las fases de la deglaciación del sistema central y su

GEOECOLOGÍA, CAMBIO AMBIENTAL Y PAISAJE: HOMENAJE AL PrOfESOr JOSé MArÍA GArCÍA-ruIz 49

Las fases de La degLaciación deL sistema centraL y su significado paLeocLimático

N. ANdrés de PAblo, d. PAlAcios estremerA

Departamento de Análisis Geográfico Regional y Geografía Física. Universidad Complutense de Madrid. E.mail: [email protected]

resumen

Este trabajo analiza la evolución glaciar del circo situado en la ladera este del Pico Peñalara, la elevación mayor de la Sierra de Guadarrama y de los valles de Gredos y el Pinar, situados en las vertientes norte de los picos Almanzor (2591 m; 40°14’48’’N 5°17’52’’W) y Galana (40º15’21’’N; 5º18’00’’W; 2564 m), las mayores altitudes de la Sierra de Gredos. Ambas sierras están situadas en el Sistema Central, en el centro de la Península Ibérica. El estudio se realizó mediante el análisis geomorfológico y la datación de la exposición a la radiación cosmogénica de bloques morrénicos y superficies pulidas de umbrales, según la presencia del isótopo Cl36. Los resultados obtenidos han sido similares en las tres áreas. El máximo avance de los hielos fue contemporáneo al denominado Último Máximo Glaciar, hace 26-19 ka y fue el mayor o sólo ligeramente inferior a los avances cuaternarios anteriores. Durante este periodo, los frentes de los glaciares permanecieron muy próximos a su máxima extensión, sólo con pequeñas oscilaciones, hasta que hace 18 ka retrocedieron drásticamente, cuando las lenguas desaparecieron de los valles. Un avance final sucedió hace 16 ka, gracias al cual los glaciares volvieron a cubrir el fondo de los valles. El retroceso definitivo fue hace 15 ka, durante el interestadio Bølling. Pequeños glaciares per-manecieron probablemente en las paredes durante el final del Pleistoceno, pero habían desaparecido por completo hace 10 ka.

Palabras Clave: Deglaciación, Último Máximo Glaciar, Sistema Central, datación cosmogénica, Pleis-toceno tardío.

abstract:

This work examines the glacial evolution on the cirque of the east face of Peñalara Peak (2428 m; 40°51’N 3°57’’W), the highest elevation of Sierra de Guadarrama, and the Gredos and Pinar valleys, in the north face of Almanzor peak (2591 m; 40°14’48’’N 5°17’52’’W), and Galana Peak (40º15’21’’N; 5º18’00’’W; 2564 m) the highest elevations of Sierra de Gredos. Both Sierras are situated in the Sistema Central Range, in the centre of the Iberian Peninsula. A geomorphologic analysis and dating of moraine boulders and glacially polished bedrock were carried out by means of cosmogenic 36Cl surface exposu-re dating. The results are similar in the three areas. The maximum ice advance was contemporary with the Last Glacial Maximum at 26-19 ka ago, and it was of greater or only slightly lesser magnitude than for previous Quaternary advances. The termini of glaciers remained close to maximum positions with minor advances and retreats drastically at 18 ka, when the glacial tongues disappeared from the valleys. A final glacial advance is detected during the Oldest Dryas, when the glaciers cover the valley bottoms again and retreat rapidly at 15 ka in the Bølling interstadial. Small wall glaciers probably remained during the terminal Pleistocene but they had completely disappeared by 10 ka.

Key Words: Deglaciation, Last Glacial Maximum, Sistema Central, Cosmogenic dating, Late Pleistocene.


José Arnáez, PenéloPe González-sAmPériz, Teodoro lAsAnTA, BlAs l. VAlero-GArcés (ediTores)50

1. introducción

El Sistema Central conserva formas glaciares salpicadas a lo largo de práctica-mente toda su extensión: desde el Este, en los alrededores del Pico del Lobo de la Sierra de Ayllon (2274 m, 41°10′59.33″N 3°27′58.39″W), donde existen circos de poco más de 1 km; hasta las cumbres de la Sierra de La Estrella (Pico Torre, 1993 m 40°19′19″N 7°36′47″W), en el Oeste, a 370 km de distancia, donde existen restos de un casquete, con valles glaciares de 13 km de longitud.

Durante las primeras décadas de siglo XX, diversos investigadores delimitaron la distribución de los antiguos glaciares pleistocenos y definieron sus principa-les formas y sistemas morrénicos (Fer-nández-Navarro, 1915; Huget del Villar, 1915; Schmieder, 1915; Obermaier & Ca-randell, 1916 y 1917; Lautensach, 1929).

En muchos de estos estudios iniciales, donde se descubrieron los rasgos funda-mentales del paisaje glaciar del Sistema Central, se plantearon el problema de la edad de formación y desaparición de es-tos glaciares, problema que se trató de resolver relacionando los distintos siste-mas morrénicos de un mismo valle con las últimas glaciaciones alpinas. A partir de entonces, en múltiples trabajos poste-riores, se ha planteado la polémica sobre la existencia de formas glaciares pertene-cientes a una o a varias glaciaciones, sin que hubiera un método realmente fiable para datar de forma absoluta estas forma-ciones. Estas circunstancias han cambiado con la reciente difusión de métodos que determinan el tiempo de exposición de una superficie a la radiación cosmogéni-ca. De esta forma, la edad de exposición de una superficie se determina mediante la medición de la cantidad presente en la

Figura 1. Localización de las áreas de estudio.



roca, bajo dicha superficie, de un determi-nado isótopo, cuyo origen puede derivar únicamente por la exposición de algunos elementos químicos a la radiación cosmo-génica. Estos métodos pueden determi-nar, por ejemplo, el tiempo transcurrido desde que un frente glaciar depositó un bloque y éste quedó estabilizado, o desde que las masas de hielo se retiraron de un lecho rocoso, tal y como se ha aplicado en el Sistema Central (Carrasco et al., 2013; Domínguez-Villar et al., 2013; Palacios et al. 2011, 2012 a y b).

Tres de estos trabajos analizan y tratan de datar, el proceso y fases de la degla-ciación de un circo glaciar de la Sierra de Guadarrama, en la vertiente oriental del Pico Peñalara (2428 m; 40°51′N 3°57′W), y de dos valles paralelos en la vertiente nor-te del Pico Almanzor (2591 m; 40°14′48″N 5°17′52″W), en la Sierra de Gredos (Pala-cios et al., 2011, 2012 a y b) (Fig. 1). El ob-jetivo de este trabajo es el comparar el re-sultado de estos tres trabajos, analizar su fiabilidad, los puntos comunes y las posi-bles divergencias, para después comparar la deglaciación de esas tres áreas, con las fases de deglaciación que se han determi-nado por recientes publicaciones en otros sistemas montañosos de la región medite-rránea y poder llegar a concluir la relación de esas fases con la evolución general del clima en la región.

2. método y materiaLes

Los resultados obtenidos en los tres trabajos son plenamente comparables en-tre sí, porque los tres han usado el mismo método de datación en todas sus fases. En las tres áreas se ha utilizado el isótopo cos-mogénico terrestre Cl36, cuya fiabilidad es similar en las dataciones a otros isótopos

que se usan con más frecuencia en rocas con cuarzo, como Be10 (Brugger, 2007). Se ha seguido siempre el mismo protocolo de obtención de muestras y datos en el cam-po y tratamiento en el laboratorio, reco-mendado por Phillips (2003) y en los tres se han aplicado, al obtener las edades, los mismos parámetros de producción de este isótopo (Phillips et al., 2001).

Para poder comparar de forma efecti-va las tres áreas, se han seleccionado las unidades geomorfológicas datadas con una mayor fiabilidad por el mayor número de muestras tomadas en la misma unidad con resultados similares o que no contra-digan la lógica geomorfológica en su distri-bución. Los resultados de cada área se han distribuido en transectos que sintetizan la realidad geomorfológica de los circos o va-lles, indicando las edades de cada una de sus unidades del relieve. Una vez analiza-da cada área, se han deducido las fases de avance y retroceso de los frentes glaciares que son comunes a cada área y sus dife-rencias, centrando la atención en el proce-so de deglaciación y desaparición final de los hielos en cada macizo. Por último, se han comparado estas fases de la deglacia-ción comunes a las tres áreas del Sistema Central con la evolución paleoclimática propuesta para la región mediterránea en las recientes publicaciones para el final del Pleistoceno, a partir de evidencias en otros sistemas montañosos, obtenidas por el conocimiento de su evolución glaciar o por otras aproximaciones ambientales.

3. fases de La degLaciación de Los circos peñaLara, sierra de guadarrama

El macizo de Peñalara es el de mayor altitud de la Sierra de Guadarrama y está



modelado por varios circos glaciares en su vertiente oriental. Se ha investigado la cronología glaciar en dos de estos cir-cos, el de Pepe Hernando, al norte y, so-bre todo, el de la Laguna, al sur (Palacios et al., 2012a). El macizo está compuesto por ortogneis glandular. Sus cumbres son aplanadas, lo que facilita la acumulación de la nieve en la vertiente oriental, a so-tavento de los vientos predominantes en invierno, aún en nuestros días (Palacios et al., 2003). Existen varios tipos de forma-ciones morrénicas en el Circo de la Lagu-na y sólo una en el de Pepe Hernando. La diferencia entre formaciones morrénicas con distinto estado de conservación en el circo de la Laguna, llevó a los primeros au-tores que realizaron un estudio detallado del área, Obermaier & Carandell (1917), a proponer la existencia de restos de dos glaciaciones -Riss y Würm- y un último re-avance tardiglaciar. Después de un amplio debate, Sanz Herráiz (1988) resumió todas las posibles opciones y defendió que los tres sistemas morrénicos pertenecían a distintas fases de la última glaciación.

La interpretación geomorfológica y las principales edades obtenidas se sintetizan en la figura 2. Las cumbres de Peñalara y su sector septentrional están cubiertos por un campo de bloques de origen peri-glaciar, que fue excavado por los glaciares. Uno de los bloques dio una fecha de 83,1 ka (miles de años). En el interior del Cir-co de la Laguna se han diferenciado hasta cuatro formaciones morrénicas diferentes (Fig. 2.B). La más alejada de la pared son los restos de un gran cordón, cuyo único bloque datado dio una edad mínima de 31,8 ka. Hacia el exterior de este arco, la roca aparece ya profundamente alterada, sin existir ningún tipo de formaciones de

origen glaciar. Más hacia el interior, hay dos pequeños cordones morrénicos muy bien conservados, que tradicionalmen-te se habían relacionado con el anterior. De los dos, el más externo dio edades de unos 21 ka, mientras que el interior las edades eran más jóvenes, en torno a 17 ka. Estos cordones se apoyan en el con-junto morrénico mejor conservado y de mayor entidad del circo. En su frente este conjunto presenta hasta 5 arcos menores, cuyas edades oscilan entre 17 y 19 ka, sin que se siga un orden cronológico concre-to, o más bien, el más externo ofrece eda-des más jóvenes. Este mismo conjunto se simplifica en un solo cordón en su sector lateral izquierdo, de grandes proporcio-nes (Fig. 2B.2 y 2A). Un bloque de la parte exterior dio una edad de más de 26 ka y uno interior, en torno a 19-20 ka. Lo mis-mo sucede en el Circo de Pepe Hernando, donde la morrena lateral izquierda tiene una gran entidad y forma un solo cordón morrénico. Dos bloques de su cumbre die-ron edades de 19-20 ka (Fig. 2B.1 y 2A). Ya mucho más arriba, bajo la pared principal, hay una formación que ha sido interpreta-da como morrena de nevé o como glaciar rocoso, aunque su morfología se asemeja más a este último tipo de formación. Un bloque muy estable dio una edad entre 15,5 y 16 ka. Por último, un umbral, toda-vía más alto, ya próximo a la cumbre, dio una edad de 11,7 ka.

La interpretación de las edades descri-tas de las diferentes formaciones es com-pleja en algunos aspectos. En cualquier caso se puede deducir las siguientes afir-maciones:

1º) No se han encontrado restos de glaciaciones anteriores a la última. Es difí-cil que existan, si tenemos en cuenta que



Figura 2. A) Foto panorámica de los circos de Peñalara, donde se señala algunas de las edades refle-jadas en los gráficos anteriores. B) Transecto esquemático de las principales formaciones del relieve glaciar y periglaciar de los circos de Peñalara. Se diferencian 4 sistemas morrénicos, con las edades de sus bloques y una edad de un umbral, bajo la pared superior del circo. Se expone también la edad de un bloque, de un campo de bloques periglaciar que cubre las cumbres y la vertiente occidental del macizo. B.1) Transecto de la morrena lateral izquierda del circo de Pepe Hernando, que presenta también un solo cordón, con las edades de dos bloques de su cumbre B.2) Transecto de la morrena lateral izquier-da del mismo circo, que muestra un sólo cordón, con la edad de un bloque exterior y otro interior. C) Deducción de las fases de avances y retrocesos glaciares en el Circo de Peñalara a partir de las edades obtenidas. Ver la explicación de este gráfico en el texto.



los cordones morrénicos más antiguos en-contrados se apoyan en un profundo man-to de alteración.

2º) Un primer gran avance ocurrió al menos hace 32 ka. Se desconoce la enti-dad que tuvo el retroceso posterior.

3º) Un segundo avance glaciar sucedió entre hace 26 y hace 19 ka. Durante estos años los frentes glaciares retrocedieron y avanzaron ligeramente formando o bien diversos arcos muy próximos unos a otros o bien una sola morrena que fue agregan-do en su interior los nuevos materiales de cada avance, hasta adquirir grandes pro-porciones.

4º) Hace 18 ka se produjo un impor-tante retroceso. Un último avance sucedió aproximadamente hace 16 ka, con la for-mación de una nueva morrena, que segu-ramente tuvo un comportamiento final de glaciar rocoso.

5º) No hay restos morrénicos de avan-ces posteriores, pero los glaciares no desaparecieron hasta justo el inicio del Holo-ceno.

En este esquema no concuerda inicial-mente la edad de los dos arcos morrénicos situados al este de la gran morrena poli-génica. Según se ha interpretado reciente-mente (Palacios et al., 2012a), estos arcos se formarían como morrenas secundarias derivadas de la existencia de neveros o glaciaretes de poca entidad, bajo la pro-tección de los vientos del oeste por la gran morrena en los periodos más propicios a la formación de glaciares. Estos periodos, según se acaba de demostrar, serían: a) al final del avance de hace 26-19 ka, cuando la morrena principal ya estaba bien forma-da, lo que explica las edades de unos 21 ka

del pequeño cordón secundario exterior, o b) durante el avance de hace 17-16 ka, lo que explica las edades de 17-16 ka del pequeño cordón interior y de los cordo-nes más externos de la morrena principal, que estaban siendo desmantelados en ese momento por los neveros secundarios.

4. fases de La degLaciación de Los vaLLes de gredos y pi-nar, sierra de gredos

La Garganta de Gredos se encuentra en la vertiente norte del Pico Almanzor (2591 m; 40°14′48″N 5°17′52″W), la cum-bre más alta del Sistema Central. El valle glaciar está limitado por formaciones morrénicas laterales a partir de los 1870 m de altitud, 300 m más alto que lecho actual del río, las cuales desaparecen por completo a los 1410 m, a una distancia de unos 9 km de las cumbres. No se con-servan morrenas frontales. Las morrenas laterales forman dos cordones paralelos, salvo cuando la pendiente de las laderas se atenúa, como en la confluencia de la Garganta de las Pozas, donde llegan a for-mar hasta 7 arcos consecutivos.

La Garganta del Pinar se desarrolla de forma paralela a la Garganta del Gre-dos, en su lado occidental, al norte del Pico de La Galana (2564 m; 40º15’21’’N; 5º18’00’’W), situado a 1,2 km al NW del Pico de Almanzor. Las morrenas latera-les comienzan a los 1870 m de altitud, también a 300 m sobre el lecho actual, formando dos cordones, hasta que la pendiente de las laderas disminuye y en-tonces se separan 8 cordones morrénicos, cuyos restos desaparecen a los 1400 m, después de 9 km de recorrido. No se con-servan morrenas frontales.



Las formas glaciares de ambas gargan-tas tienen por tanto unas características muy similares. Estas formas fueron defini-das y delimitadas a principios del siglo XX (Schmieder, 1915; Huget del Villar, 1915; Obermaier & Carandell, 1916). Martínez de Pisón & Muñoz Jiménez (1972) mejo-raron la descripción y cartografía de las dos gargantas y, al igual que los anterio-res autores, propusieron que todas las formaciones glaciares que se conservan pertenecen a la última glaciación. Recien-temente se ha establecido la cronología de la deglaciación de la Garganta de Gre-dos (Palacios et al., 2011) y la Garganta del Pinar (Palacios et al., 2012b).

Los resultados obtenidos en la Gargan-ta de Gredos sobre su evolución glaciar se sintetizan en la figura 3. Muestras to-madas y analizadas de bloques situados en cada uno de los diferentes cordones morrénicos laterales, dispuestos de for-ma paralela en la confluencia de la Gar-ganta de las Pozas, aportan unas edades plenamente ordenadas con respecto a la situación geomorfológica de cada cordón. Los más externos dan edades de 24/25 ka y los más internos, de 21 ka. Más hacia el interior existe un cordón que muestra un nuevo avance que se queda a unos 2 km por detrás de los anteriores, pero no existen resultados de las muestras toma-das de sus bloques. Un primer umbral, por detrás de ese último cordón morréni-co, dio una edad de 15,7 ka. A casi 5 km aguas arriba, ya en las proximidades de la Laguna Grande de Gredos, otro umbral dio una edad de 16,2 ka. Si tenemos en cuenta el margen de error de los resulta-dos, los dos umbrales habrían quedado al descubierto de los hielos prácticamente a la vez, a pesar de la gran distancia que

los separa. Este hecho nos está mostrando un proceso de deglaciación muy rápido, donde prácticamente las lenguas glaciares colapsaron a lo largo de toda su extensión. No se han tomado muestras de umbrales a mayor altitud, bajo las paredes de la ca-becera glaciar.

Los resultados obtenidos en la Gar-ganta del Pinar se sintetizan en la figura 4. Realmente son muy parecidos a los de la Garganta de Gredos, en parte los con-firman y en parte los complementan. Al igual que ocurría en la confluencia con la Garganta de las Pozas, en el Pinar existe un amplio escalón lateral, en su margen iz-quierda, donde se depositaron varios cor-dones morrénicos paralelos. Aquí también los resultados de las muestras obtenidas en bloques de cada cordón son acordes con su disposición geomorfológica. Los bloques más externos mostraron edades de 22/23 ka y los más internos, edades mí-nimas de unos 17 ka.

De la misma manera que en la Gargan-ta de Gredos, en el Pinar también existe un último cordón morrénico, indicativo de un avance póstumo, cuyo frente que-dó a unos 2 km de los cordones anterio-res de mucha mayor entidad. Tampoco en este caso tenemos todavía resultados de dataciones. Tampoco hay dataciones de umbrales próximos a los cordones mo-rrénicos. En esta Garganta, los umbrales datados ya están a gran altitud en varios escalones, bajo las crestas cimeras, con resultados que indican la desaparición de los glaciares hace 11/ 10 ka.

Si complementamos los datos de las dos Gargantas, podemos concluir con al-gunas afirmaciones evidentes sobre las fases de la deglaciación para la Sierra de Gredos:



Figura 3.- A) Modelo digital del terreno del macizo Central de la Sierra de Gredos, donde se señala la extensión máxima que tuvieron los glaciares en dos valles estudiados. B) Perfil longitudinal de la Gar-ganta de Gredos, donde se localizan los umbrales muestreados y sus resultados. C) Perfil transversal de la Garganta de Gredos en el sector, donde se señalan los cordones morrénicos laterales, los lugares de muestreo de bloques y sus resultados.



Figura 4.- A) Modelo digital del terreno del macizo Central de la Sierra de Gredos, donde se señala la extensión máxima que tuvieron los glaciares en dos valles estudiados. B) Perfil longitudinal de la Gar-ganta del Pinar, donde se localizan los umbrales muestreados y sus resultados. C) Perfil transversal de la Garganta del Pinar, donde se diversifican los cordones morrénicos laterales, y donde se señala los lugares de muestreo de bloques y sus resultados.



Figura 5.- A) Foto panorámica de la Garganta del Pinar, donde se localizan los lugares muestreados y sus resultados. B) Foto de la Garganta de Gredos, desde la cumbre del Almanzor, donde se localizan los lugares muestreados y sus resultados. C) Deducción de las fases de avances y retrocesos glaciares de la Sierra de Gredos a partir de las edades obtenidas. Ver la explicación de este gráfico en el texto.



1º) Tampoco en Gredos se han encon-trado restos de glaciaciones anteriores a la última y también aquí es difícil que existan, porque al igual que en Peñalara, los cordones morrénicos más antiguos encontrados se apoyan en un profundo manto de alteración. Tampoco hay restos del avance que en Peñalara mostraba una edad de al menos hace 32 ka. Es por tan-to evidente que en Gredos, avances más jóvenes sobrepasaron y ocultaron los an-teriores.

2º) Estos avances máximos sucedieron entre hace 24 y 18/17 ka. Al igual que ocu-rrió en Peñalara. Durante estos años, los frentes glaciares retrocedieron y avanza-ron ligeramente formando, o bien diver-sos arcos muy próximos unos a otros, o bien una sola morrena que fue agregando en su interior los nuevos materiales de cada avance, hasta adquirir grandes pro-porciones.

3º) Hace 18/17 ka sucedió un impor-tante retroceso en los dos valles, al igual que en Peñalara. Un último avance suce-dió entorno a hace 16 ka, con la formación de una nueva morrena, como ocurrió en Peñalara. De esta morrena presente en los dos valles estudiados en Gredos care-cemos hasta el momento de dataciones absolutas, aunque se observa en ambos casos que están precedidas por umbra-les de 16 ka. La deglaciación fue rápida a partir de entonces, tratándose más bien de un colapso generalizado de las lenguas glaciares.

4º) Tampoco en Gredos hay restos mo-rrénicos de avances posteriores, pero los glaciares no desaparecieron hasta princi-pios del Holoceno.

5. significado paLeocLimático de Las fases de degLaciación deL sistema centraLLa máxima extensión de los glaciares

del Sistema Central coincidió plenamen-te con el periodo denominado LGM (Last Glacial Maximum), entre 26,5 ka y 20/19 ka (Clark et al., 2009) donde los glaciares estuvieron estabilizados durante varias décadas, solo con pequeñas pulsaciones, las cuales formaban multitud de cordones morrénicos muy próximos unos a otros, si las laderas tenían suaves pendientes, o uno sólo de gran tamaño, donde los materiales se iban agregando, si las pendientes de las laderas eran acusadas. Estos resultados se confirman con dataciones realizadas tam-bién en otros complejos morrénicos simi-lares de otros valles del Sistema Central, analizando otro isótopo (edades 10Be en Carrasco et al., 2013 y Domínguez-Villar et al., 2013). La situación descrita es similar a la ocurrida en montañas más al sur, en Sierra Nevada (Gómez-Ortiz et al., 2012), y más al norte, en el Pirineo Oriental (Pa-llàs et al., 2006, Palacios et al, 2014b). El mismo patrón se observa en otras muchas montañas de la cuenca mediterránea: por ejemplo, en diferentes montañas de Tur-quía (ver por ejemplo síntesis en Akçar et al., 2014) y en los Balcanes (Kuhlemann et al., 2013). Secuencias similares se han analizado en el centro de Europa, en las Trata (Makos et al., 2013), y sobre todo en los Alpes, como por ejemplo en la cabe-cera del valle del Rodano (Ivy-Ochs et al., 2004, 2008 y 2009). A su vez, el mismo comportamiento se corresponde con el del frente del casquete Fenoescandinavo (Houmark-Nielsen et al., 2012; Rinterk- necht et al., 2012; Lasberg & Kalm, 2013).

Pero la máxima extensión de los glacia-res de otras montañas ibéricas no siempre



coincidió con el mismo periodo que en el Sistema Central, durante el LGM, al igual que sucedió en otros casos de montañas mediterráneas y centroeuropeas, incluso existen estas diferencias entre distintos sectores de los Alpes, según se puede ana-lizar en publicaciones de síntesis recientes (Jiménez-Sánchez et al., 2013, Hughes et al., 2013 García-Ruiz et al., 2013, entre otras). De todas formas, en la mayor par-te de estos casos, los avances mayores a los contemporáneos con la LGM dejaron frentes morrénicos muy próximos a los anteriores, incluidos los de glaciaciones anteriores, por lo que las diferencias entre los valles que llegaron a sobrepasar du-rante el LGM avances anteriores y los que no, fueron pequeñas y se deben derivar de factores locales de cada valle, como de tipo microclimático o de la propia dinámi-ca del flujo glaciar.

Los glaciares del Sistema Central retro-cedieron de forma brusca entre 19 y 18 ka. Aunque hay pocos estudios del proceso de la deglaciación en las montañas ibéricas, el mismo hecho ha sido constatado en re-cientes estudios en Sierra Nevada (Gómez et al., 2012), Pirineo Oriental (Palacios et al., 2014b) y Pirineo Central (Palacios et al., 2014a). De hecho, en los Alpes centra-les se calcula que durante este evento lle-gó a desaparecer el 80% de la masa glaciar y los hielos retrocedieron hasta el interior de los circos o desaparecieron (Ivy-Ochs et al., 2008).

No sabemos si los glaciares desapare-cieron por completo entorno a 17 ka en el Sistema Central, pero poco después existe una rápida, importante, pero efímera re-cuperación de las lenguas glaciares, cuyos frentes se acercaron bastante a los ante-riores, sin llegar a alcanzarlos. El avance

comienza a partir de 17 ka y culmina en 16/15,5 ka. El avance coincide con Evento Heinrich 1 (H1), durante el Oldest Dryas y se corresponde con un avance genera-lizado de los glaciares en la mayor parte de los valles de los Alpes, en lo que se ha denominado Estadio “Gschnitz”, bajo un clima con un 25% menos de precipitacio-nes anuales y 10ºC menos de temperatura media anual (Ivy-Ochs et al., 2006). Más o menos, circunstancias similares de aridez y enfriamiento se han observado para este periodo en la cuenca mediterránea (Dor-moy et al., 2009; Fletcher et al., 2010) y en diversos puntos de la Península Ibérica (Morellón et al., 2009; González-Sampériz et al., 2013). El propio frente del casquete Fenoescandinavo avanzó casi hasta llegar a las morrenas contemporáneas al LGM (Houmark-Nielsen et al., 2012; Rinterk-necht et al., 2012; Lasberg & Kalm, 2013). Avances similares se han detectado en el Pirineo Central (Pallàs et al., 2006, Pala-cios et al., 2014b), oriental (Delmas et al., 2008, Palacios et al., 2014a), y septentrio-nal (Delmas et al., 2011). También están presentes en múltiples montañas de la península de Anatolia (Akçar et al., 2014), los Balcanes (Kuhlemann et al., 2013), los Apeninos (Giraudi, 2012) y los Alpes marí-timos italianos (Federici et al., 2012).

Un nuevo, brusco y repentino colapso glaciar sucedió en el Sistema Central en torno a 15 ka, con la llegada del interestadio Bølling, a partir de entonces los gla-ciares o desaparecieron o se quedaron recluidos bajo las paredes más abrigadas. Este fenómeno de deglaciación masiva fue similar en las otras montañas donde se ha estudiado la deglaciación, como en los Pirineos (Delmas et al., 2008 y 2011; Pa-lacios et al., 2014a y b) en el valle de Sana-



bria (Cowton et al., 2009; Fernández-Mos-quera et al., 2000; Rodríguez-Rodríguez et al., 2011), y en Sierra Nevada (Gómez-Or-tiz et al., 2012). El bosque mediterráneo se extiende entonces por la Península Mediterránea (Fletcher et al., 2010). Este fenómeno coincide cronológicamente con el retroceso generalizado del casquete Fe-noescandinavo (Rinterknecht et al., 2012; Lasberg & Kalm, 2013). El colapso glaciar se observa también en los Alpes de forma generalizada en estos momentos (Hippe et al., 2014; Dielforder & Hetzel, 2014), al igual que otras muchas montañas euro-peas.

Ninguna de las crisis frías posteriores ha dejado evidencias en las montañas del Sistema Central, al menos en forma de morrenas, que muestren nuevos avances glaciares. Sin embargo, los glaciares es-taban presentes bajo las paredes más fa-vorables, hasta el final del Younger Dryas. No sabemos si estos glaciares se formaron coincidiendo con esa crisis fría, que en los Alpes supuso un descenso de 2/3 ºC y solo un 10% menos de precipitación, o fueron sobrevinientes a los inter-estadios cálidos de Bølling y Allerød. La baja altitud de estas montañas impidió que fueran sensibles a cambios fríos holocenos y no se han encontrado evidencias, salvo la for-mación de neveros permanentes durante La Pequeña Edad de Hielo (García-Sancho, 2001).

Las formas glaciares del Sistema Cen-tral reflejan de forma clara la evolución climática del Pleistoceno Final, en sintonía con la evolución glaciar de otras montañas y de otras aproximaciones paloeclimáti-cas. La coincidencia es total en los últimos episodios, desde la deglaciación de hace 18 ka. Las diferencias con respecto a avan-

ces glaciares anteriores no son en realidad significativas, aunque en el caso del Siste-ma Central no deja lugar a dudas que el más importante fue el coincidente con el LGM. Con el aumento de las temperaturas en el Holoceno y la baja altitud de estas montañas, las crisis frías no se reflejan prácticamente en el modelado del relieve.

agradecimientosA Lorenzo Vázquez Selem y a Francisco Javier de Marcos García Blanco, coautores con nosotros de los artículos comentados en este trabajo y a José María García Ruiz, que con sus comenta-rios y discusiones, nos abrió la luz a la interpre-tación expuesta en este trabajo

referenciasAkçar, N., Yavuz, V., Ivy-Ochs, S., Reber, R., Ku-

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