glaciar retrocedió 1 km, estabilizándose y depositando varios arcos morrénicos, sobresaliendo por su buena conservación el situado a las afueras de Piedrafita de Babia


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EL CASTRO DE SAN CHUIS (ALLANDE, ASTURIAS)

* La cultura castreña en Asturias: un debate abierto

En los últimos veinte años, el conocimiento de la llamada Cultura Castreña Asturiana ha experimentado un gran avance debido fundamentalmente a la realización de numerosas campañas de excavaciones arqueológicas con metodología moderna en castros del occidente (Larón, Chao Samartín, San Chuis, Picu da Mina, San Isidro, Os Castros, La Escrita, Coaña y Mohías), centro (Campa Torres y Llagú) y oriente (Camoca, Olivar y Moriyón) de Asturias. Las publicaciones derivadas de esas excavaciones han configurado un nuevo contexto referencial en el que destaca como hecho significativo el establecimiento de un nuevo marco temporal para la Cultura Castreña Asturiana, apoyado en un buen número de dataciones radiocarbónicas, que para la etapa anterior a la llegada de Roma, se extiende desde los siglos IX-VIII a.C. hasta momentos posteriores al cambio de era. Este dilatado periodo hunde sus raíces en el Bronce Final y comprende la Edad del Hierro, con un desarrollo pleno entre los siglos VI-V y I a.C. A esta larga ocupación prerromana de los castros sigue la época castreño-romana, que desde el siglo I d.C. llega hasta momentos tardorromanos (siglos V-VI) con una etapa de apogeo en los siglos I y II y con posteriores momentos de abandono y reocupación, sin olvidar el uso que en épocas históricas se dio al solar de muchos castros, como ocurre en San Chuis, donde se celebraban romerías allá por el siglo XVII.

El origen antiguo de los castros asturianos lo intuyó el profesor Dr. Francisco Jordá Cerdá (Jordá Cerdá, 1984) y lo esbozó en una primera aproximación el prematuramente desaparecido profesor Dr. José Luis Maya González a partir de una pequeña colección de materiales depositada en el Museo Arqueológico de Oviedo (Maya, 1987-88, 1989). En esas fechas, Carrocera Fernández, a partir de sus excavaciones en los castros del Navia determina que el origen de esos castros occidentales está en el siglo I d.C. (Carrocera, 1990, 1992, 1994), opinión que retoma con fuerza Camino Mayor quien mantiene un origen romano para una serie de castros del occidente asturiano, entre ellos San Chuis (Camino, 1995). Este panorama interpretativo cambiará radicalmente cuando a partir de 1990 comienzan a publicarse por sus excavadores las dataciones radiocarbónicas de Campa Torres, San Chuis, Chao Samartín, Camoca y Moriyón, recopiladas en un trabajo de síntesis (Cuesta et al., 1996) en el que se plantean los postulados cronológicos plasmados en el párrafo inicial, que se verán corroborados por nuevas excavaciones, como la de Llagú (Berrocal-Rangel et al., 2002), nuevas dataciones (Camino, 1999; Villa, 1999; Maya y Cuesta, 2001, Rubinos y Alonso, 2002, Jordá et al., 2002) e interpretaciones (Villa, 2002) y nuevos trabajos de síntesis (Maya et al., 2000; Alonso, 2002), pese a la existencia de críticas sobre la interpretación de determinadas dataciones de San Chuis y Campa Torres (Camino, 2000) y de Olivar, Camoca, Moriyón, Campa Torres, Llagú, Chao Samartín y San Chuis (Ríos y García de Castro, 2001).

* El castro de San Chuis: indígenas y romanos en el occidente asturiano

El Castro de San Chuis está situado en la aldea de San Martín de Beduledo, parroquia de Celón, concejo de Allande, corazón de la Asturias occidental (Fig. 7A). Descubierto 1952 por el allandés D. José Lombardía Zardaín, fue dado a conocer por D. Alfonso Pérez Garrido, vecino de La Pola, al profesor Dr. Francisco Jordá Cerdá, quien lo excavó parcialmente en 1962-63 y entre 1979 y 1986. Pese a iniciarse en 1980 los trámites para su incoación como B.I.C., actualmente no aparece en el Inventario de Bienes


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Inmuebles de la Dirección General de Bellas Artes del Ministerio de Educación, Cultura y Deporte.

Geológicamente, el castro se extiende sobre terrenos del dominio del Navia y Alto Sil de la zona Asturoccidental-leonesa del Macizo Hespérico, concretamente sobre la formación Pizarras del Narcea de edad precámbrica, que en esta zona se compone de unas pizarras con intercalaciones de areniscas. Estos materiales, intensamente tectonizados por la orogenia Hercínica, se presentan en este sector de la cordillera configurando una sucesión de sierras de cumbres planas cuya morfología responde a procesos de arrasamiento producidos durante el Terciario con posteriores retoques cuaternarios. En un cerro situado en el extremo de una de estas sierras, en la cuenca hidrógráfica del río Narcea, entre las cotas de 740 y 782 m s.n.m., se alza, dominado el paisaje, el Castro de San Chuis (Fig. 7B).

A la hora de realizar una valoración del Castro de San Chuis hay que tener en cuenta una serie de hechos claves para comprender su funcionalidad, desarrollo y abandono. Como primer aspecto destaca la situación geográfica de San Chuis, que para la época de ocupación indígena, anterior a la ocupación romana, otorgaba al poblado unas condiciones óptimas para el control del territorio, dado que desde él se domina visualmente una amplia zona y numerosos puertos de montaña. Ya en época romana, la situación geográfica constituyó también un elemento importante dentro de una presencia geoestratégica y militar. Pero además, el poblado se inscribe en el sistema orográfico de las sierras del Valledor y de los Lagos, cercano a los puertos de Lavadoira y el Palo, zona rica en explotaciones mineras romanas, especialmente auríferas, cuya existencia esta perfectamente constatada con la cercana presencia de cortas y labores mineras junto con la aparición en la cercana localidad allandesa de Fresnedo de un mortero o piedra con cuatro cazoletas en cada cara utilizada en el proceso de beneficio del oro, por lo que San Chuis podría considerarse, como un centro de poder y control del territorio, teniendo además en cuenta la calidad de las construcciones romanas del barrio alto. Todo ello hace pensar que este, si bien no se trata de un asentamiento exclusivamente minero, si podría tratarse de un asentamiento con un carácter marcadamente administrativo y con presencia de efectivos militares, en la misma línea que otros castros astures como la Corona de Corporales ya en la provincia de León.

El emplazamiento del castro hace que sus defensas naturales sean óptimas, de forma que la fuerte pendiente de las laderas NE y O y un conjunto de tres fosos hacen inaccesibles el poblado, mientras que el flanco S, unión del pico con el resto del cordal con una mayor accesibilidad, está protegido por un sistema de cinco fosos asociados a parapetos (Fig. 4B). En todo su perímetro esta rodeado por una muralla de 2 a 4 m de anchura y altura máxima conservada de 3 m, construida en piedra seca mediante la técnica de yuxtaposición de módulos, localizándose en el sector E una puerta, mientras que en el extremo S se levanta un bastión de grandes dimensiones, muy arruinado.

En cuanto al urbanismo (Fig. 7C), según lo excavado hasta el momento, en el Castro de San Chuis existen dos zonas bien diferenciadas en función principalmente de sus estructuras arquitectónicas: son los llamados barrio bajo y barrio alto. El barrio bajo, situado en el ángulo NE se caracteriza por el predominio de las estructuras circulares, situadas de forma desordenada, con un claro aspecto indígena, mientras que en el barrio alto el predominio lo ejercen las estructuras rectangulares formando una especie de complejo urbanístico de características romanas, con orientaciones de muros y calles en dirección NS y EW. En ambas zonas se da una clara superposición de los paramentos rectilíneos, traducidos en estructuras cuadradas o rectangulares, sobre los curvilíneos, he-


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Figura 7. A: Situación del castro de San Chuis en el contexto peninsular y provincial. B: Reducción del mapa topográfico (escala original 1:500) del monte del castro realizado por B. I.

Méndez. C: Reducción del esquema planimétrico del Castro (escala original 1:100; la cuadrícula es de 4x4 m)

realizado por B. I. Méndez, indicando la posición de los cuadros C-21 y D-21 donde se realizó el muestreo en 2.001.

D: Secuencia geoarqueológica y arqueológica de C-21/D-21 (modificada de Jordá Pardo, 1990) con indicación del nivel datado en 2001 (a, sustrato pizarroso; b, alteración del sustrato; c, clastos de pizarra; d, arenas; e, limos y arcillas; f, materia orgánica carbonizada). Los números del 1 al 8 en las figuras 1 B y 1 C indican las paradas durante la visita al castro.


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cho que es claramente demostrativo a la hora de diferenciar momentos cronológicos en la periodización, a la vez que representa un ejemplo verdaderamente tangible que apoya la existencia de una primera etapa indígena anterior a la conquista romana.

Las evidencias de la vida cotidiana en San Chuis comprenden diferentes restos de la cultura material: elementos cerámicos (cerámica indígena, cerámica común romana, terra sigillata y cerámicas de paredes finas), metálicos (bronces: arete, punzón o aguja, hebilla anular y colgante; hierro: clavos, escarpias, cuchillos, objetos de adorno personal, una hebilla anular; tortas de fundición plano-convexas y fragmentos de escorias), numismáticos (moneda del emperador Tiberio), pétreos (una escultura, elementos arquitectónicos, molinos, hachas, útiles dobles, una pequeña hacha votiva, alisadores, pesos horadados, bolas de granito o arenisca, fusayolas de pizarra y piezas con retoques sobre cantos rodados), restos faunísticos (de vaca doméstica y suido) y vegetales correspondientes a leña para el fuego (roble, pino de montaña, brezos, leguminosas, fresnos y sauces) y a elementos constructivos (brezo en la techumbre y roble en los muros).

* El Castro de San Chuis: índigenas y romanos en el occidente asturiano

En cuanto a la cronología, las fechas radiocarbónicas calibradas obtenidas en San Chuis (Jordá y García, 1999; Jordá et al., 2002) (Tabla 2, Fig. 7D) constituyen la primera aportación sólida al establecimiento de una cronoestratigrafía isotópica para un poblado de la cultura castreña del suroccidente asturiano, formando una secuencia en la que se articulan las diferentes ocupaciones del castro y en donde se pueden situar con precisión los distintos procesos de formación y transformación que han configurado el registro arqueológico del mismo. Como hecho más relevante destaca la antigüedad de la edad de UBAR-351 (2.600 ± 60 BP), que retrotrae el origen del poblamiento de este castro al Bronce Final o a los inicios de la primera Edad del Hierro y que podría incluirse en la fase radiocarbónica del Bronce Final de la cultura castreña gallega (Rey, 1996). La escasa presencia de elementos de la cultura material asociados a esta fecha, a excepción de unos pequeños fragmentos cerámicos, impide una mejor contextualización del nivel de ocupación, que por el contrario presenta una clara definición desde el punto de vista de las estructuras pétreas. Otro aspecto destacable es la duración de la ocupación prerromana del castro, que podría iniciarse entre finales del IX y los albores del siglo VIII a.C. (UBAR-351 2.600 ± 60 BP) en correlación con la fase del Hierro Inicial de los castros gallegos (Rey, 1996) y zamoranos (Strato, 2001), pero siempre como mínimo en el siglo VI, y continúa hasta la ocupación romana, con momentos fechados entre mediados de los siglos VI a IV a.C. (UBAR-218 2.360 ± 60 BP, UBAR-682 2.355 ± 50 BP y UBAR-681 2.200 ± 60 BP) y los siglos I a.C./d.C. (UBAR-216 2.050 ± 50 BP), con una clara correlación con la fase del Hierro avanzado de los castros gallegos (Rey, 1996) y zamoranos (Strato, 2001). Además existen testimonios indirectos de actividad indígena durante el siglo II a.C. o buena parte del I a.C. (UBAR-350 2.150 ± 60 BP). En cuanto a la ocupación romana, la terra sigillata aporta formas propias de los siglos I y II d.C. junto con vasos de paredes finas datados hacia la mitad del siglo I. La fecha más aproximada para el inicio de la fase castreño-romana quedaría situada hacia mediados del siglo I d.C., teniendo en cuenta los datos anteriores y la moneda, fechada inmediatamente después al año 22 d.C. Esta fase pudo alargarse de manera continuada a lo largo de todo ese siglo y parte del II, considerando las sucesivas remodelaciones urbanas y arquitectónicas, así como el material mas tardío que aparece en el nivel de destrucción con fragmentos de terra sigillata de cronología amplia, siglos I al IV (Manzano, 1985). En este sentido, la fecha más reciente obtenida (UBAR-217 1.800 ± 140 BP) nos sitúa la ocupación más tardía del castro entre avanzado el siglo I y el VI d.C. para una calibración a dos sigmas, restringiendo su ámbito hasta el 400 cal AD para una sigma. Esta datación debe asociarse a una reocupación


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posterior a la destrucción parcial del poblado y es muy probable que corresponda a una fase bastante posterior al siglo II. Un último horizonte fértil contiene piezas de cronología tardía, como dos jarras datadas entre la segunda mitad del siglo III d.C y el siglo IV asociadas a cerámicas con características tardorromanas (Manzano, 1985).

Con todo, la secuencia obtenida supone una ocupación, continuada o con interrupciones, del Castro de San Chuis durante más de un milenio en la hipótesis más conservadora y de cerca de mil quinientos años si consideramos la hipótesis más arriesgada, durante la que se aíslan diferentes momentos culturales superpuestos, de los cuales el que conocemos mejor es el correspondiente al establecimiento romano. Los siglos de ocupación indígena del castro permanecen, por el momento, poco conocidos en cuanto a su cultura material, no ocurriendo lo mismo en lo referente al urbanismo y medio ambiente.

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Tabla 2. Dataciones radiocarbónicas del castro de San Chuis (Allande, Asturias).


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ITINERARIO

El recorrido se articula desde la ciudad de Oviedo para ascender y atravesar la divisoria hidrográfica principal de la cordillera Cantábrica. Se recorre el borde meridional de la misma hacia el O, perteneciente a la provincia de León y en la primera parada se penetra nuevamente en Asturias para contemplar un ejemplo de modelado glaciar en el valle de Degaña. Se sigue el itinerario transversalmente a la costa y cordillera para contemplar el dominio de las superficies de erosión continental y un ejemplo de un depósito de abanico aluvial asociado. El castro de San Chuis en el concejo de Allande constituye un hito importante en el sector intermedio. Se accede a la costa en cabo Busto para contemplar el tipo de costa rocosa acantilada culminada por una planicie costera o rasa, dentro de la que se extienden mantos de depósitos torrenciales. La excavación exhaustiva en este entorno ha proporcionado útiles arcaicos que permiten deducir un poblamiento humano más antiguo del hasta ahora considerado. La última parada se localiza en el cabo Vidío, ya en dirección hacia el E, donde, además, de la contemplación de un tramo costero con numerosas playas de cantos, desarrolladas entre promontorios, se conserva un testimonio destacado de eolización, ligado a culturas del Paleolítico Inferior.

Figura 8. Itinerario de la excursión desde la ciudad de Oviedo, ascendiendo hacia la cordillera Cantábrica, completando un amplio recorrido con las paradas previstas: Babia (E de Villablino), valle de Degaña, castro de San Cuis (proximidades de Pola de Allande), Forcayao (S de Paredes) y cabos de Busto y Vidío.


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Se continúa hasta el punto de partida después de haber cerrado un circuito de unos 400 km (Fig. 8).

Desde Oviedo, la excursión comienza atravesando la Zona Cantábrica, en que se cortan materiales siliciclásticos y carbonatados sedimentarios de la Región de Pliegues y Mantos (Julivert, 1965) donde están bien representadas las edades devónicas y carboníferas.

En el ascenso hasta culminar la cordillera Cantábrica, atravesada por un túnel de unos 5 km, se sigue un modelado fluvial de un río cordillerano (río Caudal) afluente del Nalón (mayor arteria fluvial de la región asturiana). Son numerosos los movimientos de ladera, en buena parte debidos a la litología pizarrosa del sustrato, lo que ha hecho particularmente laboriosa la construcción de la autovía. Hacia el costado occidental del transcurso por la autovía hasta culminar la cordillera Cantábrica se divisa el macizo de las Ubiñas, masas calcáreas que conservan el modelado glaciar.

Al dejar la autopista, se toma una carretera comarcal que atraviesa en un primer sector la región leonesa de La Babia, famosa desde tiempos de los primeros monarcas asturianos Ordoño y Fruela II, recién instalados en la corte de León después del año 910. Se identifican modelados eminentemente glaciares, fundamentalmente sobre litologías calcáreas. El segundo sector atraviesa un terreno representado por rocas siliciclásticas estefanienses: conglomerados cuarcíticos, areniscas líticas, pizarras y yacimientos muy productivos de carbón, cuyo núcleo poblacional principal es Villablino capital de la comarca leonesa de Laciana. Se asciende al puerto de montaña de Cerredo, cuya cima (1.359 m) sirve de límite provincial y donde se lleva a a cabo la primera parada. Este entorno asturiano de cabecera de los ríos Ibias y Narcea ha sido declarado como espacio protegido bajo la denominación de Parque Natural de las Fuentes del Narcea, Degaña e Ibias, dentro del cual se integra la Reserva Natural Integral de Muniellos, donde el bosque mixto tiene su mayor protagonismo.

Parada 1. El conjunto de la Babia está constituido por un valle principal amplio orientado en dirección E-O en posición colgada respecto a los valles asturianos y leoneses meridionales.

En la localidad de Piedrahita de Babia, objeto de la primera parada, se conservan sendas morfologías morrénicas y se cortan también los depósitos correspondientes. Estos depósitos están constituidos por cantos cuarcíticos y calcáreos subredondeados, mayoritariamente, heredados de origen fluvial, y una matriz de gravas, gravillas y arenas, que han llevado, como se ha mencionado en párrafos precedentes, a interpretaciones distintas de la glaciar. Asimismo, se pueden visualizar ejemplos excelentes de bloques erráticos en la culminación de las bandas morrénicas (Foto 1).


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GLACIARISMO DE DEGAÑA

Ha sido estudiado detalladamente por Alonso (1986), Alonso y Flor (1987) y Alonso (1991), reproduciéndose un esquema cartográfico (Fig. 9).

Este valle está excavado en materiales siliciclásticos, básicamente cuarcitas ordovícas y un conjunto de rocas estefanienses constituidas por conglomerados cuarcíticos, areniscas y pizarras con carbón en la mitad nororiental, donde son explotadas incluso en cielo abierto.

El valle se alinea en dirección E-O, con un cierto arqueamiento convexo hacia el S, claramente controlada por la disposición estructural, donde la falla de Villablino parece controlar la disposición de la red fluvial principal. Se extiende a lo largo de unos 15 km de longitud hasta Fondos de Vega y tiene una anchura de unos 5 km. La divisoria meridional representa la culminación de la cordillera Cantábrica con cotas de hasta 1.942, pero con medias comprendidas entre 1.700 y 1.800 m, mientras que las meridionales son algo inferiores (Foto 2).

Obviamente, gracias a estas orientaciones de las laderas se han desarrollado las mínimas y máximas insolaciones posibles, lo cual ha condicionado, en gran medida, un modelado glaciar y periglaciar mejor desarrollado y mayor volumen sedimentario en la ladera meridional.

Alonso (1991) distingue una etapa glaciar antigua responsable de la formación del valle glaciar principal con sus depósitos formados en una etapa posterior de retroceso en que se activarían valles glaciares menores. Estos depósitos son desmantelados en una fase fluvial posterior que rellena el fondo del valle. Una etapa glaciar posterior se desarrolla en una primera fase de avance, cuyos depósitos se apoyan en la terraza fluvial anterior, y, finalmente, una etapa de retroceso. En la etapa posterior tardiglaciar se formarían glaciares rocosos, suelos estructurados y morrenas de nevero, mientras que en el periodo posglaciar hasta la actualidad se generarían fracturas posglaciares, morrenas de nevero y el modelado fluvial y torrencial.

En este valle de Degaña es muy llamativa la diferencia en las formas de erosión y de los depósitos en las laderas orientadas al N y al S: En las primeras, se han excavado numerosos circos, algunos con geometrías complejas, con sus correspondientes cubetas de sobreexcavación, algunos con umbrales rocosos, que se continúan como valles tributarios; también en la base de estas laderas se conserva mejor la terraza fluvioglaciar sobre la que se apoyan un mayor volumen sedimentario, representativo mayoritariamente de depósitos glaciares.

Los depósitos morrénicos de mayor extensión y espesor corresponden a la fase de expansión y se apoyan directamente sobre la gran terraza fluvioglaciar. Cartográficamente forman una banda continua, solamente interrumpida por cárcavas torrenciales activas en la actualidad, y de la cual se extienden geometrías lobuladas ligadas a valles tributarios mayores; muestra una geometría ligeramente convexa en su mitad o tercio inferior, en la que sólo localmente se han formado crestas morrénicas longitudinales y transversales.

Sobre éstos y en una situación más elevada y meridional, se apoyan morrenas bien definidas como formas laterales y arcos morrénicos, pero con un menor volumen sedimentario y con una distribución muy irregular. Estos depósitos glaciares representarían la fase de estabilización que, en ocasiones, suponía el drenaje oblicuo respecto al momento anterior. Solamente en algunos valles de la zona suroriental, se detectan arcos morrénicos de retroceso, una fase peor representada en este valle lo cual sugiere una retirada relativa-


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Figura 9. Cartografía simplificada parcialmente del valle de Degaña, donde se conservan signos de la actividad glaciar y periglaciar de la última glaciación (Alonso, 1991).


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mente rápida del hielo para dar paso a la formación de glaciares rocosos, morrenas de nevero y abundantes mantos de derrubios en el ámbito de los circos, correspondiente a la época tardiglaciar.

Esta evolución coincide básicamente con la propuesta de Jiménez Sánchez y Farias Arquer (2002) y Jiménez Sánchez et al. (2003) para el Parque Natural de Redes (Alto Nalón, SE de Asturias) quienes atribuyen a los depósitos reconocidos a altitudes superiores a los 950-1.100 m como pertenecientes a la última glaciación. Se generarían a lo largo de tres fases consecutivas: máxima extensión, estabilización y retroceso, a la que sigue una etapa periglaciar y la consiguiente evolución posglaciar, y llevan a cabo una datación con 14C. La más antigua revela una edad de 28.990 ± 230 años BP que puede ser correlacionada con la fase del máximo glaciar, definida en los Pirineos por Bordonau et al. (1992), entre 50 ka y 45 ka, la intermedia con un mínimo de 20.640 ± 300 años BP (entre 45 ka y 13 ka) y la última de 5.740 ± 150 años BP que corresponde a una edad mínima (una fase glaciar con una fase periglaciar entre 11 ka y 10 ka). La fase más antigua, equivalente a la máxima expansión glaciar, ha sido también datada por estos mismos autores en la cubeta de Comeya (Macizo Oriental de los Picos de Europa) resultando una edad de 40.480 ± 820 años BP que es sincrónica con la presencia del frente glaciar.

En las laderas orientadas hacia el S, los circos tienen un desarrollo más precario, son más laxos, apenas si se conservan depresiones de sobreexcavación y están generalmente abiertos en su base; sus depósitos asociados se han desmantelado para formar parte de amplios abanicos de deyección muy voluminosos en el entorno de la población de Degaña. En estas laderas, los mantos de derrubios periglaciares conviven con los desarrollados en la actualidad bajo condiciones de mayor insolación (termoclastia).

Si importante es todo este conjunto glaciar y periglaciar no lo es menos el hecho de conservarse la gran terraza fluvioglaciar en fase de erosión actual por la dinámica fluvial del Ibias. Su presencia permite deducir se trata de un depósito previamente glaciar que tras su desmantelamiento rellenó el fondo del valle hasta un espesor que no se encuentra, en cabecera, en ningún otro río cantábrico ni en cualquier otra terraza del curso medio o inferior de los grandes ríos cordilleranos.

Parada 2. Constituye la cabecera del valle del río Ibias, afluente por la derecha del Navia, que recorre la franja meridional del occidente de Asturias siguiendo la alineación estructural E-O. El río fluye hacia el O, experimentando un encajamiento y estrechamiento considerable después de unos 14 km, desde Fondos de Vegas.

Se observa una panorámica excelente de la geometría del valle en artesa con la particularidad de conservar en toda su ladera meridional (menor insolación ) una terraza fluvioglaciar de gran espesor (hasta 40 m) y continuidad longitudinal (15 km). Por encima se extienden numerosos valles glaciares tributarios de escasa extensión, representados en sus costados y en su frente inferior por depósitos morrénicos, generalmente apoyados sobre la terraza aludida.


22

EL RELLENO FLUVIOGLACIAR

En la terraza aflorante en la margen meridional del río Ibias (Foto 2), donde se conserva el mayor volumen sedimentario, se levantaron 9 columnas estratigráficas de las cuales se tomaron muestras de la matriz para su caracterización granulométrica (Alonso, 1986; Alonso y Flor, 1987; Alonso, 1991).

Se han reproducido las 6 columnas estratigráficas más representativas que han sido correlacionadas longitudinalmente a lo largo del valle, corriente abajo. Se deduce que el relleno fluvial se efectúa de acuerdo con cinco etapas sucesivas (Fig. 10A), de las cuales la última supone un incremento notable de la energía. Asimismo, se constatan aportaciones laterales de forma local en que se engrosan los tramos debido a la formación de bases erosivas.

Los depósitos están representados por facies siliciclásticas de bloques y cantos cuarcíticos mayoritariamente, angulosos y con contactos puntuales, y algo de matriz arenosa y limosa formando conjuntos tabulares horizontales y con cierta frecuencia lentejonar; la base es convexa y netamente erosiva. Ocasionalmente, la fábrica es de cantos con la matriz abierta. También aparecen cantos cuarcíticos subangulosos con matriz de gravillas, gravas y arenas en que los clastos flotan preferentemente. A veces se incluyen bloques y muestran alternancias de tamaños contrastados en que se reproducen imbricaciones y ocasionalmente estratificación planar en cuña muy tendida. Las arenas son de tonos pardos, bien sea lavadas o limosas, generalmente laminadas subhorizontalmente, a veces con deformaciones tipo sand ball. Los limos y limos arcillosos grises de espesores.

Generalmente se ordenan en secuencias granodecrecientes o alternantes, pero también son numerosas las granocrecientes a techo (Foto 3, y Fig. 10: columna X de Xián). Se interpretan como depósitos fluviales trenzados o multicanal en que están mejor representadas las barras longitudinales y los rellenos de canal. Los componentes sedimentarios son claramente heredados de un depósito glaciar previo. Son representativas típicas de transportes por tracción, incluidas las facies arenosas, representativas de la matriz, como se refleja en la Fig. 10B y C.


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Figura 10. A) Correlación longitudinal de los cortes estratigráficos más representativos, de los que se deduce un relleno en 5 etapas sucesivas, caracterizadas por espesores variables, máximo en el primer evento (12-13 m) que se suceden con 7 y 8 m para culminar en la etapa V por un engrosamientos hasta los 9 m. También en esta última se detectan procesos erosivos de mayor magnitud. B) Representación triangular de las muestras de gravas y arenas constitutivas de la matriz del conjunto de cantos, gravas e, incluso, bloques. C) En el diagrama de Passega (1957), las muestras de estos depósitos tienden a concentrarse en una nube de puntos representativa de la mayor capacidadde transporte (modificado de Alonso, 1986 y 1991; Alonso y Flor, 1987).


24

Parada 3. En este afloramiento, se visualizan las características del depósito fluvioglaciar, constituido por facies de conglomerados cuarcíticos escasamente redondeados con matriz arenoso-limosa y ordenados en secuencias granodecrecientes; los cantos se disponen en contacto con algunas estructuras de imbricación. En la actualidad, esta terraza está siendo desmantelada por el propio encajamiento del cauce activo.

Parada 4. Desde este punto panorámico, se observan las geometrías de algunas morrenas de uno de los valles laterales.

Se continúa el recorrido en sentido longitudinal, corriente abajo, hasta iniciar el ascenso al puerto de Rañadoiro (1.181 m) para acceder a la cuenca del río Narcea, una red hidrográfica muy amplia que desemboca en el río Nalón unos pocos kilómetros aguas arriba del estuario del mismo nombre. Desde la carretera, se intersecta con el río principal en la localidad de Vega de Rengos, el cual ha seguido una trayectoria paralela al río Ibias. La cabecera del Narcea ha sido seleccionada dentro de Plan de Ordenación de Recursos Naturales de Asturias en lo que se ha denominado como Parque Natural de las Fuentes del Narcea.

Hacia el N, el trazado fluvial se adapta ahora a la disposición estructural NNE-SSO, dejando a ambas márgenes sierras bien definidas con esa misma dirección, alguna de las cuales conservan en su culminación evidencias de aplanamientos erosivos de origen continental. A lo largo del recorrido y sobre ambas márgenes se visualizan depósitos de terraza pertenecientes a los niveles inferiores, muy irregularmente repartidos; son depósitos de cantos cuarcíticos, frecuentemente imbricados, con matriz arenosa, y arenas que se ordenan en secuencias positivas de espesor métrico.

Rebasada la capital del concejo, Cangas del Narcea, y al S de Corias, se toma la carretera comarcal que conduce al vecino concejo de Allande. Se accede por el desvío de Celón al castro de San Chuis, situado en una loma elevada desde la que se dispone de vistas panorámicas extensas en todo el arco.

Parada 5. El castro de San Chuis ha sido excavado por el equipo del profesor Jordá Cerdá a lo largo de varios años.

Al S y SE, donde se alinea la sierra de Santa Ana (NE-SO) se evidencian algunas superficies aplanadas culminantes y al E, N y NE dos replanos extensos (Linares y Buño) recubiertos por depósitos del tipo de abanico aluvial. Las superficies de erosión parten de cotas en torno a los 550 y 720-730 m, correspondientes a dos niveles escalonados, y sus depósitos asociados, cuando existen, pueden alcanzar espesores de más de 200 m, con superficies de sedimentación culminantes relativamente planas (Foto 4).


25

Al NO y O, las faldas orientales de las sierras cuarcíticas de los Lagos y del Palo, respectivamente muestran los numerosos circos glaciares sobre los que se han formado mantos extensos de derrubios periglaciares, algunos fitoestabilizados. Punto 1. Introducción: descubrimiento e historia de las investigaciones; cartel

explicativo en la base del castro. Ascenso hasta la muralla del castro atravesando el sistema de fosos y parapetos. Cartel explicativo en la base del castro. Descenso de los vehículos y presentación. Visión general de la Cultura Castreña Asturiana. Descubrimiento e historia de las investigaciones en San Chuis. Homenaje a José Lombardía, Alfonso Pérez y Francisco Jordá, descubridores del castro. Recuerdo a José Luis Maya

Desplazamiento punto 1 a punto 2. Ascenso hasta la muralla del castro atravesando el sistema de fosos y parapetos.

Punto 2. Base de la muralla en la plataforma de la escombrera. Explicación del

sistema defensivo. Recorrido por el perímetro de la muralla excavada y regreso al punto 2. Ascenso al interior del castro y recorrido perimetral de las defensas del borde W por la zona no excavada hasta llegar al extremo S.

Recorrido por el perímetro de la muralla excavada y regreso al punto 2. Desplazamiento punto 2 a punto 3. Ascenso al interior del castro y recorrido perimetral de las defensas del borde occidental por la zona no excavada hasta llegar al extremo S. Punto 3. Bastión defensivo del extremo meridional. Continuación de la

explicación del sistema defensivo. Explicaciones geológicas y geomorfológicas de los relieves que circundan el castro, señalando, p.e., las sierras planas, las sierras occidentales, la fana de Genestaza (si hay visibilidad), las cuencas fluviales, los puertos de montaña, la minería del oro, etc.

Desplazamiento punto 3 a punto 4. Recorrido perimetral por las defensas del borde E hasta llegar a la puerta.

Punto 4. Puerta del castro. Desplazamiento punto 4 a punto 5. Descenso al barrio bajo del castro (Foto 5). Punto 5. Barrio bajo. Estructuras indígenas y romanas. Urbanismo, estratigrafía,

materiales y cronología. Dataciones 14C. Desplazamiento punto 5 a punto 6. Recorrido por el barrio bajo. Ascenso a la zona media de la ladera. Punto 6. Estructuras complejas de media ladera. Desplazamiento punto 6 a punto 7. Ascenso hasta el barrio alto.


26

Punto 7. Estructura indígena con superposición de estructuras romanas. Urbanismo, estratigrafía, materiales y cronología. Dataciones 14C.

Recorrido por el barrio alto y desplazamiento al punto 8.

Punto 8. Zona sin excavar. Comentarios sobre la prospección geofísica

realizada. Desplazamiento punto 8 al punto 2. Síntesis general y comentarios finales. San

Chuis como Bien de Interés Cultural y como georrecurso cultural. Desplazamiento punto 2 a punto 1. Descenso desde la muralla hasta la base del

castro.

Parada 6. Al SO se conservan las labores mineras romanas de Freita Arbosa, una mineralización aurífera en filones de cuarzo encajados en rocas silíceas no muy alejadas de cuerpos ígneos (Gutiérrez Claverol y Luque Cabal, 1995). Está asociada a la falla de Allande, la cual está relacionada con un corredor de fracturas de dirección NNE y NE y son de carácter meso y epitermal, generados al final de la orogenia varisca , probablemente por un colapso extensional (Martín Izard et al., 1995). Se distingue como una corta subvertical y estrecha (unos 15-20 m) que llega a afectar a la culminación del interfluvio y se continúa por la ladera opuesta.

Dentro de los ríos tributarios Bárcena al S y Navelgas del Esva, se continúa dentro de un modelado fluvial de cabecera, con valles estrechos y laderas abruptas con cauces que aguas abajo comienzan a construir las primeras llanuras aluviales.

Parada 7. Abanico aluvial de Forcayao. Este depósito está asociado a la superficie de erosión continental de 550 m. Está constituido por conglomerados cuarcíticos con matriz arenosa (Foto 6) y arenas y limos de tonos pardo amarillentos, que se ordenan en una gran megasecuencia positiva totalizando un espesor de unos 100 m. Las paleocorrientes obtenidas de la medición en superficies de erosión y estructuras de imbricación (220-235º) revelan una procedencia desde la cercana sierra occidental de Rañadoiro. En la parada se pueden observar detalles de barras de cantos, superficies erosivas y moteados característicos de las facies arenosas, que permiten deducir su sedimentación en un clima árido con fluctuaciones del nivel freático, lo que podría datarlas como coetáneos de los miocenos (en sentido amplio) de la cuenca del Duero (Fig. 11).


27

El itinerario continúa por las localidades de Navelgas y Naraval, en cuyo territorio se han documentado numerosas explotaciones auríferas desde la época de la dominación romana, para costear la margen occidental del río Esva. Los depósitos activos del río contienen pepitas de oro que siguen siendo explotadas ocasionalmente por el método de bateas.

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Figura 11. Columna estratigráfica de los depósitos del abanico aluvial del Forcayao (modificado de Peón, 1992). Constituye una parasecuencia de carácter positivo.


28

Después de haber atravesado el río Esva y ascendido hacia el borde costero, se llega al entorno del cabo Busto en su sector occidental.

Parada 8. Cabo Busto. Está presidido por una superficie de rasa cuyo sustrato corresponde a la sucesión cuarcítica de la Serie de los Cabos (buzamiento de 70º hacia el NO), recubierta por un manto de depósitos de abanicos torrenciales de espesor métrico, que se eleva sobre una costa rocosa, cuyos materiales cuarcíticos han permitido la proyección de esta morfología hacia el mar, ante los procesos de abrasión diferencial.

La altitud de la superficie basal alcanza una altura en su extremo más septentrional del orden de los 60 m para incrementarse progresivamente hacia el S hasta aproximadamente los 90 m, línea de inflexión que representaría el pie del acantilado al que estaba asociada esta plataforma de abrasión marina.

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Figura 12. Columna estratigráfica representativa de los depósitos suprayacentes a la superficie de rasa de cabo de Busto, donde se realizaron las excavaciones. A) Reconstrucción del corte, reproducido por Rodríguez Asensio (2001), basada en las aportaciones de Hoyos recogidas en la misma publicación (B) y simplificadas en este caso.


29

La estratigrafía de estos depósitos se revela del mayor interés por cuanto se ha excavado como yacimiento prehistórico, dirigido por el Dr. A. Rodríguez Asensio y en el que participó el Dr. M. Hoyos (†) en las cuestiones sedimentológicas, recogido en el monográfico (Rodríguez Asensio, 2001). Para esta excursión se ha revisado dicho trabajo al objeto de aportar algunas precisiones.

Se ha encontrado en su base un útil cuarcítico tallado y dos lascas también talladas. El primero corresponde a un canto cuarcítico de 5 kg de peso, tratándose de un canto tallado bifacial múltiple, distal, no denticulado, convexo que se interpreta como un núcleo de lascas. Correspondería a una industria preachelense, anterior al pre-Achelense Superior, bien definido en Asturias.

El nivel sedimentario basal (V), con un espesor de unos 0,60 m, está constituido por cantos cuarcíticos subredondeados y subangulosos, que flotan en una matriz arenosa, con encostramientos de óxidos de hierro. Los ejes de los clastos muestran una cierta ordenación preferente a disponerse con el plano mayor paralelo a la horizontal. En relación con el tamaño medio, no existe una tendencia definida de aumento o disminución hacia el muro o techo (Fig. 12).

El nivel IV está constituido por arenas finas de tonos gris parduscos, con una potencia de unos 0,85 m, repartidas en cuatro niveles menores: Iva-d, (Hoyos, op. cit.), que muestran un mayor enrojecimiento hacia techo, por un aumento de óxidos de hierro. Estos dos niveles V y IV forman parte de una secuencia positiva de origen fluviotorrencial, con paleocorrientes que apuntan a una procedencia desde el SE. Su distribución lateral muestra cuerpos lenticulares de anchura decamétrica y espesor métrico, que se superponen erosivamente unos sobre otros. En algunas secciones se evidencian en el nivel basal una ordenación granodecreciente.

El nivel III, de unos 0,40 m de espesor, está constituido por cantos, gravas, gravillas y limos, cuya base tiene un contacto irregular (erosivo) y no tienen una ordenación aparente. Los clastos son generalmente subangulosos y subangulosos-subredonedados y flotan en una matriz de limos de tonos pardo-amarillentos. Se puede asimilar a una colada de solifluxión con una trayectoria de componente general hacia el N. Se identifican bolsadas y cuñas de cantos, gravas y gravillas con la punta aguda hacia el muro, interpretadas como debidas a la acción del hielo (Hoyos, op. cit), responsables de la contaminación de materiales del nivel suprayacente en éste, alguno de piezas líticas talladas.

El nivel II representa un conjunto de cantos cuarcíticos y de arenisca, predominando los subangulosos, algunos rotos y otros tallados (Achelense Superior) dentro de una matriz arenosa y limosa, con un espesor entre 0,20 y 0,25 m, con una tonalidad parda oscura. Como apunta Rodríguez Asensio (2.001) este conjunto sedimentario está alterado en mayor o menor medida por la ocupación humana, si bien comparando con la estratigrafía similar en cabo Peñas (Rodríguez Asensio y Flor, 1983; Flor 1992) y en cabo Vidío, todo apunta a que el depósito original debió de corresponder a un pavimento periglaciar en que el hielo puso en suspensión los clastos desde el sustrato rocoso, así como removilizó los existentes de un origen distinto y los redistribuyó hasta formar dicha estructura enlosada y, además, actuó hacia los depósitos infrayacentes con la formación de cuñas. Incluso en el yacimiento se encontró algún bifaz roto por fenómenos de gelifracción.


30

Existen abundantes cantos naturales y piezas tallada con signos evidentes de eolización: barnizado en las de cuarcita de grano fino y costras ferruginosas en los de grano grueso. Parte de la matriz podría derivar de la arena puesta en suspensión por el viento y responsable de los impactos contra la superficie de los clastos . Esta característica pone en evidencia, lo mismo que en los cabos Vidío y Peñas, una eolización posterior, probablemente en un episodio inmediato, dentro de un clima árido (oxidante) y frío.

El nivel I, con una potencia de 0,45 m, está constituido por arenas y limos sometidos a un proceso intenso de humificación, que representan mayoritariamente el residuo clástico puesto en suspensión por el viento, indicativo del final de la eolización, al que se le añade el polvo atmosférico.

Siguiendo los criterios de Mary (1979, 1983) en cuanto a que la rasa superior puede asignársele una edad comprendida entre el Mioceno Superior y el Plioceno Inferior, en buena medida porque en el segmento de Busto-Mar Chica-Luarca, las arcillas de la matriz clástica están constituidas por illita y caolinita. Serían el testimonio de un clima mediterráneo con tendencia a la humedad.

De este modo, es posible estimar una tasa de elevación cortical, si se modeliza como una función lineal y dentro de un proceso continuo, del orden de 0,026 mm/año. Aplicando esta cifra a la rasa de Busto, partiendo de una altura de la línea de costa antigua de 90 m, su edad podría asignarse en unos 3,5 millones de años y, consecuentemente, perteneciente a la base del Plioceno Superior (Plasenciense Inferior).

Parada 9. Cabo Vidío. El entorno del cabo de Vidío está enclavado en una costa rocosa acantilada abrupta, con desniveles de hasta 90 m en el perímetro septentrional, donde afloran materiales siliciclásticos del Paleozoico Inferior. En este sector, pertenecen a la denominada Serie de los Cabos, de edad Cámbrico Medio y Ordovícico Inferior y donde el espesor llega a superar los 4.000 m. Se tratan de rocas sedimentarias representadas por alternancias de areniscas, cuarcitas y limolitas con bajo grado de metamorfismo que se suceden con una alineación estructural NNE-SSO.

Morfológicamente está presidida por un arrasamiento en forma de plano suavemente inclinado hacia el mar que enlaza con el borde de un acantilado abrupto. En posición meridional se extiende un borde de sierra (antiguo acantilado), una sierra litoral que recorre la costa paralelamente en dirección E-O (Foto 7).

En estas zonas de cabos desde el centro al occidente asturiano, cabo de Peñas hasta Busto, parece que se solapan los niveles de rasa III y IV, lo mismo que ocurre con las rasas II y III en la franja limítrofe entre el oriente asturiano y el occidente de Cantabria, donde se identifica perfectamente un escalón métrico que separa ambos niveles (Flor Blanco, 2002). El nivel inferior se asigna a la rasa III, con una altura de la línea de costa antigua en torno a los 105 m, y el superior a la IV, con una altura de 150 m.

En cabo de Peñas la altura de la línea de costa antigua para la rasa III es de 185 m y para la IV de 115 m, mientras que en cabo cabo Busto, la rasa III tiene su límite en 85 m y la IV en 125 m.

Las rasas de los cabos Vidío y Busto equivalen en el cabo de Peñas a la de 115 m y 185 m, de modo que se pueden correlacionar lateralmente, tendiendo en cuenta la distancia


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entre los tres puntos litorales (Fig. 13). Esta diferencia altimétrica es explicada por diferentes autores debido a un basculamiento del conjunto hacia el O con pérdida paulatina de altura (Mary, 1979 y 1983; Flor, 1983). Se constata un basculamiento diferencial entre el emplazamiento de ambos niveles al relieve continental, con un gradiente mayor para la rasa superior, indicativo probablemente de que se decelera el proceso hacia los niveles inferiores.

Sobre la superficie de erosión se han depositado materiales de origen continental, fundamentalmente cantos cuarcíticos subangulosos con matriz arenosa; se ordenan en secuencias positivas y se reúnen en sets de espesor variable de decimétrico a métrico con formas lenticulares, separados por numerosas superficies erosivas; algunos se destacan en el relieve por su planta de abanico alargada hacia el mar y por su geometría positiva, lo cual permite sean interpretados como depósitos de abanicos torrenciales. Algunos conjuntos sedimentarios erosionan el propio sustrato rocoso dibujando una geometría en cordón con el drenaje apuntando hacia el N (extremo N de la punta de cabo Vidío).

Hacia el costado oriental, se abre la playa de Gradas (Foto 8), una playa de cantos cuarcíticos apoyada sobre una plataforma de abrasión de cierta pendiente, caracterizada por la baja tasa de sedimentación y que desarrolla en su franja superior un voladizo de abrasión, representativo de la posición del nivel del mar actual. Al generarse entre la zona alta intermareal y la supramareal, el cálculo del nivel real debe tener en cuenta las carreras mareales. Esta estructura de erosión constituye un elemento morfológico que suele aparecer en algunos segmentos de la costa donde se conservan depósitos costeros asociados a niveles de rasa.

Hacia el occidente, el perfil costero se arquea oponiéndose frontalmente a los oleajes dominantes del NO en el Cantábrico. Esta costa rocosa abrupta está sometida a

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Figura 13. Correlación altimétrica entre los niveles de rasa III y IV desde el área central costera (cabo de Peñas) hacia el occidente de Asturias (cabos Vidío y Busto).


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procesos de movimientos en masa, entre los que se destacan los desprendimientos de grandes prismas a partir de grandes diaclasas.

Las playas están constituidas igualmente por cantos y gravas con escasa proporción arenosa, algunas alcanzando las máximas dimensiones de toda la costa asturiana, como las de Dorias en primer término y sobre todo la de La Vallina, situada a continuación.

La formación de numerosas playas de cantos y gravas está motivada, en este segmento costero, por la inexistencia de material arenoso transportado por la corriente costera, que actúa persistentemente en sentido hacia el E, y la lejanía de las áreas fuentes de estos materiales, ligados a desembocaduras fluviales de gran entidad. Así, la desembocadura del río Esva, que es la más próxima a esta área, dista unos 20 km y se trata de una cuenca de tipo intermedio (superficie de 411 km2), aunque su sustrato sea en la casi totalidad de tipo siliciclástico y, por tanto, un suministrador idóneo de sólidos cuarzosos dentro de la fracción arenosa.

Bien sea sobre el sustrato rocoso o sobre estos depósitos, se ha generado un conjunto sedimentario continental de espesor métrico, con una gran similitud con el desarrollado sobre la punta de cabo de Peñas (Mary, 1979 y 1983; Rodríguez Asensio y Flor, 1985) y, en parte, con la porción superficial de la excavación de cabo de Busto (Rodríguez Asensio, 2001), como se ha especificado en la parada anterior.

El afloramiento que ofrece un mejor registro se manifiesta sobre el propio sustrato de areniscas cuarcíticas fracturadas intensamente en que se conserva un manto de alteración de unos 20 cm de espesor constituido por cantos angulosos englobados en una matriz arenoso-limosa fina de tonos grises, que es la litología dominante (Fig. 14).

En contacto neto, se extiende un pavimento de cantos de mayor tamaño (C=25 cm), tanto angulosos y subangulosos como subredondeados, éstos heredados de los de origen fluvio-torrencial, recubiertos por un manto arenoso silíceo de grano fino (Fig 14. II). Los cantos se disponen con el plano mayor paralelo a la superficie del terreno y han generado una costra ferruginosa, ahora en fase de disolución. La disposición en pavimento se interpreta como debido a un emplazamiento bajo condiciones periglaciares en que el hielo aprovecha la fracturación intensa del sustrato rocoso, mientras que la cubierta ferruginosa se generaría en una fase posterior por eolización bajo un clima seco y probablemente frío en que la disponibilidad de abundantes fracciones arenosas del mismo sustrato rocoso desencadenaron por vientos intensos este modelado. La composición de los cantos de arenisca, con una mayor porosidad, ha propiciado la precipitación de costras ferruginosas en la superficie. No obstante, como ocurre en la punta de Peñas en que el sustrato contiene una mayor proporción de cuarcitas de grano fino en detrimento de areniscas, más abundantes en Vidio, los cantos han generado un facetado y barnizado característico, perfectamente extrapolable a los dreikanters desérticos.

Esta fase de eolización también ha sido experimentada sobre útiles del Paleolítico Inferior (Rodríguez Asensio y Flor, 1985; Rodríguez Asensio, 2001) encontrados sobre la punta del cabo de Peñas lo cual favorece una datación aproximada en el ámbito de los 100.000 años, como una primera aproximación.

Sobre este conjunto se dispone un manto arenoso eólico a modo de una cubierta tabular (Fig. 14. III), en parte asimilable a los “cover sands”, que supone la culminación d este proceso. Se trata de arenas finas siliciclásticas en que predominan los granos de cuarzo angulosos y subangulosos, con una escasa proporción de redondeados y subredondeados mates (inferior al 12%) debido al transporte exiguo en estas condiciones. La progresiva


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incorporación de materia orgánica hasta constituirse en un nivel edáfico, con una disminución progresiva de techo a muro, es un buen indicador de la finalización del proceso.

Posteriormente, se sucede una sedimentación de cantos subangulosos con superficies frescas de tonos blanquecinos y abundante matriz arenosa fina, cuyo límite inferior está marcado por una superficie erosiva bien desarrollada (Fig. 14. IV a); los cantos se ordenan según el plano mayor paralelo a la estratificación y se interpretan como coladas de solifluxión con erosión del manto arenoso eólico e incorporación de estas fracciones a la matriz. Estas coladas tienden a desmantelar la totalidad de las arenas infrayacentes en determinados sectores y, en la punta de Peñas, este mismo nivel no deja vestigios de éstas. Un nivel superior de las mismas características, con base neta, y granulometría menor (Fig. 14. IV b), supone el final de este conjunto sedimentario sobre la rasa de la punta de Vidío.

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Figura 14. Columna estratigráfica de los depósitos superficiales de los alrededores del faro de Vidío.


34

Referencias

A) General

Alonso, Mª.V. (1986). Geomorfología y Sedimentología del Valle de Degaña (SO de Asturias). Tesis de Licenciatura (inédita). Facultad de Geología. Universidad de Oviedo. 141 pp. Alonso, Mª.V. (1991). Geomorfología de las Cabeceras de los Ríos Narcea, Navia y Sil, y del Parque Nacional de la Montaña de Covadonga (NO de la Península Ibérica). Tesis Doctoral (inédita). Departamento de Geología. Universidad de Oviedo. 253 p. Alonso, MªV. y Flor, G. (1987). Evolución cuaternaria del valle de Degaña (SO de Asturias). Actas de la VII Reunión sobre Cuaternario, 159-161. Santander. Bardají, T., Goy, J.L. y Zazo, C. (2000). El límite Plio-Pleistoceno: un debate todavía abierto. Rev. C.&G., 14, 77-92. Birot, P. (1937). Sur la Morphologie de la Sierra de Guadarrama Occidental, Ann. Géogr., XLVI, (259): 25-42. (traducción de C. Vidal Box).En: Estudios Geográficos, 6: 155-168, Madrid, 1945). Birot, P. y Solé Sabarís, L. (1954). Recherches morphologiques dans le nordouest de la Péninsule Ibérique. Pub. Inst. Geol. Univ. de Barcelona, nº 211. 61 p. Bordonau, J., Serrat, D. y Vilaplana, J.M. (1992). Las fases glaciares cuaternarias en los Pirineos. En: A. Cearreta y F.M. Ugarte, eds. The Late Quaternary in the Western Pyrenean Region, 303-312. Serv. Ed. Univ. País Vasco. Clark, R. (1981). Cold climate features of the Cordillera Cantábrica, Northern Spain. Biul. Peryglajcialny, 28: 5-13. Farias, P., Marquínez, J. y Rodríguez González, M.L. (1990). Geomorfología y origen de la depresión de Comeya (Picos de Europa, Asturias). 1ª Reunión Nacional de Geomorfología. Comunicaciones: 91-101. Teruel. Flor, G. (1983). Las rasas asturianas: ensayo de correlación y emplazamiento. Trabajos de Geología, Univ. de Oviedo, 13: 65-81. Flor, G. (2000). El entorno geológico del río y la playa de Bedón. Bedoniana, 55-74. Alvízora llibros. Oviedo. Flor, G. y Baylón-Misioné, J.I. (1989). El glaciarismo cuternario de los puertos de Áliva (Macizo Oriental de los Picos de Europa, occidente de Cantabria). Cuaternario y Geomorfología, 3: 27-34. Flor Blanco, G. (2002). Aspectos Dinámicos y Sedimentarios del Estuario de Tina Menor. Trabajo de Investigación (inédito). Departamento de Geología. Universidad de Oviedo. 59 pp. Gutiérrez Claverol, M. y Luque Cabal, C. (1995). Recursos geológicos. En: C. Aramburu y Bastida, F. Eds. Geología de Asturias, 187-202. Ed. Trea. Gijón. Jiménez Sánchez, M (1994). Geomorfología de la cuenca alta del río Nalón (Cordillera Cantábrica, Asturias). Tesis Doctoral (inédita). Universidad de Oviedo. 297 p. Jiménez Sánchez, M (1996). El glaciarismo en la cuenca alta del río Nalón: una propuesta de evolución de los sistemas glaciares cuaternarios en la Cordillera Cantábrica. Rev. Soc. Geol. España, 9: 157-168. Jiménez Sánchez, M. y Marquínez, J. (1990). Morfología glaciar en la cuenca alta del río Nalón, Cordillera Cantábrica. 1ª Reunión Nacional de Geomorfología. Comunicaciones: 179-189. Teruel. Jiménez Sánchez, M. y Farias Arquer, P. (2002). New radiometric and geomorphologic evidences of a last glacial maximum older than 18 ka in SW European mountains: the example of Redes Natural Park (Cantabrian Mountains, NW Spain). Geodinamica Acta, 15, 93-101. Jiménez Sánchez, M., Ruiz Zapata, M.B., Farias Arquer, P., Dorado Valiño, M., Gil García, M.J. y Valdeolmillos Rodríguez, A. (2002 o 3). Paleoenvironmental research in Cantabrian Mountains: Redes Natural Park and Comella Basin, 1-11. Julivert, M. (1965). Sur la tectonique hercynienne à nappes de la Chaîne Cantabrique (étude géologique de la région à l’Est du Basin Central, Espagne. Bull. Soc. Géol. France, 7,: 644-651. Lotze, F. (1945). Zur Gliderung der Varisziden der Iberischen Meseta. Geotekt. Forsch., 6,: 78-92. Llopis Lladó, N. (1950a). Los Rasgos Morfológicos y Geológicos de la Cordillera Cántabro-Astúrica. Discurso de Apertura de Curso 1.950-1.951. Universidad de Oviedo. 51 p. Marcos, A. (1973). Las series del Paleozoico Inferior y la estructura herciniana del occidente de Asturias (NW de España). Trabajos de Geología, 6, Univ. Oviedo. 113 p.


35

Marquínez, J. (1992). Tectónica y relieve de la cornisa cantábrica. En: The Late Quaternary in the Western Pyrenean Region. A. Cearreta y F.M. Ugarte, eds., 143-159. Univ. País Vasco. Martín-Izard, A., Paniagua, A. y Arias, D. (1995). Yacimientos minerales: modelos de formación. En: C. Aramburu y Bastida, F. Eds. Geología de Asturias, 139-152. Ed. Trea. Gijón. Martín Serrano, A. (1988). El Relieve de la Región Occidental Zamorana. La Evolución Geomorfológica de un Borde del Macizo Hespérico. Instituto de Estudios Zamoranos. 311 p. Martín Serrano, A. (1994). Macizo Hespérico Septentrional. En: Geomorfología de España. M. Gutiérrez Elorza, ed. Rueda. Madrid, 25-62. Martínez García, E. (1981). La Geología y el Relieve de Asturias. En: Enciclopedia Temática Asturiana, 10: 57-124. Ed. Silverio Cañada. Gijón. Mary, G. (1967). Les niveaux marins fossiles de la région de Otur (Luarca, Asturies, Espagne). Bull. Soc. Linn. Normandie, 8: 38-52 Mary, G. (1968). Les formations marines actuelles et fossiles à l'embouchure du rio Esva (Luarca, Asturies, Espagne). Cah. Ocean., 20: 683-693. Mary, G. (1970a). Dépôts marins et éolisation ancienne près du phare de Peñas. Brev. Geol. Astúrica, 14: 29-32. Mary, G. (1970b). La rasa cantabrique entre Luarca et Ribadeo (Asturies-Espagne). Brev. Geol. Astúrica, 14: 45-48. Mary, G. (1971). Les hautes surfaces d'abrasion marine de la côte asturienne (Espagne). En: Histoire Estructurale du Golfe de Gascogne, 2, V-5: 1-12. Éd. Technip. Paris. Mary, G. (1972). Le Quaternaire du Cap de Esvarradoiro (Luarca, Asturies, Espagne). Brev. Geol. Astúrica, 16: 53-56. Mary, G. (1979). Évolution de la Bordure Côtière Asturienne (Espagne) du Néogène à l'Actuel. Thèse de Doctorat d´État. Univ. Caen. 287 p. Mary, G. (1983). Evolución del margen costero de la Cordillera Cantábrica en Asturias desde el Mioceno. Trabajos de Geología, Univ. de Oviedo, 13: 3-35. Mary, G. y Médus, J. (1971). Présence de Sparnacien à la base d'une “rasa” au Monte Granda à l'ouest de Avilés (Asturies, Espagne). C. R. Som. S. G. France, 17, 125. Mensching, H. (1961). Die Rias der galicish-asturischen Küste Spaniens. Erdkunde, 15: 210-224. Passega, R. (1957). Texture as characteristic of clastic deposition. Bull. Am. Assoc. Petrol. Geol., 41, 1952-1984. Peón, A. (1992a). Evolución Morfogenética del Relieve de Asturias. Tesis Doctoral (inédita). Universidad de Oviedo. Peón, A. (1992b). La Cordillera Cantábrica. En: La Cordillera Cantábrica (II), 1-13. Enciclopedia de la Naturaleza de Asturias. Ed. La Voz de Asturias. Peón, A. y Flor, G. (1993). Evolución general del relieve de Asturias. XV Reunión de Xeoloxía e Minería del NW Peninsular. Comunicaciones, Lab. Xeol. Laxe, 29-32. Rodríguez Asensio, J.A. (2001). Yacimiento de Cabo Busto. Los orígenes prehistóricos de Asturias. GEA, Distribuciones Gráficas 2000, s.l. Gijón. 302 p. Rodríguez Asensio, J.A. y Flor, G. (1983). Industrias paleolíticas eolizadas en la región del cabo Peñas (Asturias). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 5: 23-46. Wilson, L. (1968). Morphogenetic classification. En: R.W. Fairbridge, ed. The Encyclopedia of Geomorphology, 717-729. Reinhold, N. York.

B) Glaciarismo de la Babia

Alonso, V. (1998). El glaciarismo de la comarca de Laciana y alrededores. En: Gómez Ortiz y Pérez Alberti, A., eds. Las huellas glaciares de las montañas españolas, Santiago de Compostela, Universidad de Santiago, 139-160. Castañón, J.C. (1987). Sobre algunos problemas morfológicos en la Babia Alta. Ería, 13, 155-158. García de Celis, A. (1997). El relieve de la Montaña Occidental de León. Universidad de Valladolid, 290 pp. García de Celis, A. y Martínez Fernández, L.C. (2002). Morfología glaciar de las montañas de la cuenca alta de los ríos Sil, Omaña, Luna y Bernesga: revisión y nuevos datos (Montaña Occidental de León). En:


36

Redondo, J.M., Gómez, A, GonzálezZ, R.B. y Carrera, P., coords. El modelado de origen glaciar en las Montañas leonesas, León, Universidad de León, 137-193. Navarro, D. (1982). Hoja y Memoria del Mapa Geológico de España, E. 1: 50.000. Villablino (nº 101). Segunda Serie. MAGNA. Primera Edición, Madrid, IGME. Nussbaum, F. y Gigax, F. (1953). La glaciación cuaternaria en la Cordillera Cantábrica. Estudios Geográficos, 51, 261-270. Stickel, R. (1929). Observaciones de morfología glaciar en el NO de España. Boletín de la Real Sociedad Española de Historia Natural, XXIX, 297-318. Vidal Box, C. (1957). Observaciones sobre el glaciarismo extinguido en las cabeceras de los ríos Sil y Luna. Cordillera Cantábrica (León). INQUA, 5º Congreso Internacional, I, 349-360. Vidal Box, C. (1958). Algunos datos sobre morfología y depósitos cuaternarios de la región montañosa de Laceana y Babia Alta (provincia de León). Boletín de la Real Sociedad Española de Historia Natural, LXI, 143-168.

C) castro de San Chuis

Alonso Matthias, F. (2000). Fechas de carbono-14 en los castros asturianos. En M.A. de Blas Cortina y A. Villa Valdés, eds. Los poblados fortificados del noroeste de la Península Ibérica: formación y desarrollo de la cultura castreña. Coloquios de Arqueología en la cuenca del Navia, Homenaje al Prof. Dr. José Manuel González y Fernández-Valles, Ayuntamiento de Navia-Parque Histórico del Navia, Navia, 337-344. Berrocal-Rangel, L, Martínez Seco, P. y Ruiz Triviño, C. (2002). El Castiellu de Llagú (Latores, Oviedo). Un castro astur en los orígenes de Oviedo. Bibliotheca Archaeologica Hispana, 13. Real Academia de la Historia y Principado de Asturias. Madrid. Camino Mayor, J. (1995). Los castros marítimos en Asturias. Fuentes y Estudios de Historia de Asturias, 7, Real Instituto de Estudios Asturianos, Oviedo. Camino Mayor, J. (1999). Excavaciones arqueológicas en castros de la ría de Villaviciosa. Precisiones cronológicas. Excavaciones Arqueológicas en Asturias 1995-98, 4. Consejería de Cultura, Principado de Asturias, 151-161. Camino Mayor, J. (2000). Revisión cronológica de la muralla del castro de Campa Torres (Gijón). Revista de Arqueología, 228, 6-12. Carrocera Fernández, E. (1990). La Cultura Castreña en Asturias. Historia de Asturias, I, Ed. La Nueva España, 121-136. Carrocera Fernández, E. (1992). Excavaciones arqueológicas en el occidente de Asturias (campañas de 1987-1990). Excavaciones Arqueológicas en Asturias 1987-90. Principado de Asturias, Consejería de Educación, Cultura y Deportes, Servicio de Publicaciones, Oviedo, 129-136. Carrocera Fernández, E. (1994). Estudio crítico de la cultura castreña asturiana. Actas del 1º Congresso de Arqueología Peninsular, Porto, 1993, IV, Trabalhos de Antropología e Etnología, XXXIV (3-4), 213-221. Cuesta, F., Jordá Pardo, J.F., Maya, J.L. y Mestres, J.S. (1996). Radiocarbono y cronología de los castros asturianos. Zephyrvs, 49, 225-270. Jordá Cerdá, F. (1984). Notas sobre la cultura castreña del noroeste peninsular. Memorias de Historia Antigua, VI, 7-14. Jordá Pardo, J.F. y García Martínez, M. (1999). Investigaciones arqueológicas en el Castro de San Chuis (Allande, Asturias): Últimos trabajos y memoria final (Estratigrafía isotópica y Trabajos desarrollados durante 1997). Excavaciones Arqueológicas en Asturias 1995-98, 4. Consejería de Cultura, Principado de Asturias, 137-150. Jordá Pardo, J.F., Mestres Torres, J.S. y García Martínez, M. (2002). Arqueología castreña y método científico: nuevas dataciones radiocarbónicas del Castro de San Chuis (Allande, Asturias). Croa, 12, 17-36. Manzano Hernández, M.P. (1985). Aportaciones al estudio de la Cultura Castreña en el occidente asturiano: la cerámica del castro de San Chuis. Tesis de Licenciatura. Universidad de Salamanca. Maya, J.L. (1987-1988). La cultura material de los castros asturianos. Estudios de Antigüedad, 4/5, Publicacions de la Universitat Autònoma de Barcelona, Bellaterra. Maya, J.L. (1989): Los castros de Asturias. Biblioteca Histórica Asturiiana, 21, Silverio Cañada Editor, Gijón. Maya González, J.L. y Cuesta Toribio, F. (Eds.) (2001). El Castro de La Campa Torres. Período Prerromano. Serie Patrimonio, 6, VTP Editorial y Ayto. de Gijón, Gijón.


37

Maya, J.L., Mestres, J.S. y Cuesta, F. (2000). La fase rerromana de los castros asturianos según el radiocarbono. En V. Oliveira Jorge, ed.. Actas do 3º Congresso de Arqueologia Peninsular (UTAD, Vila Real, Portugal. Setembro de 1999), vol. 5. Proto-História da Península Ibérica, ADECAP, Porto, 477- 494. Rey Castiñeiras, J. (1996). Referencias de tempo na cultura material dos castros galegos. En: Hidalgo, J.M., coord. A Cultura Castrexa Galega a debate, Instituto de Estudios Tudenses, Tui, 157-206. Ríos González, S. y García de Castro Valdés, C. (2001). Observaciones en torno al poblamiento castreño de la Edad del Hierro en Asturias. Trabajos de Prehistoria, 58, 89-107. Rubinos, A. y Alonso, F. (2002). Las aplicaciones del Carbono-14. En: Berrocal-Rangel, L, Martínez Seco, P. y Ruiz Triviño, C., eds. El Castiellu de Llagú (Latores, Oviedo). Un castro astur en los orígenes de Oviedo. Bibliotheca Archaeologica Hispana, 13. Real Academia de la Historia y Principado de Asturias, Madrid, 297-303. Strato S.L. (2001). Guía de la ruta arqueológica por los Valles de Zamora. Vidriales, Órbigo y Eria. Fundación del Patrimonio Histórico de Castill y León. Villa Valdés, A. (1999). El castro del Chao Samartín (Grandas de Salime): Tres años de investigación arqueológica. Excavaciones Arqueológicas en Asturias 1995-98, 4. Consejería de Cultura, Principado de Asturias, 111-123. Villa Valdés, A. (2000). Periodización y registro arqueológico en los castros del occidente de Asturias. En M.A. de Blas Cortina y A. Villa Valdés (Eds.), Los poblados fortificados del noroeste de la Península Ibérica: formación y desarrollo de la cultura castreña, Coloquios de Arqueología en la cuenca del Navia, Homenaje al Prof. Dr. José Manuel González y Fernández-Valles, Ayuntamiento de Navia-Parque Histórico del Navia, Navia, 337-344.

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Asturias, peñas al mar - Red Temática de Ciencias de la ...tierra.rediris.es/aequa/doc/excursion_cuaternario.pdf · b. centro-oriental, sobre la Cuenca Carbonífera Central y Región