LOS GLACIARES PLEISTOCENOS DE LA SIERRA DE CABEZU LLEROSOS (PICOS DE EUROPA, MONTAÑAS CANTÁBRICAS)

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1 LOS GLACIARES PLEISTOCENOS DE LA SIERRA DE CABEZU LLEROSOS (PICOS DE EUROPA, MONTAÑAS CANTÁBRICAS) J. Ruiz-Fernández (1), M. Oliva (2), C. García-Hernández (1), D. Gallinar (1), R. Pellitero (3), M. Žebre (4) (1) Departamento de Geografía, Universidad de Oviedo. C/ Teniente Alfonso Martínez s/n, 33011,, Oviedo, España. (2) Instituto de Geografia e Ordenamento do Território Centro de Estudos Geográficos, Universidade de Lisboa. Edifício da Faculdade de Letras, Alameda da Universidade, Lisboa, Portugal. (3) Department of Geography & Environment, St Mary's Buiding, Elphinstone Road, University of Aberdeen, Scotland, UK. (4) Department of Geography, Faculty of Arts, University of Ljubljana, Ljubljana, Slovenia. Abstract: The Pleistocene glaciers of the Cabezu Llerosos Ridge (Picos de Europa, Cantabrian Mountains). In this paper we study the glacial evolution existing in the Cabezu Llerosos Ridge during the Last Glaciation. Cabezu Llerosos is located at the NE of the Western Massif of Picos de Europa. During the maximum ice extent, this massif was occupied by three glaciers (Llerosos, Jascal and Cabeza las Vacas) whose fronts were located at 780, 1050 and 1440 m, respectively. The morphostratigraphic correlation among the different moraine complexes allows to establish three main stages regarding the glacial evolution in this massif corresponding to the maximum advance, internal stage and cirque stage. Palabras clave: Morfología glaciar, fases glaciares, Picos de Europa, Montañas Cantábricas. Key words: Glacial landforms, glacial stages, Picos de Europa, Cantabrian Mountains. INTRODUCCIÓN Los Picos de Europa constituyen un ámbito de gran interés geográfico desde diversoss puntos de vista, destacando entre ellos el importante papel desempeñado por el modelado glaciar (junto a otros como el kárstico) en la morfología actual de este destacado sector de la alta Montaña Cantábrica. Este intenso modelado glaciar ha sido objeto de diversos estudios que se han ocupado de describir las formas erosivas y sedimentarias presentes, de reconstruir la máxima extensión n de los hielos, de establecer las fases glaciares reconocibles a partir de criterios morfoestratigráficos, así como de profundizar en la cronología glaciar pleistocena mediante la reciente generalización del uso de dataciones absolutas (ej. Frochoso, 1980; Frochoso & Castañón, 1986, 1998; Castañón, 1990; Gale & Hoare, 1997; Alonso, 1998; Serrano & González- Trueba, 2002; González-Trueba, 2005, 2007; González-Trueba et al. 2008; Ruiz-Fernández et al. 2009, 2013; Moreno et al., 2010; Jiménez et al., 2013; Serrano et al., 2012, 2013). También ha habido un intenso debate en relación a la posible existencia de una única glaciación comprobada o al menos dos glaciaciones, que aún pervive (Obermaier, 1914; Smart, 1984; Frochoso & Castañón, 1986; Flor & Bailón-Misioné, 1989; Castañón & Frochoso, 1996, Gale & Hoare, 1997; Serrano & González-Trueba, 2002; González- Trueba, 2007; Villa et al., 2013). Sin embargo, estos trabajos se han centrado preferentemente en los tres macizos que integran esencialmente los Picos de Europa (el del Cornión u Occidental, el de los Urrieles o Central y el de Ándara u Oriental). En todos los casos estos macizos cuentan con un notable desarrollo altitudinal que propició la formación de una significativa masa de hielo durante el último ciclo glaciar pleistoceno. En cambio, otros conjuntos glaciados de menor altitud de los Picos de Europa, situados en una posición periférica con respecto a los tres macizos mencionados, apenas han sido estudiados. El estudio del glaciarismo en estos otros enclaves, precisamente por haber desarrollado un glaciarismo marginal y en condiciones menos favorables, permite complementar la evolución glaciar de los Picos de Europa, y por extensión de las Montañas Cantábricas. Este es el caso de la Sierra de Cabezu Llerosos, objeto de este estudio, cuya inequívoca morfología glaciar ha sido descrita de forma previa únicamente por Castañón (1990). Los objetivos de este trabajo son: 1) identificar las formas y depósitos glaciares de la Sierra de Cabezu Llerosos; 2) establecer la secuencia relativa de la evolución glaciar pleistocena de dicha alineación montañosa. ÁREA DE ESTUDIO La Sierra de Cabezu Llerosos es una prolongación hacia el NE del Macizo Occidental de los Picos de Europa. Esta sierra constituye un bloque tectónicamente elevado que, no obstante, no llega a alcanzar las altitudes que se registran en numerosos sectores del citado Macizo Occidental. De hecho, las dos cimas principales de la sierra no superan los m de altitud (el Cabezu Llerosos con m, y la Peña Jascal con m). Por el Norte la sierra desciende progresivamente en altitud hacia la depresión de Cabrales, quedando individualizada por el río Casaño, al igual que por su terminación NW. Al Este la alineación está flanqueada por el río Cares, que ha labrado una profunda garganta hasta las inmediaciones de Arenas de Cabrales, donde confluyen sus tributarios Casaño y Ribeles. Desde el punto de vista geológico, el área de estudio está integrada por materiales carbonatados y silíceos del Paleozoico que arman una serie de escamas cabalgantes de rumbo WNW-ESE. Concretamente, la vertiente septentrional de la sierra está compuesta esencialmente por cuarcitas ordovícicas que cabalgan hacia el Sur sobre las calizas del Carbonífero superior (Julivert & Navarro, 1984); así como por materiales estefanienses pertenecientes a

2 la Cuenca de Gamonedo-Cabrales-Panes (Wagner, 1967; Merino-Tomé, 2004), discordantes sobre el resto del Carbonífero y organizados en una serie pequeños pliegues anticlinales y sinclinales de rumbo WNW-ESE, que fueron compartimentados en interfluvios inclinados hacia el Norte por la red de pequeños arroyos afluentes del río Casaño. La culminación de la sierra está integrada por calizas del Carbonífero pertenecientes esencialmente a las formaciones Montaña y Picos de Europa (Julivert & Navarro, 1984, Marquínez, 1978, 1989; Farias, 1982), que han dado lugar a una serie de crestones separados por sucesivos surcos (Jascal, Teyeres y Salinas), todos ellos organizados de acuerdo a las directrices estructurales dominantes de rumbo WNW-ESE; y comunicados por pasillos transversales abiertos a favor de líneas de debilidad secundarias (Castañón, 1990). Esta plataforma calcárea culminante funciona como una unidad kárstica autónoma (Castañón, 1990), al haber desarrollado extensas áreas de absorción de las escorrentías a modo de dolinas y pozos nivales (también cubetas glaciokársticas de génesis mixta), sistemas internos de simas (ej. Torca Teyera con 738 m de desarrollo vertical y 4 km de extensión: Ballesteros et al., 2011), e incluso surgencias activas (ej. Párvora, los Brazos, Obar: Ruiz-Fernández & Poblete, 2012) y otras antiguas, colgadas a diferentes alturas en las vertientes (Castañón, 1990). Por su parte, la vertiente septentrional de la Sierra de Cabezu Llerosos y las estribaciones orientales de la Plataforma de Enol, que constituyen el área de contacto entre dicha sierra y el Macizo Occidental de los Picos de Europa sensu stricto, están constituidos por apretados cabalgamientos de dirección WNW- ESE labrados igualmente en materiales carbonatados del Carbonífero, a favor de los cuales se han formado varios surcos o pasillos (Riega del Texu, valle de Espines, Vega Maor, valle la Texa, etc.), que hacia el Este dan paso a sendas canales que descienden hacia la garganta del Cares. Este armazón estructural intensamente karstificado, también ha sido remodelado por el glaciarismo cuaternario (Castañón, 1990) y la dinámica periglaciar asociada, cuyas manifestaciones actuales, bastante atenuadas, están relacionadas con la evolución anual de la cubierta nival (aludes, karst nival, procesos solifluidales, etc.). METODOLOGÍA Este trabajo se fundamenta en un recorrido sistemático del área de estudio, a partir del cual se ha efectuado un análisis geomorfológico de las formas y depósitos de origen glaciar presentes, así como un análisis morfoestratigráfico. Este último ha sido útil para establecer la secuencia relativa de la evolución glaciar en la sierra, mediante la correlación de altitudes, orientaciones y características de los diferentes complejos morrénicos identificados. RESULTADOS. LA MORFOLOGÍA GLACIAR EN LA SIERRA DE CABEZU LLEROSOS El glaciar de Llerosos El frente de este aparato glaciar, formado a partir de un circo excavado en el flanco NE de la cumbre de Cabezu Llerosos, descendió hasta 780 m de altitud durante su máxima expansión, como atestigua una morrena frontolateral derecha de perfil achatado localizada a esta cota, en cuya superficie aparecen dispersos bloques y cantos principalmente calizos, si bien también son frecuentes los de cuarcita. Por debajo de este complejo morrénico se sitúa una cresta calcárea tajada por el arroyo Burdio, que formó aquí una estrecha hoz de marcado perfil en V, sin indicios de haber sido atravesada por el glaciar. Inmediatamente aguas arriba de la citada morrena frontolateral, localizado a la derecha del arroyo Burdio, se conserva un espeso manto morrénico desdibujado en varios puntos por la acción erosiva de la arroyada, que ha labrado diversos surcos. Se aprecian en este caso grandes bloques de caliza y también algunos de cuarcita, así como cantos, gravas y abundante matriz fina. El mencionado manto conecta por el Sur con una pequeña morrena lateral derecha. El principal complejo morrénico de este glaciar queda completado con otro cordón y un arco frontal depositados en la Vega de Ternás. Hacia la cabecera el glaciar de Llerosos generó otros complejos morrénicos: una loma adosada al borde Este de la artesa que constituye la Canal de Ternás y un arco perfectamente conservado en Ostandi, que se eleva a m de altitud, constituyendo el retazo morrénico más elevado depositado por este glaciar. Asociado al retroceso de la masa de hielo, en la Canal de Ternás se formó un glaciar rocoso de lengua citado previamente por Ballesteros et al. (2011), cuyo frente se alza a m. Además de otros depósitos como taludes y conos de derrubios y lóbulos de solifluxión, en la artesa hay dos desprendimientos rocosos, uno de ellos de grandes dimensiones. Por encima de la Canal de Ternás únicamente se conservan morfologías glaciares de carácter erosivo. Entre 1300 y 1500 m de altitud se suceden de forma escalonada diversos umbrales y cubetas glaciokársticas organizados de WNW a ESE, de acuerdo a la estructura geológica; mientras que sobre ellos se localiza el circo mencionado anteriormente. El glaciar de Jascal El frente de este aparato glaciar, proveniente de un profundo y ancho circo excavado en la vertiente Norte de la Peña Jascal, se situó a m en las proximidades de la majada de la Redondiella, donde se conserva una morrena intermedia, además de cordones laterales y varios arcos que evidencian sucesivas pulsaciones del glaciar. La interposición de una cresta calcárea perpendicularmente al flujo del hielo, pero con caída hacia el W al igual que los valles situados a ambos lados de ella (Teyeres y Salinas), propició que parte del glaciar de Jascal descendiera siguiendo esa dirección por el valle localizado inmediatamente al Sur de la citada barra (valle de Teyeres), mientras que otra parte, tras superar la cresta a través de tres boquetes abiertos en ella, se canalizase también hacia poniente por el valle situado más al Norte (Salinas), cuyo fondo está recubierto en gran parte

3 por un manto morrénico. Durante la fase de máximo desarrollo de este glaciar, además atravesar la cresta por los mencionados boquetes, el hielo debió de desbordarla en varios puntos, pues depositó abundante material morrénico en diversas partes de su área culminante. Sobre el manto morrénico que recubre el fondo del valle de Salinas quedan individualizados tres arcos morrénicos pertenecientes a una fase de avance interno posterior a la máxima expansión del glaciar, como consecuencia del paso del hielo a través de los tres boquetes abiertos en la cresta calcárea que separa este valle del de Teyeres. Uno de estos arcos, simple pero muy voluminoso, represa el pequeño lago de Semuñón. Al W destaca otro arco muy marcado, en cuyo interior se construyó la majada de Jostiqueruda, y más hacia el W hay otro abierto en su parte central y con un pequeño arco más interno, pero en cualquier caso de formas menos nítidas que los dos anteriores. El complejo morrénico más interno y de mayor altitud de este glaciar está situado en el interior del circo de Jascal, donde se conserva una morrena voluminosa cuya cresta se alza a m. Esta morrena, que cuenta con un pequeño desdoble en su área central, presenta inclinaciones de entre 18 y 24º en su vertiente interna y de 21 a 28º en la externa. La granulometría es muy heterométrica y los materiales se hallan en diversas posiciones, aunque en la cresta predominan los grandes bloques y las disposiciones planares, en relación con el retoque nival postglaciar. Por su parte, en la vertiente orientada hacia el Sur de la cubeta glaciokárstica que constituye el fondo del circo de Jascal, se conserva una morrena de nevero relicta, relacionada por lo tanto morfoestratigráficamente con la morrena glaciar anterior. El glaciar de la Cabeza las Vacas En la cara Norte de la Cabeza las Vacas (1.624 m de altitud), situada un kilómetro al NE del circo de Jascal y 0,7 km al N de la cumbre del Cabezu Llerosos, hay un pequeño circo escasamente excavado, a cuyos pies se conserva un complejo morrénico integrado por un arco desdoblado en su porción central. Este complejo se alza a m de altitud. No existen evidencias de que el pequeño glaciar de circo aquí alojado hubiera estado unido a alguno de los dos glaciares estudiados anteriormente. DISCUSIÓN. LAS FASES GLACIARES PLEISTOCENAS EN LA SIERRA DE CABEZU LLEROSOS A pesar de que las dos cumbres principales de la Sierra de Cabezu Llerosos tienen altitudes inferiores a m, en esta sierra se generaron durante la última glaciación dos glaciares de estilo alpino que depositaron diversos complejos morrénicos escalonados en altitud. También se formó un glaciar de circo en la cara Norte de la Cabeza de las Vacas, con solamente m de cota máxima. Otras alineaciones cercanas de altitud ligeramente inferior, como por ejemplo la Peña Maín (Cabeza la Mesa, m) ya no fueron glaciadas, por lo que la mencionada sierra de Cabezu Llerosos constituyó el umbral límite de glaciación durante el último ciclo glaciar en este sector de las Montañas Cantábricas (Castañón, 1990; González-Trueba, 2007). No obstante, además de la altitud hay que tener en cuenta otros factores determinantes en la formación de masas glaciares, como por ejemplo la existencia de un relieve preglaciar favorable. A partir de las evidencias erosivas y sedimentarias de origen glaciar descritas, se pueden identificar dos fases principales en la evolución glaciar de la Sierra de Cabezu Llerosos, además de una tercera residual solo presente en uno de los glaciares: fase de máximo glaciar, fase interna y fase de circo. Fase de máximo glaciar La primera de estas fases se corresponde con la formación de los complejos morrénicos más externos y por lo general de mayor extensión y volumen del área de estudio: morrena frontolateral derecha situada en la cabecera del arroyo Burdio, morrena lateral derecha de la artesa de glaciar de Ternás y arco morrénico de Ostandi (glaciar de Llerosos), cordones y arcos morrénicos del sector de la Redondiella (glaciar de Jascal), y complejo frontal del glaciar de la Cabeza las Vacas. Los frentes de los tres glaciares alcanzaron altitudes dispares. El glaciar de Llerosos descendió hasta baja altitud (780 m), canalizado por el valle de Ternás hacia la cabecera del arroyo Burdio. El glaciar de Jascal fluyó hasta una cota de m, similar a la de los frentes glaciares de Enol y Ercina en la vertiente Norte del Macizo Occidental de los Picos, o a la de las dos lenguas más occidentales del glaciar de Pambuches en la vertiente Sur de dicho macizo (Ruiz-Fernández, 2013). En cambio, el glaciar de la Cabeza las Vacas, alimentado por un recuenco de escasa altitud y apenas excavado, únicamente descendió hasta m. Por el momento no ha sido posible establecer mediante dataciones absolutas la cronología de las diferentes fases glaciares identificadas en la Sierra de Cabezu Llerosos. Sin embargo, en un trabajo previo se ha obtenido una edad mínima de 37,2 ka cal BP para la fase de máximo glaciar en el Macizo Occidental de los Picos de Europa, a partir de la datación de la base de una secuencia sedimentaria de 5,4 m de largo procedente de la depresión kárstica de Belbín (Nieuwendam et al., 2015), que está obturada por una morrena lateral. En otras áreas del propio Macizo Occidental como el lago Enol y la depresión de Comeya, así como en el valle del Duje, situado entre los macizos Central y Oriental de los Picos de Europa, se han obtenido cronologías similares para esta primera fase de máximo avance glaciar (Moreno et al., 2010; Serrano et al., 2012, 2013; Jiménez et al., 2013). Esto indica que la máxima expansión del hielo perteneciente a la última glaciación, ocurre aquí varios milenios antes que el Último Máximo Glacial Global. Esta asincronía ha sido detectada también en otras áreas de las Montañas Cantábricas (ej. Jiménez et al., 2013; Serrano et al., 2013). Fase interna El arco morrénico de la Vega de Ternás señala una segunda fase de avance y estabilización, con el

4 frente del glaciar de Llerosos situado a 920 m de altitud, y a unos 600 m de distancia con respecto a su posición durante la etapa de máxima expansión del hielo. Tras esta segunda pulsación el glaciar retrocedió progresivamente hacia la cabecera hasta desaparecer, pues, como se ha citado previamente, no hay más depósitos glaciares que evidencien nuevas fases morfogenéticas glaciares. Tras la retirada de la lengua de hielo se formó un glaciar rocoso en la Canal de Ternás (Ballesteros et al., 2011), con el frente a m. Se trata del único glaciar relicto de la sierra y uno de los pocos existentes en los Picos de Europa, ya que la litología ejerce un gran control en la génesis de este tipo de geoformas (Johnson et al., 2007; Gómez-Villar et al., 2011; Pellitero et al., 2011). En el Macizo Asturiano son muy abundantes sobre las cuarcitas paleozoicas, y en cambio muy poco frecuentes sobre calizas, como acontece en el caso estudiado. No obstante, este glaciar rocoso atestigua la existencia de permafrost y de una morfodinámica periglaciar intensa en relación con la deglaciación de este sector de media montaña. Por su parte, los desprendimientos rocosos postglaciares de la Canal de Ternás son interpretados como reajustes paraglaciares debidos a la descompresión de las vertientes de la artesa, una vez que este ámbito quedó deglaciado. En el caso del glaciar de Jascal esta segunda fase viene representada por los tres arcos morrénicos (uno de ellos desdoblado), depositados lateralmente en el valle de Salines a los pies de otros tantos boquetes abiertos en la cresta calcárea situada inmediatamente al Sur (Figura 2), así como por la sucesión de otros dos arcos morrénicos (el primero abierto en su sector frontal) que se localizan en la terminación inferior del valle de Teyeres. La mayor parte del valle de Salines, así como la porción distal de la lengua que descendió por el surco de Teyeres durante el máximo avance, quedaron libres de hielo en la fase interna. En consecuencia, la segunda fase glaciar viene determinada por diversos complejos morrénicos depositados por los glaciares de Llerosos y Jascal en una posición más interna que los correspondientes al máximo avance de los hielos. El glaciar de la Cabeza las Vacas, que cuenta con un único complejo morrénico alojado a los pies de su circo, el cuál está integrado por un arco simple excepto en su porción central, en la que hay un exiguo desdoble, desapareció tras la primera fase glaciar. Como señala González-Trueba (2005) en relación con el tipo de aparatos generados en los Picos de Europa durante la Pequeña Edad del Hielo, los pequeños glaciares son muy sensibles a los cambios ambientales, pudiendo desaparecer en poco tiempo ante mínimas variaciones con respecto a las condiciones climáticas que los generaron. Carecemos de dataciones para la fase glaciar interna. Sin embargo, estudios focalizados en otros conjuntos montañosos cantábricos, incluidos los propios Picos de Europa, proponen un segundo reavance de los hielos entre ~23 y ~18 ka cal BP (Jimenez et al., 2013; Serrano et al., 2012, 2013; Rodríguez et al., 2014; Nieuwendam et al., 2015). Fase de circo En una última etapa el glaciar de Jascal quedó recluido en el interior de su propio circo, protegido de la incidencia directa de la radiación solar por la gran verticalidad (290 m) y extensión lateral (1.500 m) de la pared, orientada al NNE, y con una buena alimentación debida a la redistribución de la nieve por el efecto del viento hacia la gran depresión glaciokárstica ubicada en el fondo del circo, y también por aludes; por lo que fue capaz de modelar una morrena de cierta entidad emplazada a los pies de la pared. Mientras que en la umbría se alojaba el citado glaciar, en la vertiente de solana de la cubeta se generó una morrena de nevero. Esta última fase, de carácter residual, únicamente está presente en el caso del glaciar de Jascal. Las especiales condiciones topoclimáticas de su circo tuvieron un papel determinante en la subsistencia de este pequeño aparato durante un tiempo, mientras que los otros dos glaciares de la Sierra de Cabezu Llerosos ya habían desaparecido. A falta de dataciones absolutas, parece poco probable que esta fase pueda corresponderse con el avance glaciar detectado de forma generalizada en torno a los grupos de cumbres más elevados de los tres macizos de los Picos de Europa, responsable de la deposición de numerosos complejos morrénicos por encima de m y atribuido al Tardiglaciar (González-Trueba, 2007; Serrano et al., 2012, 2013; Ruiz-Fernández et al., 2013). CONCLUSIONES En este artículo se estudia en detalle la morfología glaciar de la Sierra de Cabezu Llerosos, en la que se generaron dos glaciares alpinos durante la última glaciación (Cabezu Llerosos y Jascal) bajo cumbres inferiores a m, y uno de circo en la vertiente Norte de una cima de solamente m de altitud (Cabeza las Vacas). A partir del análisis morfoestratigráfico de los complejos morrénicos existentes se ha establecido la secuencia relativa de la evolución glaciar en la sierra, distinguiendo tres fases glaciares principales: fase de máximo glaciar, fase interna y fase de circo. En la primera de ellas se edificaron los complejos morrénicos más externos y de mayor entidad, con frentes situados a 780 m de altitud (glaciar de Cabezu Llerosos), m (glaciar de Jascal) y m (glaciar de la Cabeza las Vacas), en relación con la alimentación y la dinámica de cada aparato. La segunda fase solamente está presente en los glaciares de Cabezu Llerosos y Jascal (el aparato de la Cabeza las Vacas desapareció tras la primera), en los que se identificaron nuevos complejos morrénicos que señalan un nuevo avance y posterior estabilización del hielo, aunque en una posición más retranqueada que durante la etapa anterior. En relación con la deglaciación acontecida tras esta segunda fase se generó un glaciar rocoso de lengua en la Canal de Ternás, a una cota bastante baja (1.130 m). Finalmente, las favorables condiciones topoclimáticas del circo de Jascal permitieron la subsistencia de un pequeño glaciar de circo durante una tercera fase de carácter residual, mientras que el resto de la sierra de Cabezu Llerosos estaba ya totalmente deglaciado. En un

5 futuro próximo está previsto efectuar dataciones absolutas en esta sierra, lo que permitirá establecer un marco cronológico preciso de su evolución glaciar, cuestión que consideramos clave para contribuir a la construcción de un sólido conocimiento sobre la evolución glaciar de los Picos de Europa y, por extensión, de las Montañas Cantábricas. Referencias bibliográficas Alonso, V. (1998). Covadonga Nacional Park (Western Massif of Picos de Europa, NW Spain): a calcareous deglaciated area. Trabajos de Geología, 20, Ballesteros, D., Jiménez-Sánchez, M., García-Sansegundo, J., Giralt, S. (2011). Geological methods applied to speleogenetical research in vertical caves: the example of Torca Teyera shaft (Picos de Europa, northern Spain). Carbonates and Evaporites, 26 (1), Castañón, J.C. (1990). Datos para un estudio geomorfológico de la sierra de Cabezo Lloroso (Oriente de Asturias). Ería, 23, Castañón, J.C., Frochoso, M. (1996). Hugo Obermaier y el glaciarismo pleistoceno. 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