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Geomorfología glaciar

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XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016 XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016

Innovación en la producción de cartografía geomorfológica de amplias y variadas superficies. Ecuador, un caso de éxito

Innovative geomorphological cartography generation of large and varied land areas. Ecuador, a

success story

I. Barinagarrementeria1 y A. Leránoz2 1 Dpto.Sistemas de Información Territorial, Tracasa, C/ Cabárceno 6, 31621 Sarriguren (Navarra). [email protected] 2 Dpto.Sistemas de Información Territorial, Tracasa, C/ Cabárceno 6, 31621 Sarriguren (Navarra). [email protected] Resumen: Los grandes proyectos de generación de cartografía geomorfológica demandan producir más superficie, en menos tiempo y con una calidad similar o incluso superior con respecto a cartografías tradicionales, de ahí que las metodologías y herramientas hayan aprovechado las nuevas tecnologías a su alcance para lograr este objetivo. El objetivo de este trabajo es presentar una nueva forma de producir cartografía geomorfológica, innovadora en cuanto a los modelos, herramientas y metodologías, utilizada con éxito en el proyecto de Levantamiento de Cartografía Geomorfológica a escala 1:25.000 de Ecuador realizado en el marco del Programa SIGTIERRAS del Ministerio de Agricultura, Ganadería, Acuacultura y Pesca del Ecuador. Se han generado 122.000 Km2 de cartografía geomorfológica como insumo principal del levantamiento geopedológico, categorizando el territorio a través de un sistema jerárquico en unidades que presentan rasgos comunes, en un país que destaca por su gran diversidad geomorfológica por estar dividida en 3 regiones completamente diferentes: Costa, Sierra y Amazonía. Para abordar este gran reto se definen 221 unidades geomorfológicas y se planifican 81 salidas de campo donde se visitan y describen mediante ficha de campo digital incorporado en la Table/PC miles de puntos dispersos en el territorio ecuatoriano. Además, se diseña un sistema de trabajo basado en la tecnología ARCSDE y se apuesta por un software de trabajo innovador asentado sobre 3 pilares: 1) ArcGis; 2) Purview que proporciona visión estereo-sintética general del terreno en contraposición a los softwares tradicionales de estereoscopía; y 3) Vector Factory que facilita la búsqueda y el almacenamiento de los datos y ofrece de procesos de control de calidad internos. También se implementan programas de captura de datos, control de calidad etc. En total se generan 365 hojas de cartografía geomorfológica 1:50.000, 365 salidas gráficas, una por cada hoja 1:50.000 y 105 salidas gráficas y memorias técnicas, una por cantón. Todo ello ejecutado en un año y medio de plazo. Palabras clave: ArcSDE, cartografía, Ecuador, geomorfología, visión estéreo-sintética, Abstract: Large geomorphological cartography generation projects demand to produce more land in less time and with a similar or even higher quality, therefore the tools and methodologies developed, have taken advantage of the new technologies within reach to achieve this goal. The aim of this document is to show a new way to produce geomorphological cartography, innovative in terms of models, tools and methodologies and that have been successfully used for the Geomorphological Mapping project, on 1:25.000 scale of Ecuador is produced under the Ministry of Agriculture, Livestock, Aquaculture and Fishing of Ecuador SIGTIERRAS Programme. As the main source for geopedological mapping, 122.000 km² of geomorphological cartography have been generated, organizing land into a hierarchical system of units that have common features, in a country where its great geomorphological diversity is especially noteworthy, since it is divided in three completely different regions: Coast, Mountain range and Amazon forest. To address this great challenge 221 geomorphological units are defined and 81 field trips are planned where points in the field were visited and described by a Digital Field Data tab included in a Tablet/PC thousands of points spread throughout Ecuador. Moreover, a working system is designed based on ARCSDE technology and are committed to the use of innovative software resting on three pillars: 1) ArcGis; 2) Purview, providing stereo-synthetic vision as a general view of the ground, as opposed to conventional stereoscopy softwares; and 3) Vector Factory, allowing easy search and data storage and offering internal quality processes. In addition, data entry programs are implemented, quality control, etc. In total, 365 geomorphological cartography sheets on 1:50.000 scale, 365 graphic outputs for each 1:50.000 sheet and 105 graphic outputs and technical reports, one per canton. All of this has been achieved in only one and a half years. Keywords: ArcSDE, cartography, Ecuador, geomorphology, stereo-synthetic vision,

Significado geomorfológico de los depósitos fluviales de la cueva del Granito (Valle de Bujaruelo, Pirineo Central, Huesca)

Geomorphological implications of fluvial deposits in the Granite Cave (Bujaruelo valley, Central Pyrenees, Huesca)

Miguel Bartolomé1, 2, Carlos Sancho2, Mikel Calle3, Alicia Medialdea4, María Leunda1, Ana Moreno1, Gerardo Benito3, Daniel Asenjo5

1 �Dpto.� de�Procesos� �Ambientales� y�Cambio�Global,� Instituto�Pirenaico�de�Ecología,�Avda.�Montañana�1005,� 50059�Zaragoza�(España).��[email protected],�[email protected],�[email protected].�

2 �Dpto.�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Zaragoza,�C/�Pedro�Cerbuna�12,�50009��Zaragoza�(España).�[email protected]

3 �Museo�Nacional�de�Ciencias�Naturales,�CSIC,��C/�José�Gutiérrez�Abascal,�2,�28006�Madrid,�(España).�[email protected],�[email protected]

4 �Department�of�Geography,�University�of�Sheffield.�Winter�Street,�S10�2TN�Sheffield,�(United�Kingdom).�[email protected]

5 �Sección�de�Espeleología�del�CAS�(Espeleo�Cas).�Avda.�Aragón,�12�-�Local�Bajo.�22330,�Aínsa,�Huesca�(España)[email protected]

Resumen: La� cueva� del� Granito� se� localiza� en� la� margen� izquierda� del� río�Ara� (Valle� de�Bujaruelo,�Pirineo�Central,�Huesca).�Se�trata�de�un�conducto�único,�ligeramente�inclinado,�en�el�que�destaca�la�presencia�de�importantes�depósitos�internos�fluviales,�de�hasta�40�m�de�espesor,�procedentes� de� la� erosión� de� acumulaciones� glaciares� asociadas� al� glaciar� del� Vignemale,�disponibles�en�las�zonas�superiores�de�absorción�del�sistema�kárstico�al�que�pertenece.�Junto�a�bloques�y�gravas�(algunos�de�litología�granítica),�aparecen�importantes�depósitos�finamente�laminados�que�forman�secuencias�arena/arcilla,�afectados�por�deformaciones�de�pequeña�escala,�principalmente�fracturas�de�salto�centimétrico�y�estructuras�de�licuefacción.�La�formación�de�estos�depósitos�está�relacionada�con��flujos�de�alta�y�baja�energía�y�cuerpos�de�agua�estancados.�Para�que�se�produjera�el�estancamiento�de�agua,�es�necesario�que�la�entrada�inferior�estuviese�obturada�bien�por�hielo�del�glaciar�del�Ara�o�por� altas�descargas�de� sedimentos� internos�en�tramos�estrechos�del�conducto�cerca�de�la�salida.

Palabras clave: Cueva�del�Granito,�depósitos�fluviales�internos�alóctonos,�Pirineo�Central.

Abstract: The Granite Cave is located on the left side of Ara River in Bujaruelo valley (Central Pyrenees, Huesca). The cave is a pseudo-horizontal conduit slightly inclined, characterized by the development of internal fluvial deposits around 40 m-thick. These sediments came from the erosion of glacial deposits associated with the Vignemale glacier that were available in the area of karstic recharge. Besides blocks and gravels, some of granitic lithology, important sand/clay finely laminated sequences affected by mainly small-scale deformations fractures and liquefaction structures appears along the deposits. The sedimentation is related with high/low energy water

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flows and pond areas. To form those flooded areas, it was necessary to have the lower entrance obstructed, either, Ara glacier ice or high internal sediment discharges in narrow sections of the closed to the exit.

Key words: Central Pyrenees, Granite Cave, internal allochthonous fluvial deposits.

INTRODUCCIÓN

Los�diferentes�tipos�de�depósitos�acumu-lados�en�el�interior�de�las�cuevas,�actúan�en�muchos� casos,� como� archivos� de� procesos�geomorfológicos� ligados� directamente� con�el�clima�y�la�evolución�del�relieve.�Entre�los�más� comunes� destacan� los� espeleotemas� y�las� acumulaciones� detríticas� de� origen� flu-vial�(p.e.�Ford�y�Williams,�2007;�Bartolomé�et al.,�2015).�Si�bien�la�utilización�de�espe-leotemas�como�indicadores�paleoclimáticos�es� habitual� (Fairchild� y� Baker,� 2012),� el�estudio� de� sedimentos� fluviales� en� cavida-des� (Bosh� y�White,� 2007)� y� su� significado�geomorfológico,�hidrológico�y�espeleogené-tico�no�es�tan�frecuente�(p.e.�Martini,�2011;�Oliva-Urcia�et al.,�2014;�González-Lemos�et al.,�2015).�

En�este�trabajo�se�aborda,�de�manera�preli-minar,�el�significado�de�los�depósitos�fluviales�que�constituyen�uno�de�los�rasgos�espeleoge-néticos�sobresalientes�de�la�Cueva�del�Granito�en�el�Pirineo�Central�(Huesca).

ZONA DE ESTUDIO

La�Cueva�del�Granito�(Fig.�1)�(42º�39’�58’’�N,�0º�7’�01’’�O,�1300�m�s.n.m)�es�una�cavidad�situada�en�el�valle�de�Bujaruelo�en�la�zona�de�in-fluencia�del��Parque�Nacional�de�Ordesa�y�Monte�Perdido�(PNOMP)�(Provincia�de�Huesca)�(Fig.�1).�La�cavidad�se�ha�desarrollado�en�calizas�de�edad�Paleoceno�(Fig.�1)�(IGME,�1987)�integra-das�en�el�sistema�de�cabalgamientos�Larra-Mon-te�Perdido�dentro�de�las�Sierras�Interiores�de�la�Zona�Surpirenaica�(Teixell,�1992).

Desde�el�punto�de�vista�geomorfológico,�la�Cueva�del�Granito�se�desarrolla�en�la�mar-gen�izquierda�del�valle�glaciar�del�río�Ara.�El�circo� de� alimentación� glaciar� se� sitúa� en� el�macizo� de� Vignemale� o� Comachibosa,� que�alcanza�los�3.298�m�de�altitud,��mientras�que�los�registros�glaciares�más�externos�se� loca-lizan�a�16�km,�en�Asín�de�Broto,�a�unos�800�m� de� altitud� (Chueca� et al.,� 1998).�Aunque�se�diferencian�hasta�tres�cordones�morrénicos�laterales�escalonados�en�posiciones�externas,��las� únicas� edades� absolutas� disponibles� co-rresponden� a� la�morrena� lateral� de�Viú� que�tiene�una�edad�OSL�de�49,8�ka�BP� (Sancho�et al.,� 2011).� También� se� han� identificado�restos�morrénicos�más� internos� en� el� entor-no�del�pico�de�Mondarruego�(2845�m)�(Gar-cía-Ruiz� y�Martí-Bono,� 2001)� al� noreste� de�la�Cueva�del�Granito�(Fig.�1)�por�encima�de�las�paredes�del�valle.�Estos�depósitos�glacia-res� se� encuentran� a� 1100�m� de� altura� sobre�el�cauce�actual�del� río�Ara�y�se�contextuali-zan�en�un�área�con�desarrollo�importante�de�morfologías�kársticas�entre� las�que�destacan�grandes�depresiones,�como�la�Hoya�de�Narro-nal�(Fig.�1).�Esta�área�karstificada�constituye�una�importante�zona�de�absorción�que�podría�alimentar�al�sistema�endokárstico�en�el�que�se�integra�la�Cueva�del�Granito.

METODOLOGÍA

Se� realizó� un� reconocimiento� geomorfo-lógico� de� la� cavidad� y� una� descripción�mor-foestratigráfica�de�los�depósitos�fluviales.�Los�diferentes�afloramientos�se�posicionaron�alti-métricamente�a�lo�largo�de�la�cueva.

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INTRODUCCIÓN

Los diferentes tipos de depósitos acumulados en el interior de las cuevas, actúan en muchos casos, como archivos de procesos geomorfológicos ligados directamente con el clima y la evolución del relieve. Entre los más comunes destacan los espeleotemas y las acumulaciones detríticas de origen fluvial (p.e. Ford y Williams, 2007; Bartolomé et al., 2015). Si bien la utilización de espeleotemas como indicadores paleoclimáticos es habitual (Fairchild y Baker, 2012), el estudio de sedimentos fluviales en cavidades (Bosh and White, 2007) y su significado geomorfológico, hidrológico y espeleogenético no es tan frecuente (p.e. Martini, 2011; Oliva-Urcia et al., 2014; González-Lemos et al., 2015).

En este trabajo se aborda, de manera preliminar, el significado de los depósitos fluviales que constituyen uno de los rasgos espeleogenéticos sobresalientes de la Cueva del Granito en el Pirineo Central (Huesca).

ZONA DE ESTUDIO

La Cueva del Granito (Fig. 1) (42º 39' 58'' N, 0º 7' 01'' O, 1300 m s.n.m) es una cavidad situada en el valle de Bujaruelo en la zona de influencia del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (PNOMP) (Provincia de Huesca) (Fig. 1). La cavidad se ha desarrollado en calizas de edad Paleoceno (Fig. 1) (IGME, 1987) integradas en el sistema de cabalgamientos Larra-Monte Perdido dentro de las Sierras Interiores de la Zona Surpirenaica (Teixell, 1992).

Desde el punto de vista geomorfológico, la Cueva del Granito se desarrolla en la margen izquierda del valle glaciar del río Ara. El circo de alimentación glaciar se sitúa en el macizo de Vignemale o Comachibosa, que alcanza los 3.298 m de altitud, mientras que los registros glaciares más externos se localizan a 16 km, en Asín de Broto, a unos 800 m de altitud (Chueca et al., 1998). Aunque se diferencian hasta tres cordones morrénicos laterales escalonados en posiciones externas, las únicas edades absolutas

FIGURA 1. Mapa geológico y geomorfológico del entorno de la Cueva del Granito (Valle de Bujaruelo) FIGURA�1.�Mapa geológico y geomorfológico del entorno de la cueva del Granito (Valle de Bujaruelo)�

RESULTADOS

Características de la cavidad

La�entrada�de�la�cueva�del�Granito�se�abre�en�una�pared�verticalizada�a�una�altura�de�unos�50-60�m�sobre�el�cauce�actual�del�río�Ara.�Se�trata�de�un�orificio�de�pequeñas�dimensiones�parcialmente�obturado�por�sedimentos�fluvia-les�por�donde�circula�un�curso�permanente�con�descarga�muy�irregular.

La�cavidad�fue�explorada�por�miembros�del�ERE�(Equip�de�Recerques�Espeleològiques)�y�topografiada�por�miembros�del�Espeleoclub�de�Gràcia�(Rober,�1977)�(Fig.�2)�Se�trata�de�una�galería�simple�con�trazado�de�tendencia�lineal,�a�veces�angulosa�o�sinuosa,�de�unos�300�m�de�longitud� y� 59�m�de� desnivel,� de� perfil� pseu-dohorizontal� con� algunos� tramos� inclinados�

y�otros�escalonados�(Fig.�2).�La�sección�de�la�cueva�aparece�elongada�en�la�vertical�con�al-turas�que�alcanzan� los�15�m.�No�obstante�en�la�zona�de� la�salida,� la�altura�se�reduce�a� los�0,5�m�como�consecuencia,�en�parte,�del�relleno�sedimentario. XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016

disponibles corresponden a la morrena lateral de Viú que tiene una edad OSL de 49,8 ka BP (Sancho et al., 2011). También se han identificado restos morrénicos más internos en el entorno del pico de Mondarruego (2845 m) (García-Ruiz y Martí-Bono, 2001) al noreste de la Cueva del Granito (Fig. 1) por encima de las paredes del valle. Estos depósitos glaciares se encuentran a 1100 m de altura sobre el cauce actual del río Ara y se contextualizan en un área con desarrollo importante de morfologías kársticas entre las que destacan grandes depresiones, como la Hoya de Narronal (Fig. 1). Esta área karstificada constituye una importante zona de absorción que podría alimentar al sistema endokárstico en el que se integra la Cueva del Granito.

METODOLOGÍA

Se realizó un reconocimiento geomorfológico de la cavidad y una descripción morfoestratigráfica de los depósitos fluviales. Los diferentes afloramientos se posicionaron altimétricamente a lo largo de la cueva.

RESULTADOS

Características de la cavidad

La entrada de la Cueva del Granito se abre en una pared verticalizada a una altura de unos 50-60 m sobre el cauce actual del río Ara. Se trata de un orificio de pequeñas dimensiones parcialmente obturado por sedimentos fluviales por donde circula un curso permanente con descarga muy irregular.

La cavidad fue explorada por miembros del ERE (Equip de Recerques Espeleològiques) y topografiada por miembros del Espeleoclub de Gràcia (Rober, 1977) (Fig. 2) Se trata de una galería simple con trazado de tendencia lineal, a veces angulosa o sinuosa, de unos 300 m de longitud y 59 m de desnivel, de perfil pseudohorizontal con algunos tramos inclinados y otros escalonados (Fig. 2). La sección de la cueva aparece elongada en la vertical con alturas que alcanzan los 15 m. No obstante en la zona de la salida, la altura se reduce a los 0,5 m como consecuencia, en parte, del relleno sedimentario.

En su interior aparecen rasgos erosivos de circulación freática, si bien destacan los depósitos fluviales externos de gravas, arenas, limos y arcillas. A su vez, localmente aparecen acumulaciones gravitacionales de grandes bloques y desarrollos espeleotémicos de importancia.

Disposición de de los depósitos fluviales

Los depósitos fluviales aparecen, en la actualidad, distribuidos de manera discontinua a lo largo de toda la cavidad. La potencia de los afloramientos es variable superando los 9 m en las zonas con mayores secciones del conducto. Aparecen sedimentos adheridos por cementación al techo de la cueva en numerosos puntos. Los distintos afloramientos se relevan altimétricamente desde la base de la galería hasta la parte superior, de manera que el registro presenta una elevada continuidad. Se estima un espesor preservado de unos 40 m. Como consecuencia, existen diferentes indicios que apuntan hacia una colmatación completa de la cavidad. En toda la cavidad los depósitos presentan una disposición horizontal, de manera que, en principio, el relleno presentaría una ordenación cronoestratigráfica normal. Este relleno se encuentra totalmente incidido en la actualidad de manera que el drenaje interno alcanza el sustrato basal. Sin embargo, el vaciado se ha producido en varias etapas, tal y como atestiguan las terrazas de tipo cut-and-fill que aparece en el sector próximo a la salida (Figs. 3 A, C).

Características estratigráficas de los depósitos fluviales

Aunque la disposición del depósito es básicamente horizontal, locamente está afectado por pequeñas fracturas de escala centimétrica-decimética y por deformaciones plásticas más intensas. En general, dominan los sedimentos arenosos y limoarcillosos, acompañados por gravas y bloques ocasionales. A falta de un análisis sedimentológico detallado, se han reconocido secuencias dominadas por gravas, por arenas y por limos y arcillas.

Las secuencias de gravas apilan niveles decimétricos de cantos redondeados y subredondeados de tamaño centimétrico y de carácter polimíctico (granito, calizas, areniscas). Aparecen separados por intercalaciones de arena con estratificación cruzada. Las gravas pueden ser masivas o presentar imbricaciones desordenadas. Son frecuentes en la zona

FIGURA 2. Topografía simplificada de la cueva del Granito, modificada de Robert, 1977. FIGURA�2.�Topografía simplificada de la cueva del Gra-nito, modificada de Robert, 1977

En�su�interior�aparecen�rasgos�erosivos�de�circulación� freática,� si� bien� destacan� los� de-

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pósitos� fluviales� externos� de� gravas,� arenas,�limos�y�arcillas.�A�su�vez,� localmente�apare-cen�acumulaciones�gravitacionales�de�grandes�bloques� y� desarrollos� espeleotémicos� de� im-portancia.

Disposición de de los depósitos fluviales

Los�depósitos�fluviales�aparecen,�en�la�ac-tualidad,�distribuidos�de�manera�discontinua�a�lo�largo�de�toda�la�cavidad.�La�potencia�de�los�afloramientos�es�variable�superando�los�9�m�en�las�zonas�con�mayores�secciones�del�conducto.�Aparecen�sedimentos�adheridos�por�cementa-ción�al�techo�de�la�cueva�en�numerosos�puntos.�Los�distintos�afloramientos�se�relevan�altimé-tricamente� desde� la� base� de� la� galería� hasta�la� parte� superior,� de� manera� que� el� registro�presenta� una� elevada� continuidad.� Se� estima�un� espesor� preservado� de� unos� 40�m.�Como�consecuencia,� existen�diferentes� indicios�que�apuntan� hacia� una� colmatación� completa� de�la� cavidad.� En� toda� la� cavidad� los� depósitos�presentan�una�disposición�horizontal,�de�ma-nera� que,� en� principio,� el� relleno� presentaría�una� ordenación� cronoestratigráfica� normal.�Este�relleno�se�encuentra� totalmente� incidido�en�la�actualidad�de�manera�que�el�drenaje�in-terno�alcanza�el�sustrato�basal.�Sin�embargo,�el�vaciado�se�ha�producido�en�varias�etapas,�tal�y�como�atestiguan�las� terrazas�de�tipo�cut-and-fill�que�aparece�en�el�sector�próximo�a�la�salida�(Figs.�3�A,�C).�

�Características estratigráficas de los depósitos fluviales

Aunque�la�disposición�del�depósito�es�bá-sicamente�horizontal,�locamente�está�afectado�por� pequeñas� fracturas� de� escala� centimétri-ca-decimética� y� por� deformaciones� plásticas�más� intensas.� En� general,� dominan� los� sedi-

mentos�arenosos�y�limoarcillosos,�acompaña-dos�por�gravas�y�bloques�ocasionales.�A�falta�de� un� análisis� sedimentológico� detallado,� se�han� reconocido� secuencias� dominadas� por�gravas,�por�arenas�y�por�limos�y�arcillas.

Las� secuencias� de� gravas� apilan� niveles�decimétricos�de�cantos� redondeados�y�subre-dondeados� de� tamaño� centimétrico� y� de� ca-rácter�polimíctico�(granito,�calizas,�areniscas).�Aparecen� separados� por� intercalaciones� de�arena�con�estratificación�cruzada.�Las�gravas�pueden�ser�masivas�o�presentar�imbricaciones�desordenadas.� Son� frecuentes� en� la� zona� su-perior�de� la� cavidad�y�podrían� asociarse� con�zonas�de�abrigo�de�cascadas�de�agua�de�escala�métrica�o�zonas�de�circulación�de�agua�forzada�(Fig.�3�B).

Las� secuencias� dominadas� por� arenas� es-tán� formadas� por� gravas� y� arenas�masivas� o�con�estratificación�cruzada�y�horizontal.�A�ve-ces�los�cuerpos�de�arena�presentan�geometrías�sigmoidales.� Se� interpretan� como� depósitos�fluviales�de�elevada�energía.��En�otras�ocasio-nes��las�secuencias�están�formadas�por�arenas,�arenas�finas�laminadas�y�limos�en�niveles�muy�homogéneos�lateralmente.�A�techo�de�algunos�afloramientos�arenosos�son�frecuentes�los�ras-gos� de� exposición� y� retrabajamiento� fluvial�(Fig.�3�F).�Este�otro�tipo�de�secuencias�podría�corresponder�al�relleno��de�ambientes�someros�de�agua�estancada.

Las�secuencias�dominadas�por� lutitas� son�granodecrecientes�y�están�compuestas�por�lu-titas� laminadas,�arenas�finas�y�arenas�medias�con�ripples�(Figs.�3�C,�D,�F).�En�algunos�ni-veles� son� frecuentes� las� estructuras�de� licue-facción� (Fig.� 3� E).� Estos� depósitos� podrían�corresponder�a�secuencias�de�tipo�deltaico�con�altas�tasas�de�sedimentación.

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superior de la cavidad y podrían asociarse con zonas de abrigo de cascadas de agua de escala métrica o zonas de circulación de agua forzada (Fig. 3 B).

Las secuencias dominadas por arenas están formadas por gravas y arenas masivas o con estratificación cruzada y horizontal. A veces los cuerpos de arena presentan geometrías sigmoidales. Se

interpretan como depósitos fluviales de elevada energía. En otras ocasiones las secuencias están formadas por arenas, arenas finas laminadas y limos en niveles muy homogéneos lateralmente. A techo de algunos afloramientos arenosos son frecuentes los rasgos de exposición y retrabajamiento fluvial (Fig. 3 F). Este otro tipo de secuencias podría corresponder al relleno de ambientes someros de agua estancada.

FIGURA 3. A, B). Arenas masivas parcialmente erosionadas, sobre las cuales aparecen las terrazas erosivas formadas por gravas polimícticas con matriz arenosa.T0, cauce actual C) Depósito laminado formado por una alternancia de arena y limo, sobre ella y de forma discordante aparece una

de las terrazas erosivas formadas sobre los depósitos del relleno sedimentario. D) Detalle de las facies laminadas (arena/limo) donde se puede observar un canto redondeado de granito E) Depósito laminado con estructuras de licuefacción. F) Depósito laminado en el que se observan

importantes superficies erosivas sobre las que aparecen dispuestas arenas de tamaño grueso con estratificación cruzada.

FIGURA�3.�A, B). Arenas masivas parcialmente erosionadas, sobre las cuales aparecen las terrazas erosivas formadas por gravas polimícticas con matriz arenosa.T0, cauce actual C) Depósito laminado formado por una alternancia de arena y limo, sobre ella y de forma discordante aparece una de las terrazas erosivas formadas sobre los depósitos del relleno sedimentario. D) Detalle de las facies laminadas (arena/limo) donde se puede observar un canto redondeado de granito E) Depósito laminado con estructuras de licuefacción. F) Depósito laminado en el que se observan importantes superficies erosivas sobre las que aparecen dispuestas arenas de tamaño grueso con estratificación cruzada

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DISCUSIÓN

De�cara�a�evaluar�el�origen�y�significado�de�los�depósitos�fluviales�de�la�cueva�del�Granito�es� necesario� considerar� el� marco� geomorfo-lógico�regional,� la�disposición�de�los�propios�depósitos� en� la� cavidad� y� las� características�estratigráficas�de�los�mismos.

Los� depósitos� fluviales� están� formados�principalmente� por� materiales� de� origen�alóctono�donde�aparecen,� además�de�calizas,��granitos�y�otros�materiales�de�origen�ígneo�y�metamórfico�(Fig.�3�D).�Así,�el�origen�de�los�materiales�tiene�que�estar�en�relación�con�al-gún� depósito� situado� en� sectores� elevados� y�próximos�a� las�zonas�de�absorción.�La�única�opción� para� explicar� la� presencia� de� cantos�de� granito� es� que� estos� depósitos� sean� tills�dejados� por� el� glaciar� de�Vignemale� y� cuyo�material�ha�sido�posteriormente�erosionado�e�introducido�en�el�sistema�endokárstico�por�las�aguas�de�escorrentía.�En�este�sentido,�el�área�fuente�de�los�sedimentos�parece�corresponder�con�las�morrenas�reconocidas�en�el�entorno�de�Mondarruego�donde�también�aparecen�morfo-logías�kársticas�de�absorción�(Fig.�1).�Aunque�podrían�proceder�de�otros�puntos�de�absorción�situados�aguas�arriba.

Por�otro� lado,� la�disposición�horizontal�de�los�sedimentos�fluviales�y�el�desarrollo�de�áreas�de�agua�estancada�en�el� interior�de�la�cavidad�parece�relacionada�con�la�obturación�de�la�boca�inferior�que�facilitaría�la�colmatación�progresi-va�de�la�misma.�Se�combinarían�así�ambientes�fluviales�de�cascadas,�rápidos�forzados�y�circu-lación�abierta�que�alimentarían�pequeños�cuer-pos� lacustres� de� agua� estancada� con� algunos�dispositivos�deltaicos�en� la�zona�de�conexión.�Lógicamente� se� produciría� una�migración� del�dispositivo� sedimentario� aguas� arriba� hasta� la�colmatación�completa�de�la�cavidad.

Respecto�a� las�causas�de� la�obturación�se�pueden�plantear�dos�hipótesis.�En�primer� lu-

gar� es� posible� pensar� en� un� control� externo,�de�manera�que� la� lengua�de�hielo�del�glaciar�de�Ara�taponara�la�salida�del�agua�que�circu-laba�por�el� interior�de� la�cavidad.�Los�50-60�m�de� diferencia� altitudinal� entre� la� salida� de�la�cavidad�y�el�cauce�actual�del�río�requieren�de�un�espesor�de�hielo�que�pudo�alcanzarse�en�cualquier� etapa� de� agradación� glaciar� de� las�reconocidas� en�el�Pirineo�central�que�ocupa-ra�una�posición�más�interna�que�los�restos�de�Mondarruego.�Regionalmente�se�han�estable-cido�diferentes�fases�de�estabilización�glaciar�entre�el�penúltimo�ciclo�glaciar� (Estadio� iso-tópico�MIS6)�(Peña�et al.,�2004;�Lewis�et al.,�2009)� hasta� el� final� del� último� ciclo� glaciar�(Younger�Dryas)� (Palacios�et al.,� 2015),� con�la�última�máxima�expansión�de� los�glaciares�pirenaicos�durante�el� estadio� isotópico�MIS4�(Sancho�et al.,�2003;�Lewis�et al.,�2009).�Una�segunda� hipótesis� estaría� relacionada� con� un�control�interno�asociado�con�el�sistema�fluvial�circulante�por�el�interior�de�la�cavidad,�de�for-ma�que�aprovechando�las�secciones�estrechas�del�tramo�inferior,�un�episodio�de�alta�descarga�de� sedimentos� llegara� a�obturar� la� cavidad�y�permitiera�el�relleno�sedimentario�posterior�de�la�misma.�En�cualquier�caso,�la�cronología�del�registro�fluvial�en�base�a�dataciones�OSL�(en�curso)� aplicadas� sobre� sedimentos� arenosos�ayudará,� sin� duda,� a� aclarar� los�mecanismos�generadores� y� el� significado� paleoambiental�del�mismo.

CONCLUSIONES

El�reconocimiento�del�marco�geomorfoló-gico�de�la�cueva�del�Granito�y�el�análisis�mor-foestratigráfico�de�los�depósitos�fluviales�alóc-tonos�internos�contenidos��permite�establecer�una�serie�de�consideraciones�preliminares:

–� �El�área�fuente�de�sedimentos�se�localiza�en�las� acumulaciones�morrénicas� del� glaciar�del�Ara�en�el�entorno�del�pico�de�Monda-rruego.�A�su�vez�en�esta�zona�se�localizan�

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formas�kársticas�de�absorción�que�facilita-rían�la�escorrentía�endokárstica.

–� �El� dispositivo� sedimentario� endokárstico�está�formado�por�ambientes�fluviales�y�de�aguas�estancadas�que�se�desarrollarían�en�un�conducto�de�baja�pendiente�y�migrarían�desde�la�base�de�la�cavidad�hasta�el�techo.

–� �El�relleno�de�sedimentos�fluviales�requiere�de�la�obturación�de�la�salida�de�la�cavidad�por�mecanismos�externos�(hielo�del�glaciar�del� Ara)� o� internos� (descarga� rápida� de�sedimentos� en� las� secciones� inferiores�de�reducido�diámetro.

En� la� actualidad,� se� están� procesando�muestras�para�su�datación�mediante�OSL.�Las�edades�resultantes�permitirán�contextualizar�el�relleno�fluvial�de�la�cueva�del�Granito.

AGRADECIMIENTOS

Miguel� Bartolomé� agradece� a� la� Diputa-ción�de�Huesca�la�beca�“Félix�de�Azara�2015”�recibida� para� llevar� a� cabo� la� realización� de�este�estudio.�Es�una�contribución�del�proyec-to� OPERA� (CTM2013-48639-C2-1-R),� de�los�grupos�Paleoambientes�del�Cuaternario�y�Geomorfología� y� Cambio� Global� (Gobierno�de�Aragón-�Fondos�FEDER)�y�del�IUCA�(Uni-versidad�de�Zaragoza).�

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Evolución del volumen de hielo en la Cueva de Casteret en los últimos 50 años (Parque Nacional de Ordesa

y Monte Perdido, Huesca)

Ice volume evolution in Casteret Cave over the last 50 years (Ordesa and Monte Perdido National Park, Huesca)

M. Bartolomé1, 2, C. Sancho2, M. Leunda1, A. Moreno1, Á. Belmonte2, B. Oliva-Urcia3, J.I. López-Moreno1, D. St. Pierre4, D. Asenjo5 y A. Gomollón6

1 �Dpto.de�Procesos��Ambientales�y�Cambio�Global,�Instituto�Pirenaico�de�Ecología,�Av.Montañana�1005,�50059�Zaragoza�(España).�[email protected],�[email protected],�[email protected].�

2 �Dpto.�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Zaragoza,�C/�Pedro�Cerbuna�12,�50009��Zaragoza�(España).�[email protected],�[email protected]

3 �Dpto.� de�Geología�y�Geoquímica,�Universidad�Autónoma�de�Madrid,�Ciudad�Universitaria�de�Cantoblanco,� 28049�Madrid�(España).�[email protected]

4 �South� West� Essex� Technical� College� Caving� Cub� (SWETC� CC).Tennant� House,�High� Bentham.� [email protected]

5 �Sección�de�Espeleología�del�CAS�(Espeleo�Cas).�Avda.�Aragón,�12�-�Local�Bajo.�22330,�Aínsa,�Huesca�(España)[email protected]

7 �Sección�de�Espeleología�del�Centro�Excursionista�Moncayo�(SECEM),�Av.�de�la�Estación�1,�50500�Tarazona,�Zaragoza�(España)

Resumen:�La�cueva�helada�de�Casteret,� localizada�en�el�Parque�Nacional�de�Ordesa�y�Monte�Perdido�(Pirineo�Central,�Huesca)�alberga�en�su�interior�diferentes�tipos�de�depósitos�de�hielo,�algunos� de� carácter� estacional� y� otros� perennes.� La� circulación� de� aire� debida� al� gradiente�existente�entre�las�diferentes�bocas,�controla�la�evolución�térmica�de�la�cavidad�a�lo�largo�del�año�y�permite�clasificarla�como�una�cueva�de�tipo�dinámico.�La�temperatura�interior�permanece�por�encima�de�0ºC�desde�mayo�hasta�octubre,�de�manera�que�las�masas�de�hielo�de�carácter�estacional�(coladas,� estalagmitas� y� columnas� de� hielo,� principalmente)� desaparecen� a� finales� de� verano.�A�la�vez�la�acumulación�perenne�más�importante�alojada�en�el�fondo�de�la�sala�principal�de�la�cavidad�está�sufriendo�importantes�procesos�de�fusión.�Se�dispone�de�gran�cantidad�de�material�fotográfico�y�por�lo�tanto�la�comparación�de�imágenes�tomadas�en�diferentes�momentos�permite�evaluar�la�evolución�de�la�masa�de�hielo�fósil.�Así,�es�posible�calcular�un�rebajamiento�de�~�3�m�de�la�superficie�helada�de�la�sala�desde�el�año�1961�hasta�la�actualidad,�lo�que�implica�una�tasa�de�fusión�de�5.5�cm/año�y�una�pérdida�total�aproximada�de�2310�m3.�Esta�disminución�de�la�masa�de�hielo�está�relacionada�con�el�calentamiento�atmosférico�registrado�desde�mitad�del�siglo�XX.

Palabras clave: calentamiento�actual,�cueva�de�Casteret,�Pirineos,�volumen�de�hielo.

Abstract: Casteret Ice Cave is located in the Ordesa and Monte Perdido National Park (Central Pyrenees, Huesca). The cave hosts different kinds of ice deposits, including seasonal and perennial


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INTRODUCCIÓN

Las�cuevas�heladas�son�cavidades� forma-das�en�un�sustrato�rocoso�que�contienen�acu-mulaciones�perennes�de�agua�en�estado�sólido�(nieve�o�hielo)�(Perşoiu�y�Onac,�2012).�La�pri-mera�cita�sobre�la�existencia�de�cuevas�heladas�en�la�Península�Ibérica�es�de�1926,�después�de�que� Norbert� Casteret� descubriera� la� Espluca�Negra�o�Cueva�Helada�de�Casteret�en�el�ma-cizo� del� Monte� Perdido� (Pirineo� Central)� y�constituye�una�referencia�internacional.�En�los�últimos�años�las�cuevas�heladas�han�adquirido�relevancia�científica�debido�a�su�potencial�pa-leoambiental�y�paleoclimático.�La�publicación�de� numerosos� trabajos� en�Alpes� (p.e.� Luets-cher�et al.,�2013;�Spötl�y�Cheng,�2014),�Cárpa-tos�(p.e.�Perşoiu�y�Pazdur,�2011;�Perşoiu�et al.,�2011)�y�Cordillera�Cantábrica�(Gómez-Lende,�2014)� responden� a� este� interés.�Los� estudios�de� cuevas� heladas� en� el� Pirineo� son� todavía�incipientes�y�se�han�centrado�en�el�Macizo�de�Cotiella�(Sancho�et al., 2012;�Belmonte�et al.,�2014)� y� en� el� de�Monte� Perdido� (Bartolomé�et al.,�2015;�Leunda�et al.,�2015).�El�volumen�de� hielo� en� cuevas� heladas� está� disminuyen-do�drásticamente�debido�al�incremento�de�las�temperaturas� a� nivel� global� (Kern�y�Perşoiu,�2013),�de�manera�que�se�está�perdiendo�la�in-

formación� paleoclimática� y� paleoambiental�que� contienen.� Las� cuevas� heladas� del� Piri-neo�no�escapan�a�esta�dinámica.�Así,�en�este�trabajo� se� presentan� resultados� preliminares�sobre� las� condiciones� ambientales� actuales�(temperatura�y�humedad�relativa)�de�Casteret�y�la�evolución�de�las�dimensiones�de�la�masa�principal�de�hielo.

ZONA DE ESTUDIO

La�Cueva�Helada�de�Casteret�(Fig�1a)�(42º�40’�59’’�N,�0º�1’�49’’�O,�2690�m�s.n.m.)�es�una�cavidad� situada� en� el�Macizo� calcáreo� de� las�Tres� Sorores� o� Macizo� del� Monte� Perdido,�dentro�del�Parque�Nacional�de�Ordesa�y�Monte�Perdido�(PNOMP).�Se�trata�de�una�galería�casi�horizontal�de�más�de�250�m�de�largo�que�se�de-sarrolla� en� la�Fm.�Gallinera� (Robador,� 2005),�siguiendo�el� eje�de�un� sinclinal� colgado.�Esta�estructura�se�integra�en�el�sistema�de�cabalga-mientos�Larra-Monte�Perdido�dentro�de�las�Sie-rras�Interiores�(Fig.�1b).�La�entrada�a�la�cueva�por� la� boca� inferior,� (2690�m� s.n.m.)� da�paso�a�una�gran�sala�de�unos�40�m�de�ancho�con�el�fondo�helado�y�diferentes�morfologías�de�hielo.�La�galería�se�estrecha�hasta�llegar�a�la�entrada�este�(Fig.�1c).�Existe�también�otra�entrada�por�la�parte�superior�(2710�m�s.n.m.)�(Fig.�1c).

ice accumulations. The temperature gradient between the entrances of the cave, causes an air circulation, which controls the temperature evolution through the year. Therefore, the Casteret Ice Cave can be defined as a dynamic cave. The internal temperature remains above 0 °C from May to October, so that the ice masses of seasonal nature (flowstones, stalagmites and columns of ice, mostly disappear at the end of the summer. At the same time, the most important perennial ice accumulation situated at the back of the main hall, is being affected by major melting changes. The photographic material compiled for Casteret Ice Cave allows evaluating the evolution of the fossil ice by comparing photographs taken at different times. It is possible to calculate a lowering of ~ 3 m of the ice surface from 1961 to the present, implying a fusion rate of 5.5 cm /year and a total ice loss around 2310 m3/ year. This decrease in the ice mass is related to global warming recorded since mid-twentieth century.

Key words: Casteret cave, current warming, ice volume, Pyrenees.

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Las cuevas heladas son cavidades formadas en un sustrato rocoso que contienen acumulaciones perennes de agua en estado sólido (nieve o hielo) (Perşoiu y Onac, 2012). La primera cita sobre la existencia de cuevas heladas en la Península Ibérica es de 1926, después de que Norbert Casteret descubriera la Espluca Negra o Cueva Helada de Casteret en el macizo del Monte Perdido (Pirineo Central) y constituye una referencia internacional. En los últimos años las cuevas heladas han adquirido relevancia científica debido a su potencial paleoambiental y paleoclimático. La publicación de numerosos trabajos en Alpes (p.e. Luetscher et al., 2013; Spötl y Cheng, 2014), Cárpatos (p.e. Perşoiu y Pazdur, 2011; Perşoiu et al., 2011) y Cordillera Cantábrica (Gómez-Lende, 2014) responden a este interés. Los estudios de cuevas heladas en el Pirineo son todavía incipientes y se han centrado en el Macizo de Cotiella (Sancho el al., 2012; Belmonte et al., 2014) y en el de Monte Perdido (Bartolomé et al., 2015; Leunda et al., 2015). El volumen de hielo en cuevas heladas está disminuyendo drásticamente debido al incremento de las temperaturas a nivel global (Kern y Perşoiu, 2013), de manera que se está

perdiendo la información paleoclimática y paleoambiental que contienen. Las cuevas heladas del Pirineo no escapan a esta dinámica. Así, en este trabajo se presentan resultados preliminares sobre las condiciones ambientales actuales (temperatura y humedad relativa) de Casteret y la evolución de las dimensiones de la masa principal de hielo.

ZONA DE ESTUDIO

La Cueva Helada de Casteret (Fig 1a) (42º 40' 59'' N, 0º 1' 49'' O, 2690 m s.n.m.) es una cavidad situada en el Macizo calcáreo de las Tres Sorores o Macizo del Monte Perdido, dentro del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (PNOMP). Se trata de una galería casi horizontal de más de 250 m de largo que se desarrolla en la Fm. Gallinera (Robador, 2005), siguiendo el eje de un sinclinal colgado. Esta estructura se integra en el sistema de cabalgamientos Larra-Monte Perdido dentro de las Sierras Interiores (Fig. 1b). La entrada a la cueva por la boca inferior, (2690 m s.n.m.) da paso a una gran sala de unos 40 m de ancho con el fondo helado y diferentes morfologías de hielo. La galería se estrecha

FIGURA 1. Localización (a), geología (b) y cartografía geomorfológica aproximada (c) de la cueva de Casteret y posición de los sensores de temperatura y humedad relativa. Modificada de Francis Duverneuil et al., 1974/75 FIGURA�1.�Localización (a), geología (b) y cartografía geomorfológica aproximada (c) de la cueva de Casteret y posi-

ción de los sensores de temperatura y humedad relativa. Modificada de Duverneuil�et�al.,�1974/75

METODOLOGÍA

Para�conocer�la�evolución�de�los�paráme-tros� ambientales� de� la� cavidad� se� instalaron�un� total�de�cuatro�sensores�(tres� tipo�Tinytag�Transit�2�TG-4080�de�temperatura�y�uno�Hobo�Pro�v2�U23-001�de�temperatura�y�humedad�re-lativa).�Tres�de�ellos�registran�en�el�interior�de�la�cavidad�(Cast-1,�Cast-2�y�Cast-3)�(Fig.�1c)�y�el�cuarto�en�el�exterior�de�cara�a�establecer�comparaciones.�La�evolución�de�las�dimensio-nes�de�la�masa�principal�de�hielo�desde�1950�se�ha�determinado�a�partir�de�diversas�obser-vaciones�morfológicas,�notas�que�aparecen�en�diferentes�referencias�bibliográficas�y�la�com-paración�de�puntos�fijos�reconocibles�que�apa-recen�en�el�material�fotográfico.

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

�Características geomorfológicas de la cavidad

La�cueva�de�Casteret�fue�un�conducto�freá-tico�forzado,�posteriormente�incidido�por�cir-culación�de�agua�en�fases�vadosas.�La�cueva�ha�sufrido�importantes�procesos�de�crioclastia�modificando� las�morfologías� freáticas� inicia-les.� En� algunos� sectores� aparecen� espeleote-mas,� principalmente� coladas� estalagmíticas.�La� masa� de� hielo� ocupa� el� suelo� de� la� sala�principal� (Fig.� 1).� Se� trata� de� una� superficie�irregular� que� adquiere� forma� cóncava� en� las�proximidades�de�las�paredes.�Destaca�un�mon-tículo�de�hielo�recubierto�por�restos�de�guano�

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de�graja�en�el�centro�de�la�cavidad�y�dos�hue-cos�formados�en�el�hielo�debido�al�constante�goteo�de�agua�desde�el�techo.�Uno�de�los�ras-gos�más�conocidos�de�la�cueva�de�Casteret�es�el� denominado� “Niágara�Helado”,� un� impor-tante�hueco�que�existía�entre�la�pared�Norte�y�la�masa�de�hielo�de�en�torno�a�13�m�de�profun-didad�y�que�en�la�actualidad�aparece�cerrado.�Estacionalmente�durante�el�otoño,� invierno�y�primavera� se� forman� numerosas� columnas� y�estalactitas�de�hielo�que�desaparecen�comple-tamente�a�final�de�verano.


hasta llegar a la entrada este (Fig. 1c). Existe también otra entrada por la parte superior (2710 m s.n.m.) (Fig. 1c).

METODOLOGÍA

Para conocer la evolución de los parámetros ambientales de la cavidad se instalaron un total de cuatro sensores (tres tipo Tinytag Transit 2 TG-4080 de temperatura y uno Hobo Pro v2 U23-001 de temperatura y humedad relativa). Tres de ellos registran en el interior de la cavidad (Cast-1, Cast-2 y Cast-3) (Fig. 1c) y el cuarto en el exterior de cara a establecer comparaciones. La evolución de las dimensiones de la masa principal de hielo desde 1950 se ha determinado a partir de diversas observaciones morfológicas, notas que aparecen en diferentes referencias bibliográficas y la comparación de puntos fijos reconocibles que aparecen en el material fotográfico.

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

Características geomorfológicas de la cavidad

La cueva de Casteret fue un conducto freático forzado, posteriormente incidido por circulación de agua en fases vadosas. La cueva ha sufrido importantes procesos de crioclastia modificando las morfologías freáticas iniciales. En algunos sectores aparecen espeleotemas, principalmente coladas estalagmíticas. La masa de hielo ocupa el suelo de la sala principal (Fig. 1). Se trata de una superficie irregular que adquiere forma cóncava en las proximidades de las paredes. Destaca un montículo de hielo recubierto por restos de guano de graja en el centro de la cavidad y dos huecos formados en el hielo debido al constante goteo de agua desde el techo. Uno de los rasgos más conocidos de la cueva de Casteret es el denominado “Niagara Helado”, un importante hueco que existía entre la pared Norte y la masa de hielo de en torno a 13 m de profundidad y que en la actualidad aparece cerrado. Estacionalmente durante el otoño, invierno y primavera se forman numerosas columnas y estalactitas de hielo que desaparecen completamente a final de verano.

Variación de los parámetros ambientales.

La instalación de los sensores de temperatura (Cast-1, Cast-2 y Cast-3) en diferentes puntos de la cavidad (Fig. 1c), han permitido observar las variaciones de la temperatura y humedad relativa a lo largo de un año (30-junio-2014-30-junio-2015) (Fig. 2). La disposición geométrica de la galería con una entrada más elevada al

Este, que la entrada principal situada al Oeste y una entrada vertical en la mitad, hacen que exista un flujo de aire durante todo el año, excepto cuando las entradas secundarias quedan taponadas por la nieve bloqueando la ventilación. El sensor colocado en el exterior de la cavidad muestra 138 días con una temperatura media bajo cero entre el 4/11/14 y 24/05/15. La temperatura mínima registrada fue de -14 ºC y tuvo lugar el 05/02/15, mientras que las máximas fueron de 13ºC el 02/09/2014 y de 13.6 ºC el 28/06/2015. El sensor Cast-1 situado en la sala de la masa principal de hielo muestra un total de 211 días con temperaturas negativas, siendo la mínima de -4.09 el 05/02/2012, mientras que la máxima fue de 1.73ºC el 21/10/2014. El registro de la humedad relativa en este sensor muestra fuertes bajadas de la humedad de hasta el 47% correspondiendo con bruscas bajadas en la temperatura exterior (Fig. 2). El sensor Cast-2 situado en el sector medio de la galería muestra un total de 187 días bajo cero, siendo la temperatura mínima de -3.2ºC y la máxima de 5.9 ºC y tuvieron lugar el 05/02/2015 y 21/10/2014 respectivamente. El sensor Cast-3 situado en el extremo más al este de la cavidad muestra un total de 185 días con temperaturas bajo cero. La temperatura mínima tuvo lugar el 05/02/2015 y fue de -3.2 ºC y la máxima temperatura se produjo el 02/11/2014 y fue de 4.1ºC. Considerando que la temperatura máxima en el exterior se registró el 02/09/2014 y en los sensores Cast-2 y Cast-3 se alcanzó el 22/10/2014 y el 02/11/2014 respectivamente, es posible establecer un retardo de 50 y 61 días en la respuesta térmica de la cueva. No obstante, esta cueva helada se puede clasificar como de tipo dinámico según la clasificación

FIGURA 2. Variaciones de temperatura y humedad relativa registradas en los sensores instalados a lo largo de la cueva durante el periodo de tiempo comprendido entre el 30-06-2014 y el 30-06-2015.

FIGURA�2.�Variaciones de temperatura y humedad rela-tiva registradas en los sensores instalados a lo largo de la cueva durante el periodo de tiempo comprendido entre el 30-06-2014 y el 30-06-2015

�Variación de los parámetros ambientales

La� instalación� de� los� sensores� de� tempe-ratura�(Cast-1,�Cast-2�y�Cast-3)�en�diferentes�puntos�de�la�cavidad�(Fig.�1c),�han�permitido�observar� las� variaciones� de� la� temperatura� y�humedad�relativa�a�lo�largo�de�un�año�(30-ju-nio-2014-30-junio-2015)�(Fig.�2).��La�disposi-ción�geométrica�de�la�galería�con�una�entrada�más�elevada�al�Este,�que� la�entrada�principal�situada� al�Oeste� y� una� entrada� vertical� en� la�mitad,� hacen� que� exista� un� flujo� de� aire� du-rante�todo�el�año,�excepto�cuando�las�entradas�secundarias� quedan� taponadas� por� la� nieve�bloqueando�la�ventilación.�El�sensor�colocado�en�el�exterior�de�la�cavidad�muestra�138�días�con�una�temperatura�media�bajo�cero�entre�el�

4/11/14�y�24/05/15.�La�temperatura�mínima�re-gistrada�fue�de�-14�ºC�y�tuvo�lugar�el�05/02/15,�mientras�que� las�máximas� fueron�de�13ºC�el�02/09/2014� y� de� 13.6� ºC� el� 28/06/2015.� El�sensor� Cast-1� situado� en� la� sala� de� la� masa�principal�de�hielo�muestra�un�total�de�211�días�con�temperaturas�negativas,�siendo�la�mínima�de�-4.09�el�05/02/2012,�mientras�que�la�máxi-ma� fue� de� 1.73ºC� el� 21/10/2014.� El� registro�de� la�humedad� relativa� en� este� sensor�mues-tra�fuertes�bajadas�de�la�humedad�de�hasta�el�47%� correspondiendo� con� bruscas� bajadas�en� la� temperatura�exterior� (Fig.�2).�El�sensor�Cast-2�situado�en�el�sector�medio�de�la�galería�muestra�un�total�de�187�días�bajo�cero,�siendo�la�temperatura�mínima�de�-3.2ºC�y�la�máxima�de� 5.9� ºC� y� tuvieron� lugar� el� 05/02/2015� y�21/10/2014�respectivamente.�El�sensor�Cast-3�situado�en�el�extremo�más�al�este�de�la�cavidad�muestra�un�total�de�185�días�con�temperaturas�bajo�cero.�La�temperatura�mínima�tuvo�lugar�el� 05/02/2015�y� fue� de� -3.2� ºC� y� la�máxima�temperatura�se�produjo�el�02/11/2014�y�fue�de�4.1ºC.�Considerando�que�la�temperatura�máxi-ma�en�el�exterior�se�registró�el�02/09/2014�y�en�los�sensores�Cast-2�y�Cast-3�se�alcanzó�el�22/10/2014�y�el�02/11/2014�respectivamente,�es�posible�establecer�un�retardo�de�50�y�61�días�en�la�respuesta�térmica�de�la�cueva.�No�obstan-te,�esta�cueva�helada�se�puede�clasificar�como�de� tipo� dinámico� según� la� clasificación� de�Luetscher�y�Jeannin�(2004).�Existe�un�parale-lismo�entre�la�temperatura�de�los�tres�sensores�interiores,� siendo�el� sensor�Cast-1� localizado�en�la�sala�principal,�el�que�presenta�temperatu-ras�inferiores.�La�temperatura�media�diaria�de�la�cueva�permanece�por�encima�de�0�ºC�desde�mayo�hasta�octubre.

Evolución de la masa de hielo

Actualmente� en� la� cueva� los� tres� aspec-tos�morfológicos�más� llamativos,� relativos� a�la�masa� de� hielo,� son,� i)� la� desaparición� del�“Niágara�helado”�el�cual�se�ha�visto�rellenado�

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completamente�por�hielo,�ii)�el�gran�montículo�de�hielo�cubierto�por�guano�aproximadamente�en�el�centro�de�la�sala�principal,�iii)�dos�impor-tantes�pozos�verticales�de�fusión�de�hielo�(Fig.�1c),�uno�de�ellos�alcanza�el�sustrato�rocoso.�La�comparación�de�diferentes�fotografías�existen-tes�de� la� cavidad�a� lo� largo�del� tiempo�y� las�

notas�realizadas�por�diferentes�personas,�per-miten�observar�notables�diferencias�morfoló-gicas�en�la�masa�de�hielo�y�en�sus�dimensiones�(St.�Pierre.,�2007)�a�lo�largo�de�los�últimos�50�años.�Durante�las�exploraciones�de�Casteret�en�1950,�la�altura�entre�el�hielo�y�la�roca�de�la�en-trada�a�la�“Sala�Maud”�(Figs.�1,�3�C)�que�daba�


de Luetscher y Jeannin (2004). Existe un paralelismo entre la temperatura de los tres sensores interiores, siendo el sensor Cast-1 localizado en la sala principal, el que presenta temperaturas inferiores. La temperatura media diaria de la cueva permanece por encima de 0 ºC desde mayo hasta octubre.

Evolución de la masa de hielo.

Actualmente en la cueva los tres aspectos morfológicos más llamativos, relativos a la masa de hielo, son, i) la desaparición del “Niagara helado” el cual se ha visto rellenado completamente por hielo, ii) el gran montículo de hielo cubierto por guano aproximadamente en el centro de la sala principal, iii) dos importantes pozos verticales de fusión de hielo (Fig. 1c), uno de ellos alcanza el sustrato rocoso. La

FIGURA 3. A) Posición de la superficie de hielo en 1960. Foto: JSM (1960). B) Comparación de la superficie de hielo en 1960 y 2014. C) posición de la superficie de hielo y distribución de los depósitos de guano. Foto: Michael Smith (1961), tomada de St.Pierre, 2007 y zona de acceso a la sala “Maud”. Foto: Norbert Casteret (1950) en Archivos Casteret. D) Comparación de la superficie de hielo en 1910 y 2014 (Líneas rojas discontinuas superficie extrapolada desde el montículo de hielo hacia la sala “Maud”) E) Comparación de la superficie de hielo en 1961 y de la posible superficie de estabilización anterior a 1988. F) Detalle de las facies de limo y arena formadas sobre el hielo.

FIGURA�3.�A) Posición de la superficie de hielo en 1960. Foto: JSM (1960). B) Comparación de la superficie de hielo en 1960 y 2014. C) posición de la superficie de hielo y distribución de los depósitos de guano. Foto: Michael Smith (1961), tomada de St.Pierre, 2007 y zona de acceso a la sala “Maud”. Foto: Norbert Casteret (1950) en Archivos Casteret. D) Comparación de la superficie de hielo en 1910 y 2014 (Líneas rojas discontinuas superficie extrapolada desde el mon-tículo de hielo hacia la sala “Maud”) E) Comparación de la superficie de hielo en 1961 y de la posible superficie de estabilización anterior a 1988. F) Detalle de las facies de limo y arena formadas sobre el hielo

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acceso� al� “Niágara� helado”� era� tan� solo� de�30�cm.�Posteriormente�en�1961�miembros�de�SWETC�CC�(UK)�anotan�una�bajada�del�nivel�hasta�50�cm,�mientras�que�en�1988,�Souer�Ma-rie�Casteret�estima�que�el�nivel�de�hielo�ha�caí-do�hasta�160�cm�(St.�Pierre,�2007).�En�1957,�Paul�Dubois�realiza�una�marca�(5/57)�en�una�de�las�esquinas�situadas�al�sur�de�la�cavidad�y�en�1961�la�superficie�de�hielo�estaba�24�cm�por�debajo�de�la�marca�(St.�Pierre,�1965),�mientras�que�26� años�más� tarde� en�1978� la� superficie�de� hielo� permanecía� 107� cm� por� debajo� (St.�Pierre,� 2007)� (Fig.� 4).� Proyectando� la� super-ficie�actual�del�montículo�de�hielo�conservado�bajo�la�capa�de�guano,�hacia�los�laterales�de�la�cavidad,��ésta,�coincide�aproximadamente�con�la�superficie�original�de�hielo�en�1961�(Fig.�3�D).�En�el�montículo�de�hielo�destaca�otra�su-perficie� también� horizontal� en� una� posición�más�baja� (Fig.�3E)�que� termina�con�material�limoso/arenoso�laminado�(Fig.�3�F).�Esto�pare-ce�indicar�que�la�superficie�de�hielo�en�la�cual�se� apoya� este� sedimento� limoarenoso� puede�corresponder�con�un�periodo�de�estabilización�que� permitió� la� acumulación� de� sedimento�arrastrado�por�el�agua�de�infiltración.�Además,�las�medidas�tomadas�respecto�al�“Niágara�he-lado”�parecen�indicar�que�puede�corresponder�con�la�altura�medida�en�1988�y�que�a�su�vez�se�corresponde�con�el�final�de�un�periodo�de�es-tabilización�de�los�glaciares�pirenaicos�(Martí�et al.,�2015)� (Fig.�4�F).�En�este�momento� se�observa�un�ligero�aumento�de�las�precipitacio-nes� a� escala� regional� y� estabilización/bajada�de� las� temperaturas� tal� como� indica�el� regis-tro� instrumental�(Fig.�4A,�B).�Las�medidas�y�comparaciones�realizadas�han�de�tomarse�con�precaución�ya�que�no�se�conoce�la�muy�posi-ble�fusión�basal�de� la�masa�por� transferencia�geotérmica�desde�el�sustrato�rocoso,�lo�que�po-dría�generar�un�rebajamiento�general�de�todo�el� cuerpo� de� hielo.� En� definitiva,� es� posible�establecer�un�rebajamiento�de�la�superficie�del�hielo�~130�cm�entre�1950-1988�y�de�~140�cm�entre�1888�y�la�actualidad.�Como�consecuen-

cia,�y�considerando�una�superficie�de�hielo�de�770�m2�y�el�tiempo�transcurrido,�es�posible�es-timar�una�pérdida�de�volumen�de�hielo�de�42�m3/año.�


comparación de diferentes fotografías existentes de la cavidad a lo largo del tiempo y las notas realizadas por diferentes personas, permiten observar notables diferencias morfológicas en la masa de hielo y en sus dimensiones (St. Pierre., 2007) a lo largo de los últimos 50 años. Durante las exploraciones de Casteret en 1950, la altura entre el hielo y la roca de la entrada a la “Sala Maud” (Figs. 1, 3 C) que daba acceso al “Niágara helado” era tan solo de 30 cm. Posteriormente en 1961 miembros de SWETC CC (UK) anotan una bajada del nivel hasta 50 cm, mientras que en 1988, Souer Marie Casteret estima que el nivel de hielo ha caído hasta 160 cm (St. Pierre, 2007). En 1957, Paul Dubois realiza una marca (5/57) en una de las esquinas situadas al sur de la cavidad y en 1961 la superficie de hielo estaba 24 cm por debajo de la marca (St. Pierre, 1965), mientras que 26 años más tarde en 1978 la superficie de hielo permanecía 107 cm por debajo (St. Pierre, 2007) (Fig. 4). Proyectando la superficie actual del montículo de hielo conservado bajo la capa de guano, hacia los laterales de la cavidad, ésta, coincide aproximadamente con la superficie original de hielo en 1961 (Fig. 3 D). En el montículo de hielo destaca otra superficie también horizontal en una posición más baja (Fig. 3E) que termina con material limoso/arenoso laminado (Fig. 3 F). Esto parece indicar que la superficie de hielo en la cual se apoya este sedimento limoarenoso puede corresponder con un periodo de estabilización que permitió la acumulación de sedimento arrastrado por el agua de infiltración. Además, las medidas tomadas respecto al “Niágara helado” parecen indicar que puede corresponder con la altura medida en 1988 y que a su vez se corresponde con el final de un periodo de estabilización de los glaciares pirenaicos (Martí et al., 2015) (Fig. 4 F). En este momento se observa un ligero aumento de las precipitaciones a escala regional y estabilización/bajada de las temperaturas tal como indica el registro instrumental (Fig. 4A, B). Las medidas y comparaciones realizadas han de tomarse con precaución ya que no se conoce la muy posible fusión basal de la masa por transferencia geotérmica desde el sustrato rocoso, lo que podría generar un rebajamiento general de todo el cuerpo de hielo. En definitiva, es posible establecer un rebajamiento de la superficie del hielo ~130 cm entre 1950-1988 y de ~140 cm entre 1888 y la actualidad. Como consecuencia, y considerando una superficie de hielo de 770 m2 y el tiempo transcurrido, es posible estimar una pérdida de volumen de hielo de 42 m3/año.

En cuanto a los tubos de fusión 1 y 2 (Fig.1) formados en el hielo, presentan un diámetro de ~2 m y 8.6 m de profundidad y ~ 6 m de diámetro por ~2 m de profundidad respectivamente. La posición que ocupan

estos huecos en la masa de hielo corresponde con puntos de intenso goteo que debido a las altas temperaturas actuales impiden la formación de hielo incluso durante el invierno. En cuanto al “Niágara helado”, el material fotográfico permite conocer que en 2009 era todavía accesible mientras que en la actualidad está totalmente rellenado por hielo (1 m de profundidad). Este proceso de congelación durante un momento importante de fusión en la cueva, puede estar relacionado con una temperatura más baja, debido a un mayor aislamiento de esa zona, asociado a una posición topográfica más baja, que origina una temperatura media menor que la registrada en los sensores, y por lo tanto es capaz de congelar y mantener el hielo a lo largo de años.

CONCLUSIONES

El estudio de los parámetros ambientales de la Cueva Helada de Casteret, el reconocimiento morfológico de la masa de hielo y su evolución en el

FIGURA 4. A) Variación de la temperatura del aire en el Midi de Bigorre (2800 m s.n.m). B) y C) Variación regional de la precipitación CRU (Climate Research Unit) y en el refugio de Góriz (2150 m s.sn.m). D) Variación de la posición de la superficie del hielo en la cueva de Casteret según las anotaciones históricas, 0 cm corresponde con el techo de la sala “Maud”. E) Momentos de ablación (rojo) y estabilización (azul) de los glaciares de entorno (Martí et al., 2015)

FIGURA�4.�A) Variación de la temperatura del aire en el Midi de Bigorre (2800 m s.n.m). B) y C) Variación regio-nal de la precipitación CRU (Climate Research Unit) y en el refugio de Góriz (2150 m s.sn.m). D) Variación de la posición de la superficie del hielo en la cueva de Casteret según las anotaciones históricas, 0 cm corresponde con el techo de la sala “Maud”. E) Momentos de ablación (rojo) y estabilización (azul) de los glaciares de entorno (Martí et�al., 2015)

En� cuanto� a� los� tubos� de� fusión� 1� y� 2�(Fig.1)�formados�en�el�hielo,�presentan�un�diá-metro�de�~2�m�y��8.6�m�de�profundidad�y�~�6�m�de�diámetro�por�~2�m�de�profundidad�respecti-vamente.�La�posición�que�ocupan�estos�huecos�en�la�masa�de�hielo�corresponde�con�puntos�de�intenso�goteo�que�debido�a�las�altas�tempera-turas� actuales� impiden� la� formación�de�hielo�incluso�durante�el�invierno.�En�cuanto�al�“Niá-gara� helado”,� el�material� fotográfico� permite�conocer� que� en� 2009� era� todavía� accesible�

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mientras�que�en�la�actualidad�está�totalmente�rellenado�por�hielo�(1�m�de�profundidad).�Este�proceso�de�congelación�durante�un�momento�importante�de�fusión�en�la�cueva,�puede�estar�relacionado� con� una� temperatura� más� baja,�debido� a� un�mayor� aislamiento� de� esa� zona,�asociado�a�una�posición�topográfica�más�baja,�que�origina�una�temperatura�media�menor�que�la�registrada�en�los�sensores,�y�por�lo�tanto�es�capaz�de�congelar�y�mantener�el�hielo�a�lo�lar-go�de�años.

CONCLUSIONES

El� estudio� de� los� parámetros� ambientales�de� la� cueva� helada� de� Casteret,� el� reconoci-miento�morfológico�de�la�masa�de�hielo�y�su�evolución�en�el�tiempo�mediante�documentos�fotográficos� permiten� plantear� las� siguientes�conclusiones:

–� �La�cueva�de�Casteret�es�una�cueva�de�tipo�dinámico� y� que� presenta� un� elevado� nú-mero�de�días�con�temperaturas�superiores�a�0ºC,� lo�que�está�provocando�una�rápida�disminución�de�la�masa�de�hielo�alojado�en�su�interior.

–� �Se�ha�reconocido�un�posible�momento�de�estabilización�de� la� superficie�de� la�masa�de�hielo�previo�a�1988�y�que�corresponde�con�un�momento�de�estabilización�glaciar�de�carácter�regional.

–� �La� comparación� de� fotografías� de� época,�rasgos�morfológicos�y�anotaciones�perso-nales� históricas� han� permitido� conocer� la�evolución�de�la�masa�de�hielo�y�establecer�un� rebajamiento�medio�por� fusión�de� 5.5�cm/año,�que�equivale�a�42�m3/año.

–� �La� evolución� de� las� morfologías� de� hie-lo�deposicionales�y�de�ablación�ponen�de�manifiesto�la�elevada�funcionalidad�de�los�procesos� de� fusión/congelación�que� afec-tan� a� las� cuevas� heladas.�Nuevas� investi-gaciones�basadas�en�métodos�volumétricos�para�evaluar�la�evolución�de�cuerpo�de�hie-

lo� se�están� llevando�a�cabo�en� la�actuali-dad.

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Retroceso glaciar en el entorno de Bahía Esperanza (Península Antártica), durante el Holoceno

Glaciar retreat in Hope Bay (Antarctic Península), during the Holocene

M. Nozal1, M. Montes1 y A. Martín-Serrano1

1 �Dpto.�Investigación�y�Prospectiva�Geocientífica,�IGME,�Calera,�1,�Tres�Cantos�28760�(Madrid).�[email protected]

Resumen: La�costa�sur�de�Bahía�Esperanza�se�sitúa�en�el�extremo�septentrional�de�la�Península�Antártica.� La� cubierta� glaciar� de� la� zona� corresponde� a� los� glaciares� Buenos�Aires,� Depot,�Kenney� y� Flora,� éste� último� actualmente� reducido� a� un� glaciar� de� circo.� Gran� parte� de� este�territorio,�presenta�evidencias�de� la�actividad�glaciar�pasada�y�de� los� fenómenos�periglaciares�que�posteriormente� la� afectaron,� además�de�otras� formas� ligadas� al� litoral.�Durante� el�Último�Máximo�Glaciar�(LGM),�el�casquete�que�cubría�la�península�Antártica�alcanzó�espesores�entre�150-400�m�mayores�que�los�actuales�y�se�extendió�unos�200�km�hacia�el�E�y�NE�de�la�actual�línea�de�costa.�La�transición�al�Holoceno�interglaciar�se�completa�cuando�se�alcanzan�volúmenes�y�una�configuración�de�hielo�similar�al�actual,�caracterizándose�por�la�aparición�de�lagos�de�agua�dulce�en�tierra�y�por�la�ocupación�de�terrenos�costeros�por�pingüineras.�

Se� proponen� cinco� estadios� de� formación� de� morrenas� y� eventos� durante� el� Holoceno� y� su�cronología,� tomando� como� anclaje� las� dataciones� absolutas� de� Zale� (1994)� y� la� distribución�superficial� de� los� diferentes� depósitos� cartografiados.�Con� estas� referencias,� se� deduce� que� el�intervalo�de�retroceso�del�hielo,�desde�la�costa�meridional�de�la�bahía�hasta� la�posición�de�las�morrenas�laterales�del�glaciar�Flora�que�cierran�la�laguna,�debería�ser�similar,�si�no�mayor,�que�el�tiempo�correspondiente�al�retroceso�desde�dicha�posición�de�las�morrenas�a�la�actual�del�hielo�(~6.300�BP),�máxime�si�en�este�último�intervalo�tuvo�lugar�el�Óptimo�Climático�Holoceno.�Esta�suposición�estaría�más�de�acuerdo�con�un�inicio�de�la�deglaciacion�mucho�más�temprano�(entre�14-8�ka�BP;�Ingólfsson,�2004)�que�el�estimado�por�el�propio�Zale.

Palabras clave: Bahía�Esperanza,�Holoceno,�Península�Antártica,�retroceso�glaciar.�

Abstract: The southern coast of Hope Bay is located at the septentrional tip of the Antarctic Peninsula. The glacial cover of the area is made up by the Buenos Aires, Depot, Kenney and Flora glaciers, the latter now reduced to a glacial cirque. Much of this territory presents evidence of the past glacial activity and subsequent periglacial phenomena as well as other landforms linked to coastal processes. During the Last Glacial Maximum (LGM), the ice cap covering the Antarctic Peninsula reached thicknesses between 150-400 m higher than today and spread 200 km to the E and NE of the current coastline. The transition to the Holocene interglacial was completed when the ice had a volume and configuration similar to the current times. This was characterized by the appearance of freshwater lakes on land and the occupation of coastal lands by penguin nests.


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INTRODUCCIÓN

La�zona�estudiada�se�sitúa�en�la�costa�sur�de� la�bahía�Esperanza�ubicada�en�el�extremo�nororiental�de�la�Península�Antártica�y�abierta�hacia�el�estrecho�Antartic.�En�esta�bahía�se�lo-caliza�la�Base�Esperanza�(Argentina)�(63°23’�S,�57°00’�O).�

Geológicamente�pertenece�al�arco�magmá-tico�de�dicha�península�con�afloramientos�me-tasedimentarios� del�Grupo�Trinity�Península,�(Carbonífero-Triásico?),� rocas� detríticas� del�Grupo�Botany�Bay�(Jurásico�Inferior)�y�rocas�volcánicas�del�Grupo�Antartic�Península� (Ju-rásico�Inferior-Medio)�(Fig.�1).

Gran�parte�de�este�territorio,�presenta�evi-dencias�del�retroceso�glaciar�y�de�los�fenóme-nos�periglaciares�que�posteriormente�la�afecta-ron,�además�de�otras�formas�ligadas�al�litoral.

El�objetivo�del�trabajo�es�describir�la�evo-lución�dinámica�retractiva�de�la�cubierta�gla-ciar� basada� en� los� rasgos� geomorfológicos�representados� en� el� mapa� y� en� los� datos� de�cronología�absoluta�disponibles.

MORFOLOGÍA GLACIAR

La�región�aparece�casi� totalmente�cubier-ta� por� hielo� glaciar,� presentando� una� altitud�media�moderada�(400�m),�del�que�sobresalen�afilados�nunataks,�como�el�Monte�Flora�(520�

m),�Pirámide� (565�m)�y�Taylor� (930�m).�No�obstante,�entre�la�margen�meridional�de�bahía�Esperanza� y� el� Monte� Flora-glaciar� Buenos�Aires� aparece� una� franja� libre� de� hielo� que�conforma� un� territorio� alomado� de� unos� 12�km2�con�cotas�inferiores�a�los�100�m.

En�el�modelado�de�dicha�franja�se�recono-ce� el� predominio� casi� absoluto� de� actividad�glaciar�pasada:�formas�aborregadas,�pulimen-tos� y� estrías,� cubetas� de� sobreexcavación,�etc.,� además� de� aparecer� recubierto� más� o�menos�profusamente�por�todo�un�conjunto�de�depósitos� superficiales� asociados� a� la� diná-mica� glaciar� (morrenas� de� diferentes� tipos),�todos� ellos� moderadamente� afectados� por�procesos� periglaciares� superpuestos� en� una�zona�de�permafrost�continuo.�Los�elementos�morfológicos� del� área� fueron� reconocidos� y�cartografiados� en� un�Mapa�Geomorfológico�a� escala� 1:10.000� (Nozal� et al.,� 2013;� Fig.�2),� fruto� de� la� colaboración� entre� el� IAA� y�el�IGME�en�campañas�conjuntas�durante�los�años�2004,�2005�y�2008�

El�glaciarismo�del�extremo�penínsular�an-tártico�es�fundamentalmente�de�tipo�casquete�o�campo�de�hielo,�pero�en�este�caso�con�impor-tantes�desniveles,�puesto�que�la�zona�estudia-da�corresponde�a�un�corredor�con�importante�fracturación�(Heredia�et al.,�2004)�con�alinea-ciones�de�picos�y�crestas�que�sirve�de�articu-lación�entre�los�domos�de�Mont�Snowfield�al�

Five different stages are proposed for the formation of moraines and other events during the Holocene. The chronology of these stages is based on the absolute dates of Zale (1994) and the mapping of the surface distribution of the different deposits. Taking these data into account, it appears that the time interval of the ice retreat from the southern coast of the bay to the position of the lateral moraine of the glacier Flora would be similar, if not greater, than the time of the setback from that position to the current situation (~ 6,300 BP), especially if the latter interval took place during the Holocene Climatic Optimum. This assumption would suggest that the onset of deglaciation was much earlier (between 14-8 ka BP; Ingólfsson, 2004) than the estimates of Zale.

Key words: Antarctic Peninsula, glaciar Retreat, Holocene, Hope Bay.

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NO,�en�el�extremo�de�la�Península�Antártica�y�el�domo�que�cubre� la�pequeña�Península�Ta-barin,�al�sur�de�Bahía�Esperanza.�Presenta�por�tanto� una�fisonomía�bastante� irregular� por� la�interconexión�entre�varias�cuencas,�con�colla-dos�de�difluencia�y�lenguas�de�desbordamiento�no�confinadas�o�como�verdaderos�glaciares�de�valle.

La�cubierta�glaciar�de�la�zona�corresponde,�en�orden�de�importancia,�a�los�glaciares�Bue-nos�Aires�(“casquete”�en�regresión),�Kenney�y�Depot�como�glaciares�de�valle�de�tipo�islándi-co�(de�escape),�y�por�último�el�pequeño�glaciar�Flora,�casi�reducido�a�un�glaciar�de�circo,�pre-sentando�aún,�una�mínima�conexión�lateral�en�su�flanco�sureste�con�el�glaciar�Buenos�Aires.�La�divisoria�glaciar�del�Monte�Flora�dibuja�un�conjunto�de�aristas�largas�y�afiladas,�mientras�que�otros�nunataks� de� la� región�presentan� la�típica�forma�piramidal�o�hörn.

RETROCESO GLACIAR

Durante�el�Último�Máximo�Glaciar�(LGM)�analizado�por�Ingolfson�et al.�(2003)�y�ubica-do� temporalmente� al� finales� del� Pleistoceno�

(Fig.� 2),� el� casquete� que� cubría� la� península�Antártica�alcanzó�espesores�entre�150-400�m�mayores�que�los�actuales,�y�se�extendió�unos�200�km�hacia�el�E�y�NE�de�la�actual�línea�de�costa.� La� transición� al�Holoceno� interglaciar�se�completa�cuando�se�alcanzan�volúmenes�y�una�configuración�de�hielo�similar�al�actual,�o�menor,� caracterizándose� por� la� aparición� de�lagos�de�agua�dulce�en�tierra�y�por�la�ocupa-ción�de�terrenos�costeros�por�pingüineras�(Del�Valle�et al.,�2007).�

Zale�(1994a,�b)�analizó�los�sedimentos�la-custres� de� la� Laguna� Boeckella� (Figs.� 2,� 4),�deduciendo� la� presencia� de� pingüinos� y� su�establecimiento� en� sus� orillas� desde,� al� me-nos,�5550�años�BP,�unos�0,8�Ka�después�de�la�deglaciación� (~6300�años�BP).�Dicha� laguna�se�localiza�a�unos�800�m�al�sur�de�la�Base�Es-peranza,�a�una�cota�de�unos�45�m.�Se�trata�de�una�pequeña�(0,06�km2)�pero�bastante�profun-da�(9�m)�laguna�de�agua�dulce�muy�eutrófica,�alimentada�por�las�aguas�de�fusión�de�los�gla-ciares�Flora�y�Pirámide.�Una�gran�pingüinera�se�asienta�sobre�los�cordones�morrénicos�que�bordean�la�laguna�por�el�noroeste


Geológicamente pertenece al arco magmático de dicha península con afloramientos metasedimentarios del Grupo Trinity Península, (Carbonífero-Triásico?),

rocas detríticas del Grupo Botany Bay (Jurásico Inferior) y rocas volcánicas del Grupo Antartic Península (Jurásico Inferior-Medio) (Fig. 1).

FIGURA 1. Situación geográfica y geológica del entorno de la Base Esperanza (Argentina) en el ámbito de la Península Antártica.

Gran parte de este territorio, presenta evidencias del retroceso glaciar y de los fenómenos periglaciares que posteriormente la afectaron, además de otras formas ligadas al litoral.

El objetivo del trabajo es describir la evolución dinámica retractiva de la cubierta glaciar basada en los rasgos geomorfológicos representados en el mapa y en los datos de cronología absoluta disponibles.

MORFOLOGÍA GLACIAR

La región aparece casi totalmente cubierta por hielo glaciar, presentando una altitud media moderada (400 m), del que sobresalen afilados nunataks, como el Monte Flora (520 m), Pirámide (565 m) y Taylor (930 m). No obstante, entre la margen meridional de bahía Esperanza y el Monte Flora-glaciar Buenos Aires aparece una franja libre de hielo que conforma un territorio alomado de unos 12 km2 con cotas inferiores a los 100 m.

En el modelado de dicha franja se reconoce el predominio casi absoluto de actividad glaciar pasada: formas aborregadas, pulimentos y estrías, cubetas de sobreexcavación, etc., además de aparecer recubierto más o menos profusamente por todo un conjunto de depósitos superficiales asociados a la dinámica glaciar (morrenas de diferentes tipos), todos ellos moderadamente afectados por procesos periglaciares superpuestos en una zona de permafrost continuo. Los

elementos morfológicos del área fueron reconocidos y cartografiados en un Mapa Geomorfológico a escala 1:10.000 (Nozal, et al., 2013; Fig. 2), fruto de la colaboración entre el IAA y el IGME en campañas conjuntas durante los años 2004, 2005 y 2008

El glaciarismo del extremo penínsular antártico es fundamentalmente de tipo casquete o campo de hielo, pero en este caso con importantes desniveles, puesto que la zona estudiada corresponde a un corredor con importante fracturación (Heredia et al., 2004) con alineaciones de picos y crestas que sirve de articulación entre los domos de Mont Snowfield al NO, en el extremo de la Península Antártica y el domo que cubre la pequeña Península Tabarin, al sur de Bahía Esperanza. Presenta por tanto una fisonomía bastante irregular por la interconexión entre varias cuencas, con collados de difluencia y lenguas de desbordamiento no confinadas o como verdaderos glaciares de valle.

La cubierta glaciar de la zona corresponde, en orden de importancia, a los glaciares Buenos Aires (“casquete” en regresión), Kenney y Depot como glaciares de valle de tipo islándico (de escape), y por último el pequeño glaciar Flora, casi reducido a un glaciar de circo, presentando aún, una mínima conexión lateral en su flanco sureste con el glaciar Buenos Aires. La divisoria glaciar del Monte Flora dibuja un conjunto de aristas largas y afiladas, mientras que otros nunataks de la región presentan la típica forma piramidal o hörn.

Comentado [P3]: La parte izquierda no se lee al tamaño de edición. Se puede ampliar, ocupando el espacio como el del mapa de la derecha.

Comentado [P4]: En castellano no es un uso correcto de los :. Se debe poner las altitudes entre paréntesis o entre comas.

Comentado [P5]: Glaciaria, no es uso correcto en español, aunque se utilice en América, debe ser glaciar.

Comentado [P6]: No citado en las referencias

FIGURA�1.�Situación geográfica y geológica del entorno de la Base Esperanza (Argentina) en el ámbito de la Península Antártica

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De�la�distribución�superficial�y�del�análisis�entre� los� diferentes� depósitos� y� formas� car-tografiadas,� se� ha� establecido� una� secuencia�cronológica�relativa.�A�partir�de�dicha�secuen-

cia,� y� tomando� como� anclaje� las� dataciones�absolutas�de�Zale�(1994a)�se�proponen�cinco�estadios�de�formación�de�morrenas�y�eventos�durante�el�Holoceno�(Fig.�3).


FIGURA 2. Parte del mapa geomorfológico de Bahía Esperanza (Nozal et al., 2013), con la leyenda morfogenética y cronológica. Formaciones

superficiales: a.- Fondo de Valle; aluviales. b.- Depósitos de arroyada; rellenos de vaguadas. c.- Abanico aluvial proglaciar. d.- Morrena de fondo; estadío I. e.- Morrena lateral; estadío II. f.- Morrena de fondo; estadío III. g.- Morrenas laterales, centrales y frontales; estadío IV. h.- Morrena de

fondo; estadío IV. i.- Ladera de bloques. j.- Talud de derrubios. k.- Campo de rocas. l.- Cono de derrubios. m.- Deslizamiento en morrenas. n.- Colapsos termocársticos, afectando a till y aluviales. o.- Terrazas marinas. p.- Fandeltas. q.- Antrópico.

RETROCESO GLACIAR

Durante el Último Máximo Glaciar (LGM) analizado por Ingolfson et al. (2003) y ubicado temporalmente al finales del Pleistoceno (Fig. 2), el casquete que cubría la península Antártica alcanzó espesores entre 150-400 m mayores que los actuales, y se extendió unos 200 km hacia el E y NE de la actual línea de costa. La transición al Holoceno interglaciar se completa cuando se alcanzan volúmenes y una configuración de hielo similar al actual, o menor,

caracterizándose por la aparición de lagos de agua dulce en tierra y por la ocupación de terrenos costeros por pingüineras (Del Valle et al., 2007).

Zale (1994a, b) analizó los sedimentos lacustres de la Laguna Boeckella (Figs. 2, 4), deduciendo la presencia de pingüinos y su establecimiento en sus orillas desde, al menos, 5550 años BP, unos 0,8 Ka después de la deglaciación (~6300 años BP). Dicha laguna se localiza a unos 800 m al sur de la Base Esperanza, a una cota de unos 45 m. Se trata de una

Comentado [P7]: ver más arriba

Comentado [P8]: 6 300, los años no llevan puntos.

FIGURA�2.�Parte del mapa geomorfológico de Bahía Esperanza (Nozal et al., 2013), con la leyenda morfogenética y cronológica. Formaciones superficiales: a.- Fondo de Valle; aluviales. b.- Depósitos de arroyada; rellenos de vaguadas. c.- Abanico aluvial proglaciar. d.- Morrena de fondo; estadío I. e.- Morrena lateral; estadío II. f.- Morrena de fondo; estadío III. g.- Morrenas laterales, centrales y frontales; estadío IV. h.- Morrena de fondo; estadío IV. i.- Ladera de bloques. j.- Talud de derrubios. k.- Campo de rocas. l.- Cono de derrubios. m.- Deslizamiento en morrenas. n.- Colapsos termocársticos, afectando a till y aluviales. o.- Terrazas marinas. p.- Fandeltas. q.- Antrópico

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Los� depósitos� y/o� formas� proceden� del�mapa�geomorfológico�de�Nozal�et al.,�(2013)�y� las� edades� están� basadas� en� Zale,� (1994a�y�b).

•� �LGM:� Casquete� de� hielo� sobre� la� pla-taforma� media� y� externa� tocando� fondo�(grounding line)�a�profundidades�mayores�o�iguales�de�400�m.�Sobresalen�pequeños�Nunataks.�Edad�probable:�24-14�ka�BP,�In-gólfsson,�2004).

•� �Estadio�I:�Deglaciación�de�las�zonas�inter-nas� de� plataforma,� fiordos� y� bahías.� Su-perficies� de� abrasión� glaciar� con� pulido,�estrías�y�bloques�erráticos.�Inicio�del�um-bral�Colinas� Scar� (Fig.� 5),� replanos,� pin-güineras�principal�+45-50�m,�y�alta�+116�m;�roca�aborregada�con�estrías�en�la�costa�Caleta�Cabaña.�Edad�probable:�~6�ka�BP,�Ingólfsson�(2004).

•� �Estadio�II:�Generación�de�depósitos�litora-les�de�cantos�(actualmente�a�+5-10�m)�en�las�costas�de�Caleta�Cabaña�y�Papúa.�Edad�problable:�6,2�ka?�BP,�(Zale,�1994a).�Dos�morrenas�laterales�del�glaciar�Flora�(futuro�cierre�noroeste�de� la� laguna�Boeckella)�y�una�sobre�superficie�+116�m.�Por�ablación,�aparece�el�nunatak�Nobby,�diferenciándo-se�el�glaciar�Pirámide�del�glaciar�Buenos�Aires.� Edad� probable:� 6,0� ka� BP� (Zale,�1994a).

•� �Estadio�III:�Desarrollo�del�till�de�fondo�de�la� cubeta� Boeckella,� formación� de� la� la-guna� (Fig.� 4)� y� comienzo� de� relleno� con�sedimentos� ornitogénicos.� Formación� del�till�de�fondo�y�cubetas�de�sobreexcavación�en�el�valle�Cinco�Lagunas�(Fig.�5);�till�de�fondo� sobre� superficie�+116�m.� Inicio� de�la�construcción�del�talud�de�derrubios�pe-riglaciares� de� la� vertiente�NO� del�Monte�


pequeña (0,06 km2) pero bastante profunda (9 m) laguna de agua dulce muy eutrófica, alimentada por las aguas de fusión de los glaciares Flora y Pirámide. Una gran pingüinera se asienta sobre los cordones morrénicos que bordean la laguna por el noroeste

De la distribución superficial y del análisis entre los diferentes depósitos y formas cartografiadas, se ha

establecido una secuencia cronológica relativa. A partir de dicha secuencia, y tomando como anclaje las dataciones absolutas de Zale (1994a) se proponen cinco estadios de formación de morrenas y eventos durante el Holoceno (Fig. 3).

FIGURA 3. Cinco estadios de formación de morrenas y evolución del relieve, que representan la retracción glaciar de la Bahía Esperanza desde el Último Máximo Glaciar (LGM).

Los depósitos y/o formas proceden del Mapa Geomorfológico de Nozal et al., (2013) y las edades están basadas en Zale, (1994a y b).

LGM: Casquete de hielo sobre la plataforma media y externa tocando fondo (grounding line) a profundidades mayores o iguales de 400 m. Sobresalen pequeños Nunataks. Edad probable: 24-14 ka BP, Ingólfsson, 2004).

Estadio I: Deglaciación de las zonas internas de plataforma, fiordos y bahías. Superficies de abrasión glaciar con pulido, estrías y bloques erráticos. Inicio del umbral Colinas Scar (Fig. 5),

replanos, pingüineras principal +45-50 m, y alta +116 m; roca aborregada con estrías en la costa Caleta Cabaña. Edad probable: ~6 ka BP, Ingólfsson (2004).

Estadio II: Generación de depósitos litorales de cantos (actualmente a +5-10 m) en las costas de Caleta Cabaña y Papúa. Edad problable: 6,2 ka? BP, (Zale, 1994a). Dos morrenas laterales del glaciar Flora (futuro cierre noroeste de la laguna Boeckella) y una sobre superficie +116 m. Por ablación, aparece el nunatak Nobby, diferenciándose el glaciar Pirámide del glaciar

Comentado [P9]: Poner fecha de referencia, por ejemplo Zale (1994a)

Comentado [P10]: eliminar acento

Comentado [P11]: ver arriba

Comentado [P12]: poner a o b.

Comentado [P13]: añadir de la

FIGURA�3.�Cinco estadios de formación de morrenas y evolución del relieve, que representan la retracción glaciar de la Bahía Esperanza desde el Último Máximo Glaciar (LGM)

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Flora.� ¿Ascenso� glacio-isostático� de� pla-yas� marinas� a� terrazas� +5-10� m?.� Edad�probable:�5,5�ka�BP� (1ª�pingüinera;�Zale,�1994�a,b).

•� �Estadio� IV:� Retroceso� del� glaciar� Flora.�Formación�de�diez�pequeños�arcos�morré-nicos�escalonados�sobre�superficie�de�+116�m.�Diferenciación�de�los�glaciares:�Arena,�Depot,�Kenney,�Pirámide�y�Buenos�Aires.�Pequeño�arco�frontal�del�glaciar�Pirámide�al�S�de�la�laguna�Boeckella.�Till�de�fondo�en�el�margen�NO�del�glaciar�Buenos�Aires;�morrena� lateral� derecha� del� glaciar� Ken-ney;�morrenas�laterales�del�glaciar�Depot;�

suelos�estructurados.�Edad�probable:�~3.5�ka/850�a�BP,�(Zale�1994a).

•� �Estadio� V:� Establecimiento� del� glaciar� de�circo� Flora,� último� arco� frontal.� Inversión�del� relieve�por�ablación�del�glaciar�Buenos�Aires�en�morrena�Nobby�(con�núcleo�de�hie-lo),�denominado�informalmente�“montón�de�escombros”�(Fig.�4).�Retroceso�cartografiado�(último�siglo)�de�la�lengua�del�glaciar�Depot.�Colapsos�termocársticos�en�morrenas�origi-nan�pequeñas�lagunas�y�en�morrenas�latera-les�de�cierre�de�la�laguna�Boeckella�provocan�su�vaciado�parcial�en�2005.�Edad�probable:�850�a�BP-presente,�(Zale,�1994a).

DISCUSION Y CONCLUSIONES

Con�los�depósitos�y�formas�cartografiados�y�las�edades�absolutas�disponibles,�se�deduce�que�el�intervalo�de�retroceso�del�hielo,�desde�la�costa�meridional�de�la�bahía�hasta�la�posi-ción�de�las�morrenas�laterales�del�glaciar�Flora�que�cierran�la�laguna,�debería�ser�similar,�si�no�mayor,�que�el�tiempo�correspondiente�al�retro-ceso�desde�dicha�posición�a� la�actual�(~6300�

BP),�máxime�si�en�este�último�intervalo�tuvo�lugar�el�Óptimo�Climático�Holoceno.�Esta�su-posición�estaría�más�de�acuerdo�con�un�inicio�de�la�deglaciación�mucho�más�temprano�(entre�14-8�ka�BP;�Ingólfsson,�2004)�que�el�estimado�por�el�propio�Zale.

La�disposición�cartográfica�de�las�morrenas�posteriores�a�la�formación�de�la�laguna�Boecke-lla�no�permite�deducir�la�existencia�de�reavances�


Buenos Aires. Edad probable: 6,0 ka BP (Zale, 1994a).

Estadio III: Desarrollo del till de fondo de la cubeta Boeckella, formación de la laguna (Fig. 4) y comienzo de relleno con sedimentos ornitogénicos. Formación del till de fondo y cubetas de sobreexcavación en el valle Cinco Lagunas (Fig. 5); till de fondo sobre superficie +116 m. Inicio de la construcción del talud de derrubios periglaciares de la vertiente NO del Monte Flora. ¿Ascenso glacio-isostático de playas marinas a terrazas +5-10 m?. Edad probable: 5,5 ka BP (1ª pingüinera; Zale, 1994 a,b).

Estadio IV: Retroceso del glaciar Flora.

Formación de diez pequeños arcos morrénicos escalonados sobre superficie de +116 m. Diferenciación de los glaciares: Arena, Depot, Kenney, Pirámide y Buenos Aires. Pequeño arco

frontal del glaciar Pirámide al S de la laguna Boeckella. Till de fondo en el margen NO del glaciar Buenos Aires; morrena lateral derecha del glaciar Kenney; morrenas laterales del glaciar Depot; suelos estructurados. Edad probable: ~3.5 ka/850 a BP, (Zale 1994a).

Estadio V: Establecimiento del glaciar de circo Flora, último arco frontal. Inversión del relieve por ablación del glaciar Buenos Aires en morrena Nobby (con núcleo de hielo), denominado informalmente “montón de escombros” (Fig. 4). Retroceso cartografiado (último siglo) de la lengua del glaciar Depot. Colapsos termocársticos en morrenas originan pequeñas lagunas y en morrenas laterales de cierre de la laguna Boeckella provocan su vaciado parcial en 2005. Edad probable: 850 a BP-presente, (Zale, 1994a).

FIGURA 4. Panorámica de la zona estudiada desde el Monte Flora hacia el NE mostrando la mayor parte de la superficie deglaciada, con replanos erosivos y depósitos morrénicos. Se observa la posición de la morrena del nunatak Nobby (“montón de escombros” mencionado en el texto), en el

borde del glaciar Buenos Aires.

DISCUSION Y CONCLUSIONES

Con los depósitos y formas cartografiados y las edades absolutas disponibles, se deduce que el intervalo de retroceso del hielo, desde la costa meridional de la bahía hasta la posición de las morrenas laterales del glaciar Flora que cierran la laguna, debería ser similar, si no mayor, que el tiempo correspondiente al retroceso desde dicha posición a la actual (~6300 BP), máxime si en este último intervalo

tuvo lugar el Óptimo Climático Holoceno. Esta suposición estaría más de acuerdo con un inicio de la deglaciación mucho más temprano (entre 14-8 ka BP; Ingólfsson, 2004) que el estimado por el propio Zale.

La disposición cartográfica de las morrenas posteriores a la formación de la laguna Boeckella no permite deducir la existencia de reavances glaciares (neoglaciación), tal como se propone en otras áreas cercanas durante el Holoceno medio y superior, sino

Comentado [P14]: eliminar ,

Comentado [P15]: idem

Comentado [P16]: uso incorrecto de los :, usar coma o punto y seguido.

Comentado [P17]: hasta aquí se usaban números romanos (V), homogenizar.

Comentado [P18]: incluir de la



FIGURA�4.�Panorámica de la zona estudiada desde el Monte Flora hacia el NE mostrando la mayor parte de la super-ficie deglaciada, con replanos erosivos y depósitos morrénicos. Se observa la posición de la morrena del nunatak Nobby (“montón de escombros” mencionado en el texto), en el borde del glaciar Buenos Aires

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glaciares� (neoglaciación),� tal� como� se�propone�en�otras�áreas�cercanas�durante�el�Holoceno�me-dio�y�superior,�sino�más�bien�al�contrario,�la�su-cesión�de�arcos�morrénicos�frontales�del�glaciar�Flora�indicaría�la�sucesiva�retracción�del�mismo.

El� relieve� destacado� (≥10m)� con� respecto�a�la�superficie�media�del�glaciar�Buenos�Aires,�que�muestra� la�morrena�(con�núcleo�de�hielo)�del�nunatak�Nobby,� en� el� denominado� “mon-tón�de�escombros”,�da�el�espesor�del�hielo�per-dido�por�ablación�superficial,�y�a�partir�de�él,�una�buena�referencia�para�la�modelización�de�la�pérdida�en�volumen�del�glaciar�Buenos�Aires.

AGRADECIMIENTOS

Este� trabajo� ha� sido� financiado� por� el�IGME,� el� IAA� y� las�Acciones�Especiales� de�la�DGI�CGL2007-30867-E/ANT�y�CTM2010-09995-E/ANT.

REFERENCIAS

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Zale,� R.� 1994b.� 14C�Age� corrections� in� an-tarctic� lake� sediments� inferred� from� geo-chemistry.�Radiocarbon,�36�(2),�173-185.


más bien al contrario, la sucesión de arcos morrénicos frontales del glaciar Flora indicaría la sucesiva retracción del mismo.

El relieve destacado (≥10m) con respecto a la superficie media del glaciar Buenos Aires, que muestra la morrena (con núcleo de hielo) del nunatak Nobby, en el denominado “montón de escombros”, da el espesor del hielo perdido por ablación superficial, y a

partir de él, una buena referencia para la modelización de la pérdida en volumen del glaciar Buenos Aires.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido financiado por el IGME, el IAA y las Acciones Especiales de la DGI CGL2007-30867-E/ANT y CTM2010-09995-E/ANT.

FIGURA 5. Panorámica de la zona estudiada hacia el sur desde las proximidades de la base Esperanza. Se observa el talud y los conos de derrubios periglaciares bajo el escarpe del Monte Flora; cubetas de sobreexcavación glaciar ocupadas por lagunas en el valle de las Cinco Lagunas. Al fondo

de la bahía la lengua de descarga del glaciar Depot.

REFERENCIAS Del Valle, R.A., Montalti, D., Inbar, M. y Boaretto, E.

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Zale, R. 1994b. 14C Age corrections in antarctic lake sediments inferred from geochemistry. Radiocarbon, 36 (2), 173-185.

Comentado [P21]: no citado en el texto, eliminar

FIGURA�5.�Panorámica de la zona estudiada hacia el sur desde las proximidades de la base Esperanza. Se observa el talud y los conos de derrubios periglaciares bajo el escarpe del Monte Flora; cubetas de sobreexcavación glaciar ocupadas por lagunas en el valle de las Cinco Lagunas. Al fondo de la bahía la lengua de descarga del glaciar Depot

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El retroceso glaciar en las islas Shetland del Sur (Antártida) durante el Holoceno

Glacial retreat in the South Shetland Islands (Antarctica) during the Holocene

M. Oliva1, D. Antoniades2, S. Giralt3, I. Granados4, S. Pla-Rabes5, M. Toro6 y E.J. Liu7

1 �Centro�de�Estudos�Geográficos�–�IGOT,�Universidade�de�Lisboa,�Lisboa�(Portugal)2 �Departamento�de�Geografía�-�Centre�d’études�nordiques�(CEN),�Université�Laval�(Canadá)3 �Institut�de�Ciències�de�la�Terra�Jaume�Almera,�CSIC�(España)4 �Parque�Nacional�de�Guadarrama�(España)5 �Centre�de�Recerca�Ecològica�i�Aplicacions�Forestals�(CREAF-CSIC)�(España)6 �Centro�de�Estudios�Hidrográficos�(CEDEX)�(España)7 �Departamento�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Bristol�(Reino�Unido)

Resumen: Sólo�un�0.4%�de�la�superficie�de�Antártida�permanece�libre�de�hielo.�Entre�los�escasos�sectores�no�glaciados�destacan�numerosos�enclaves� litorales�en�el� extremo�septentrional�de� la�península�Antártica.�Éste�es�el�caso�de�las�penínsulas�de�Byers�(isla�Livingston)�y�Barton�(isla�King�George),�ambas�en�las�islas�Shetland�del�Sur,�donde�se�localizan�decenas�de�lagos�y�lagunas.�En�2012�se�recuperaron�las�secuencias�sedimentarias�de�un�total�de�cinco�lagos�en�cada�península.�La�datación�por�termoluminiscencia�y�C14�de�sus�sedimentos�basales�sugiere�la�edad�de�aparición�de�estos�lagos�y,�consecuentemente,�es�indicativa�de�la�edad�de�deglaciación.�La�contracción�de�los�casquetes�glaciares�en�ambas�penínsulas�se�inició�en�torno�a�8�ka�BP,�siendo�los�márgenes�litorales�más�alejados�de�los�domos�glaciares�y�las�áreas�más�elevadas�(nunataks)�los�primeros�en�quedar�libres�de�hielo.�En�la�península�Byers,�entre�5�y�6�ka�BP�la�zona�centro-occidental�resta�deglaciada.�Durante�el�Holoceno�Medio�se�detecta�una�cierta�estabilidad�glaciar�en�ambas�áreas,�iniciándose�el�retroceso�glaciar�en�Barton�en�torno�a�3.7�ka�cal�BP.�Posteriormente,�en�torno�a�1.8-2.4�ka�cal�BP�en�ambas�áreas�los�glaciares�llegan�cerca�de�los�límites�que�marcan�las�morrenas�(sub)actuales,�con�posibles�avances�y�retrocesos�menores�desde�entonces.

Palabras clave: Antártida,�deglaciación,�península�Barton,�península�Byers,�sedimentos�lacustres.

Abstract: Only 0.4% of Antarctic surface is ice-free. Among the scarce ice-free areas, there are several costal environments in the northernmost tip of the Antarctic Peninsula. This is the case of the deglaciated areas existing in Byers (Livingston Island) and Barton peninsulas (King George Island), where several lakes are distributed. The dating of the basal sediments collected in 2012 from five lakes from each of these two peninsulas allows to infer the age of formation of each lake. The chronological framework has been established using two complementary techniques: radiocarbon dating and thermoluminescence. The integration of these ages enables the reconstruction of the spatial and temporal pattern of deglaciation of these spaces. In both peninsulas the deglaciation started during the Early Holocene, around 8 ka cal BP. The areas


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INTRODUCCIÓN

La� península� Antártica� (PA)� está� expe-rimentando�una� de� las� tasas�más� rápidas� de�calentamiento� de� la�Tierra,� con� un� aumento�de� temperatura�de�aproximadamente�0.5� ºC/década�(Turner�et al.,�2005).�En�consecuen-cia,�en�numerosas�áreas�de�la�PA�los�glaciares�han�mostrado�una� tendencia�acelerada�hacia�la�pérdida�de�volumen�(Pritchard�y�Vaughan,�2007;�Cook�y�Vaughan,�2010).�Con�ello,�aun-que�las�áreas�libres�de�hielo�actualmente�sólo�representan�el�~0,4%�de�la�superficie�terrestre�de�la�Antártida�se�espera�que�éstas�aumenten�en�número�y�superficie�durante�las�próximas�décadas.�En�la�región�de�la�PA,�las�zonas�li-bres�de�hielo�se�encuentran�en�su�mayoría�a�lo�largo�de�las�zonas�costeras�e�incluyen�tanto�nunataks�como�ambientes�litorales�donde�las�temperaturas�medias�anuales�son�ligeramente�negativas.

Durante� los� últimos� años� ha� habido� un�creciente�interés�en�mejorar�la�cronología�ho-locena�de� los�eventos�climáticos�y�evolución�glaciar� en� las� islas� Shetland� del� Sur� (ISS).�Las�edades�ofrecidas�por�métodos�de�datación�absoluta�proporcionadas�por�el�uso�del�radio-carbono�en�registros�marinos�y�terrestres�(In-gólfsson�et al.,�2003)�se�han�complementado�recientemente� con� dataciones� cosmogénicas�sobre� formas� de� erosión� y� acumulación� gla-ciar�(Seong�et al.,�2009;�Balco,�2011).�No�obs-tante,� en�muchos� sectores� el� patrón� espacial�

y�temporal�de�la�deglaciación�de�las�actuales�áreas�libres�de�hielo,�así�como�sus�implicacio-nes� geomorfológicas,� es� aún� poco� conocido.�Ello� sucede�en� la�península�Byers,� en� la� isla�Livingston,�donde�el�conocimiento�del� retro-ceso�glaciar�se�asienta�en�interpretaciones�geo-morfológicas� (López-Martínez� et al.,� 1996,�2012),�el�patrón�de�la�red�de�drenaje�(Mink�et al.,� 2013)�y� en� la�datación�de� la�base�de� los�sedimentos�del� lago�Limnopolar,�que�ofreció�una�edad�estimada�de�~8,3�ka�cal�BP�(Toro�et al.,�2013).�Otros�lagos�sondeados�en�Byers�re-portaron�edades�entre�4�y�5�ka�cal�BP�(Björk�et al.�1996).�En�la�península�Barton,�situada�en�el�margen�suroccidental�de�la�isla�King�Geor-ge,� el� retroceso�glaciar� ha�dejado�numerosas�morfologías� glaciares� y� periglaciares� (López�Martínez�et al.,�2002),�que�sirvieron�para�ela-borar� una� propuesta� de� evolución� ambiental�post-glaciar�(Serrano�y�López�Martínez,�2004;�Serrano,� 2008).� Posteriormente,� Seong� et al.�(2009)� realizaron� una� decena� de� dataciones�por�isótopos�cosmogénicos�(Cl36)�que�eviden-ciaron�que�la�pérdida�de�volumen�del�glaciar�Collins�empezó�en�torno�a�15,5�±�2,5�ka,�pro-longándose�durante�el�Holoceno.�Según�estos�autores,�la�costa�occidental�sería�la�última�área�deglaciada�en�Barton,�hecho�que�aconteció�du-rante�los�dos�últimos�milenios.

En�este�trabajo�se�amplía�el�conocimiento�ya� existente� sobre� la� cronología�de� la�degla-ciación�en�ambas�áreas.�A�partir�de�la�datación�de� los� sedimentos� basales� de� una� decena� de�

located far away from the current ice domes and the highest peaks in the two peninsulas (nunataks) were the first areas to become ice-free. In Byers Peninsula between 5-6 ka cal BP the central-western part was progressively deglaciated. During the mid-Holocene there is a relative stability of the glaciers in both areas, starting to retreat in Barton at around 3.7 ka cal BP. Since 1.8-2.4 ka cal BP glacier fronts remained confined to the current position defined by the present frontal moraines, with minor advances and retreats.

Key words: Antarctica, Byers Peninsula, Barton Peninsula, deglaciation, lake sediments.

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lagos�distribuidos�en�las�penínsulas�de�Byers�y�Barton�se�discute�un�modelo�de�la�evolución�espacio-temporal�del�retroceso�glaciar�en�am-bos�sectores.

ÁREA DE ESTUDIO

Las�ISS�se�localizan�en�el�extremo�norocci-dental�de�la�PA,�a�un�centenar�de�km�del�con-tinente.� Se� trata� de� un� archipiélago� formado�por�una�decena�de�islas�distribuidas�a�lo�largo�de� 120� km� en� disposición� SSW-NNE.�En� la�mayoría�de�estas�islas,�hay�espacios�libres�de�hielo�glaciar,�como�es�el�caso�de�la�península�Byers�y�la�península�Barton�(Fig.�1).


aumenten en número y superficie durante las próximas décadas. En la región de la PA, las zonas libres de hielo se encuentran en su mayoría a lo largo de las zonas costeras e incluyen tanto nunataks como ambientes litorales donde las temperaturas medias anuales son ligeramente negativas.

Durante los últimos años ha habido un creciente interés en mejorar la cronología holocena de los eventos climáticos y evolución glaciar en las islas Shetland del Sur (ISS). Las edades ofrecidas por métodos de datación absoluta proporcionadas por el uso del radiocarbono en registros marinos y terrestres (Ingólfsson et al., 2003) se han complementado recientemente con dataciones cosmogénicas sobre formas de erosión y acumulación glaciar (Seong et al., 2009; Balco, 2011). No obstante, en muchos sectores el patrón espacial y temporal de la deglaciación de las actuales áreas libres de hielo, así como sus implicaciones geomorfológicas, es aún poco conocido. Ello sucede en la península Byers, en la isla Livingston, donde el conocimiento del retroceso glaciar se asienta en interpretaciones geomorfológicas (López-Martínez et al., 1996, 2012), el patrón de la red de drenaje (Mink et al., 2013) y en la datación de la base de los sedimentos del lago Limnopolar, que ofreció una edad estimada de ~8,3 ka cal BP (Toro et al., 2013). Otros lagos sondeados en Byers reportaron edades entre 4 y 5 ka cal BP (Björk et al. 1996). En la península Barton, situada en el margen suroccidental de la isla King George, el retroceso glaciar ha dejado numerosas morfologías glaciares y periglaciares (López Martínez et al., 2002), que sirvieron para elaborar una propuesta de evolución ambiental post-glaciar (Serrano y López Martínez, 2004; Serrano, 2008). Posteriormente, Seong et al. (2009) realizaron una decena de dataciones por isótopos cosmogénicos (Cl36) que evidenciaron que la pérdida de volumen del glaciar Collins empezó en torno a 15,5 ± 2,5 ka, prolongándose durante el Holoceno. Según estos autores, la costa occidental sería la última área deglaciada en Barton, hecho que aconteció durante los dos últimos milenios.

En este trabajo se amplía el conocimiento ya existente sobre la cronología de la deglaciación en ambas áreas. A partir de la datación de los sedimentos basales de una decena de lagos distribuidos en las penínsulas de Byers y Barton se discute un modelo de la evolución espacio-temporal del retroceso glaciar en ambos sectores.

ÁREA DE ESTUDIO Las ISS se localizan en el extremo noroccidental de la PA, a un centenar de km del continente. Se trata de un archipiélago formado por una decena de islas distribuidas a lo largo de 120 km en disposición SSW-NNE. En la mayoría de estas islas, hay espacios libres de hielo glaciar, como es el caso de la península Byers y la península Barton (Fig. 1).

FIGURA 1. Localización de las áreas de estudio en la península Antártica (A): península Byers (B) y península Barton (C).

La península Byers cuenta con una extensión de 60

km2 y está declarada como Área Antártica de Especial Protección (ASPA, en su acrónimo inglés) por sus valores históricos y ambientales. Cierra el margen occidental de la isla Livingston presentando una morfología de "Y" tumbada y abierta hacia el oeste, con el domo glaciar Rotch en su flanco oriental. El relieve de Byers está determinado por un sector central relativamente plano con alturas entre los 40 y 110 m s.n.m. rodeado por una secuencia de terrazas holocenas entre 2 y 15 m y salpicado por picos que alcanzan alturas de entre 140 y 265 m. Casi un centenar de lagos y pequeñas lagunas, tanto permanentes como estacionales, se distribuyen por el relieve de Byers.

La península Barton se emplaza en el margen suroccidental de King George y cuenta con un área libre de 8 km2. El glaciar Collins constituye el margen nororiental del área deglaciada. El relieve de la península Barton es abrupto, con numerosas elevaciones que sobrepasan los 180-200 m y un escarpe litoral de más de 100 m de altura en la vertiente

FIGURA� 1.�Localización de las áreas de estudio en la península Antártica (A): península Byers (B) y península Barton (C)

La�península�Byers�cuenta�con�una�exten-sión� de� 60� km2� y� está� declarada� como�Área�Antártica� de� Especial� Protección� (ASPA,� en�su�acrónimo�inglés)�por�sus�valores�históricos�y�ambientales.�Cierra�el�margen�occidental�de�la�isla�Livingston�presentando�una�morfología�de�“Y”�tumbada�y�abierta�hacia�el�oeste,�con�el� domo� glaciar�Rotch� en� su� flanco� oriental.�El� relieve� de�Byers� está� determinado�por� un�sector�central�relativamente�plano�con�alturas�entre� los�40�y�110�m�s.n.m.�rodeado�por�una�

secuencia�de�terrazas�holocenas�entre�2�y�15�m�y�salpicado�por�picos�que�alcanzan�alturas�de�entre�140�y�265�m.�Casi�un�centenar�de�lagos�y�pequeñas�lagunas,�tanto�permanentes�como�estacionales,� se� distribuyen� por� el� relieve� de�Byers.

La�península�Barton�se�emplaza�en�el�mar-gen� suroccidental� de� King� George� y� cuenta�con�un�área�libre�de�8�km2.�El�glaciar�Collins�constituye�el�margen�nororiental�del�área�de-glaciada.� El� relieve� de� la� península� Barton�es� abrupto,� con� numerosas� elevaciones� que�sobrepasan� los�180-200�m�y�un�escarpe� lito-ral�de�más�de�100�m�de�altura�en�la�vertiente�meridional.� Decenas� de� cuerpos� lacustres� se�emplazan�en�el�área�deglaciada�de�la�península�Barton.

En� ambas� áreas� las� condiciones� climáti-cas� son� parecidas,� con� temperaturas�medias�anuales� a�nivel� de�mar�de� -1,8� ºC�en� la�pe-nínsula�Barton�(1988-2014)�y�-2�ºC�en�la�pe-nínsula�Byers�(2002-2010),�y�precipitaciones�que�oscilan�entre�los�500�y�800�mm�(Bañón�et al.,� 2013).� La� litología� está� básicamente�conformada�por�rocas�de�origen�volcánico�de�diferentes�edades,�con�unos�procesos�perigla-ciares�muy�activos.�La�vegetación�es�escasa,�compuesta�mayoritariamente� por� líquenes� y�musgos�y�con�una�distribución�preferente�en�las�terrazas�marinas�existentes�en�ambos�sec-tores.

METODOLOGÍA

La� recolección� de� sedimentos� lacustres�se� llevó� a� cabo� en� dos� campañas� antárticas�consecutivas.�En�enero�de�2012�se�sondearon�los� lagos�de� la�península�Barton�con�un�son-deador� de� gravedad/percusión� desde� un� bote�inflable.� Los� lagos� de� la� península� Byers� se�muestrearon� en� noviembre� de� 2012� cuando�aún�presentaban�una�espesa�cubierta�de�hielo,�usando�un�sondeador�de�pistón�de�90�mm�de�diámetro�para�los�sedimentos�profundos�y�uno�

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de�gravedad�de�60�mm�de�diámetro�para� los�más�superficiales.

Los�sedimentos�se�mantuvieron�a�tempera-tura�constante�dentro�de�una�cámara�frigorífica�a�4�ºC�hasta�su�apertura�y�posterior�submues-treo.�El�marco�geocronológico�de�las�secuen-cias�sedimentarias�se�estableció�con�el�uso�de�dos� técnicas� de� datación� complementarias:�14C�mediante�acelerador�de�espectrometría�de�masa�(AMS)�y�termoluminiscencia�(TL).�Las�dataciones�de�14C-AMS�fueron�procesadas�por�el� Radiochronology Laboratory del Centre d’Études Nordiques� de� la�Universidad�Laval�(Canadá),� mientras� que� las� muestras� de� TL�fueron�analizadas�en�el�Instituto�Universitario�de�Geología� de� la�Universidad� de�A�Coruña�(España).�Todas� las� dataciones� radiocarbóni-cas�se�han�llevado�a�cabo�sobre�macrorestos�de�musgos�acuáticos�ya�que�éstos�han�demostra-do�ser�la�forma�más�fiable�de�obtener�modelos�cronológicos�robustos�(Toro�et al.,�2013).

RESULTADOS

En�este�trabajo�se�presentan�las�dataciones�de� la�base�de� los� sedimentos�de� los� testigos,�que�representan�el�inicio�de�la�secuencia�sedi-mentaria�de�cada�lago,�y�son�indicativas,�por�tanto,� del� momento� del� retroceso� glaciar� en�ese�punto�(Tabla�I).

Península Byers

Las�dataciones�de�los�sedimentos�lacustres�de�los�lagos�Chester,�Escondido,�Cerro�Negro�y�Domo�(Oliva�et al.,�2016)�se�suman�al�tra-bajo� ya� publicado� sobre� el� lago� Limnopolar�(Toro�et al.,�2013).

Los�sedimentos�del� lago�Chester�son�ma-yoritariamente�minerógenicos� y� se� presentan�deformados�y�plegados�en�su�tramo�central.�La�base�de�la�secuencia�sedimentaria�no�presen-taba�materia� orgánica,� por� lo� que� fue� datada�por�TL,� reportando� una� edad� de� 5,9� ka.� Los�

Península LagoProf.�

sedimento�(cm)

Edad�convencional�(años�BP)

Edad�calib.(años�cal�BP)

(2σ)

Barton

5 5 1490�±�35 1340�±�4542 2830�±�30 2890�±�55

6 94 7150�±�30 7940�±�4511 18 3495�±�35 3720�±�11012 34 2450�±�30 2440�±�8013 21 4165�±�35 4660�±�90

ByersChester 146 4575�±�20 5155�±�125

Escondido 143 4600�±�20 5165�±�140Cerro�Negro 42 3010�±�20 3130�±�45Limnopolar 205 6700�±�50 7510�±�80

TABLA�I.�Resultados de las dataciones radiocarbónicas realizadas sobre los sedimentos basales de los testigos de ambas penínsulas

primeros� sedimentos� orgánicos� aparecen� 1� cm�por�encima�de�la�muestra�datada�mediante�TL�y�fueron�datados�por�14C-AMS�en�5,1�ka�cal�BP.�El�testigo�sedimentario�del�lago�Escondido�muestra�una�alternancia�centimétrica�de�capas�orgánicas�con�niveles�arcillosos�minerales.�La�datación�de�la�base�por�TL�no�ofreció�una�resultado�conclu-yente�por�el�escaso�número�de�alícuotas�suscepti-bles�de�ser�datadas.�Usando�las�dataciones�radio-carbónicas�más�cercanas�a�la�base,�la�proyección�hacia� la�misma�sitúa�el� inicio�de� la�sedimenta-ción�en�5,9�ka�cal�BP.�Los�sedimentos�de�Cerro�Negro�son�minerales�en�su�base�y�más�orgánicos�en�su�mitad�superior.�La�datación�de�TL�resultó�en�7,9�ka,�mientras�que�la�aparición�más�antigua�de�restos�orgánicos�sólo�aconteció�en�torno�a�3,1�ka�cal�BP.�El�lago�Domo�presenta�un�relleno�se-dimentario�homogéneo�compuesto�básicamente�por�arenas�y�limos,�con�presencia�de�gravas�pe-queñas�en�su�base.�La�datación�de�TL�reportó�una�edad�de�2,3�ka.�Esta�edad�no�pudo�ser�contrasta-da�con�14C-AMS�por�la�falta�de�materia�orgánica�a�lo�largo�de�toda�la�secuencia.�No�obstante,�la�inexistencia�de�las�tefras�existentes�en�las�otras�secuencias�sedimentarias�de�la�península�Byers�(Liu� et al.,� 2015)� inducen� a� considerar� que� la�cronología�de�este�testigo�debe�ser�inferior�a�1,8�ka�cal�BP.

Península Barton

El�testigo�recuperado�del�Lago�5�está�com-puesto� por� sedimentos�minerogénicos�mayo-

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ritariamente�limosos�con�gravas�en�la�base�de�la�secuencia.�La�datación�radiocarbónica�de�la�base�ofreció�una�edad�de�2,9�ka� cal�BP.�Los�sedimentos�limosos�del�Lago�6�muestran�tona-lidades�claras�en�la�base�evolucionando�hacia�materiales�más�oscuros�en�la�parte�superior.�Se�realizó�una�datación�radiocarbónica�de�la�base�del�testigo�que�reportó�una�edad�de�7,9�ka�cal�BP.�Del�Lago�11�se�recuperó�un�testigo�corto�que�en�apenas�24�cm�muestra�una�alternancia�entre� sedimentos� inorgánicos� en� la� base�con�presencia�de�abundantes�gravas,�y�materiales�más�orgánicos�en�el� tramo�superior�de� la�se-cuencia.�La�datación�de�la�base�resultó�en�3,7�ka�cal�BP.�El�Lago�12�contiene�sedimentos�li-mosos�que�alternan�tonalidades�amarillentas�y�otras�más�grisáceas.�Casi�en�la�base�del�testigo�se�detectó�la�presencia�de�una�capa�de�musgos�que�fue�datada�en�2,4�ka�cal�BP.�Finalmente,�el�Lago�13�contiene�unos�sedimentos�que�pre-sentan�marcadas�variaciones�de�color�y�textu-ra,�con�gravas�medias�en�la�base�del�testigo�de�30�cm.�A�21�cm�se�realizó�una�datación�sobre�sedimento�total�que�arrojó�una�edad�de�4,7�ka�cal�BP.

DISCUSIÓN

Las�dataciones�absolutas�de�las�secuencias�sedimentarias�extraídas�del�fondo�de�los�dife-rentes�cuerpos�lacustres�permiten�una�aproxi-mación�a�la�cronología�de�la�deglaciación�ho-locena�en�las�penínsulas�actualmente�libres�de�hielo�de�Barton�y�Byers,�en�las�ISS�(Fig.�2).

Durante� el� Último� Máximo� Glacial� un�gran�inlandsis�se�expandía�desde�el�continente�hasta� este� archipiélago,� que,� con� el� aumento�de�las�temperaturas�experimentado�en�torno�a�15�ka,� quedó� compartimentado�y� el� estrecho�del�Bransfield�prácticamente�deglaciado,� con�un�domo�glaciar�extendiéndose�sobre�la�tota-lidad�de�las�ISS�(O’Cofaigh�et al.,�2014).�En�torno�a�15,5�ka�empiezan�a�aparecer�las�prime-ras�áreas�libres�de�hielo�glaciar�en�las�ISS,�tal�

y�como�atestiguan�las�dataciones�cosmogéni-cas�efectuadas�en�áreas�elevadas�de�la�penín-sula�Barton� (Seong�et al.,�2009).�Estas�áreas�corresponderían�a�nunataks�que�sobresaldrían�notoriamente� sobre� el� relieve� circundante.�A�su�vez,�la�datación�de�sedimentos�marinos�en�la�bahía�Maxwell� sugiere� su�deglaciación�en�torno�a�14,1�ka�cal�BP�(Milliken�et al.,�2009).�Con� el� inicio� del�Holoceno� empiezan� a� apa-recer�áreas�libres�de�hielo�en�los�márgenes�de�las�islas�más�alejados�de�las�zonas�de�acumu-lación�glaciar.�Éste�es�el� caso�de� la�penínsu-la�Fildes�(NO�de�la�isla�King�George),�cuyos�márgenes�fueron�deglaciados�entre�11�y�9�ka�cal�BP�(Watcham�et al.,�2011).�


cronología de este testigo debe ser inferior a 1,8 ka cal BP.

Península Barton El testigo recuperado del Lago 5 está compuesto por sedimentos minerogénicos mayoritariamente limosos con gravas en la base de la secuencia. La datación radiocarbónica de la base ofreció una edad de 2,9 ka cal BP. Los sedimentos limosos del Lago 6 muestran tonalidades claras en la base evolucionando hacia materiales más oscuros en la parte superior. Se realizó una datación radiocarbónica de la base del testigo que reportó una edad de 7,9 ka cal BP. Del Lago 11 se recuperó un testigo corto que en apenas 24 cm muestra una alternancia entre sedimentos inorgánicos en la base con presencia de abundantes gravas, y materiales más orgánicos en el tramo superior de la secuencia. La datación de la base resultó en 3,7 ka cal BP. El Lago 12 contiene sedimentos limosos que alternan tonalidades amarillentas y otras más grisáceas. Casi en la base del testigo se detectó la presencia de una capa de musgos que fue datada en 2,4 ka cal BP. Finalmente, el Lago 13 contiene unos sedimentos que presentan marcadas variaciones de color y textura, con gravas medias en la base del testigo de 30 cm. A 21 cm se realizó una datación sobre sedimento total que arrojó una edad de 4,7 ka cal BP.

DISCUSIÓN

Las dataciones absolutas de las secuencias sedimentarias extraídas del fondo de los diferentes cuerpos lacustres permiten una aproximación a la cronología de la deglaciación holocena en las penínsulas actualmente libres de hielo de Barton y Byers, en las ISS (Fig. 2).

Durante el Último Máximo Glacial un gran inlandsis se expandía desde el continente hasta este archipiélago, que, con el aumento de las temperaturas experimentado en torno a 15 ka, quedó compartimentado y el estrecho del Bransfield prácticamente deglaciado, con un domo glaciar extendiéndose sobre la totalidad de las ISS (O’Cofaigh et al., 2014). En torno a 15,5 ka empiezan a aparecer las primeras áreas libres de hielo glaciar en las ISS, tal y como atestiguan las dataciones cosmogénicas efectuadas en áreas elevadas de la península Barton (Seong et al., 2009). Estas áreas corresponderían a nunataks que sobresaldrían notoriamente sobre el relieve circundante. A su vez, la datación de sedimentos marinos en la bahía Maxwell sugiere su deglaciación en torno a 14,1 ka cal BP (Milliken et al., 2009). Con el inicio del Holoceno empiezan a aparecer áreas libres de hielo en los márgenes de las islas más alejados de las zonas de acumulación glaciar. Éste es el

caso de la península Fildes (NO de la isla King George), cuyos márgenes fueron deglaciados entre 11 y 9 ka cal BP (Watcham et al., 2011).

FIGURA 2. Testigos sedimentarios de ambas penínsulas con sus dataciones basales.

El retroceso gradual de los glaciares se intensifica en torno a 8 ka cal BP, momento en el que se registran las condiciones más cálidas del Holoceno en la PA (Bentley et al., 2009; Milliken et al., 2009). Así, en la península Byers la datación de la base sedimentaria del lago Limnopolar sugiere que este lago apareció en torno a 8,3 ka cal BP. Ello induce a considerar que el extremo suroccidental de Byers, de baja altura y alejado del domo glaciar Rotch, fue el primer enclave deglaciado de esta península con anterioridad a esa fecha. En Barton, la datación de los sedimentos basales del Lago 6, emplazado a un escaso centenar de metros de la costa sur de la península, evidencia que el lago se formó en torno a 8 ka cal BP. El balance negativo de las masas glaciares durante el Holoceno inferior también se percibe en los lagos emplazados a mayor altura; éste es el caso del lago Cerro Negro, cuyos sedimentos revelan que este sector quedó libre de hielo glaciar en torno a 7,5 ka. En consecuencia, cabe

FIGURA�2.�Testigos sedimentarios de ambas penínsulas con sus dataciones basales

El� retroceso� gradual� de� los� glaciares� se�intensifica� en� torno� a� 8� ka� cal�BP,�momento�en�el�que�se�registran�las�condiciones�más�cá-

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lidas� del�Holoceno� en� la� PA� (Bentley� et al.,�2009;�Milliken�et al.,�2009).�Así,�en�la�penín-sula�Byers� la�datación�de� la�base� sedimenta-ria�del�lago�Limnopolar�sugiere�que�este�lago�apareció�en�torno�a�8,3�ka�cal�BP.�Ello�induce�a�considerar�que�el�extremo�suroccidental�de�Byers,�de�baja�altura�y�alejado�del�domo�gla-ciar�Rotch,� fue� el� primer� enclave�deglaciado�de�esta�península�con�anterioridad�a�esa�fecha.�En�Barton,�la�datación�de�los�sedimentos�basa-les�del�Lago�6,�emplazado�a�un�escaso�cente-nar�de�metros�de�la�costa�sur�de�la�península,�evidencia� que� el� lago� se� formó� en� torno� a� 8�ka� cal�BP.�El� balance� negativo� de� las�masas�glaciares�durante�el�Holoceno�inferior�también�se� percibe� en� los� lagos� emplazados� a�mayor�altura;� éste� es� el� caso�del� lago�Cerro�Negro,�cuyos�sedimentos�revelan�que�este�sector�que-dó�libre�de�hielo�glaciar�en�torno�a�7,5�ka.�En�consecuencia,�cabe�contemplar�que�las�partes�elevadas� del� pitón� volcánico� que� constituye�el�Cerro�Negro�ejercieron�de�nunatak�durante�el�Holoceno�inferior-medio,�fase�en�la�que�el�altiplano�central�de�Byers�aún�permanecía�cu-bierto�de�hielo.

La�evolución�de�los�casquetes�glaciares�du-rante�el�Holoceno�medio�es�incierta.�En�la�pe-nínsula�Byers�los�lagos�Chester�y�Escondido,�emplazados�a�escasos�2�km�de�distancia�entre�ellos,�muestran�edades�de�deglaciación�de�5,9�ka� y� 5,1� ka� cal� BP,� respectivamente.� Mien-tras,�las�dataciones�de�la�península�Barton�no�ofrecen�datos�sobre�lo�acontecido�durante�esta�fase.�A� su� vez,� la� inexistencia� de� evidencias�geomorfológicas� (morrenas)� en� ambas� áreas�dificulta�inferir�lo�acontecido�durante�este�pe-riodo.�Para�el�caso�de�la�península�Barton,�la�existencia�de�dataciones�cosmogénicas�permi-te� considerar� una� relativa� estabilidad� de� los�casquetes�glaciares�durante�esta�fase�(Seong�et al.,�2009).

A�partir�de�5,1�ka�cal�BP�el�domo�glaciar�Rotch�se�retira�gradualmente�hacia�el�este�de�

la�península�Byers.�En�torno�a�1,8�ka�cal�BP�se�forma�el�lago�Domo,�emplazado�en�una�de-presión� intramorrénica� labrada�por� el� glaciar�en�su�retroceso�hacia�el�frente�actual.�Durante�el�Holoceno�superior�los�avances�y�retrocesos�glaciares� debieron� de� ser� de� menor� entidad,�siempre�restringidos�a�los�límites�del�sistema�morrénico�actual.

En�la�península�Barton�se�detecta�la�forma-ción�de�una�morrena�que�se�extiende�en�el�sec-tor�central�de�la�península�con�posterioridad�a�3,8�ka�cal�BP,�atendiendo�a�los�sedimentos�ba-sales�datados�en�el�Lago�11.�Para�el�Holoceno�superior,�el�comportamiento�de�las�masas�gla-ciares�sugiere�un�patrón�parecido�al�de�Byers,�sin�avances�significativos�para�los�últimos�2,4�ka�cal�BP.�Ello�se�infiere�de�la�datación�de�los�sedimentos�basales�del�Lago�12�situado�a�esca-sas�decenas�de�metros�del�frente�glaciar�actual.�La�datación�del�Lago�13,�más�cercano�al�frente�glaciar�y�que�resultó�en�4,7�ka�cal�BP,�parece�estar�afectada�por� la�presencia�de�carbón�en-vejecido�que,�en�el�caso�de�lagos�proglaciares�en�la�Antártida�Marítima,�puede�proceder�del�permafrost,� glaciares� o� suelos� ornitogéncos�(Vonk�et al.,�2015).�La�relativa�estabilidad�de�los� glaciares� en� ambas� penínsulas� durante� el�Holoceno�superior�cabe�enmarcarla�en�la�alter-nancia�de�fases�frías�y�cálidas,�con�índices�de�precipitación� oscilantes,� acontecidas� durante�los�últimos�dos�milenios�en�el�norte�de�la�PA.

CONCLUSIONES

El�conocimiento�de� la�magnitud�y�crono-logía�del�retroceso�de�los�casquetes�glaciares�durante�el�Holoceno�permite�enmarcar�su�va-riabilidad�natural�en�un�contexto�geográfico,�la�PA,�que�ha�registrado�durante�las�últimas�dé-cadas�uno�de�los�calentamientos�más�significa-tivos�a�escala�planetaria�y�ha�ido�acompañado�de�un�retroceso�de�las�masas�glaciares.

Los� sedimentos� lacustres� contienen� va-riada�información�paleoclimática�y�paleoam-

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biental� que,� en� el� caso� de� ambientes� degla-ciados� recientemente,� incluye� la� edad� de��formación� de� los� lagos� como� consecuencia�de�la�retirada�de�los�glaciares.�Éste�es�el�caso�de�los�lagos�ubicados�en�las�penínsulas�Byers�y�Barton,�localizadas�respectivamente�en�las�islas�Livingston�y�King�George,� en� las� ISS.�En�ambas�penínsulas�se�han�datado�los�sedi-mentos� basales� de� un� grupo� de� lagos,� cuya�distribución� a� lo� largo� de� estas� áreas� libres�de�hielo�permite�reconstruir�la�cronología�del�proceso�de�deglaciación.�El�retroceso�glaciar�en�ambas�áreas�empezó�en�torno�a�los�8�ka�cal�BP� como� consecuencia� de� las� temperaturas�más�cálidas�registradas�durante�el�Holoceno�inferior.�Se�insinúa�una�cierta�estabilidad�de�los� casquetes� glaciares� durante� el�Holoceno�medio�entre�5�y�6�ka�cal�BP,�para�retroceder�significativamente�hasta� en� torno�a�2�ka� cal�BP,� momento� en� el� que� aparecen� los� lagos�actualmente� emplazados� más� cerca� de� los�frentes�glaciares�en�ambas�penínsulas.�Final-mente,� durante� los� dos� últimos� milenios� se�detecta�una�cierta�estabilización�de�las�masas�glaciares,� con�posibles�avances�y� retrocesos�menores.

AGRADECIMIENTOS

Este�trabajo�fue�financiado�por�el�proyec-to�de�investigación�HOLOANTAR�(Holocene environmental change in the Maritime Antarc-tic. Interactions Between permafrost and the lacustrine environment)� y� el� Programa�Polar�Portugués� (PROPOLAR),� ambos�financiados�por� la�Fundação�para�a�Ciência�e�a�Tecnolo-gia� de� Portugal.� Un� agradecimiento� especial�también�a�los�Programas�Antárticos�de�Brasil,�Chile,� Corea� del� Sur� y� Uruguay,� cuyo� apo-yo�facilitó�la�logística�de�campo,�así�como�al�Programa�Antártico�de�España�por�la�gestión�para� el� uso� del� Campamento� Internacional�de�Byers.�El�primer�autor�agradece�a�la�AXA�Research�Fund�el�apoyo�recibido�para�llevar�a�cabo�sus�actividades�de�investigación.

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Suelo helado estacional y permafrost en las altas cumbres de Sierra Nevada. Síntesis de resultados

Seasonal frozen ground and permafrost in the high lands of Sierra Nevada. Summary of results

M. Oliva1, A. Gómez-Ortiz, A.2, F. Salvador-Franch2, M. Salvà-Catarineu2, D. Palacios3, L.M. Tanarro3 y M. Ramos4

1 �Centro�de�Estudos�Geográficos�–�IGOT,�Universidade�de�Lisboa,�Lisboa�(Portugal)2 �Departamento�de�Geografía�Física�y�Análisis�Geográfico�Regional,�Universidad�de�Barcelona�(España)3 �Departamento�de�Análisis�Geográfico�Regional�y�Geografía�Física,�Universidad�Complutense�de�Madrid�(España)4 �Departamento�de�Física�y�Matemáticas,�Universidad�de�Alcalá,�Madrid�(España)

Resumen: Sierra�Nevada,�en�el�sur�de�la�Península�Ibérica�(37ºS,�3ºW),�es�el�macizo�que�contiene�los�restos�de�permafrost�más�meridionales�de�Europa.�Durante�las�últimas�décadas�la�distribución�del� permafrost� en� este�macizo� se� ha� examinado� a� través� de� un� enfoque�multidisciplinar� que�ha� incluido�el�análisis�geomorfológico,�métodos�de�prospección�geofísica�y� la�monitorización�térmica�en�numerosos�enclaves�del�sector�de�cumbres�del�macizo.�Esta�comunicación�pretende�resumir�todos�los�estudios�relativos�al�régimen�térmico�del�suelo�realizados�durante�las�dos�últimas�décadas.�En�la�cumbre�del�Picacho�del�Veleta�(3.380�m)�se�realizó�en�el�año�2000�una�perforación�profunda�de�114,5�m�con�el�fin�de�monitorizar�la�temperatura�del�sustrato�del�macizo.�No�se�ha�detectado�régimen�de�permafrost.�Las�temperaturas�medias�estables�es�de�2,2-2,3�ºC�en�torno�a�20�m�de�profundidad.�También�se�detectaron�condiciones�de�suelo�helado�estacional�en�geoformas�periglaciares,�como�lóbulos�de�solifluxión�y�círculos�de�piedras.�En�el�circo�meridional�de�Río�Seco,�las�temperaturas�medias�anuales�en�un�lóbulo�de�solifluxión�(3.005�m)�fueron�de�3,9�ºC�a�1�m�de�profundidad�entre�2006�y�2012;�en�el�valle�septentrional�de�San�Juan,�la�temperatura�media�anual�en�otra�geoforma�solifluidal�(2.864�m)�también�fue�de�3,9�ºC�a�1�m�de�profundidad�entre�2003�y�2012.�En�un�círculo�de�piedras�situado�en�la�planicie�culminante�del�Cerro�de�los�Machos�(3.297�m),�las�temperaturas�del�suelo�registraron�un�promedio�de�1,7�ºC�a�50�cm�de�profundidad,�entre�2003�y�2011.�El�único�lugar�donde�las�temperaturas�han�sido�permanentemente�negativas�fue�en�el�interior�del�único�glaciar�rocoso�activo�localizado�en�el�Corral�del�Veleta�(3150�m),�en�la�ladera�norte�del�Picacho�del�Veleta.

Palabras clave: área�de�cumbres,�permafrost,�Sierra�Nevada,�suelo�helado�estacional.

Abstract: Sierra Nevada, located in the south of the Iberian Peninsula (37ºS, 3ºW), is the massif encompassing the southernmost permafrost environments in Europe. During the last decades the distribution of permafrost has been examined through a multidisciplinary approach including geomorphological analysis, geophysical surveying and thermal monitoring in several sites across the high lands of the massif. The purpose of this paper is to summarize all studies focusing


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INTRODUCCIÓN

La�presencia�de�permafrost�en�las�monta-ñas�ibéricas�está�condicionada�por�la�dinámica�geomorfológica� actual� y� pasada.�Tan� solo� se�han�detectado�condiciones�térmicas�de�perma-frost� en� las� cumbres�de� los�macizos� ibéricos�más�elevados,� tales�como�Pirineos�(Lugon�et al.,� 2004;�Serrano�et al.,� 2001,�2006),�Sierra�Nevada�(Gómez�Ortiz�et al.,�1999)�y,�probable-mente,�en�Picos�de�Europa� (Ruiz�Fernández,�2012).�La�existencia�de�un�suelo�permanente-mente�congelado�tiene�implicaciones�hidroló-gicas,� geomorfológicas� y� geoecológicas.� No�obstante,� el� permafrost� no� está� en� equilibrio�en� la�mayoría�de�casos,�mostrando�una�clara�tendencia�a�su�degradación.�En�la�mayoría�de�montañas�ibéricas�dominan�los�procesos�geo-morfológicos�fríos�condicionados�por�la�exis-tencia�de�un�suelo�congelado�estacionalmente�(Oliva�et al.,�2016b).

El� interés�de�esta�comunicación�se�centra�en�el�macizo�de�Sierra�Nevada,�donde�el� se-guimiento� de� los� procesos� geomorfológicos�fríos�y� la�monitorización�de� las� temperaturas�del�suelo�se�remonta�a� la�década�de� los�años�90� (Gómez�Ortiz�et al.,�1999).�Desde�enton-ces,�el�seguimiento�del�régimen�térmico�se�ha�

realizado� en� diferentes� enclaves� del� macizo�para�distintos�periodos.�Ahora,�el�objetivo�se�centra� en� resumir� el� conocimiento�actual� so-bre�el� régimen�térmico�en� las�cumbres�neva-denses�y�discutir�los�factores�que�controlan�la�existencia�de�permafrost�o�de�suelo�congelado�estacional�en�el�macizo,�así�como�sus�implica-ciones�geomorfológicas.

ÁREA DE ESTUDIO

Sierra�Nevada�es�un�macizo�de�la�alta�mon-taña�mediterránea�que�se�localiza�en�el�sur�de�la�Península�Ibérica,�a�una�latitud�37ºS�y�lon-gitud�de�3ºW.�Concentra�las�cumbres�peninsu-lares�más�elevadas,�siendo�el�Mulhacén�(3.478�m)�y�el�Veleta�(3.398�m)�sus�culminaciones�al-timétricas�(Fig.�1).�Las�condiciones�climáticas�actuales�vienen�definidas�por�un�semestre�frío�y�húmedo,�de�noviembre�a�abril,�y�condiciones�cálidas�y�secas�entre�mayo�y�octubre.�A�2.500�m� la� temperatura�media� anual� es� de� 4,4ºC�y�la�precipitación�alcanza�los�710�mm.�El�con-junto�orográfico�de� la�Sierra,� armado� en�mi-caesquistos� feldespáticos,� predominantemen-te,�lo�constituye�un�vasto�domo�integrado�por�series�de�mantos�de�corrimiento�superpuestos�en�cuya�parte�central,�desmantelada�por�la�ero-sión,� afloran� las� unidades�más� profundas.� El�

on soil thermal regime carried out during the last two decades in Sierra Nevada. A borehole 114.5 m depth was drilled in 2000 at the summit of the Veleta peak (3,380 m) in order to monitor the temperature of the bedrock at the highest peaks of the massif. No permafrost regime was detected at that site, with steady temperatures of 2.2-2.3 °C around 20 m depth. Seasonal frozen ground conditions were also detected in periglacial landforms such as solifluction landforms and stone circles. In the southern Rio Seco cirque the annual temperature between 2006 and 2012 at 1 m depth in a solifluction lobe (3,005 m) averaged 3.9 °C. In the northern valley of San Juan, the mean annual temperature in a solifluction landform (2,864 m) was also 3.9 °C at 1 m depth between 2003 and 2012. In a stone sorted circle located in the Machos plateau (3,297 m) soil temperatures recorded an average of 1.7 °C at 50 cm depth between 2003 and 2011. The only place where temperatures were permanently negative was inside the only active rock glacier of the massif, located in the Veleta cirque (3150 m), on the northern slope of the Veleta peak.

Key words: Sierra Nevada, high lands, seasonal frozen ground, permafrost.

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núcleo�cristalino�lo�conforman�los�mantos�del�Veleta�y�Mulhacén�(Puga�et al.,�1974).�La�geo-morfología�de�las�altas�cumbres�está�modelada�por�la�dinámica�glaciar�y�periglaciar�cuaterna-ria.� La� última� glaciación�modificó� el� relieve�por� encima� (aproximadamente)� de� 2.000� m,�con�una�máxima�expansión�de�los�glaciares�en�torno�a�30-32�ka�(Gómez�Ortiz�et al.,�2012).�La�Pequeña�Edad�de�Hielo�(PEH)�fue�la�última�fase�con�presencia�de�glaciares�en�el�macizo�(Gómez�Ortiz�et al.,�2009),�como�ocurrió�en�el�Corral�del�Veleta,�donde�aún�persiste�hielo�re-licto�y�permafrost�en�proceso�de�degradación�bajo�mantos�de�derrubios�(Gómez�Ortiz�et al.,�2014).


INTRODUCCIÓN

La presencia de permafrost en las montañas ibéricas está condicionada por la dinámica geomorfológica actual y pasada. Tan solo se han detectado condiciones térmicas de permafrost en las cumbres de los macizos ibéricos más elevados, tales como Pirineos (Lugon et al., 2004; Serrano et al., 2001, 2006), Sierra Nevada (Gómez Ortiz et al., 1999) y, probablemente, en Picos de Europa (Ruiz Fernández, 2012). La existencia de un suelo permanentemente congelado tiene implicaciones hidrológicas, geomorfológicas y geoecológicas. No obstante, el permafrost no está en equilibrio en la mayoría de casos, mostrando una clara tendencia a su degradación. En la mayoría de montañas ibéricas dominan los procesos geomorfológicos fríos condicionados por la existencia de un suelo congelado estacionalmente (Oliva et al., 2016b).

El interés de esta comunicación se centra en el macizo de Sierra Nevada, donde el seguimiento de los procesos geomorfológicos fríos y la monitorización de las temperaturas del suelo se remonta a la década de los años 90 (Gómez Ortiz et al., 1999). Desde entonces, el seguimiento del régimen térmico se ha realizado en diferentes enclaves del macizo para distintos periodos. Ahora, el objetivo se centra en resumir el conocimiento actual sobre el régimen térmico en las cumbres nevadenses y discutir los factores que controlan la existencia de permafrost o de suelo congelado estacional en el macizo, así como sus implicaciones geomorfológicas. ÁREA DE ESTUDIO

Sierra Nevada es un macizo de la alta montaña mediterránea que se localiza en el sur de la Península Ibérica, a una latitud 37ºS y longitud de 3ºW. Concentra las cumbres peninsulares más elevadas, siendo el Mulhacén (3.478 m) y el Veleta (3.398 m) sus culminaciones altimétricas (Fig. 1). Las condiciones climáticas actuales vienen definidas por un semestre frío y húmedo, de noviembre a abril, y condiciones cálidas y secas entre mayo y octubre. A 2.500 m la temperatura media anual es de 4,4ºC y la precipitación alcanza los 710 mm. El conjunto orográfico de la Sierra, armado en micaesquistos feldespáticos, predominantemente, lo constituye un vasto domo integrado por series de mantos de corrimiento superpuestos en cuya parte central, desmantelada por la erosión, afloran las unidades más profundas. El núcleo cristalino lo conforman los mantos del Veleta y Mulhacén (Puga et al., 1974). La geomorfología de las altas cumbres está modelada por la dinámica glaciar y periglaciar cuaternaria. La última glaciación modificó el relieve por encima

(aproximadamente) de 2.000 m, con una máxima expansión de los glaciares en torno a 30-32 ka (Gómez Ortiz et al., 2012). La Pequeña Edad de Hielo (PEH) fue la última fase con presencia de glaciares en el macizo (Gómez Ortiz et al., 2009), como ocurrió en el Corral del Veleta, donde aún persiste hielo relicto y permafrost en proceso de degradación bajo mantos de derrubios (Gómez Ortiz et al., 2014).

FIGURA 1. Localización de los puntos de monitorización térmica en el sector de cumbres de Sierra Nevada. METODOLOGÍA

El control térmico se ha realizado en un total de cinco puntos de control a lo largo del sector occidental, el más elevado de Sierra Nevada. Los datos han sido registrados a intervalos regulares de dos horas por dispositivos autónomos UTL-1 (Universal Temperature Logger) y Hobbos. En agosto de cada año se ha realizado el vaciado de datos, manutención, reemplazo de las baterías y reprogramación de los sensores. Los puntos de control con sus correspondientes periodos de monitorización se sintetizan en la Tabla I, y su localización se presenta en la Fig. 1.

Lugar Periodo Profundidad (m)

Altura (m)

Temp. media (ºC)

Picacho Veleta 2002-13 60 3.380 2,2

Corral Veleta 2006-13 1,5 3.106 0,1

FIGURA�1.�Localización de los puntos de monitorización térmica en el sector de cumbres de Sierra Nevada

METODOLOGÍA

El� control� térmico� se� ha� realizado� en� un�total�de�cinco�puntos�de�control�a�lo�largo�del�sector�occidental,�el�más�elevado�de�Sierra�Ne-

vada.�Los�datos�han� sido� registrados� a� inter-valos�regulares�de�dos�horas�por�dispositivos�autónomos� UTL-1� (Universal� Temperature�Logger)�y�Hobbos.�En�agosto�de�cada�año�se�ha�realizado�el�vaciado�de�datos,�manutención,�reemplazo�de�las�baterías�y�reprogramación�de�los�sensores.�Los�puntos�de�control�con�sus�co-rrespondientes�periodos�de�monitorización�se�sintetizan� en� la�Tabla� I,� y� su� localización� se�presenta�en�la�Fig.�1.

Lugar Periodo Profundidad�(m)

Altura(m)

Temp.�media�(ºC)

Picacho�Veleta 2002-13 60 3.380 2,2

Corral�Veleta 2006-13 1,5 3.106 0,1

Rio�Seco 2006-12 1 3.005 3,9San�Juan 2003-12 1 2.864 3,9Collado�Machos 2003-11 0,5 3.297 1,7

TABLA�I.�Localización y características de los sensores instalados en Sierra Nevada. Las temperaturas corres-ponden a los sensores emplazados a mayor profundidad

RESULTADOS

Los�principales�resultados�se�presentan�se-paradamente�para�cada�punto�de�control:

Picacho del Veleta

El�hörn�que�constituye�el�Picacho�del�Vele-ta�preside�el�circo�glaciar�que�se�conoce�como�el� Corral� del�Veleta.�A� escasos�metros� de� la�cumbre�del�Picacho,�a�3.380�m,�se�continúan�monitorizando�las�temperaturas�del�sustrato�en�sus�primeros�60�m.�Los�resultados�entre�2002�y�2013� reportan�unas� temperaturas� entre�2�y�3ºC.�A�partir�de�los�20�m�de�profundidad,�los�valores�térmicos�se�estabilizan�en�torno�a�2,2-2.3ºC,�constatándose�la�inexistencia�de�condi-ciones�de�permafrost�en�esta�perforación�(Oli-va�et al.,�2016a).

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Rio Seco 2006-12 1 3.005 3,9

San Juan 2003-12 1 2.864 3,9

Collado Machos 2003-11 0,5 3.297 1,7

TABLA I. Localización y características de los sensores instalados en Sierra Nevada. Las temperaturas corresponden a los sensores emplazados a mayor profundidad. RESULTADOS

Los principales resultados se presentan separadamente para cada punto de control:

Picacho del Veleta El hörn que constituye el Picacho del Veleta preside

el circo glaciar que se conoce como el Corral del Veleta. A escasos metros de la cumbre del Picacho, a 3.380 m, se continúan monitorizando las temperaturas del sustrato en sus primeros 60 m. Los resultados entre 2002 y 2013 reportan unas temperaturas entre 2 y 3ºC. A partir de los 20 m de profundidad, los valores térmicos se estabilizan en torno a 2,2-2.3ºC, constatándose la inexistencia de condiciones de permafrost en esta perforación (Oliva et al., 2016a).

FIGURA 2. Temperaturas medias en profundidad en el Picacho del Veleta para el periodo 2002-2013.

Corral del Veleta Este circo glaciar, a manera de anfiteatro, está

labrado sobre los micaesquistos que definen el edificio estructural del Picacho del Veleta. El Corral del Veleta constituye la cabecera del río Guarnón, cuya base se fija a una altura media de 3.100 m. En un glaciar rocoso activo instalado en el tercio oriental del circo se monitorizaron las temperaturas hasta 1,5 m de profundidad. Las temperatura máxima para el periodo 2006-2012 alcanzó 0,1ºC en la base de la perforación, lo que sugiere la presencia de temperaturas permanentemente negativas en los niveles más profundos (Gómez Ortiz et al., 2014). En este sector, se constata la dependencia de las temperaturas del suelo a la presencia y duración de la nieve, con estabilidad térmica en torno a los 0ºC durante los años en que perdura el manto nival durante la estación cálida.

Rio Seco En el circo meridional de Rio Seco son escasos los

sectores que concentran suelos y vegetación. En estos enclaves se distribuyen decenas de lóbulos de solifluxión, uno de los cuales fue objeto de monitorización térmica. Los datos entre 2006 y 2012 muestran unas temperaturas relativamente homogéneas en el primer metro de la superficie, oscilando entre 3,6-3,9ºC (Oliva et al., 2014a).

Collado de los Machos Este collado (3.297 m) constituye la prolongación

oriental del Picacho del Veleta en su enlace al cerro de los Machos. En esta planicie la acción periglaciar fue muy intensa durante las crisis frías pleistocenas, propiciando el desarrollo de un campo de círculos de piedras (Gómez Ortiz, 2002). La termometría de los 50 centímetros más superficiales en uno de estos círculos reportó una temperatura media anual de 1,7ºC entre 2003 y 2011 (Salvador-Franch et al., 2012).

San Juan La cabecera del valle de San Juan incluye una

amplia variedad de geoformas glaciares y periglaciares. Entre ellas, proliferan los lóbulos de solifluxión. En un lóbulo vegetalizado (2.864 m) del fondo de valle se monitorizaron las temperaturas del suelo. Las temperaturas registradas muestran valores medios anuales de 3,9ºC a 1 m de profundidad, los mismos que en el lóbulo de Rio Seco, a pesar de que la geoforma de San Juan se localiza 140 m por debajo de aquélla. DISCUSIÓN

La investigación geomorfológica llevada a cabo en el macizo desde hace décadas se ha apoyado en un

FIGURA�2.�Temperaturas medias en profundidad en el Picacho del Veleta para el periodo 2002-2013

Corral del Veleta

Este�circo�glaciar,�a�manera�de�anfiteatro,�está� labrado� sobre� los�micaesquistos�que�de-finen� el� edificio� estructural� del� Picacho� del�Veleta.�El�Corral�del�Veleta�constituye� la�ca-becera�del�río�Guarnón,�cuya�base�se�fija�a�una�altura�media�de�3.100�m.�En�un�glaciar�rocoso�activo�instalado�en�el�tercio�oriental�del�circo�se�monitorizaron�las�temperaturas�hasta�1,5�m�de�profundidad.�Las�temperatura�máxima�para�el�periodo�2006-2012�alcanzó�0,1ºC�en�la�base�de�la�perforación,�lo�que�sugiere�la�presencia�de� temperaturas� permanentemente� negativas�en�los�niveles�más�profundos�(Gómez�Ortiz�et al.,�2014).�En�este�sector,�se�constata�la�depen-dencia�de�las�temperaturas�del�suelo�a�la�pre-sencia�y�duración�de�la�nieve,�con�estabilidad�térmica�en�torno�a�los�0ºC�durante�los�años�en�que�perdura�el�manto�nival�durante�la�estación�cálida.

Rio Seco

En� el� circo� meridional� de� Rio� Seco� son�escasos� los� sectores�que�concentran� suelos�y�vegetación.� En� estos� enclaves� se� distribuyen�decenas�de�lóbulos�de�solifluxión,�uno�de�los�cuales� fue� objeto� de�monitorización� térmica.�Los� datos� entre� 2006� y� 2012�muestran� unas�temperaturas�relativamente�homogéneas�en�el�primer�metro�de�la�superficie,�oscilando�entre�3,6-3,9ºC�(Oliva�et al.,�2014a).

Collado de los Machos

Este�collado� (3.297�m)�constituye� la�pro-longación�oriental�del�Picacho�del�Veleta�en�su�enlace�al�cerro�de�los�Machos.�En�esta�planicie�la� acción� periglaciar� fue�muy� intensa� duran-te� las�crisis�frías�pleistocenas,�propiciando�el�desarrollo�de�un�campo�de�círculos�de�piedras�(Gómez�Ortiz,�2002).�La�termometría�de�los�50�centímetros�más�superficiales�en�uno�de�estos�círculos�reportó�una�temperatura�media�anual�de�1,7ºC�entre�2003�y�2011�(Salvador-Franch�et al.,�2012).

San Juan

La�cabecera�del�valle�de�San�Juan�incluye�una�amplia�variedad�de�geoformas�glaciares�y�periglaciares.�Entre�ellas,�proliferan�los�lóbu-los�de�solifluxión.�En�un�lóbulo�vegetalizado�(2.864�m)�del�fondo�de�valle�se�monitorizaron�las� temperaturas� del� suelo.� Las� temperaturas�registradas�muestran� valores�medios� anuales�de� 3,9ºC� a� 1�m� de� profundidad,� los�mismos�que�en�el�lóbulo�de�Rio�Seco,�a�pesar�de�que�la�geoforma�de�San�Juan�se�localiza�140�m�por�debajo�de�aquélla.

DISCUSIÓN

La�investigación�geomorfológica�llevada�a�cabo�en�el�macizo�desde�hace�décadas� se�ha�apoyado�en�un�conjunto�de�datos�térmicos�del�suelo,�posiblemente�la�más�amplia�y�continua�para�un�determinado�macizo�peninsular.�Ello�

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permite�contextualizar�la�dinámica�de�los�pro-cesos�geomorfológicos�con� la� termicidad�del�suelo.

La�temperatura�media�anual�del�aire�se�ha�incrementado�0,12ºC�en�el�Picacho�del�Veleta�entre�2002�y�2013,�pasando�de�valores�ligera-mente�negativos�a�los�0,08ºC�actuales�(Oliva�et al.,�2016a).�Estas�temperaturas�condicionan�la� inexistencia� de� condiciones� de� permafrost�ampliamente�distribuidas�en�el�macizo�(Oliva�et al.,� 2016b),� y� explican� la� degradación� de�aquéllas�otras�que�puntualmente�existen�en�los�circos� septentrionales� más� elevados� (Gómez�Ortiz�et al.,�2014).�En�este�sector,�los�restos�de�un�pequeño�foco�glaciar�que�existió�durante�la�Pequeña�Edad�de�Hielo�(PEH),�todavía�están�presentes�en� forma�de�hielo� relicto�y�perma-frost� bajo� las� rocas� de� un� incipiente� glaciar�rocoso� activo.� Las� prospecciones� geofísicas�constatan�la�existencia�de�cuerpos�helados�que�puede� tener,� al�menos,� 10�m�de�profundidad�(Gómez�Ortiz�et al.,�2014).

Las�geoformas�monitorizadas�en�diferentes�sectores� evidencian� la� presencia� de� un� suelo�congelado�estacionalmente,�con�valores�medios�anuales�entre�1,7�y�3,9ºC�en�alturas�superiores�de�2.850�m.�Estas� temperaturas�muestran�una�elevada�variabilidad�interanual,�lo�que�es�carac-terístico�de�la�alta�montaña�mediterránea�(Lio-nello�et al.,�2006).�A�su�vez,�las�temperaturas�del�suelo�muestran�una�correlación�directa� con� la�persistencia�y�duración�del�manto�nival�(Zhang�et al.,�2005).�No�obstante,�el�régimen�térmico�en�el�cinturón�periglaciar�de�Sierra�Nevada�no�es� suficiente� como� para� activar� significativa-mente�los�procesos�periglaciares�de�vertiente�en�el�macizo.�Tal�es�el�caso�de�la�solifluxión,�que�muestra�desplazamientos�inferiores�a�1�cm/año�(Oliva�et al.,�2014b).

CONCLUSIONES

Los� trabajos� relativos� al� control� térmico�en� el� cinturón� periglaciar� de� Sierra� Nevada�

constatan� que� el� suelo� presenta� un� régimen�de�congelamiento�estacional.�En�alturas�entre�los�2.850�y�3.300�m�las�temperaturas�medias�anuales�en�el�primer�metro�de�profundidad�son�ampliamente� positivas,� oscilando� entre� 1,7�y�3,9ºC.�La�existencia�de�permafrost�es�muy�puntual,� fundamentalmente� determinada� por�la�reciente�historia�ambiental�y�geomorfológi-ca�del�macizo.�En�la�actualidad,�sólo�pequeños�sectores�de�los�circos�septentrionales�más�ele-vados�-�donde�existían�pequeños�focos�glacia-res�durante�la�PEH�-,�presentan�condiciones�de�permafrost�en�degradación.

AGRADECIMIENTOS

Los� resultados� de� las� actividades� de�mo-nitorización�presentadas�en�esta�comunicación�se�han�obtenido�a�partir�de�numerosos�proyec-tos�de� investigación�financiados�por�organis-mos.�A�su�vez,�se�agradece�al�Parque�Nacional�de�Sierra�Nevada�el�apoyo�y�facilidades�logís-ticas�prestadas�para�la�realización�de�las�acti-vidades�de�investigación.�

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Dinámica de la capa activa en tres cuencas lacustres de relieve diferenciado (Península Byers, Antártida)

Active layer dynamics in three distinct topographical lake catchments (Byers Peninsula, Antarctica)

M. Oliva1, F. Hrbacek2, J. Ruiz-Fernández3, M.Á. de Pablo4, G. Vieira1, M. Ramos y D. Antoniades6

1 �Centro�de�Estudos�Geográficos�–�IGOT,�Universidade�de�Lisboa,�Lisboa�(Portugal)2 �Departamento�de�Geografía,�Masaryk�University,�Brno�(República�Checa)3 �Departamento�de�Geografía,�Universidad�de�Oviedo,�Oviedo�(España)4 �Departamento�de�Geología,�Geografía�y�Medio�Ambiente,�Universidad�de�Alcalá,�Madrid�(España)5 �Departamento�de�Física�y�Matemáticas,�Universidad�de�Alcalá,�Madrid�(España)6 �Departamento�de�Geografía�-�Centre�d’Études�Nordiques�(CEN),�Université�Laval�(Canadá)

Resumen: Los�procesos�geomorfológicos�en�las�zonas�libres�de�hielo�de�la�Antártida�Marítima�vienen�controlados�por�la�presencia�de�hielo�en�el�suelo.�En�la�plataforma�central�de�la�península�Byers�(Isla�Livingston),�el�permafrost�es�continuo�y�el�espesor�y�ritmo�térmico�de�la�capa�activa�está� altamente� condicionado� por� la� topografía.� En� esta� comunicación� se� presenta� un� estudio�preliminar�de�un�año�de�seguimiento�de�la�capa�activa�(de�enero�2014�a�enero�de�2015)�en�tres�cuencas�lacustres�que�se�localizan�en�enclaves�con�diferentes�características�topográficas,�lo�que�condiciona�una�diferente�duración�y�espesor�del�manto�nival.�Mientras�la�capa�activa�en�Domo,�donde�la�acción�del�viento�propicia�un�manto�nival�escaso�y�discontinuo,�alcanzó�0,85�m,�en�Cerro�Negro,�con�moderada�innivación,�fue�de�0,9�m�y�en�Escondido,�con�abundante�nieve,�llegó�a�1,5�m.�La�duración�y�persistencia�del�manto�nival�determina�el�espesor�de�la�capa�activa�así�como�la�tipología�e�intensidad�de�los�procesos�geomorfológicos�imperantes.

Palabras clave: Antártida,�capa�activa,�península�Byers,�permafrost,�topografía.

Abstract: Geomorphological processes in ice-free areas of the Maritime Antarctica are controlled by the existence of ground ice. In the central plateau of Byers Peninsula (Livingston Island), permafrost is continuous and the thickness and thermal regime of the active layer is highly influenced by topography. In this paper, we introduce a preliminary study of the active layer thermal regime during one year (from January 2014 to January 2015) in three lake catchments located in areas with distinct topography, which in turn determines the duration and thickness of snow cover. While active layer in Domo, where the wind action conditions a scarce and discontinuous snowpack, thaw to 0.85 m, in Cerro Negro, with moderate snow cover, was 0.9 m, and in Escondido, with abundant snow reached 1.5 m. The duration and persistence of snow cover determines the thickness of the active layer as well as the type and intensity of geomorphological processes prevailing across the basins.

Key words: active�layer,�Antarctica,�Byers�Peninsula,�permafrost,�topography.

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INTRODUCCIÓN

La� topografía�ejerce�un�papel�clave�en� la�distribución� del� permafrost� en� zonas� en� las�que�las�temperaturas�medias�anuales�son�lige-ramente� negativas.� La� topografía� condiciona�la�duración�y�espesor�del�manto�nival,�que,�a�su� vez,� controla� las� temperaturas� subsuperfi-ciales�(Zhang�et al.,�2005).

En�las�áreas�litorales�deglaciadas�situadas�en� el� extremo� noroccidental� de� la� Penínsu-la�Antártica,�como�es�el�caso�de�la�península�Byers,� localizada� en� la� Isla� Livingston,� que�pertenece�a�las�Islas�Shetland�del�Sur�(ISS),�el�permafrost�es�esporádico/discontinuo�por�de-bajo�de�20-40�m�s.n.m.�y�continuo�en�las�zonas�más�elevadas�(ej.�Vieira�et al.,�2010;�de�Pablo�et al.,� 2013,� 2014).�No� obstante,� este� patrón�espacial� se� ve� afectado� por� factores� locales,�tales�como�la�geología�y�la�topografía.

En�enero�de�2014�se�instalaron�tres�puntos�de�control�de�la�temperatura�de�la�capa�activa�en� la�península�Byers�a�altitudes�comprendi-das�entre�45�y�100�m.�Los�sitios�de�muestreo�están� situados� en� cuencas� lacustres� (que� he-mos� denominado� Escondido,� Cerro� Negro,�Domo)� que� presentan� diferentes� condiciones�geomorfológicas� y� topográficas.� El� objetivo�de� la� investigación� se� centra� en� examinar� el�papel�que�ejerce�la�topografía�y�las�condicio-nes�microclimáticas�en�el�régimen�térmico�de�la�capa�activa,�con�el�fin�de�identificar�los�fac-tores�que�controlan�los�procesos�geomorfoló-gicos�en�estas�cuencas�lacustres.�

ÁREA DE ESTUDIO

Las�ISS�son�un�archipiélago�emplazado�en�el�extremo�noroccidental�de�la�Península�An-tártica.�Estas�islas�están�cubiertas�por�glaciares�en�más�del�90%�de�su�extensión,�a�excepción�de� la� isla�volcánica�de�Decepción,�con�cerca�de�un�60%�de�la�misma�ocupada�por�el�hielo�glaciar.


península Byers a altitudes comprendidas entre 45 y 100 m. Los sitios de muestreo están situados en cuencas lacustres (que hemos denominado Escondido, Cerro Negro, Domo) que presentan diferentes condiciones geomorfológicas y topográficas. El objetivo de la investigación se centra en examinar el papel que ejerce la topografía y las condiciones microclimáticas en el régimen térmico de la capa activa, con el fin de identificar los factores que controlan los procesos geomorfológicos en estas cuencas lacustres. ÁREA DE ESTUDIO

Las ISS son un archipiélago emplazado en el extremo noroccidental de la Península Antártica. Estas islas están cubiertas por glaciares en más del 90% de su extensión, a excepción de la isla volcánica de Decepción, con cerca de un 60% de la misma ocupada por el hielo glaciar.

FIGURA 1. Localización de la península Byers en las ISS (arriba) y

distribución de los puntos de control en dicha península (abajo).

Esta comunicación se centra en la península Byers, situada en el margen occidental de la isla Livingston (Fig. 1). Este sector constituye el espacio deglaciado de mayor extensión de este archipiélago, con aproximadamente 60 km2. La deglaciación de Byers

propició la aparición de numerosos cuerpos lacustres. La distribución de la red de drenaje (Mink et al., 2012), así como el análisis de los sedimentos de algunos de ellos ha permitido reconstruir el calendario del retroceso glaciar (Toro et al., 2013; Oliva et al., 2016).

El control de las temperaturas del suelo y del aire se

ha realizado en tres lagos: Escondido, Cerro Negro y Domo. Las cuencas de estos tres lagos presentan características topográficas distintas, que determinan unos procesos geomorfológicos diferentes en cada caso. El lago Escondido está emplazado en una cubeta entre tres picos, lo que favorece la sobrealimentación nival por el barrido de la nieve efectuado por el viento. La cuenca lacustre del lago Cerro Negro es de reducidas dimensiones, estando localizada en la parte superior de un pequeño circo glaciar al pie de los dos picos principales del pitón volcánico homónimo. Finalmente, Domo es el lago más próximo al frente glaciar actual del Domo Rotch. Se trata de un área muy abierta de relieve suave y muy venteada. METODOLOGÍA

En enero de 2014 se instalaron un conjunto de sensores al pie de cada lago, con el objetivo de monitorizar las temperaturas de suelo y del aire en cada cuenca. En esta comunicación se presentan los datos del primer año de medición. La temperatura del suelo se midió con sensores I-Button emplazados en el seno de una perforación de 80 cm de profundidad, mientras que la temperatura del aire se midió con termorregistradores TinyTag. En ambos casos el intervalo de medición fue de 2 h. El emplazamiento y características geográficas de cada punto de control se resume en la Tabla I.

Lugar Latitud Longitud

Altitud (m)

Cubierta nival cuenca 2014/2015 (%)

Escondido 62º37'06.57'' S 61º03'36.50'' W 92 >60 / >95

Cerro Negro 62º37'47.30'' S 61º00'19.99'' W 100 ~35 / ~50

Domo 62º37'17.49'' S 60º58'32.98'' W 45 ~30 / ~25

Tabla I. Localización y cobertura nival en los puntos de control. RESULTADOS

- Temperaturas del aire. Las temperaturas del aire mostraron muy poca variabilidad entre los diferentes sitios durante el período de estudio, como consecuencia de la poca diferencia de altura entre las estaciones. Las temperaturas medias oscilaron entre -2.6°C en el caso de Domo y -2.7°C en Escondido y Cerro Negro.

FIGURA�1.�Localización de la península Byers en las ISS (arriba) y distribución de los puntos de control en dicha península (abajo)

Esta�comunicación� se�centra�en� la�penín-sula�Byers,�situada�en�el�margen�occidental�de�la�isla�Livingston�(Fig.�1).�Este�sector�consti-tuye�el�espacio�deglaciado�de�mayor�extensión�de� este� archipiélago,� con� aproximadamente�60�km2.�La�deglaciación�de�Byers�propició�la�aparición�de�numerosos�cuerpos�lacustres.�La�distribución�de�la�red�de�drenaje�(Mink�et al.,�2012),�así�como�el�análisis�de�los�sedimentos�de� algunos� de� ellos� ha� permitido� reconstruir�el�calendario�del�retroceso�glaciar�(Toro�et al.,�2013;�Oliva�et al.,�2016).

El�control�de�las�temperaturas�del�suelo�y�del�aire�se�ha�realizado�en�tres�lagos:�Escon-dido,� Cerro�Negro� y�Domo.� Las� cuencas� de�estos�tres�lagos�presentan�características�topo-gráficas�distintas,�que�determinan�unos�proce-sos�geomorfológicos�diferentes�en�cada�caso.�El� lago� Escondido� está� emplazado� en� una�cubeta�entre�tres�picos,�lo�que�favorece�la�so-

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brealimentación�nival�por�el�barrido�de�la�nie-ve�efectuado�por�el�viento.�La�cuenca�lacustre�del�lago�Cerro�Negro�es�de�reducidas�dimen-siones,�estando�localizada�en�la�parte�superior�de�un�pequeño�circo�glaciar�al�pie�de�los�dos�picos�principales�del�pitón�volcánico�homóni-mo.�Finalmente,�Domo�es�el�lago�más�próxi-mo�al�frente�glaciar�actual�del�Domo�Rotch.�Se�trata�de�un�área�muy�abierta�de�relieve�suave�y�muy�venteada.

METODOLOGÍA

En�enero�de�2014�se�instalaron�un�conjun-to�de�sensores�al�pie�de�cada�lago,�con�el�obje-tivo�de�monitorizar�las�temperaturas�de�suelo�y�del�aire�en�cada�cuenca.�En�esta�comunica-ción�se�presentan�los�datos�del�primer�año�de�medición.�La�temperatura�del�suelo�se�midió�con�sensores�I-Button�emplazados�en�el�seno�de�una�perforación�de�80�cm�de�profundidad,�mientras�que�la�temperatura�del�aire�se�midió�con� termorregistradores�TinyTag.�En� ambos�casos�el�intervalo�de�medición�fue�de�2�h.�El�emplazamiento� y� características� geográficas�de�cada�punto�de�control�se�resume�en�la�Ta-bla�I.

Lugar LatitudLongitud

Altitud(m)

Cubierta�nival�cuenca�2014/2015�

(%)

Escondido 62º37’06.57’’�S61º03’36.50’’�W 92 >60�/�>95

Cerro�Negro

62º37’47.30’’�S61º00’19.99’’�W 100 ~35�/�~50

Domo 62º37’17.49’’�S60º58’32.98’’�W 45 ~30�/�~25

Tabla�I.�Localización y cobertura nival en los puntos de control

RESULTADOS

– Temperaturas�del�aire.�Las�temperatu-ras�del�aire�mostraron�muy�poca�variabilidad�entre�los�diferentes�sitios�durante�el�período�de�estudio,� como� consecuencia� de� la� poca� dife-rencia�de�altura�entre�las�estaciones.�Las�tem-

peraturas�medias�oscilaron�entre�-2.6°C�en�el�caso�de�Domo�y�-2.7°C�en�Escondido�y�Cerro�Negro.

A�su�vez,�también�se�registraron�pequeñas�diferencias�en�las�temperaturas�máximas�abso-lutas,�fluctuando�entre�6,1°�C�(Domo)�y�6,5°C�(Escondido),� así� como� en� las�mínimas� abso-lutas,� que� alcanzaron� -13,4°C� (Escondido)� y�-13,9°C�(Cerro�Negro).�Las�temperaturas�me-dias� estacionales� también� presentaron� poca�variabilidad�interanual.

– Régimen�térmico�del�suelo.�La�evolu-ción�del�régimen�térmico�del�suelo�en�las�tres�estaciones� durante� el� período� de� estudio� se�muestra�en�la�Fig.�2.�Las�temperaturas�medias�diarias�del�suelo�en�Escondido�mostraron�una�variabilidad� anual� mínima� a� lo� largo� de� los�primeros�80�cm�de�profundidad�del�suelo.�Las�temperaturas� medias� oscilaron� entre� -0,1°C�(20�a�80�cm)�y�-0,2°C�(10�cm),�con�amplitudes�diarias�muy�bajas,�entre�0,0°C�(40�a�80�cm)�y�0,4°C�(10�cm).�Las�temperaturas�máximas�del�suelo�oscilaron� entre� 6,3°C� (10� cm)�y� 0,2°C�(80�cm),�mientras�que�las�temperaturas�míni-mas�fluctuaron�entre�-2,5°C�(10�cm)�y�-0,7°C�(80�cm).�La�capa�activa�permaneció�desconge-lada�hasta�el�14�de�agosto�de�2014�a�80�cm�de�profundidad,�mientras�que�a�la�profundidad�10�cm�se�congeló�el�17�de�julio�de�2014.�Por�otra�parte,� el� descongelamiento� de� la� capa� activa�de�los�10�cm�a�50�cm�de�profundidad�se�inició�entre�14�y�16�de�diciembre�2014,�estabilizán-dose� las� temperaturas�en�valores� ligeramente�positivos,�de�0,1�a�0,2°C.

El� régimen� térmico� del� suelo� en� Cerro�Negro� mostró� más� variabilidad� que� en� Es-condido� durante� el� período� de� estudio� (Fig.�2).�Las�temperaturas�medias�del�suelo�fueron�negativas,�con�-0.7°C�a�5�cm�de�profundidad�y�-0.4°C�a�80�cm.�A�estas�profundidades,� las�temperaturas�máximas�oscilaron�entre�13,7°C�y�0,2°C,�mientras�que�el�mínimo�osciló�entre�

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-6,2°C�y�-1,5°C,�respectivamente.�Las�ampli-tudes�máximas�diarias�de�las�temperaturas�del�suelo�siguieron�un�patrón�similar�a�las�tempe-raturas�máximas�del�aire,�llegando�a�14,6°C�a�5� cm�de� profundidad� y� sólo� 0,1°C� a� 80� cm.�Sin�embargo,�la�amplitud�media�diaria�duran-te� todo� el� período� enero�de�2014� a� enero�de�2015� fue� tan� sólo� de� 1,2°C� a� 5� cm,� e� inclu-so�de�0,0°C�en�las�profundidades�de�60�y�80�cm.�En�Cerro�Negro,� los� termorregistradores�próximos�a�la�superficie�(5�y�10�cm)�se�volvie-

ron�a�congelar�el�11�de�mayo�de�2014,�aunque�a�80�cm�de�profundidad�el�suelo�se�mantuvo�congelado� hasta� el� 15� de� junio� de� 2014.� El�descongelamiento�de�la�capa�activa�se�inició�el�1�de�diciembre�de�2014,�aunque�solo�se�alcan-zaron�los�25�cm�más�superficiales�a�principios�de�enero�de�2015.

Domo�registró�la�mayor�variabilidad�de�las�temperaturas� del� suelo� de� todas� las� estacio-nes�(Fig.�2).�La�media�de�las�temperaturas�del�


FIGURA 2. Evolución de temperaturas en el aire y en los diferentes puntos de control entre enero de 2014 y enero de 2015.

FIGURA�2.�Evolución de temperaturas en el aire y en los diferentes puntos de control entre enero de 2014 y enero de 2015

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suelo�pasó�de�-1.3°C�a�5�cm�de�profundidad�a�-0.7°C�a�80�cm.�En�las�mismas�profundidades,�las� temperaturas�máximas�del� suelo� alcanza-ron�17,9°C�y�0,2°C,�respectivamente,�mientras�que�el�mínimo�fluctuó�entre� -9,9ºC�y� -2,4ºC.�Las�amplitudes�máximas�diarias�disminuyeron�significativamente�en�profundidad,�pasando�de�19,8°C�en�5�cm�a�0,3°C�a�80�cm.�Por�otro�lado,�la� amplitud�media�diaria� varió� entre�2,3°C�a�5�cm�y�0,0°C�a�80�cm.�La�capa�activa�a�una�profundidad�de�5�a�20�cm�se�congeló�el�9�de�mayo�de�2014,�y�en�solamente�18�días�(26�de�mayo�de�2014)�el�suelo�congelado�llegó�a�80�cm�de�profundidad.�El�descongelamiento�de�la�capa� activa� a� finales� de� 2014� se� inició� entre�finales�de�octubre�y�principios�de�noviembre,�cuando�el�sustrato�se�descongeló�hasta�10�cm�de�profundidad.�La�descongelación�rápida�de�la� capa� activa� se� inició�más� tarde,� alrededor�del�25�noviembre�de�2014,�y�llegó�a�80�cm�de�profundidad�15�días�más�tarde.

DISCUSIÓN

Las� temperaturas�medias� anuales�del� aire�tuvieron�valores�muy�similares�en�los�tres�si-tios� (-2,6�a� -2,7ºC).�En�cambio,� las� tempera-turas� del� suelo�mostraron�un� patrón�muy�di-ferente,� lo�que�sugiere�el�control�del�espesor�y�la�duración�de�la�nieve�en�la�termicidad�del�suelo� (Zhang�et al.,� 2005).�La� nieve� aísla� el�suelo�de�las�fluctuaciones�climáticas�externas�(Goodrich,�1982).�A�su�vez,�la�acumulación�y�duración� de� la� nieve� se� ve� condicionada�por�el�relieve.

La� proyección� de� las� temperaturas� en�profundidad� permite� estimar� un� espesor� de�la�capa�activa�estimado�en�0,85�m�en�Domo,�0,9�m�en�Cerro�Negro�y�1,5�m�Escondido.�El�efectivo�barrido�de�la�nieve�en�Domo,�donde�ésta�persiste�en�el�suelo�de�manera�discontinua�durante�la�estación�invernal�y�desaparece�rápi-damente�en�verano,�expone�la�superficie�a�las�variaciones�térmicas�y�permite�una�capa�activa�menos�espesa.�En�Escondido,�por�el�contrario,�

su�emplazamiento�en�el� fondo�de�una�depre-sión�rodeada�de�cumbres�favorece�una�sobrea-limentación�nival:�el�manto�nival�es�más�espe-so,�continuo�y�se�prolonga�hasta�bien�entrada�la�estación�de�fusión.�Ello�impide�la�penetra-ción�de�la�onda�fría�en�profundidad,�lo�que�se�traduce�en�una�capa�activa�más�profunda.�La�situación� en� Cerro�Negro� es�más� parecida� a�Domo,�aunque�el�hecho�de�tener�mayor�inni-vación� favorece� una� capa� activa� ligeramente�más�profunda.

Consecuentemente,� los� procesos� geomor-fológicos� que� operan� en� las� cuencas� de� los�lagos� se� ven� afectadas� por� variables� depen-dientes� de� la� interrelación� ente� nieve� y� to-pografía:� acumulación� y� fusión� de� la� nieve,�congelamiento�y�descongelamiento�de�la�capa�activa,� movimientos� de� masa,� transporte� de�sedimentos,�etc.�(French,�2007).�Por�ello,�para�una� correcta� interpretación� de� los� procesos�limnológicos�presentes�y�pasados�cabe�incluir�el�rol�que�ejerce�la�topografía�en�el�dinamismo�geomorfológico�de�sus�cuencas.

CONCLUSIONES

El�control�de�la�termicidad�de�la�capa�ac-tiva�en�tres�sectores�de�topografía�contrastada�en�el�extremo�occidental�de�la�isla�Livingston,�ha�puesto�de�manifiesto�el�control�que�ejerce�la�topografía�en�el�espesor�y�duración�del�manto�nival�y,�consecuentemente,�en�el�ritmo�térmico�y�profundidad�de�la�capa�activa.�La�mayor�pre-sencia�de�nieve�aísla�térmicamente�el�suelo�de�las�oscilaciones�térmicas�y�favorece�una�capa�activa�más�profunda.�Un�manto�nival�más�su-perficial�y�discontinuo�permite�una�mayor�pe-netración�de�las� temperaturas�negativas�en�el�suelo,�que�inducen�a�la�existencia�de�una�capa�activa�menos�profunda.

AGRADECIMIENTOS

Este�trabajo�fue�financiado�por�el�proyec-to�de�investigación�HOLOANTAR�(Holocene

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environmental change in the Maritime Antarc-tic. Interactions Between permafrost and the lacustrine environment)� y� el� Programa�Polar�Portugués� (PROPOLAR),� ambos� sufragados�por�la�Fundação para a Ciência e a Tecnolo-gia� de� Portugal.�Un� agradecimiento� especial�también� para� los� Programas� Antárticos� de�Brasil�y�Chile,�cuyo�apoyo�facilitó�la�logística�de�campo.�El�primer�autor�agradece�a�la�AXA�Research�Fund�el�apoyo�recibido�para�llevar�a�cabo�sus�actividades�de�investigación.

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Los aludes de nieve en el Alto Aller: su incidencia en la carretera AS-253 del Puerto de San Isidro (Macizo Central Asturiano)

Snow avalanches in Upper Aller: its impact on the AS-253 road in Puerto de San Isidro (Central Asturian Massif)

M. A. Poblete1, S. Beato1 y J. L. Marino1

1 �Dpto.�de�Geografía,�Facultad�de�Filosofía�y�Letras,�Universidad�de�Oviedo,�Campus�del�Milán,�Avda.�Tte.�Alfonso�Martínez�s/n,�33.001-�Oviedo�(Asturias).�[email protected]

Resumen: Se�analiza�la�formación�y�peligrosidad�de�los�aludes�de�nieve�en�el�Alto�Aller�(Macizo�Central�Asturiano),�en�concreto,�los�desencadenados�en�la�cabecera�del�río�San�Isidro,�que�han�incidido� con� especial� recurrencia� en� los� últimos� 10� años� en� la� carretera�AS-253,� una� de� las�carreteras�de�montaña�de�Asturias�con�mayor�peligrosidad�en�invierno.Desde�el�punto�de�vista�metodológico,�el�trabajo�se�ha�fundamentado�en�la�recopilación�de�los�episodios�de�aludes�de�nieve�acaecidos�entre�los�años�2005�y�2015�en�el�Puerto�de�San�Isidro,�para�lo�cual�se�ha�recurrido�al�trabajo�de�campo�y�de�fotointerpretación�geomorfológica,�así�como�a�la�realización�de�encuestas�a� la�población�local�y� la�consulta�de�hemerotecas.�Por�otro�lado,�se� han� estudiado� los� parámetros� que� condicionan� la� estabilidad� del�manto� nival,� en� especial,�altitudes,�pendientes�y�orientaciones,�a�partir�de�un�modelo�digital�del�terreno�y�SIG.�En�cuanto�a�las�características�del�manto�nival,�se�ha�recabado�la�documentación�disponible�en�diferentes�instituciones� oficiales� que� abarca� el� periodo� 1990-2014.� Por� último,� también� se� ha� tenido� en�cuenta�el�papel�jugado�por�la�vegetación�sobre�el�control�de�los�aludes,�en�especial,�a�tenor�de�su�estructura.�Una�vez�identificadas�las�áreas�potenciales�propicias�para�el�desencadenamiento�de�los�aludes�mediante�SIG,�dicha�información�se�ha�contrastado�con�la�obtenida�mediante�trabajo�de�campo,�encuestas�y�fotointepretación;�elaborándose�finalmente�una�cartografía�de�susceptibilidad�y�peligrosidad�de�aludes�para�la�carretera�de�acceso�al�Puerto�de�San�Isidro.

Palabras clave: aludes�de�nieve,�Macizo�Central�Asturiano,�riesgos�naturales,�SIG.

Abstract: The formation of snow avalanches and its dangerousness in the Alto Aller (Asturian Massif Central) is analyzed in particular, those triggered at the headwaters of San Isidro River, which have affected with an high recurrence in the last 10 years in the AS-253. This is one of the most dangerous mountain roads of Asturias in winter. From the methodological point of view, the work has been based on the collection of episodes of snow avalanches occurred between 2005 and 2015 in the Puerto de San Isidro, for which fieldwork and geomorphological photointerpretation has used to as well as surveys to the local population and consulting newspaper libraries. On the other hand, we have studied the parameters that determine the stability of the snow cover, especially altitude, slope and aspect, from a digital terrain model and GIS. As to the characteristics of the snow cover, it has collected the documentation available at various government institutions


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INTRODUCCIÓN

La� mayoría� de� las� investigaciones� sobre�aludes�en�España�se�han�llevado�a�cabo�en�los�Pirineos,�destacando�los�trabajos�relacionados�con�la�elaboración�de�mapas�de�riesgos,�en�los�que�se�delimitan�las�zonas�con�distinto�grado�de�probabilidad�de�su�formación�(Mases�y�Vi-laplana,�1991;�Furdada�et al.,� 1995;� Julián�y�Chueca,�1999;�Chueca�y�Julián,�2010).�

En� el� ámbito� de� la�Cordillera�Cantábrica�no�son�muchas�las� investigaciones�realizadas�hasta�el�momento,�sobresaliendo� las� llevadas�a�cabo�en�el�Macizo�Asturiano�y� la�Montaña�Leonesa.�La�mayoría�de�los�trabajos�se�centran�en�el�análisis�geomorfológico,�es�decir,�en�el�estudio�del�comportamiento�del�manto�nival,�mecanismos�de� formación,� factores� desenca-denantes,�dinámica�e� implicaciones�morfoló-gicas.�Entre�otros�conviene�destacar�el�trabajo�pionero�de�Castañón�(1984)�sobre�aludes�en�la�vertiente�suroriental�del�Prau�del�Albo�(Macizo�de�Peña�Ubiña),�en�el�que�analiza�el�destacado�papel�modelador�de� los� aludes�de� fondo�que�se�desencadenan�a�media�vertiente;�seguirían�después� los�de�González� (2007),�González�y�Serrano�(2010),�en�los�que�se�abordan�también�los�procesos�y�formas�nivales.

En� cuanto� a� los� estudios� sobre� el� riesgo�de� aludes� en� el� Macizo� Asturiano� sobresa-le� el� trabajo� de�Marquínez� et al.� (2003),� en�el� que� a� escala� regional� se� elabora� un�mapa�de� susceptibilidad� de� aludes;� tomando� como�criterios�básicos� los� rasgos�geomorfológicos,�

la�cubierta�vegetal,�modelos�numéricos�de� la�zona� de� salida� y� de� llegada� y� el� método� de�máximo�alcance�propuesto�por�Lied�y�Toppe�en�1989.�Más� recientemente�en�el� trabajo�de�Santos�et al.�(2010)�sobre�el�peligro�de�aludes�en�el�Alto�Sil�(Cordillera�Cantábrica)�se�reali-za�una� cartografía�de�detalle�de� los� entornos�de�Valseco� y�Villarino� del� Sil,� basándose� en�el�trabajo�de�campo,�encuestas�a�la�población�local� y� la� utilización�de�un�SIG.�Por�último,�cabe�destacar�también�el�trabajo�de�Vada�et al.�(2012)�sobre�el�riesgo�de�aludes�en�el�Macizo�Central�de�los�Picos�de�Europa,�en�el�cual�se�evalúan�las�áreas�de�mayor�peligrosidad�en�la�senda�de�Pandébano�a�Vega�Urriellu,�a�partir�de�la�elaboración�del�Mapa�de�Zona�de�Aludes�(MZA)�y� el� cálculo� del� Índice� de�Riesgo� de�Aludes�(IRA).

Así�pues,�es�evidente�que�quedan�todavía�numerosos� sectores� del� Macizo� Asturiano�afectados�por�aludes�pendientes�de�analizar,�los�cuales�ponen�en�riesgo�la�vida�de�las�personas�que�transitan�por�ellos.�Entre�esas�zonas�sobre-salen,�sin�duda,�las�carreteras�de�alta�montaña.�Por�ello,�el�objetivo�de�este�trabajo�preliminar�se�centra�en�el�análisis�de�la�peligrosidad�de�los�aludes�desencadenados�en�la�cabecera�del�río�San� Isidro,�que�en� los�últimos�diez�años�han�incidido�con�especial�recurrencia�en�la�carrete-ra�AS-253�que�asciende�al�puerto�homónimo.�Se�trata,�en�efecto,�de�una�de�las�carreteras�de�montaña�de�Asturias�más�peligrosas�debido�al�denso�tráfico�rodado�durante�la�temporada�alta�(estimado�en�unos�15.000�vehículos�según�la�

covering the period 1990-2014. Besides, it has also considered the role played on the control avalanches by vegetation, particularly depending on its structure. After identifying potential areas favorable to the unleashing of avalanches using GIS, this information has been compared with that obtained through field work, surveys and photointerpretation; ultimately, susceptibility to snow avalanches in the Puerto de San Isidro has been mapped.

Key words: Asturian Massif Central, GIS, natural hazards, snow avalanches.

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Consejería�de�Fomento�del�Principado�de�As-turias),�toda�vez�que�es�la�única�vía�de�acceso,�desde� la� vertiente� asturiana,� a� las� estaciones�de�esquí�de�Fuentes�de�Invierno�y�San�Isidro.�Con�la�finalidad�de�contribuir�a�mitigar�en�la�medida�de�lo�posible�la�exposición�de�las�per-sonas�e� infraestructuras,� se�ha�elaborado�una�cartografía�de�susceptibilidad�de�aludes�que�se�completa�con�otra�de�peligrosidad.

ÁREA DE ESTUDIO

La�zona�de�estudio�se�sitúa�en� la�cabece-ra�del�río�San�Isidro,�cuyas�aguas�drenan�a�la�cuenca�del�Aller�(Macizo�Central�Asturiano),�centrándose� en� la� carretera�AS-253� de� acce-so�al�Puerto�de�San�Isidro,�en�concreto,�desde�la�población�de�Cuevas,� situada�en�el�km�15�hasta�las�brañas�de�El�Fielato,�en�el�km�22,5;�ocupando�una�superficie�aproximada�de�unos�16,28�km2�(Fig.�1).�Se�trata�de�un�área�monta-ñosa�de�grandes�desniveles,�con�altitudes�com-prendidas�entre�los�750�m�del�fondo�del�valle�en�Cuevas�y�los�2.100�m�del�Pico�Torres.�Está�delimitada� por� dos� alineaciones�montañosas:�la� formada,� al� Norte,� por� las� elevaciones� de�Peñas� del� Hombre� (1.191� m),� Peñas� Agúa�(1.633�m)�y�Pico�Negro�(1.837�m);�y�la�situa-da�al�Sur�constituida�por�Peña�Cotelbu�(1.589�m),�Peña�Lagarello�(1.649�m),�Pico�Valverde�(1.967�m)�y�finalmente�Pico�Torres�(2.100�m).


de los trabajos se centran en el análisis geomorfológico, es decir, en el estudio del comportamiento del manto nival, mecanismos de formación, factores desencadenantes, dinámica e implicaciones morfológicas. Entre otros conviene destacar el trabajo pionero de Castañón (1984) sobre aludes en la vertiente suroriental del Prau del Albo (Macizo de Peña Ubiña), en el que analiza el destacado papel modelador de los aludes de fondo que se desencadenan a media vertiente; seguirían después los de González (2007), González y Serrano (2010), en los que se abordan también los procesos y formas nivales.

En cuanto a los estudios sobre el riesgo de aludes en el Macizo Asturiano sobresale el trabajo de Marquínez et al. (2003), en el que a escala regional se elabora un mapa de susceptibilidad de aludes; tomando como criterios básicos los rasgos geomorfológicos, la cubierta vegetal, modelos numéricos de la zona de salida y de llegada y el método de máximo alcance propuesto por Lied y Toppe en 1989. Más recientemente en el trabajo de Santos et al. (2010) sobre el peligro de aludes en el Alto Sil (Cordillera Cantábrica) se realiza una cartografía de detalle de los entornos de Valseco y Villarino del Sil, basándose en el trabajo de campo, encuestas a la población local y la utilización de un SIG. Por último, cabe destacar también el trabajo de Vada et al. (2012) sobre el riesgo de aludes en el Macizo Central de los Picos de Europa, en el cual se evalúan las áreas de mayor peligrosidad en la senda de Pandébano a Vega Urriellu, a partir de la elaboración del Mapa de Zona de Aludes (MZA) y el cálculo del Índice de Riesgo de Aludes (IRA).

Así pues, es evidente que quedan todavía numerosos sectores del Macizo Asturiano afectados por aludes pendientes de analizar, los cuales ponen en riesgo la vida de las personas que transitan por ellos. Entre esas zonas sobresalen, sin duda, las carreteras de alta montaña. Por ello, el objetivo de este trabajo preliminar se centra en el análisis de la peligrosidad de los aludes desencadenados en la cabecera del río San Isidro, que en los últimos diez años han incidido con especial recurrencia en la carretera AS-253 que asciende al puerto homónimo. Se trata, en efecto, de una de las carreteras de montaña de Asturias más peligrosas debido al denso tráfico rodado durante la temporada alta (estimado en unos 15.000 vehículos según la Consejería de Fomento del Principado de Asturias), toda vez que es la única vía de acceso, desde la vertiente asturiana, a las estaciones de esquí de Fuentes de Invierno y San Isidro. Con la finalidad de contribuir a mitigar en la medida de lo posible la exposición de las personas e infraestructuras, se ha

elaborado una cartografía de susceptibilidad de aludes que se completa con otra de peligrosidad.

ÁREA DE ESTUDIO

La zona de estudio se sitúa en la cabecera del río San Isidro, cuyas aguas drenan a la cuenca del Aller (Macizo Central Asturiano), centrándose en la carretera AS-253 de acceso al Puerto de San Isidro, en concreto, desde la población de Cuevas, situada en el km 15 hasta las brañas de El Fielato, en el km 22,5; ocupando una superficie aproximada de unos 16,28 km2 (Fig. 1). Se trata de un área montañosa de grandes desniveles, con altitudes comprendidas entre los 750 m del fondo del valle en Cuevas y los 2.100 m del Pico Torres. Está delimitada por dos alineaciones montañosas: la formada, al Norte, por las elevaciones de Peñas del Hombre (1.191 m), Peñas Agúa (1.633 m) y Pico Negro (1.837 m); y la situada al Sur constituida por Peña Cotelbu (1.589 m), Peña Lagarello (1.649 m), Pico Valverde (1.967 m) y finalmente Pico Torres (2.100 m).

FIGURA 1. Localización de la zona de estudio.

Desde el punto de vista geológico, la cabecera del río Aller a la que pertenece el área de estudio forma parte de la Región de Mantos, la cual se caracteriza por una sucesión litoestratigráfica repetitiva de dos unidades litológicas de desigual resistencia frente a la erosión. Por un lado, una unidad masiva y resistente formada por cuarcitas ordovícicas y calizas de montaña; y otra menos resistente de pizarras carboníferas con intercalaciones de areniscas y en ocasiones de calizas grises. Desde el punto de vista tectónico está formada por un conjunto de mantos alóctonos que se han desplazado de Oeste a Este, en concreto, se organiza en torno a dos escamas cabalgantes, la de Laviana y Rioseco.

En cuanto a los rasgos geomorfológicos, cabe destacar la presencia de superficies aborregadas y estrías en los alrededores del umbral rocoso de Riofrío, modelados por el glaciar alpino que, durante la fase álgida, descendía desde el Pico Toneo, a lo largo de 4

FIGURA�1.�Localización de la zona de estudio

Desde�el�punto�de�vista�geológico,�la�cabe-cera�del�río�Aller�a�la�que�pertenece�el�área�de�estudio�forma�parte�de�la�Región�de�Mantos,�la�cual�se�caracteriza�por�una�sucesión�litoestrati-

gráfica�repetitiva�de�dos�unidades�litológicas�de�desigual�resistencia�frente�a�la�erosión.�Por�un�lado,�una�unidad�masiva�y� resistente� formada�por�cuarcitas�ordovícicas�y�calizas�de�montaña;�y�otra�menos�resistente�de�pizarras�carboníferas�con�intercalaciones�de�areniscas�y�en�ocasiones�de�calizas�grises.�Desde�el�punto�de�vista� tec-tónico�está� formada�por�un�conjunto�de�man-tos�alóctonos�que�se�han�desplazado�de�Oeste�a�Este,�en�concreto,�se�organiza�en�torno�a�dos�escamas�cabalgantes,�la�de�Laviana�y�Rioseco.

En� cuanto� a� los� rasgos� geomorfológi-cos,� cabe� � destacar� la� presencia� de� superfi-cies� aborregadas� y� estrías� en� los� alrededores�del�umbral�rocoso�de�Riofrío,�modelados�por�el� glaciar� alpino� que,� durante� la� fase� álgida,�descendía�desde�el�Pico�Toneo,�a�lo�largo�de�4�km.�También�sobresale�la�abundancia�de�for-mas�y�depósitos�periglaciares,�en�concreto,�de�grèzes�litées��cementados�que�tapizan�las�lade-ras�meridionales�próximas�a�Cuevas,�así�como�taludes�de�derrubios�situados�bajo�los�escarpes�rocosos� y,� finalmente,� canales� de� aludes� en�forma�de�tobogán�(Rodríguez,�1995).

Las�condiciones�climáticas�son�propias�de�un� área� de�montaña,� esto� es,� se� caracterizan�por� precipitaciones�muy� abundantes,� por� en-cima�de��1.500�mm�de�media�anual,�y�tempe-raturas� frías,� con�un�promedio� anual� inferior�a�6ºC,�a�partir�de�1.500�m�de�altitud�(Muñoz,�1982;�Quirós� y�Cuesta,� 1996).�Así� pues,� los�temporales� de� nieve� son� muy� frecuentes� en�invierno,�por�la�entrada�de�masas�de�aire�hú-medo�y� frío� de�origen�polar,� que� se� suceden�desde�enero�hasta�abril,�ocasionando�del�orden�de�tres�o�cuatro�nevadas�copiosas�que�superan�con�creces� los�30�mm�en�24�horas,� a�apenas�750�m�de�altitud�(datos�diarios�de�la�estación�de�Aller,�Cuevas,�AEMET).�Como�resultado,�se�originan�mantos�nivales�con�espesores�sig-nificativos,�superiores�a�1�m,�a�partir�de�980�m�de�altitud�según�nuestras�mediciones�efectua-das�en�la�Central�de�Rioseco.

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METODOLOGÍA

El�trabajo�se�fundamenta�en�la�recopilación�de�los�episodios�de�aludes�acaecidos�en�el�Puer-to�de�San�Isidro�en�los�últimos�diez�años,�para�lo�cual�se�ha�recurrido�al�trabajo�de�campo�y�la�fotointerpretación�geomorfológica�de�imágenes�aéreas�del�Vuelo�Americano�de�1957,�del�Prin-cipado�de�Asturias�de�2003�y�de�ortofotografías�del�PNOA�de�2011�y�2015;�así�como�la�realiza-ción�de�encuestas�en�las�poblaciones�de�El�Pino,�Felechosa�y�Cuevas�y�la�consulta�exhaustiva�de�tales�fenómenos�en�la�prensa�local�escrita.�Por�otro�lado,�mediante�la�aplicación�de�los�softwa-res�ArcGis�10.1�y�Quantum�Gis�2.6�(QGIS)�se�han�analizado,�a�partir�de�un�modelo�digital�de�terreno� (malla�de� resolución�de�5�x�5�m),� los�parámetros�que�condicionan� la�estabilidad�del�manto�nival,�en�especial,��altitudes,�pendientes�y�orientaciones�(Wozniak�y�Marquínez,�2004).�Por�último,� también�se�ha� tenido�en�cuenta�el�papel�de� la�vegetación�sobre�el�control�de� los�aludes,� en� concreto,� a� tenor� de� su� estructura,�esto� es,� de� los� distintos� estratos,� razón� por� la�cual�se�han�efectuado� inventarios�florísticos�y�se�ha�consultado�el�mapa�forestal�de�España�a�escala�1:25.000�del�IFN4.

RESULTADOS

Los�aludes�de�nieve�que�en�los�últimos�10�años�han�incidido�con�especial�recurrencia�en�la�AS-253,�casi�de�manera�ininterrumpida,�salvo�en�2011�y�2012,�se�producen�mayoritariamen-te�en�laderas�orientadas�al�S,�SO�y�al�O;�y�en�menor�medida�en�las�situadas�al��N�y�NO.�Pese�a�que�las�vertientes�septentrionales�representan�el� 44,8%� del� territorio� analizado� (Fig.� 2),� sin�embargo,� los� aludes� procedentes� de� ellas� son�escasos� y� � de� pequeñas� dimensiones,� debido�fundamentalmente�a�que�se�hallan�colonizadas�en�un�79%�por�un�denso�hayedo�perteneciente�al�Monte�de�Utilidad�Pública�número�184�(Fig.�3).� Por� el� contrario,� las� laderas�meridionales,�sometidas�a�una�mayor�radiación�solar,�dispo-nen�no�sólo�de�pendientes�muy�acentuadas,�sino�

que�además�están�desprovistas�de�vegetación,�representando�el�74,54%�de� los� afloramientos�rocosos�desnudos�del�área�de�estudio.


km. También sobresale la abundancia de formas y depósitos periglaciares, en concreto, de grèzes litées cementados que tapizan las laderas meridionales próximas a Cuevas, así como taludes de derrubios situados bajo los escarpes rocosos y, finalmente, canales de aludes en forma de tobogán (Rodríguez, 1995).

Las condiciones climáticas son propias de un área de montaña, esto es, se caracterizan por precipitaciones muy abundantes, por encima de 1.500 mm de media anual, y temperaturas frías, con un promedio anual inferior a 6ºC, a partir de 1.500 m de altitud (Muñoz, 1982; Quirós y Cuesta, 1996). Así pues, los temporales de nieve son muy frecuentes en invierno, por la entrada de masas de aire húmedo y frío de origen polar, que se suceden desde enero hasta abril, ocasionando del orden de tres o cuatro nevadas copiosas que superan con creces los 30 mm en 24 horas, a apenas 750 m de altitud (datos diarios de la estación de Aller, Cuevas, AEMET). Como resultado, se originan mantos nivales con espesores significativos, superiores a 1 m, a partir de 980 m de altitud según nuestras mediciones efectuadas en la Central de Rioseco.

METODOLOGÍA

El trabajo se fundamenta en la recopilación de los episodios de aludes acaecidos en el Puerto de San Isidro en los últimos diez años, para lo cual se ha recurrido al trabajo de campo y la fotointerpretación geomorfológica de imágenes aéreas del Vuelo Americano de 1957, del Principado de Asturias de 2003 y de ortofotografías del PNOA de 2011 y 2015; así como la realización de encuestas en las poblaciones de El Pino, Felechosa y Cuevas y la consulta exhaustiva de tales fenómenos en la prensa local escrita. Por otro lado, mediante la aplicación de los softwares ArcGis 10.1 y Quantum Gis 2.6 (QGIS) se han analizado, a partir de un modelo digital de terreno (malla de resolución de 5 x 5 m), los parámetros que condicionan la estabilidad del manto nival, en especial, altitudes, pendientes y orientaciones (Wozniak y Marquínez, 2004). Por último, también se ha tenido en cuenta el papel de la vegetación sobre el control de los aludes, en concreto, a tenor de su estructura, esto es, de los distintos estratos, razón por la cual se han efectuado inventarios florísticos y se ha consultado el mapa forestal de España a escala 1:25.000 del IFN4.

RESULTADOS

Los aludes de nieve que en los últimos 10 años han incidido con especial recurrencia en la AS-253, casi de manera ininterrumpida, salvo en 2011 y 2012, se

producen mayoritariamente en laderas orientadas al S, SO y al O; y en menor medida en las situadas al N y NO. Pese a que las vertientes septentrionales representan el 44,8% del territorio analizado (Fig. 2), sin embargo, los aludes procedentes de ellas son escasos y de pequeñas dimensiones, debido fundamentalmente a que se hallan colonizadas en un 79% por un denso hayedo perteneciente al Monte de Utilidad Pública número 184 (Fig. 3). Por el contrario, las laderas meridionales, sometidas a una mayor radiación solar, disponen no sólo de pendientes muy acentuadas, sino que además están desprovistas de vegetación, representando el 74,54% de los afloramientos rocosos desnudos del área de estudio.

FIGURA 2. Mapa de orientaciones.

Las pendientes más propensas para la formación de aludes oscilan entre los 30 y 50º, que ocupan el 57,6% del territorio y alcanzan su máxima proporción en la franja altitudinal situada entre 1.000 y 1.200 m (Fig. 4), representando el 65,54%.

FIGURA 3. Mapa de formaciones vegetales.

Los aludes de nieve más destacados tienen su punto de partida en torno a 1.600 m de altitud, no obstante, hay zonas de salida por debajo incluso de 1.200 m. Por otro lado, las de tránsito se sitúan entre los 1.150 y 1.200 m, por la que transcurre un buen tramo de la carretera. Por último, las áreas de llegada descienden hasta los 900 m.

FIGURA�2.�Mapa de orientaciones


km. También sobresale la abundancia de formas y depósitos periglaciares, en concreto, de grèzes litées cementados que tapizan las laderas meridionales próximas a Cuevas, así como taludes de derrubios situados bajo los escarpes rocosos y, finalmente, canales de aludes en forma de tobogán (Rodríguez, 1995).

Las condiciones climáticas son propias de un área de montaña, esto es, se caracterizan por precipitaciones muy abundantes, por encima de 1.500 mm de media anual, y temperaturas frías, con un promedio anual inferior a 6ºC, a partir de 1.500 m de altitud (Muñoz, 1982; Quirós y Cuesta, 1996). Así pues, los temporales de nieve son muy frecuentes en invierno, por la entrada de masas de aire húmedo y frío de origen polar, que se suceden desde enero hasta abril, ocasionando del orden de tres o cuatro nevadas copiosas que superan con creces los 30 mm en 24 horas, a apenas 750 m de altitud (datos diarios de la estación de Aller, Cuevas, AEMET). Como resultado, se originan mantos nivales con espesores significativos, superiores a 1 m, a partir de 980 m de altitud según nuestras mediciones efectuadas en la Central de Rioseco.

METODOLOGÍA

El trabajo se fundamenta en la recopilación de los episodios de aludes acaecidos en el Puerto de San Isidro en los últimos diez años, para lo cual se ha recurrido al trabajo de campo y la fotointerpretación geomorfológica de imágenes aéreas del Vuelo Americano de 1957, del Principado de Asturias de 2003 y de ortofotografías del PNOA de 2011 y 2015; así como la realización de encuestas en las poblaciones de El Pino, Felechosa y Cuevas y la consulta exhaustiva de tales fenómenos en la prensa local escrita. Por otro lado, mediante la aplicación de los softwares ArcGis 10.1 y Quantum Gis 2.6 (QGIS) se han analizado, a partir de un modelo digital de terreno (malla de resolución de 5 x 5 m), los parámetros que condicionan la estabilidad del manto nival, en especial, altitudes, pendientes y orientaciones (Wozniak y Marquínez, 2004). Por último, también se ha tenido en cuenta el papel de la vegetación sobre el control de los aludes, en concreto, a tenor de su estructura, esto es, de los distintos estratos, razón por la cual se han efectuado inventarios florísticos y se ha consultado el mapa forestal de España a escala 1:25.000 del IFN4.

RESULTADOS

Los aludes de nieve que en los últimos 10 años han incidido con especial recurrencia en la AS-253, casi de manera ininterrumpida, salvo en 2011 y 2012, se

producen mayoritariamente en laderas orientadas al S, SO y al O; y en menor medida en las situadas al N y NO. Pese a que las vertientes septentrionales representan el 44,8% del territorio analizado (Fig. 2), sin embargo, los aludes procedentes de ellas son escasos y de pequeñas dimensiones, debido fundamentalmente a que se hallan colonizadas en un 79% por un denso hayedo perteneciente al Monte de Utilidad Pública número 184 (Fig. 3). Por el contrario, las laderas meridionales, sometidas a una mayor radiación solar, disponen no sólo de pendientes muy acentuadas, sino que además están desprovistas de vegetación, representando el 74,54% de los afloramientos rocosos desnudos del área de estudio.

FIGURA 2. Mapa de orientaciones.

Las pendientes más propensas para la formación de aludes oscilan entre los 30 y 50º, que ocupan el 57,6% del territorio y alcanzan su máxima proporción en la franja altitudinal situada entre 1.000 y 1.200 m (Fig. 4), representando el 65,54%.

FIGURA 3. Mapa de formaciones vegetales.

Los aludes de nieve más destacados tienen su punto de partida en torno a 1.600 m de altitud, no obstante, hay zonas de salida por debajo incluso de 1.200 m. Por otro lado, las de tránsito se sitúan entre los 1.150 y 1.200 m, por la que transcurre un buen tramo de la carretera. Por último, las áreas de llegada descienden hasta los 900 m.

FIGURA�3.�Mapa de formaciones vegetales

Las�pendientes�más�propensas�para�la�for-mación�de�aludes�oscilan�entre� los�30�y�50º,��que�ocupan�el�57,6%�del�territorio�y�alcanzan�su�máxima�proporción�en�la�franja�altitudinal�situada�entre�1.000�y�1.200�m�(Fig.�4),�repre-sentando�el�65,54%.


FIGURA 4. Mapa de pendientes.

Una vez identificadas las áreas potenciales para la formación de aludes mediante SIG, dicha información se ha contrastado con las evidencias geomorfológicas del trabajo de campo, los aludes caídos entre 2005 y 2015, las entrevistas a las poblaciones locales y las menciones de tales fenómenos en la prensa escrita, a fin de elaborar un mapa de susceptibilidad (Fig. 5). En él se distinguen cuatro categorías: alta, media, baja y muy baja susceptibilidad. En alta susceptibilidad se incluyen las áreas situadas por encima de 1.000 m de altitud, con pendientes superiores a 30º, sin formaciones boscosas ni arbolado disperso y donde los aludes han sido observados en varias ocasiones en los últimos años. Representan un área de 6,46 km2. En las zonas de media susceptibilidad se hallan los terrenos con más de 1.000 m de altitud, con pendientes superiores a 30º, con arbolado disperso y aludes

detectados mediante fotointerpretación. La superficie es de 0,34 km2. En las zonas de baja se integran las vertientes por encima de 900 m, con pendientes superiores a 30º, sin atender a la vegetación y excluyendo los rangos anteriormente mencionados. Se extienden por una superficie de 3,55 km2. Por último, las áreas de muy baja susceptibilidad ocupan los terrenos con pendientes inferiores a 30º y situados a cualquier altitud.

También se ha realizado un mapa de peligrosidad

de la carretera AS-253, a tenor de la frecuencia e intensidad de los aludes (Vada, 2011; Vada et al., 2012), donde se señalan las partes más dañadas (Fig. 6). Se han distinguido cuatro niveles. Por un lado, los tramos de alta peligrosidad, donde los aludes inciden varias veces en la misma temporada, rompiendo los quitamiedos y bloqueando la carretera. El trayecto alcanza los 500 m. Los de media peligrosidad se corresponden con los trechos de la carretera sometidos a frecuentes aludes pero de menos potencia, pues aunque inciden en ella no rompen las biondas, afectando a un conjunto de 500 m de carretera. La baja peligrosidad se corresponde con la calzada donde los aludes caen ocasionalmente, pero sin causar ningún daño. Abarcan un total de 3,3 km. Finalmente, el último nivel engloba aquellos tramos no alcanzados por los aludes, lo que supone 2,8 km de la carretera.

FIGURA 5. Mapa de susceptibilidad de aludes en el Puerto de San Isidro.

FIGURA�4.�Mapa de pendientes

Los� aludes� de� nieve� más� destacados� tie-nen�su�punto�de�partida�en�torno�a�1.600�m�de�altitud,� no� obstante,� hay� zonas� de� salida� por�debajo�incluso�de�1.200�m.�Por�otro�lado,�las�de�tránsito�se�sitúan�entre�los�1.150�y�1.200�m,�

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por�la�que�transcurre�un�buen�tramo�de�la�ca-rretera.� Por� último,� las� áreas� de� llegada�des-cienden�hasta�los�900�m.�

Una�vez�identificadas�las�áreas�potenciales��para�la�formación�de�aludes�mediante�SIG,�di-cha�información�se�ha�contrastado�con�las�evi-dencias�geomorfológicas�del�trabajo�de�campo,�los�aludes�caídos�entre�2005�y�2015,�las�entre-vistas�a�las�poblaciones�locales�y�las�menciones�de� tales� fenómenos� en� la� prensa� escrita,� a�fin�de� elaborar� un� mapa� de� susceptibilidad� (Fig.�5).�En�él�se�distinguen�cuatro�categorías:�alta,�media,�baja�y�muy�baja�susceptibilidad.�En�alta�susceptibilidad� se� incluyen� las� áreas� situadas�por�encima�de�1.000�m�de�altitud,�con�pendien-tes�superiores�a�30º,�sin�formaciones�boscosas��ni� arbolado� disperso� y� donde� los� aludes� han�sido�observados�en�varias�ocasiones�en�los�úl-timos�años.�Representan�un�área�de�6,46�km2.�En��las�zonas��de��media�susceptibilidad�se�ha-llan�los�terrenos�con�más�de�1.000�m�de�altitud,�con�pendientes�superiores�a�30º,�con�arbolado�disperso�y�aludes�detectados�mediante� fotoin-terpretación.�La�superficie�es�de�0,34�km2.�En�las�zonas�de�baja�se�integran�las�vertientes�por�encima� de� 900� m,� con� pendientes� superiores�

a�30º,�sin�atender�a� la�vegetación�y�excluyen-do� los� rangos� anteriormente�mencionados.�Se�extienden�por�una�superficie�de�3,55�km2.�Por�último,� las� áreas� de�muy� baja� susceptibilidad�ocupan�los�terrenos�con�pendientes�inferiores�a�30º�y�situados�a�cualquier�altitud.

También�se�ha�realizado�un�mapa�de�peligro-sidad�de�la�carretera�AS-253,�a�tenor�de�la�fre-cuencia�e�intensidad�de�los�aludes�(Vada,�2011;�Vada�et al.,�2012),�donde�se�señalan� las�partes�más�dañadas�(Fig.�6).�Se�han�distinguido�cuatro�niveles.�Por�un�lado,�los�tramos�de�alta�peligrosi-dad,�donde�los�aludes�inciden�varias�veces�en�la�misma�temporada,�rompiendo�los�quitamiedos�y�bloqueando�la�carretera.�El�trayecto�alcanza�los�500�m.�Los�de�media�peligrosidad�se�correspon-den�con�los�trechos�de�la�carretera�sometidos�a�frecuentes�aludes��pero�de�menos�potencia,�pues�aunque�inciden�en�ella�no�rompen�las�biondas,�afectando�a�un�conjunto�de�500�m�de�carretera.�La�baja�peligrosidad�se�corresponde�con�la�cal-zada�donde�los�aludes�caen�ocasionalmente,�pero�sin�causar�ningún�daño.�Abarcan�un�total�de�3,3�km.�Finalmente,�el�último�nivel�engloba�aquellos�tramos�no�alcanzados�por�los�aludes,�lo�que�su-pone�2,8�km�de�la�carretera.�


FIGURA 4. Mapa de pendientes.

Una vez identificadas las áreas potenciales para la formación de aludes mediante SIG, dicha información se ha contrastado con las evidencias geomorfológicas del trabajo de campo, los aludes caídos entre 2005 y 2015, las entrevistas a las poblaciones locales y las menciones de tales fenómenos en la prensa escrita, a fin de elaborar un mapa de susceptibilidad (Fig. 5). En él se distinguen cuatro categorías: alta, media, baja y muy baja susceptibilidad. En alta susceptibilidad se incluyen las áreas situadas por encima de 1.000 m de altitud, con pendientes superiores a 30º, sin formaciones boscosas ni arbolado disperso y donde los aludes han sido observados en varias ocasiones en los últimos años. Representan un área de 6,46 km2. En las zonas de media susceptibilidad se hallan los terrenos con más de 1.000 m de altitud, con pendientes superiores a 30º, con arbolado disperso y aludes

detectados mediante fotointerpretación. La superficie es de 0,34 km2. En las zonas de baja se integran las vertientes por encima de 900 m, con pendientes superiores a 30º, sin atender a la vegetación y excluyendo los rangos anteriormente mencionados. Se extienden por una superficie de 3,55 km2. Por último, las áreas de muy baja susceptibilidad ocupan los terrenos con pendientes inferiores a 30º y situados a cualquier altitud.

También se ha realizado un mapa de peligrosidad

de la carretera AS-253, a tenor de la frecuencia e intensidad de los aludes (Vada, 2011; Vada et al., 2012), donde se señalan las partes más dañadas (Fig. 6). Se han distinguido cuatro niveles. Por un lado, los tramos de alta peligrosidad, donde los aludes inciden varias veces en la misma temporada, rompiendo los quitamiedos y bloqueando la carretera. El trayecto alcanza los 500 m. Los de media peligrosidad se corresponden con los trechos de la carretera sometidos a frecuentes aludes pero de menos potencia, pues aunque inciden en ella no rompen las biondas, afectando a un conjunto de 500 m de carretera. La baja peligrosidad se corresponde con la calzada donde los aludes caen ocasionalmente, pero sin causar ningún daño. Abarcan un total de 3,3 km. Finalmente, el último nivel engloba aquellos tramos no alcanzados por los aludes, lo que supone 2,8 km de la carretera.

FIGURA 5. Mapa de susceptibilidad de aludes en el Puerto de San Isidro. FIGURA�5.�Mapa de susceptibilidad de aludes en el Puerto de San Isidro

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FIGURAS 6. Mapa de peligrosidad de los aludes sobre la carretera AS-253 y fotografías de los tramos afectados en 2015. 1. La Rebolleda (p.k. 20). 2. Los Arenales, p.k. 20+200. 3. Puente Cimero (Los Fueyos). 4. La canal de Valverde, p.k. 21+500.

FIGURA�6.�Mapa de peligrosidad de los aludes sobre la carretera AS-253 y fotografías de los tramos afectados en 2015. 1. La Rebolleda (p.k. 20). 2. Los Arenales, p.k. 20+200. 3. Puente Cimero (Los Fueyos). 4. La canal de Valverde, p.k. 21+500

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CONCLUSIONES

Cabe�destacar�el�espesor�significativo�que�alcanza�el�manto�nival�a�partir�de�los�1.000�m,�que�se�explica�por� la�elevada� innivación�que�se� produce� durante� la� llegada� de� los� sucesi-vos� temporales�entre� los�meses�de�diciembre�y� marzo,� debido� al� efecto� de� barrera� de� las��alineaciones� montañosas.� Esto� explica,� por�ejemplo,�que�las�precipitaciones�medias�anua-les�en�Aller�(750�m)�sean�de�1.333�mm,�mien-tras�que�en�la�estación�del�Puerto�de�San�Isidro�(León)�a�1.551�m�de�altitud�sólo�alcancen�los�1.023,7�mm.�

Por�otro�lado,�la�susceptibilidad�de�que�se�produzcan� aludes� de� nieve� es� muy� elevada,�afectando�a�un�39,7%�del�territorio�estudiado,�esto� es,� un� total� de�6,46�km2.� Finalmente,� la�carretera�presenta�una�alta�peligrosidad�debido�a�que�el�trazado�discurre�tanto�por�las�zonas�de�llegada�de�los�aludes�como�por�las�de�tránsito.�En�concreto,� los� lugares�de�mayor�peligro�se�sitúan�en�torno�a�El�Aspra�(p.k.�18),�la�curva�de�La�Rebolleda�(p.k.�20),�Los�Arenales�(p.k.�20+200),� Puente� Cimero� (Los� Fueyos)� (p.k.�20+300),� el� punto� kilométrico� 20+900� y� la�curva� de�Valverde� (p.k.� 21+500).� En� defini-tiva,�los�tramos�más�peligrosos�de�la�AS-253�suman�un�total�de�1�km,�lo�que�representa�el�14%� del� conjunto� de� la� carretera� estudiada.�Esto� conlleva� un� grave� riesgo� tanto� para� las�personas�como�para�las�infraestructuras,�pese�a�las�medidas�antialudes�adoptadas�a�partir�de�2008.

AGRADECIMIENTOS

A�María�Ángeles�del�Restaurante�Cuevas�(Aller),� Severino� González,� Ángel� Rodrí-guez� Saavedra,� personal� de�mantenimiento�de� la� carretera� AS-223� y� Mario� González�Velasco.� Salvador� Beato� Bergua� tiene� un�contrato� de� investigación� con� la� Universi-dad�de�Oviedo�gracias�al�programa�FPU�del�MECD.

REFERENCIAS

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Índice de autores

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Abellán, A. ............................................... 257

Afana, A. .................................................. 121

Alcañiz, M. ................................................. 81

Alho, P. ..................................................... 307

Alonso, B. ................................................ 587

Álvarez-Alonso, D. .......................... 187, 195

Andreo Navarro, B. .................................. 647

Anechitei-Deacu, V. ................................. 475

Antigüedad, I. ........................................... 213

Antoniades, D. ................................. 729, 745

Arcenegui, V. .............................................. 81

Argamasilla Ruiz, M. ............................... 647

Aroca-Jiménez, E. .................................... 283

Asenjo, D. ........................................ 705, 713

Atkinson, A.D.J. ......................................... 97

Ballesteros Pelegrín, G. .................... 499, 507

Barbeito Pose, V. ...................................... 179

Bárcenas, P. .............................. 459, 483, 587

Barinagarrementeria, I. .............................. 19

Barreiro-Lostres, F. .................................. 135

Barriendos, M. ......................................... 349

Bartolomé, M. .................................. 705, 713

Bateira, C. ................................................ 375

Beato, S. ........................................... 423, 751

Béjar-Pizarro, M. ...................................... 407

Belmonte Serrato, F. ......................... 499, 507

Belmonte, Á. ............................................ 713

Benavente, J. .................... 331, 523, 539, 563

Benito, G. . 187, 291, 307, 349, 383, 607, 705

Benito-Calvo, A. .............................. 391, 599

Berenguer-Sempere, F. ............................... 89

Blanco Chao, R. ....................................... 467

Bodoque, J.M. .................................. 283, 375

Bohórquez, P. ........................................... 299

Boixereu y Vila, E. ..................................... 37

Bonachea, J. ..................................... 205, 229

Bornaetxea, T. .......................................... 213

Bruschi, V.M. ................................... 205, 229

Cabré, M. ................................................. 447

Cajade Pascual, D. ................................... 467

Calle, M. ........................................... 307, 705

Calvet, J. ........................................... 315, 447

Cañellas González, R. .............................. 671

Capelada, A. ............................................. 547

Carbonel, D. ............. 599, 607, 615, 639, 695

Carcavilla, L. .............................................. 73

Carles, R. .................................................... 45

Carrasco Cantos, F. .................................. 647

Castañeda, C. ........................................... 105

Cendrero, A. ............................................. 205

Cirés, J. ....................................................... 45

Corominas, J. ........................................... 221

Costa-Casais M. ....................................... 179

Culí, L. ....................................................... 45

d’Acremont, E. ......................................... 587

de Andrés-Herrero, M. ..................... 187, 195

de Cosmo, P.D. ......................................... 631

de Pablo, M.Á. ......................................... 745

de Sanjosé-Blasco, J.J. ............................... 97

del Río, L. ................................................ 639

762




success story


del Valle, L. .............................. 475, 599, 695

Desir, G. ........................................... 599, 607

Díaz de Terán, J.R. ............................ 205,229

Díaz-del-Río, V. ....................................... 555

Díez-Herrero, A. ......................................... 73

Durán, J.J. ................................ 655, 663, 671

Ercilla, G. ................................................. 587

Estrada, F. ................................................. 587

Fábregas Valcarce, R. ............................... 179

Fabregat, I. ............... 599, 607, 615, 639, 695

Falguères, C. ............................................ 391

Fernández, A. ........................................... 677

Fernández, P. ............................................ 323

Fernández-Maroto, G. ...................... 205, 265

Fernández-Puga, M.C. ............................. 587

Fernández-Salas, L.M. .... 459, 483, 555, 579, .................................................................. 587

Ferre Bueno, E. ........................................ 127

Fornós, J.J. ....................................... 431, 475

Francés, F. .......................................... 51, 167

Francos, M. ................................................ 81

Furdada, G. ....................................... 315, 447

Gallinar, D. ............................................... 677

García Cortés, A. ........................................ 73

García de Jalón, D. ................................... 357

García, J.A. .............................................. 283

García-García, F. ...................................... 299

García-Hermoso, F. .................................. 615

García-Hernández, C. ............................... 677

García-Meléndez, E. .................................. 27

Garrote, J. ................................................. 323

Garzón, G. ................................ 323, 407, 415

Gaspar, L. ................................................. 113

Gelabert, B. ...................................... 251, 571

Génova, M. ............................................... 315

Gil Márquez, J.M. .................................... 647

Giralt, S. ................................................... 729

Gómez-Arozamena, J. .............................. 205

Gómez-Ballesteros, M. ............................ 587

Gómez-Gutiérrez, Á. ............................ 89, 97

Gómez-Heras, M. ....................................... 73

Gómez-Ortiz, A. ....................................... 739

Gómez-Pujol, L. ............................... 431, 475

Gómez-Rey, G. ......................................... 179

Gomiz, J.J. ................................................ 331

Gomollón, A. ............................................ 713

González del Tánago, M. ......................... 357

González Ramírez, L. .............................. 491

González-Díez, A. .................... 209, 225, 265

González-García, E. ................................. 555

González-Ramón, A. ................................ 671

Gorini, Ch. ............................................... 587

Gracia Prieto, F.J. ..................................... 631

Gracia, F.J. ............................................... 105

Granados, I. .............................................. 729

Guardiola-Albert, C. ................................ 671

Guerrero, J. ....... 599, 607, 615, 623, 639, 695

Guillén, J. ................................................. 531

Guinau, M. ....................................... 315, 447

Gutiérrez, F. .............. 599, 607, 615, 639, 695

Hamani, M. .............................................. 331

763




success story


Herms, I. ..................................................... 45

Hernández, M. .......................................... 187

Hernández-Molina, F.J. ............................ 515

Hervás, J. .................................................. 237

Horacio, J. ................................................ 547

Hrbacek, F. ............................................... 745

Ibarra Marinas, A.D. ........................ 499, 507

Ibarra, P. ................................................... 687

Jané, A. ..................................................... 515

Janeras, M. ............................................... 257

Karampaglidis, T. ..................................... 599

Khazaradze, G. ......................................... 315

Lavado-Contador, F. ............................. 89, 97

Lechuga Manzano, I. ................................ 631

Leránoz, A. ................................................. 19

Leunda, M. ....................................... 705, 713

Linares, R. ................ 229, 607, 615, 639, 695

Liu, E.J. .................................................... 729

Lizaga, I. .................................................. 113

Llave, E. ................................................... 515

Llena, M. .................................................. 339

Lobo, F.J. .................................................. 459

López Chicano, M. ................................... 671

López-González, N. ................. 459, 483, 555

López-Martínez, J. ................................... 515

López-Moreno, J.I. ................................... 713

López-Vicente, M. ................................... 151

Lozano-Parra, J. ......................................... 89

Luna, L. .................................................... 121

Luque, J.S. ................................................ 671

Luque-Espinar, J.A. ........................ 655, 663,

Machado, M.J. .......................................... 349

Macías, J. ......................................... 459, 483

Maestro, G. ............................................... 515

Magri, O. .................................................. 599

Mancinelli, M. .......................................... 523

Marino, J.L. ...................................... 423, 751

Martín Duque, J.F. .................................... 365

Martínez Cedrún, P. .................................. 229

Martínez Murillo, J.F. .............................. 127

Martínez-Casasnovas, J.A. ....................... 339

Martínez-Clavel, B. .................................... 61

Martínez-Díaz, J.J. ................................... 407

Martínez-Fernández, V. ............................ 357

Martín-Moreno, C. ................................... 365

Martín-Prieto, J. A. ........................... 251, 571

Martins, L. ................................................ 375

Martín-Serrano García, Á. ................... 27, 37

Martos, S. ................................................. 671

Mata, M.P. ................................ 135, 151, 687

Mataix-Solera, Jorge .................................. 81

Medialdea, A. ........................... 349, 383, 705

Medialdea, T. ............................................ 579

Meriaux, A.S. ........................................... 415

Mérida Rodríguez, M.F. ........................... 273

Merino, J. ................................................. 607

Micheo, M. J. ............................................. 45

Mínguez, A. ................................................ 27

Montes, J. ................................................. 539

Montes, M. ............................................... 721

764




success story


Morellón, M. .................................... 135, 151

Moreno, A. ............................... 687, 705, 713

Moreno, D. ............................................... 391

Moysset, M. ............................................. 447

Mudarra Martínez, M. .............................. 647

Muñoz, A. ................................................. 365

Muñoz-Narciso, E. ................................... 547

Navarro, A. ....................................... 399, 647

Navas, A. .................................................. 113

Nicolau, J.M. ............................................ 365

Nozal, F. ................................................... 243

Nozal, M. ................................................. 721

Oliva, M. .......................... 677, 729, 739, 745

Oliva-Urcia, B. ......................................... 713

Ormaetxea, O. .......................................... 213

Ortega-Becerril, J. A. ............................... 407

Palacios, D. .............................................. 739

Palazón, L. ............................................... 113

Palencia Jiménez, J.S. ................................ 51

Palomino, D. ............................ 555, 579, 587

Pardo-García, S. ....................................... 143

Pardo-Igúzquiza, E. .......................... 655, 663

Pardo-Pascual, J.E. ................................... 531

Pedrera, A. ................................................ 671

Pereira, P. ................................................... 81

Pérez-Alberti, A. ...................................... 547

Pérez-González, A. ................................... 391

Perles-Roselló, M. J. ................................ 143

Perucha, M.A. .......................................... 291

Pi, E. ........................................................... 45

Picart, J. ...................................................... 45

Pla-Rabes, S. ............................................ 729

Poblete, M. A. .................................. 423, 751

Pomar, F. .......................................... 431, 475

Puig, M. .................................................... 563

Pulido-Fernández, M. ................................. 97

Quijano, L. ............................................... 113

Ramos, M. ........................................ 739, 745

Remondo, J. ..................................... 205, 229

Reyes-Corredera, S. ................................. 143

Rico, M. ................................................... 687

Rico, M.T. ................................................ 291

Rivas, V. ................................................... 205

Robledo-Ardila, P.A. ........................ 655, 663

Rodríguez García, A. ........................ 151, 243

Rodríguez García, J. ................................ 135,

Rodríguez García, J.A. ............................. 135

Rodriguez-Caballero, E. ........................... 121

Rodríguez-Perea, J.M. ...................... 251, 571

Rodríguez-Rellán, C. ............................... 179

Roig-Munar, F.X. ............................. 251, 571

Rojo, J. ............................................. 187, 195

Roqué, C. ......................... 607, 615, 639, 695

Royán, M.J. .............................................. 257

Rubio, F.M. .............................................. 687

Rubio-Delgado, J. .................................... 159

Rueda, J.L. ............................................... 555

Ruiz Pérez, J.M. ......................................... 51

Ruiz Sinoga, J.D. ..................................... 127

Ruiz, J. ..................................................... 423

765




success story


Ruiz-Carulla, J. R. .................................... 221

Ruiz-Fernández, J. ........................... 677, 745

Sainz, C. ................................................... 205

Salazar, A. ........................................ 151, 687

Salvà-Catarineu, M. ................................. 739

Salvador-Franch, F. .................................. 739

San Millán, E. .................................. 229, 265

Sánchez España, J. ........................... 135, 151

Sánchez Espeso, J. ................................... 229

Sánchez, E. ............................................... 439

Sánchez-Espeso, J. ........................... 205, 229

Sánchez-Guillamón, O. ............................ 579

Sánchez-Moya, Y. ............................ 187, 291

Sánchez-Torralbo, S. ................................ 187

SanchisIbor, C. ........................................... 51

Sancho, C. ........................................ 705, 713

Schnabel, S. .......................................... 89, 97

Segura-Beltrán, F. ...................................... 61

Sierra-Pernas, J.M. ................................... 547

Solé-Benet, A. .......................................... 121

Somoza, L. ............................................... 579

Sopeña, A. ........................................ 187, 291

Sortino Barrionuevo, J.F. ......................... 273

St. Pierre, D. ............................................. 713

Suárez Rodríguez, A. ............................... 243

Suma, A. ................................................... 631

Tanarro, L.M. ........................................... 739

Tejero, R. .......................................... 323, 415

Thomsen, K.J. .......................................... 383

Thorndycraft, V. ....................................... 291

Timar-Gabor, A. ....................................... 475

Toro, M. ................................................... 729

Úbeda, Xavier ............................................ 81

Valero Garcés, B. ..................................... 687

Valls, A. ...................................................... 61

Vázquez, J.T. ............ 459, 483, 555, 579, 587

Vegas, J. ..................................... 73, 135, 151

Vegas, R. .................................................. 587

Vericat, D. ................................................ 339

Vicente de Vera, A. ................................... 135

Victoriano, A. ................................... 315, 447

Vieira, G. .................................................. 745

Vilaplana, J.M. ......................... 251, 257, 571

Voinchet, P. ............................................... 391

Zapico, I. .................................................. 365

Zarroca, M. ............... 229, 607, 615, 639, 695

Comprendiendo el relieve: del pasado al futuro

Editores: Juan José Durán Valsero, Manuel Montes Santiago,

Alejandro Robador Moreno y Ángel Salazar Rincón

Com

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PUBLICACIONES DEL INSTITUTO GEOLÓGICO Y MINERO DE ESPAÑAGEOLOGÍA Y GEOFÍSICA Nº 5

MINISTERIODE ECONOMÍA Y COMPETITIVIDAD

GOBIERNO DE ESPAÑA

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