los glaciare llerosos (pic es pleistocenos de la sierra de cab cos de

XIV Reunión Nacional de
d Cuaternario, Granada 2015
LOS GLACIARE
ES PLEISTOCENOS DE LA SIERRA DE CAB
BEZU
LLEROSOS (PIC
COS DE EUROPA, MONTAÑAS CANTÁBRIC
ICAS)
J. Ruiz-Fernández (1), M. Oliva (2), C. García-Hernández (1), D. Gallinar (1), R. Pellitero
o (3), M. Žebre (4)
(1)
(2)
(3)
(4)
Departamento de Geografía, Univer
versidad de Oviedo. C/ Teniente Alfonso Martínez s/n, 33011,, Oviedo,
O
España.
[email protected]
Instituto de Geografia e Ordenamen
ento do Território – Centro de Estudos Geográficos, Universidad
dade de Lisboa. Edifício da
Faculdade de Letras, Alameda da
a Universidade, 1600-214 Lisboa, Portugal.
Department of Geography & Environ
onment, St Mary's Buiding, Elphinstone Road, University of Aberde
berdeen, Scotland, UK.
Department of Geography, Facultyy of Arts, University of Ljubljana, Ljubljana, Slovenia.
Abstract: The Pleistocene glaciers of the Cabezu Llerosos Ridge (Picos de Europa, Cantabr
brian Mountains). In this paper
we study the glacial evolution existing in the Cabezu Llerosos Ridge during the Last Glaciation. Cabezu
Cabe Llerosos is located at the
NE of the Western Massif of Picos d
de Europa. During the maximum ice extent, this massif was
w
occupied by three glaciers
(Llerosos, Jascal and Cabeza las Vacas) whose fronts were located at 780, 1050 and
d 1440 m, respectively. The
morphostratigraphic correlation among the different moraine complexes allows to establish three ma
ain stages regarding the glacial
evolution in this massif corresponding to
o the maximum advance, internal stage and cirque stage.
Palabras clave: Morfología glaciar, fase
es glaciares, Picos de Europa, Montañas Cantábricas.
Key words: Glacial landforms, glacial sstages, Picos de Europa, Cantabrian Mountains.
INTRODUCCIÓN
Los Picos de Europa constituyen un ámbito de gran
interés geográfico desde diversoss puntos de vista,
destacando entre ellos el importante papel
desempeñado por el modelado gla
aciar (junto a otros
como el kárstico) en la morfolog
gía actual de este
destacado sector de la alta Mon
ontaña Cantábrica.
Este intenso modelado glaciar h
ha sido objeto de
diversos estudios que se han ocupa
upado de describir
las formas erosivas y sedimenta
arias presentes, de
reconstruir la máxima extensión
n de los hielos, de
establecer las fases glaciares rec
econocibles a partir
de criterios morfoestratigráficoss, así como de
profundizar en la cronología gl
glaciar pleistocena
mediante la reciente generaliza
ación del uso de
dataciones absolutas (ej. Frochoso
so, 1980; Frochoso
& Castañón, 1986, 1998; Castañ
ñón, 1990; Gale &
Hoare, 1997; Alonso, 1998; Serr
rrano & GonzálezTrueba, 2002; González-Trueba
ueba, 2005, 2007;
González-Trueba et al. 2008; Ruizz-Fernández et al.
2009, 2013; Moreno et al., 2010
2010; Jiménez et al.,
2013; Serrano et al., 2012, 2013
2013). También ha
habido un intenso debate en rela
elación a la posible
existencia de una única glaciación
n comprobada o al
menos dos glaciaciones, qu
que aún pervive
(Obermaier, 1914; Smart, 198
1984; Frochoso &
Castañón, 1986; Flor & Bailó
ailón-Misioné, 1989;
Castañón & Frochoso, 1996, Gal
ale & Hoare, 1997;
Serrano & González-Trueba, 2002; GonzálezTrueba, 2007; Villa et al., 2013).
Sin embargo, estos trabajoss se han centrado
preferentemente en los tres maccizos que integran
esencialmente los Picos de Europ
opa (el del Cornión u
Occidental, el de los Urrieles o Central y el de
Ándara u Oriental). En todos los casos estos
macizos cuentan con un notable d
desarrollo altitudinal
que propició la formación de una
a significativa masa
de hielo durante el último ciclo g
glaciar pleistoceno.
En cambio, otros conjuntos gla
aciados de menor
altitud de los Picos de Europa,, situados en una
posición periférica con respecto a los tres macizos
ha
sido estudiados. El
mencionados, apenas han
estudio del glaciarismo en estos otros enclaves,
precisamente por haber desarrollado
d
un glaciarismo
marginal y en condiciones
s menos favorables, permite
complementar la evolució
ión glaciar de los Picos de
Europa, y por extensi
ensión de las Montañas
Cantábricas. Este es el ca
aso de la Sierra de Cabezu
Llerosos, objeto de este estudio, cuya inequívoca
morfología glaciar ha sido
o descrita de forma previa
únicamente por Castañón
n (1990).
(
Los objetivos de
este trabajo son: 1) identifficar las formas y depósitos
glaciares de la Sierra de Cabezu Llerosos; 2)
establecer la secuencia
a relativa de la evolución
glaciar pleistocena de dich
cha alineación montañosa.
ÁREA DE ESTUDIO
La Sierra de Cabezu Llerrosos es una prolongación
hacia el NE del Macizo Occidental
O
de los Picos de
Europa. Esta sierra
rra constituye un bloque
tectónicamente elevado qu
ue, no obstante, no llega a
alcanzar las altitudes que
e se registran en numerosos
sectores del citado Macizo
o Occidental. De hecho, las
dos cimas principales de
e la sierra no superan los
1.800 m de altitud (el Cab
bezu Llerosos con 1.794 m,
y la Peña Jascal con 1.724
4 m). Por el Norte la sierra
desciende progresivamen
nte en altitud hacia la
depresión de Cabrales, quedando
qu
individualizada por
el río Casaño, al igual que
e por su terminación NW. Al
Este la alineación está fla
lanqueada por el río Cares,
que ha labrado una pro
ofunda garganta hasta las
inmediaciones de Arenas de Cabrales, donde
confluyen sus tributarios Casaño
C
y Ribeles.
Desde el punto de vista geológico,
ge
el área de estudio
está integrada por material
ales carbonatados y silíceos
del Paleozoico que arma
an una serie de escamas
cabalgantes de rumbo WNW-ESE.
W
Concretamente,
la vertiente septentrional de
d la sierra está compuesta
esencialmente por cua
arcitas ordovícicas que
cabalgan hacia el Surr sobre las calizas del
Carbonífero superior (Julivert & Navarro, 1984); así
como por materiales esteffanienses pertenecientes a
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la Cuenca de Gamonedo-Cabrales-Panes (Wagner,
1967; Merino-Tomé, 2004), discordantes sobre el
resto del Carbonífero y organizados en una serie
pequeños pliegues anticlinales y sinclinales de
rumbo WNW-ESE, que fueron compartimentados en
interfluvios inclinados hacia el Norte por la red de
pequeños arroyos afluentes del río Casaño.
La culminación de la sierra está integrada por calizas
del Carbonífero pertenecientes esencialmente a las
formaciones Montaña y Picos de Europa (Julivert &
Navarro, 1984, Marquínez, 1978, 1989; Farias,
1982), que han dado lugar a una serie de crestones
separados por sucesivos surcos (Jascal, Teyeres y
Salinas), todos ellos organizados de acuerdo a las
directrices estructurales dominantes de rumbo
WNW-ESE;
y
comunicados
por
pasillos
transversales abiertos a favor de líneas de debilidad
secundarias (Castañón, 1990). Esta plataforma
calcárea culminante funciona como una unidad
kárstica autónoma (Castañón, 1990), al haber
desarrollado extensas áreas de absorción de las
escorrentías a modo de dolinas y pozos nivales
(también cubetas glaciokársticas de génesis mixta),
sistemas internos de simas (ej. Torca Teyera con
738 m de desarrollo vertical y 4 km de extensión:
Ballesteros et al., 2011), e incluso surgencias activas
(ej. Párvora, los Brazos, Obar: Ruiz-Fernández &
Poblete, 2012) y otras antiguas, colgadas a
diferentes alturas en las vertientes (Castañón, 1990).
Por su parte, la vertiente septentrional de la Sierra de
Cabezu Llerosos y las estribaciones orientales de la
Plataforma de Enol, que constituyen el área de
contacto entre dicha sierra y el Macizo Occidental de
los Picos de Europa sensu stricto, están constituidos
por apretados cabalgamientos de dirección WNWESE
labrados
igualmente
en
materiales
carbonatados del Carbonífero, a favor de los cuales
se han formado varios surcos o pasillos (Riega del
Texu, valle de Espines, Vega Maor, valle la Texa,
etc.), que hacia el Este dan paso a sendas canales
que descienden hacia la garganta del Cares.
Este armazón estructural intensamente karstificado,
también ha sido remodelado por el glaciarismo
cuaternario (Castañón, 1990) y la dinámica
periglaciar
asociada,
cuyas
manifestaciones
actuales, bastante atenuadas, están relacionadas
con la evolución anual de la cubierta nival (aludes,
karst nival, procesos solifluidales, etc.).
METODOLOGÍA
Este trabajo se fundamenta en un recorrido
sistemático del área de estudio, a partir del cual se
ha efectuado un análisis geomorfológico de las
formas y depósitos de origen glaciar presentes, así
como un análisis morfoestratigráfico. Este último ha
sido útil para establecer la secuencia relativa de la
evolución glaciar en la sierra, mediante la correlación
de altitudes, orientaciones y características de los
diferentes complejos morrénicos identificados.
RESULTADOS. LA MORFOLOGÍA GLACIAR
EN LA SIERRA DE CABEZU LLEROSOS
El glaciar de Llerosos
El frente de este aparato glaciar, formado a partir de
un circo excavado en el flanco NE de la cumbre de
Cabezu Llerosos, descendió hasta 780 m de altitud
durante su máxima expansión, como atestigua una
morrena frontolateral derecha de perfil achatado
localizada a esta cota, en cuya superficie aparecen
dispersos bloques y cantos principalmente calizos, si
bien también son frecuentes los de cuarcita. Por
debajo de este complejo morrénico se sitúa una
cresta calcárea tajada por el arroyo Burdio, que
formó aquí una estrecha hoz de marcado perfil en V,
sin indicios de haber sido atravesada por el glaciar.
Inmediatamente aguas arriba de la citada morrena
frontolateral, localizado a la derecha del arroyo
Burdio, se conserva un espeso manto morrénico
desdibujado en varios puntos por la acción erosiva
de la arroyada, que ha labrado diversos surcos. Se
aprecian en este caso grandes bloques de caliza y
también algunos de cuarcita, así como cantos,
gravas y abundante matriz fina. El mencionado
manto conecta por el Sur con una pequeña morrena
lateral derecha. El principal complejo morrénico de
este glaciar queda completado con otro cordón y un
arco frontal depositados en la Vega de Ternás.
Hacia la cabecera el glaciar de Llerosos generó otros
complejos morrénicos: una loma adosada al borde
Este de la artesa que constituye la Canal de Ternás
y un arco perfectamente conservado en Ostandi, que
se eleva a 1.425 m de altitud, constituyendo el retazo
morrénico más elevado depositado por este glaciar.
Asociado al retroceso de la masa de hielo, en la
Canal de Ternás se formó un glaciar rocoso de
lengua citado previamente por Ballesteros et al.
(2011), cuyo frente se alza a 1.130 m. Además de
otros depósitos como taludes y conos de derrubios y
lóbulos de solifluxión, en la artesa hay dos
desprendimientos rocosos, uno de ellos de grandes
dimensiones.
Por encima de la Canal de Ternás únicamente se
conservan morfologías glaciares de carácter erosivo.
Entre 1300 y 1500 m de altitud se suceden de forma
escalonada
diversos
umbrales
y
cubetas
glaciokársticas organizados de WNW a ESE, de
acuerdo a la estructura geológica; mientras que
sobre ellos se localiza el circo mencionado
anteriormente.
El glaciar de Jascal
El frente de este aparato glaciar, proveniente de un
profundo y ancho circo excavado en la vertiente
Norte de la Peña Jascal, se situó a 1.050 m en las
proximidades de la majada de la Redondiella, donde
se conserva una morrena intermedia, además de
cordones laterales y varios arcos que evidencian
sucesivas pulsaciones del glaciar.
La
interposición
de
una
cresta
calcárea
perpendicularmente al flujo del hielo, pero con caída
hacia el W al igual que los valles situados a ambos
lados de ella (Teyeres y Salinas), propició que parte
del glaciar de Jascal descendiera siguiendo esa
dirección por el valle localizado inmediatamente al
Sur de la citada barra (valle de Teyeres), mientras
que otra parte, tras superar la cresta a través de tres
boquetes abiertos en ella, se canalizase también
hacia poniente por el valle situado más al Norte
(Salinas), cuyo fondo está recubierto en gran parte
XIV Reunión Nacional de Cuaternario, Granada 2015
por un manto morrénico. Durante la fase de máximo
desarrollo de este glaciar, además atravesar la
cresta por los mencionados boquetes, el hielo debió
de desbordarla en varios puntos, pues depositó
abundante material morrénico en diversas partes de
su área culminante.
Sobre el manto morrénico que recubre el fondo del
valle de Salinas quedan individualizados tres arcos
morrénicos pertenecientes a una fase de avance
interno posterior a la máxima expansión del glaciar,
como consecuencia del paso del hielo a través de los
tres boquetes abiertos en la cresta calcárea que
separa este valle del de Teyeres. Uno de estos
arcos, simple pero muy voluminoso, represa el
pequeño lago de Semuñón. Al W destaca otro arco
muy marcado, en cuyo interior se construyó la
majada de Jostiqueruda, y más hacia el W hay otro
abierto en su parte central y con un pequeño arco
más interno, pero en cualquier caso de formas
menos nítidas que los dos anteriores.
El complejo morrénico más interno y de mayor altitud
de este glaciar está situado en el interior del circo de
Jascal, donde se conserva una morrena voluminosa
cuya cresta se alza a 1.480 m. Esta morrena, que
cuenta con un pequeño desdoble en su área central,
presenta inclinaciones de entre 18 y 24º en su
vertiente interna y de 21 a 28º en la externa. La
granulometría es muy heterométrica y los materiales
se hallan en diversas posiciones, aunque en la
cresta predominan los grandes bloques y las
disposiciones planares, en relación con el retoque
nival postglaciar. Por su parte, en la vertiente
orientada hacia el Sur de la cubeta glaciokárstica
que constituye el fondo del circo de Jascal, se
conserva una morrena de nevero relicta, relacionada
por lo tanto morfoestratigráficamente con la morrena
glaciar anterior.
El glaciar de la Cabeza las Vacas
En la cara Norte de la Cabeza las Vacas (1.624 m de
altitud), situada un kilómetro al NE del circo de
Jascal y 0,7 km al N de la cumbre del Cabezu
Llerosos, hay un pequeño circo escasamente
excavado, a cuyos pies se conserva un complejo
morrénico integrado por un arco desdoblado en su
porción central. Este complejo se alza a 1.410 m de
altitud. No existen evidencias de que el pequeño
glaciar de circo aquí alojado hubiera estado unido a
alguno
de
los
dos
glaciares
estudiados
anteriormente.
DISCUSIÓN.
LAS
FASES
GLACIARES
PLEISTOCENAS EN LA SIERRA DE CABEZU
LLEROSOS
A pesar de que las dos cumbres principales de la
Sierra de Cabezu Llerosos tienen altitudes inferiores
a 1.800 m, en esta sierra se generaron durante la
última glaciación dos glaciares de estilo alpino que
depositaron
diversos
complejos
morrénicos
escalonados en altitud. También se formó un glaciar
de circo en la cara Norte de la Cabeza de las Vacas,
con solamente 1.624 m de cota máxima. Otras
alineaciones cercanas de altitud ligeramente inferior,
como por ejemplo la Peña Maín (Cabeza la Mesa,
1.612 m) ya no fueron glaciadas, por lo que la
mencionada sierra de Cabezu Llerosos constituyó el
umbral límite de glaciación durante el último ciclo
glaciar en este sector de las Montañas Cantábricas
(Castañón, 1990; González-Trueba, 2007). No
obstante, además de la altitud hay que tener en
cuenta otros factores determinantes en la formación
de masas glaciares, como por ejemplo la existencia
de un relieve preglaciar favorable.
A partir de las evidencias erosivas y sedimentarias
de origen glaciar descritas, se pueden identificar dos
fases principales en la evolución glaciar de la Sierra
de Cabezu Llerosos, además de una tercera residual
solo presente en uno de los glaciares: fase de
máximo glaciar, fase interna y fase de circo.
Fase de máximo glaciar
La primera de estas fases se corresponde con la
formación de los complejos morrénicos más externos
y por lo general de mayor extensión y volumen del
área de estudio: morrena frontolateral derecha
situada en la cabecera del arroyo Burdio, morrena
lateral derecha de la artesa de glaciar de Ternás y
arco morrénico de Ostandi (glaciar de Llerosos),
cordones y arcos morrénicos del sector de la
Redondiella (glaciar de Jascal), y complejo frontal del
glaciar de la Cabeza las Vacas. Los frentes de los
tres glaciares alcanzaron altitudes dispares. El
glaciar de Llerosos descendió hasta baja altitud (780
m), canalizado por el valle de Ternás hacia la
cabecera del arroyo Burdio. El glaciar de Jascal fluyó
hasta una cota de 1.050 m, similar a la de los frentes
glaciares de Enol y Ercina en la vertiente Norte del
Macizo Occidental de los Picos, o a la de las dos
lenguas más occidentales del glaciar de Pambuches
en la vertiente Sur de dicho macizo (Ruiz-Fernández,
2013). En cambio, el glaciar de la Cabeza las Vacas,
alimentado por un recuenco de escasa altitud y
apenas excavado, únicamente descendió hasta
1.410 m.
Por el momento no ha sido posible establecer
mediante dataciones absolutas la cronología de las
diferentes fases glaciares identificadas en la Sierra
de Cabezu Llerosos. Sin embargo, en un trabajo
previo se ha obtenido una edad mínima de 37,2 ka
cal BP para la fase de máximo glaciar en el Macizo
Occidental de los Picos de Europa, a partir de la
datación de la base de una secuencia sedimentaria
de 5,4 m de largo procedente de la depresión
kárstica de Belbín (Nieuwendam et al., 2015), que
está obturada por una morrena lateral. En otras
áreas del propio Macizo Occidental como el lago
Enol y la depresión de Comeya, así como en el valle
del Duje, situado entre los macizos Central y Oriental
de los Picos de Europa, se han obtenido cronologías
similares para esta primera fase de máximo avance
glaciar (Moreno et al., 2010; Serrano et al., 2012,
2013; Jiménez et al., 2013). Esto indica que la
máxima expansión del hielo perteneciente a la última
glaciación, ocurre aquí varios milenios antes que el
Último Máximo Glacial Global. Esta asincronía ha
sido detectada también en otras áreas de las
Montañas Cantábricas (ej. Jiménez et al., 2013;
Serrano et al., 2013).
Fase interna
El arco morrénico de la Vega de Ternás señala una
segunda fase de avance y estabilización, con el
XIV Reunión Nacional de Cuaternario, Granada 2015
frente del glaciar de Llerosos situado a 920 m de
altitud, y a unos 600 m de distancia con respecto a
su posición durante la etapa de máxima expansión
del hielo. Tras esta segunda pulsación el glaciar
retrocedió progresivamente hacia la cabecera hasta
desaparecer, pues, como se ha citado previamente,
no hay más depósitos glaciares que evidencien
nuevas fases morfogenéticas glaciares. Tras la
retirada de la lengua de hielo se formó un glaciar
rocoso en la Canal de Ternás (Ballesteros et al.,
2011), con el frente a 1.130 m. Se trata del único
glaciar relicto de la sierra y uno de los pocos
existentes en los Picos de Europa, ya que la litología
ejerce un gran control en la génesis de este tipo de
geoformas (Johnson et al., 2007; Gómez-Villar et al.,
2011; Pellitero et al., 2011). En el Macizo Asturiano
son muy abundantes
sobre las
cuarcitas
paleozoicas, y en cambio muy poco frecuentes sobre
calizas, como acontece en el caso estudiado. No
obstante, este glaciar rocoso atestigua la existencia
de permafrost y de una morfodinámica periglaciar
intensa en relación con la deglaciación de este
sector de media montaña. Por su parte, los
desprendimientos rocosos postglaciares de la Canal
de Ternás son interpretados como reajustes
paraglaciares debidos a la descompresión de las
vertientes de la artesa, una vez que este ámbito
quedó deglaciado.
En el caso del glaciar de Jascal esta segunda fase
viene representada por los tres arcos morrénicos
(uno de ellos desdoblado), depositados lateralmente
en el valle de Salines a los pies de otros tantos
boquetes abiertos en la cresta calcárea situada
inmediatamente al Sur (Figura 2), así como por la
sucesión de otros dos arcos morrénicos (el primero
abierto en su sector frontal) que se localizan en la
terminación inferior del valle de Teyeres. La mayor
parte del valle de Salines, así como la porción distal
de la lengua que descendió por el surco de Teyeres
durante el máximo avance, quedaron libres de hielo
en la fase interna.
En consecuencia, la segunda fase glaciar viene
determinada por diversos complejos morrénicos
depositados por los glaciares de Llerosos y Jascal en
una posición más interna que los correspondientes al
máximo avance de los hielos. El glaciar de la Cabeza
las Vacas, que cuenta con un único complejo
morrénico alojado a los pies de su circo, el cuál está
integrado por un arco simple excepto en su porción
central, en la que hay un exiguo desdoble,
desapareció tras la primera fase glaciar. Como
señala González-Trueba (2005) en relación con el
tipo de aparatos generados en los Picos de Europa
durante la Pequeña Edad del Hielo, los pequeños
glaciares son muy sensibles a los cambios
ambientales, pudiendo desaparecer en poco tiempo
ante mínimas variaciones con respecto a las
condiciones climáticas que los generaron.
Carecemos de dataciones para la fase glaciar
interna. Sin embargo, estudios focalizados en otros
conjuntos montañosos cantábricos, incluidos los
propios Picos de Europa, proponen un segundo
reavance de los hielos entre ~23 y ~18 ka cal BP
(Jimenez et al., 2013; Serrano et al., 2012, 2013;
Rodríguez et al., 2014; Nieuwendam et al., 2015).
Fase de circo
En una última etapa el glaciar de Jascal quedó
recluido en el interior de su propio circo, protegido de
la incidencia directa de la radiación solar por la gran
verticalidad (290 m) y extensión lateral (1.500 m) de
la pared, orientada al NNE, y con una buena
alimentación debida a la redistribución de la nieve
por el efecto del viento hacia la gran depresión
glaciokárstica ubicada en el fondo del circo, y
también por aludes; por lo que fue capaz de modelar
una morrena de cierta entidad emplazada a los pies
de la pared. Mientras que en la umbría se alojaba el
citado glaciar, en la vertiente de solana de la cubeta
se generó una morrena de nevero.
Esta última fase, de carácter residual, únicamente
está presente en el caso del glaciar de Jascal. Las
especiales condiciones topoclimáticas de su circo
tuvieron un papel determinante en la subsistencia de
este pequeño aparato durante un tiempo, mientras
que los otros dos glaciares de la Sierra de Cabezu
Llerosos ya habían desaparecido. A falta de
dataciones absolutas, parece poco probable que
esta fase pueda corresponderse con el avance
glaciar detectado de forma generalizada en torno a
los grupos de cumbres más elevados de los tres
macizos de los Picos de Europa, responsable de la
deposición de numerosos complejos morrénicos por
encima de 1.800-1.900 m y atribuido al Tardiglaciar
(González-Trueba, 2007; Serrano et al., 2012, 2013;
Ruiz-Fernández et al., 2013).
CONCLUSIONES
En este artículo se estudia en detalle la morfología
glaciar de la Sierra de Cabezu Llerosos, en la que se
generaron dos glaciares alpinos durante la última
glaciación (Cabezu Llerosos y Jascal) bajo cumbres
inferiores a 1.800 m, y uno de circo en la vertiente
Norte de una cima de solamente 1.624 m de altitud
(Cabeza las Vacas). A partir del análisis
morfoestratigráfico de los complejos morrénicos
existentes se ha establecido la secuencia relativa de
la evolución glaciar en la sierra, distinguiendo tres
fases glaciares principales: fase de máximo glaciar,
fase interna y fase de circo.
En la primera de ellas se edificaron los complejos
morrénicos más externos y de mayor entidad, con
frentes situados a 780 m de altitud (glaciar de
Cabezu Llerosos), 1.050 m (glaciar de Jascal) y
1.410 m (glaciar de la Cabeza las Vacas), en
relación con la alimentación y la dinámica de cada
aparato. La segunda fase solamente está presente
en los glaciares de Cabezu Llerosos y Jascal (el
aparato de la Cabeza las Vacas desapareció tras la
primera), en los que se identificaron nuevos
complejos morrénicos que señalan un nuevo avance
y posterior estabilización del hielo, aunque en una
posición más retranqueada que durante la etapa
anterior. En relación con la deglaciación acontecida
tras esta segunda fase se generó un glaciar rocoso
de lengua en la Canal de Ternás, a una cota
bastante baja (1.130 m). Finalmente, las favorables
condiciones topoclimáticas del circo de Jascal
permitieron la subsistencia de un pequeño glaciar de
circo durante una tercera fase de carácter residual,
mientras que el resto de la sierra de Cabezu
Llerosos estaba ya totalmente deglaciado. En un
XIV Reunión Nacional de Cuaternario, Granada 2015
futuro próximo está previsto efectuar dataciones
absolutas en esta sierra, lo que permitirá establecer
un marco cronológico preciso de su evolución
glaciar, cuestión que consideramos clave para
contribuir a la construcción de un sólido
conocimiento sobre la evolución glaciar de los Picos
de Europa y, por extensión, de las Montañas
Cantábricas.
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