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Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
ISSN: 0583-7510
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016, 49-66
Morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero (Parque
Nacional de la Sierra de Guadarrama). Nueva interpretación y
cronología
Glacial Morphology of Los Pelados-El Nevero Massif (Sierra de Guadarrama
National Park). A new interpretation and chronology
Rosa M. Carrasco1, Javier de Pedraza2, Jane K. Willenbring3, Theodoros Karampaglidis4,
Rodrigo L. Soteres5 y José F. Martín-Duque2
1. Departamento de Ingeniería Geológica y Minera, Facultad de Ciencias Ambientales y Bioqu., Avda. Carlos III, s/n.
45071 Toledo, España. Rosa.Carrasco@uclm.es
2. Departamento de Geodinámica, Facultad de Ciencias Geológicas, C/José Antonio Novais, 12, 2040 Madrid,
España. javierp@ucm.es
3. Scripps Institution of Oceanography – Earth Division, University of California, San Diego, 9500 Gilman Drive, La
Jolla, CA 92093-0244, USA. jwillenbring@ucsd.edu
4. Departamento de Geoarqueologia / Centro Nacional de Investigación sobre la Evolución Humana(CNIEH), Paseo
Sierra de Atapuerca, s/n, 09002 Burgos España. theodoros.karampaglidis@cenieh.es
5. Instituto de Geografía, Ponticia Universidad Católica de Chile, Avenida Vicuña Mackenna 4860, Macul, Santiago
de Chile. rlsoteres@uc.cl
Recibido: 12-diciembre-2016. Aceptado: 6-abril-2017. Publicado en formato electrónico: 21-abril-2017
Palabras Clave: Geomorfología glaciar, Pleistoceno Superior, cronología 10Be-TCN, España Central
Key Words: Glacial Morphology, Late Pleistocene, 10Be-TCN chronology, Central Spain
El presente trabajo se localiza en el Macizo de Los Pelados-El Nevero y tiene como objetivos el inventario, car-
tografía, cronología e interpretación de la secuencia evolutiva de sus paleoglaciares. La altura media de este macizo es
de 2100 m (Pico del Nevero, 2209 m) y su litología (orto, para y leuco-gneises) y ambiente climático (mediterráneo de
montaña continentalizado) son los propios
por su trazado casi E-W frente a la dirección general NE-SW del conjunto de los Montes Carpetanos y por su mor-
foestructura de bloque disimétrico basculado (laderas meridionales escarpadas-laderas septentrionales tendidas). Esa
dismetría, junto a los escalones oriental y occidental debidos a sistemas de fallas de tendencia N-S (los de los puertos
el desarrollo de un glaciarismo distintivo en estas áreas, caracterizados por: una tendencia centrífuga de las lenguas
glaciares a partir de las cimas; una relativa abundancia de glaciares con localización septentrional y la presencia de
un pequeño glaciar de meseta. Los datos obtenidos mediante datación absoluta 10Be-TCN en el paleoglaciar de Hoyo
Grande, muestran que la MIE local (~26 ka BP; MIS2) ocurrió sincrónicamente con el LGM.
The studies on glacial geomorphology of the Sierra de Guadarrama have been focused mainly on the Peñalara
Massif and, in general, the cartographies provided have little detail and in many cases are imprecise. In fact, in this
century and the cartographies are only schematic. One of these areas is Los Pelados-El Nevero Massif, which is where
this work is located. The main objectives are the inventorying, describing and mapping in detail its glacial morphology
and establishing the absolute chronology of some evolutionary reference stages.
Los Pelados-El Nevero Massif has an average height of 2100 m asl and its culmination is the peak of Nevero
(2209 m). Its lithology (ortho, para and leuco-gneises) and climatic environment (Continentalized Mediterranean
mountain climate) are the generals corresponding to central Guadarrama sector (Fig. 1). However, its morphology has
some distinctive features such as its E-W tendency versus the NW-SW general direction of the whole of the Montes
Carpetanos range, or the dissymmetric morphostructure of its mountain-block (tilted block: steep southern-face and
gentle northern-slopes). This dissymmetry, together with the eastern and western steps due to N-S trend faults systems
(those of the Navafría and Malagosto ports), gave rise to a small plateau type summit surface that enabled the develo-
pment of a distinctive glaciarism in this massif (Fig. 2, Fig. 3).
In the other massifs of the Sierra de Guadarrama (Peñalara, Cabezas de Hierro) the glaciers were developed on
double slope (southeast-northwestern; northern-southern) predominating those of southern location. However, in the
case of the Los Pelados-El Nevero Massif the glaciers had a centrifugal tendency from the topographic plateau with
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of the glaciarism of this massif are, as much the relative abundance of glaciers in northern slopes as the existence of
I). The maximum length reached by a glacier in this area was 2294 m and the lower topographic elevation reached
by the ice during its maximum extension (local MIE) was 1560 m asl, parameters that corresponds to the paleogla-
cier of Porrinoso-Peñacabra. With the data available so far, obtained by means of 10Be-TCN absolute dating in the
paleoglacier of Hoyo Grande (Table II), the local MIE is synchronous with the LGM (~26 ka Bp; MIS2). This age is
in agreement with the chronology obtained for the MIE of the Peñalara paleoglacier (18 km to the SW), but it is in
disagreement with chronology obtained for the MIE of the La Mujer Muerta paleoglacier (30 km to the SW), given
that it is attributed an age corresponding to the MIS3 and, therefore, prior to the LGM.
El fundamento de las discrepancias surgidas
en las cronologías obtenidas para algunas etapas
claves del glaciarismo en las montañas de la
Región Mediterránea (por ejemplo: los máximos
glaciares locales y los estadiales/interestadiales
durante la deglaciación), sigue siendo un tema
de interés en las investigaciones ( &
, 2015; et al., 2017;
& , 2017). Dada la incidencia que
tienen estos problemas en las interpretaciones
paleoclimáticas, es importante descartar posibles
errores metodológicos en las asignaciones de las
cronologías ( et al., 2010;
& , 2008) y determinar con rigor las
secuencias evolutivas de los glaciares a partir
de indicadores precisos, obtenidos mediante
cartografías geomorfológicas de detalle y
(, 2010; et al.,
2013).
En el caso del Sistema Central de la Península
Ibérica (en lo sucesivo, Sistema Central), los
datos disponibles muestran que las discrepancias
cronológicas relativas a las etapas evolutivas están
planteadas entre paleoglaciares pertenecientes a
macizos montañosos muy próximos ( et
al., 2011, 2012a; , 2016) e incluso entre
paleoglaciares de un mismo macizo montañoso
( et al., 2015). Destaca también el
hecho de que esos datos cronológicos objeto de
discrepancia, en varios casos han sido obtenidos
por un mismo equipo de investigación y aplicando
un único procedimiento de datación (
et al., 2013). Por ello y sin descartar posibles
defectos asociados al método de datación, debe
investigarse también la incidencia en la dinámica
de los glaciares de algunos factores locales
(relieves preglaciares, morfoestructura local,
orientación, etc.; & 2006;
et al., 2012b) y, consecuentemente, en la
cronología de sus etapas evolutivas. Para abordar
este problema, es necesario investigar cada sector
o macizo y establecer su geomorfología glaciar en
detalle, que es la base de los indicadores evolutivos
y cronológicos.
La existencia de modelados de origen glaciar
en la Sierra de Guadarrama aparece ya reseñada
, 1864; , 1894;
, 1910), siendo por tanto una de las
primeras montañas de la Península Ibérica donde
se describieron estos procesos. Sin embargo, en lo
relativo a la incidencia de los procesos glaciares
en el modelado, su cartografía, cronología y
evolución, los datos disponibles sobre la Sierra
de Guadarrama siguen siendo muy generales. De
hecho y si exceptuamos el Macizo de Peñalara,
la mayoría de las cartografías de la morfología
glaciar de estas sierras son muy esquemáticas
(, 1915; &
, 1917; et al., 1958; ,
1959;
et al.,
1991; et al., 1991; &
et al., 2015), algunos
paleoglaciares se citan por primera vez en la
segunda mitad del siglo pasado y únicamente
aparecen representados por sus contornos
( & et al.,
1983; &
1992).
Una de las zonas que mejor se ajusta a este
contexto que acabamos de describir en la que los
datos disponibles son escasos, es el Macizo de
Los Pelados-El Nevero, en el cual se centra este
la elección de esta zona son: (1) los trabajos en
curso sobre el glaciarismo del Sistema Central
que llevamos a cabo, implican el estudio de todos
los macizos y este de Los Pelados-El Nevero
es uno de los menos investigados; y (2) en una
serie de reconocimientos previos en esta zona,
se detectaron indicadores geomorfológicos que
permitían establecer la hipótesis según la cual el
Morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero (Guadarrama). 51
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glaciarismo aquí fue muy diferente al descrito
hasta el momento en los trabajos previos, con un
posible glaciar de meseta y varios de valle, ladera
y circo situados en la vertiente septentrional, lo
que consideramos un hecho destacado por sus
implicaciones paleambientales. De acuerdo con
esta premisa, el principal objetivo planteado
aquí es establecer la Geomorfología Glaciar
de este macizo que incluye la cartografía de
detalle, la morfoestratigrafía de sus formaciones
y, subsidiariamente, la secuencia evolutiva de
los glaciares y la cronología de algunas etapas
evolutivas referenciales.
El Macizo de Los Pelados-El Nevero se
extiende entre los puertos de Malagosto, al
Oeste, y el de Navafría, al Este, y forma parte
de las alineaciones que constituyen los Montes
Carpetanos, divisoria natural entre ambas
ríos Duero y Tajo (Fig. 1). Aunque los Montes
Carpetanos tienen una tendencia general NE-SW,
el Macizo de Los Pelados-El Nevero presenta una
dirección más tendida, casi E-W, lo que condicionó
en gran medida la disposición de los glaciares. La
altura media de sus cimas es de 2100 m y 2209
m la cota más elevada (Pico del Nevero), altitud
ligeramente inferior a otros macizos culminantes
del Guadarrama Central como el de Peñalara
(Peñalara, 2428 m) o Cabezas de Hierro (Hierro,
2381 m). Sin embargo, su relieve destaca sobre
el nivel medio de la planicie de cumbres y hacen
que este macizo de Los Pelados-El Nevero sea
citados.
localiza (la región Mediterránea; ,
1987), esta zona presenta un clima mediterráneo
continentalizado de montaña, caracterizado por
un periodo de estiaje muy marcado ( et al.,
2013). Su pluviosidad varía entre 500 mm/año (en
el piedemonte) y 1500 mm/año (en las cimas) y la
temperatura media anual varía entre los 14º C en
el piedemonte y los 5º C en las cimas (AEMET/
IM, 2011). Esto corresponde a un ambiente fresco
en verano y frío en invierno, lo que permite el
desarrollo de un incipiente piso nival por encima
de los 1900 m (, 1959; ,
1988; , 1978, 1988; , 1994a;
et al., 2003).
Tanto desde el punto de vista geoestructural
como geomorfológico, los Montes Carpetanos y,
por tanto, también el macizo de Los Pelados-El
Nevero, forman parte de lo que se ha denominado
Dominio Central del Sistema Central Español
( et al., 1981; , 1994b). Esto se
concreta, de una parte, en un sustrato formado por
— Location sketch of Los Pelados-El Nevero Massif (Iberian Central System).
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(ortogneises glandulares y localmente leuconesies
y paragneises) y edad pre-ordovícica. Por otra
parte, las estructuras de deformación frágil han
condicionado el proceso de reactivación tectónica
relieve típico de block mountain, es decir, sistemas
de bloques levantados y hundidos o pop up y pop
down ( & , 1989;
et al., 1992). Estos bloques se organizan en un
sistema de planicie escalonadas o escalera de
piedemonte (, 1937; ,
1952; , 1978), que en los relieves bien
central que actúa de dovela y al cual se adosan por
escalón. Sin embargo, no siempre aparecen todos
esos elementos morfológicos y ello depende
de la disposición e importancia de las fallas
longitudinales (paralelas a la dovela) o transversas
u oblicuas (ortogonales o semi-ortogonales a
la dovela). En el Macizo de Los Pelados-El
escarpada en la que los escalones quedan reducidos
presenta un descenso progresivo dando lugar a una
planicie ligeramente basculada hacia el NW que es
en esta zona está controlada por tres fallas mayores
y otras secundarias. Las primeras originaron
la dovela o bloque principal y corresponden a
las fallas de tendencia NE-SW/ENE-WSW del
Valle del Lozoya y el piedemonte de la Salceda
y al desgarre N-S del puerto de Navafría. Las
segundas dieron lugar a los escalones y hombreras
de la vertiente meridional y al basculamiento en la
vertiente septentrional y corresponden, como más
destacadas, a fallas de tendencia NE-SW/ENE-
WSW.
El modelado reciente, Cuaternario, está
originado fundamentalmente por la acción
torrencial que aparece controlada por la red de
fracturas y es claramente disimétrica en ambas
vertientes. En la vertiente meridional la red
“teclas” (garganta-hombrera, seriados) siguiendo
las fracturas ortogonales a la dovela, es decir, de
tendencia NW-SE/WNW-ESE. Sin embargo, en
las planicies formando valles longitudinales
(paralelos a la dovela), es decir, siguiendo las
fracturas NE-SW/ENE-WSW. Esta disimetría ha
condicionado el desarrollo de cuencas glaciares
tipo circo que se localizan fundamentalmente
en las cabeceras de las gargantas meridionales
(, 1915), pero también y
como se establece en este trabajo, la plataforma de
hielo en las cimas occidentales. Junto a esos dos
procesos, torrencial y glaciar, destaca la acción de
Figura 2. Vista panorámica de la meseta de Los Pelados-El Nevero. En el centro de la imagen se puede apreciar el valle
en artesa del Arroyo de Peñacabra.
— Panoramic view of Los Pelados-El Nevero plateau. The U-shaped valley in the center of the photo is the upper
course of Peñacabra River.
Morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero (Guadarrama). 53
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los fenómenos periglaciares y de ladera (,
1959; , 1978, 1988; , 1988;
, 1994a). Los elementos morfológicos
debidos a estos procesos con mayor incidencia
en el modelado son las vertientes de derrubios
(canchales o pedreras). En general se localizan
en las antiguas cuencas glaciares, posiblemente
en su mayoría deben catalogarse como derrubios
paraglaciares, y su desarrollo es muy inferior
a los descritos en otras áreas de la Sierra de
Guadarrama como La Mujer Muerta, Macizo de
Cabezas o Macizo de Peñalara. A nivel de detalle,
son también destacables los suelos periglaciares
arroyada nival.
El procedimiento para elaborar el trabajo se
ajusta a los métodos usuales que este equipo está
utilizando desde hace años en la investigación de
glaciarismo del Sistema Central ( et al.,
2013). Para ello se ha realizado una cartografía de
detalle y una descripción de las formas glaciares,
aportando datos sobre sus características
de las morfologías útiles como indicadores
cronológicos y evolutivos (esencialmente las
establecida de acuerdo con un patrón de referencia
Sistema Central (, 2012; et
al., 2013; et al., 2015). A partir de
oportunas correlaciones a nivel local y regional,
se establece la secuencia evolutiva de los glaciares
y se asigna su cronología absoluta a las etapas que
corresponda.
La cartografía se ha realizado mediante
la fotografía aérea vertical (escala 1: 10.000 y
1:18.000), la ortofotos del PNOA-2014 (Instituto
de campo.
Para obtener las cronologías absolutas,
se ha utilizado el procedimiento de nucleídos
cosmogénicos con el nucleído 10Be (10Be-
TCN), que es el más adecuado en áreas de rocas
graníticas y similares como son los ortogneises
( & , 2001). Teniendo en cuenta
las limitaciones logísticas de dicho procedimiento
(adecuación de los bloques y costos del procesado
y analítica de las muestras), las muestras se
han recogido en bloques de las formaciones de
depósitos glaciares debidamente seleccionadas
por su buena representación en el contexto
máximo alcance de los hielos y de las diferentes
etapas de reavance/estabilización/retroceso de
rocas in situ. Estas últimas muestras corresponden
a resaltes rocosos de las cimas. En cuanto a los
bloques de los depósitos glaciares elegidos para
su muestreo, se seleccionaron siguiendo los
procedimientos habituales: con dimensiones
adecuadas (superiores a 3 m3 siendo en general
de unos 6 m3), sin signos de haber sufrido
movimiento o enterramiento/exhumación tras
su sedimentación, situados en zonas estables (de
escasa pendiente), sin signos de meteorización o
plana de culminación.
La recogida y preparación de las muestras
ha estado a cargo de una de las autoras de este
trabajo experta en Geocronología. Cada muestra
se tamizó, se hirvió en ácido fosfórico y después se
trató usando un procedimiento similar al descrito
en et al. (2009). La relación 10Be / 9Be se
midió en el Purdue Rare Isotope Measurement
Laboratory (PRIME Lab, Indiana, USA) usando
el estándar Nishiizumi ( et al., 2007).
Debido al ausencia de calibraciones locales para
el Sistema Central sobre la tasa de producción
de 10Be y aunque en algunos trabajos previos se
utilizó una tasa de producción de 4,5 atom/gr/
año acorde con calibraciones globales (
et al., 2013; et al., 2013),
para este trabajo se ha utilizado la de 4,03 ± 0,18
atom/gr/año. Esta tasa ya ha sido aplicada en El
Pirineo y la Sierra de Béjar (et al., 2015a;
et al., 2015) y es la obtenida para
estas latitudes por las calibraciones regionales
recientes ( et al., 2009; et al., 2012;
et al., 2012; et al., 2013). Las
edades 10Be fueron obtenidas con la calculadora en
línea CRONUS-Earth (http://hess.ess.washington.
edu/) usando el modelo de escala de tiempo de
(2000) y los
métodos descritos por et al. (2008) y
et al. (2009).
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4.1. Antecedentes
El primer trabajo sobre la morfología glaciar
de esta zona de Los Pelados-El Nevero, lo realiza
en 1915 que cataloga
y describe la mayoría de los paleoglaciares de la
vertiente meridional. Previamente a este trabajo,
únicamente estaban las referencias que realizara
en 1910 sobre posibles formas
de origen glaciar en esta zona. &
en su trabajo de 1917 apenas se
ocuparon de este sector de Guadarrama y la primera
cartografía de algunas morrenas aparece por
primera vez contenidas en el Mapa Geológico de
Buitrago de Lozoya (1ª Serie; et al., 1958).
Con estos precedentes, sería (1959) quien
realizaría el trabajo más completo y riguroso en
el inventario y descripción de los paleoglaciares
y su asignación a una única etapa glaciar, la
wurmiense. Los trabajos posteriores sobre
estos paleoglaciares, han seguido las directrices
marcadas en el trabajo de ya citado, si
bien completan o mejoran algunos aspectos. En
este sentido cabe destacar: (1) la síntesis realizada
por (1978, 1988) incidiendo en
el factor estructural como un condicionante de
la localización y tipología de los glaciares; (2)
la síntesis contenida en el Mapa Geológico de
Segovia ( et al., 1991) precisando la
cartografía y la asignación cronológica con dos
estadiales dentro del Würm; (3) los trabajos de
et al. (1983) y (1992)
et al. (2015) que incluye estos paleoglaciares
en el contexto evolutivo de los procesos
Teniendo en cuenta estas aportaciones,
los datos previos sobre la morfología glaciar
de Los Pelados-El Nevero se ajustan bastante
a los generales establecidos para la Sierra de
como de circo, en ningún caso se alude a la
posible presencia de hielo glaciar en las cimas
y la mayoría de ellos aparecen localizados en
su vertiente meridional. La base de todas estas
(trazado, longitud, desniveles, cotas extremas,
secuencia evolutiva o cronología absoluta de
estos paleoglaciares era un tema de investigación
pendiente.
4.2. Modelado glaciar
De acuerdo con las nuevas investigaciones
llevadas a cabo en el presente trabajo, puede
decirse que los glaciares del Macizo de Los
geomorfológica centrífuga, organizándose a
distribución es bastante patente en el sector de El
Nevero con paleoglaciares orientados hacia todas
las vertientes, aunque en una de ellas, la occidental,
contrasta con la existente en otros macizos de
la Sierra de Guadarrama (Peñalara y Cabezas),
donde los glaciares se organizaron a doble
vertiente partiendo de la divisoria (suroriental-
noroccidental, septentrional-meridional) y con
un predominio de las localizaciones en las
vertientes surorientales y meridionales. Otros
rasgos distintivos del glaciarismo del Macizo
de Los Pelados-El Nevero son, tanto la relativa
abundancia de glaciares localizados en las
vertientes septentrionales, como la existencia de
un pequeño glaciar de meseta.
En el conjunto del macizo hubo un total
de 16 glaciares: uno de montera, uno de meseta
y tres glaciares de lengua asociados a ellos;
seis de ladera; y cinco de circo (Fig. 3, Tabla I).
Exceptuando los casos de la montera y la meseta
de hielo y sus emisarios asociados (paleoglaciares
11,12 y 13) cuyas características merecen ser
paleoglaciares presentan una morfología bien
como en los complejos morrénicos, que en algunos
casos tienen un notable desarrollo.
de los paleoglaciares localizados en las vertientes
de esta zona, corresponde en su mayoría a la
tipología semicircular (circo, s.s., o circo cóncavo;
, 1977), si bien en casos se trata de cuencas
ovaladas (circos elongados; et al., 2006) y
en otros casos alargadas, casi en continuidad con
la zona de descarga (circos en canal o artesa;
&, 2015). Tomando como dirección de
cuencas son el resultado de la relación proceso de
ensanchamiento/proceso de elongación, siendo
Morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero (Guadarrama). 55
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Figura 3. Cartografía de la morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero. Los datos complementarios a
— Map of the glacial morphology of Los Pelados-El Nevero Massif. Complementary datas of this mapping are
shown in Table I.
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predominantes los primeros en las semicirculares,
los segundos en las alargadas y mixtos en las
ovaladas. Los procesos de elongación, junto
a la existencia de múltiples umbrales en el
lecho, son claros indicadores de una evolución
geomorfológica controlada por la red de fracturas,
con la cual presentan trazados coincidentes la
práctica totalidad de los paleoglaciares de este
Macizo de Los Pelados-El Nevero. Otros dos
procesos destacados en estos glaciares fueron tanto
la escasa sobrexcavación del lecho, como la retro-
erosión. Lo primero es perceptible por la escasez
de hondonadas tipo ombligo (lagunas y turberas)
y lo segundo por la progresión de algunas cuencas
de acumulación en el dominio de las cimas, lo
que dio lugar a la interconexión de esos glaciares
con las pequeñas monteras de hielo. Este proceso
queda marcado por el lobulado que presenta
la cuenca en su cabecera, aunque sin llegar a la
dimensión de circos subsidiarios característicos de
los circos compuestos (, 1977; &
, 2010; &, 2015).
Las cuencas de acumulación de los
paleoglaciares 1, 10, 2, 4, 5, y 14, presentan una
3 y Fig. 4). Exceptuando los dos primeros que
aparecen aislados y netamente desconectados de la
cima principal, los restantes se sitúan en la ladera
y remontan hasta esa cima debido a los procesos
de retro-erosión, pero están poco desarrollados
los lobulados debidos a los procesos de
tipo circo elongado, con notable ensanchamiento,
escalonadas por los frecuentes umbrales
estructurales y con un lobulado característico, son
los paleoglaciares 6 y 8. El paleoglaciar 7 presenta
todos los rasgos de los dos anteriores, pero además
su cuenca de alimentación es compleja debida a
varios compartimentos escalonados que forman
un sistema de circos sucesivos encajados (circos
escalonados, &, 2014; circos
de segundo y tercer orden o circos sobre circos,
et al, 2015b). También los paleoglaciares
11 y 12 tienen una cuenca de alimentación de
circos escalonados, pero estos están directamente
Paleoglaciar Orientación
media Longitud
(m) Altura
mín. (m)
Altura
máx.
(m)
Pendiente (º) Área
Lecho subglaciar
Nº Nombre Mín. Media Km2%
1 Las Lagunillas aESE 377 1764 1905 0,2 21,9 0,11 0,8
2 Hoyo Grande bSE 1087 1733 2133 0,2 23,0 0,55 4,0
3 Arroyo del Palancar SE 1153 1717 2117 6,1 22,5 0,33 2,4
4 Arroyo del Hornillo SE 160 2111 2166 6,0 18,0 0,02 0,2
5 Nevero bSE 684 1987 2208 0,3 23,2 0,16 1,2
6 Porrinoso-Peñacabra bSE 2294 1560 2163 0,2 24,9 1,54 11,2
7 Hoyo Cerrado bSSE 1944 1642 2160 0,1 23,8 1,21 8,7
8 Hoyo Borrascoso bSSE-SE 1358 1712 2138 0,8 28,2 0,69 5,0
9 Arroyo del Horcajo S-SE 1532 1650 2103 0,1 20,7 0,63 4,6
10 Romalo PeladocE 609 1765 1957 4,7 22,0 0,18 1,3
11 Arroyo del Artiñuelo NE 1042 1760 2016 2,9 26,0 0,50 3,6
12 Arroyo de Peñacabras NNE 538 1869 2035 0,4 21,5 0,22 1,6
13 Chorro dNE-E 1923 1786 2047 0,8 20,7 0,51 3,7
14 Las Pozas dE 1152 1683 2076 2,2 24,9 0,54 3,9
15 Pico del Nevero - - 2016 2207 0,2 10,1 0,96 7,0
16 Los Pelados - - 1915 2174 0,1 9,5 5,66 41,0
Paleoglaciares inventariados previamente a este trabajo (primera cita): a et al. (1958); b
(1915); c et al. (1983); d (1992).
Nevero.
— The main morphometric and topographic parameters of paleoglaciers on Los Pelados-El Nevero Massif.
Morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero (Guadarrama). 57
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
conectados con la montera de hielo y, por tanto,
deben considerarse cuencas de acumulación
secundarias o subsidiarias. Los paleoglaciares 13,
3 y 9, son cuencas esencialmente elongadas y el
efecto umbral y de ensanchamiento es mínimo, por
o de lengua, en los que el circo marca el extremo
superior de una artesa glaciar (&,
2015). Sin embargo, entre los paleoglaciares 3 y 9 y
el 13, hay notables diferencias tanto en lo relativo a
las dimensiones como a su localización respecto al
núcleo fundamental de las monteras de hielo. Los
dos primeros se localizan en la ladera meridional
y en su cabecera tienen el lobulado característico
hielo, por ello podrían considerarse como pequeñas
lenguas sobrealimentadas por la montera. El
segundo se localiza en la vertiente septentrional
en total continuidad con la montera de hielo, que
era su verdadera cuenca de acumulación y, por lo
tanto, se trataba de una lengua emisaria de dicha
montera.
Aunque la intemperización postglaciar,
debida esencialmente a los procesos periglaciares,
los depósitos, en las cimas de Los Pelados-El
Nevero hay indicadores claros de la presencia
de coberteras de hielo y névé bien desarrolladas
(paleoglaciares 15 y 16). Aparecen rocas del
sustrato con pulidos, concentraciones de depósitos
de sobrexcavación, circos meridionales con
aperturas en las cimas (lobulados) que se prologan
en concavidades dentro de la planicie (meseta
ambas vertientes y, lo más destacado, tres valles
longitudinales con morfología de artesa amplia
y dirección general NNE-SSW que muestran
signos inequívocos de erosión glaciar. Estos
valles son las cabeceras de los arroyos, de Este
a Oeste, del Chorro, Peñacabras y Artiñuelo.
notables signos de excavación y vaciado glaciar,
que ha desmontado la montera de meteorización
haciendo aparecer las rocas frescas del sustrato en
las que se pueden reconocer pulidos y otros signos
de abrasión glaciar. Aunque presenten algunos
rasgos convergentes, hay notables diferencias en
la morfología originada por las coberteras de hielo
que aparecían al Este, zona de El Nevero, y Oeste,
zona de Los Pelados.
(paleoglaciar 15) es de menores dimensiones
(55,12 Ha en cota superior a los 2100 m) y debido
a su acusada pendiente, muestra una morfología
Figura 4. Cuencas de acumulación tipo circo de los paleoglaciares de Hoyo Grande (izquierda de la imagen) y Las
Pozas (derecha de la imagen).
— Cirque-shaped accumulation basins of the Hoyo Grande (on left) and Las Pozas (on right) paleoglaciers.
R.M. Carrasco, J. Pedraza, J.K. Willenbring, T. Karampaglidis, R.L. Soteres y J.F. Martín Duque
58
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
apta para la estabilización de la nieve y su
transformación en hielo glaciar. Sin embargo y
como ya se ha descrito previamente, la morfología
la misma cima y en el tramo superior presenta un
ensanchamiento en la zona de acumulación y una
apertura hacia la otra vertiente. Estas morfologías
de corrosión, son indicadoras de la presencia de
una cobertera nival que cubrió las cimas formando
una montera de hielo o névé.
Pelados (paleoglaciar 16) es más amplia (264,54
Ha en cota superior a los 2050 m) y aunque aparece
disectada por los dos valles en artesas, puede
reconocerse la morfología preglaciar original de
con pendientes mínimas sostenidas inferiores
al 2%. Esta es una topografía adecuada para la
estabilización de la nieve, su transformación en
claramente marcado por la interconexión con las
cabeceras de los paleoglaciares meridionales, las
morfologías cóncavas alargadas debidas a la erosión
subglaciar y las microcuvetas de sobreexcavación.
También algunos relieves culminantes en los
que no se han encontrado huellas de erosión
glaciar (pulidos, estrías, acanaladuras, huellas
de arranque, etc.), por lo cual deben considerase
relieves extraglaciares tipo nunataks. En este caso,
por tanto, sí puede establecerse la presencia de un
hacia el NE, que terminaba por canalizarse en
dos lenguas emisarias, Peñacabra y Artiñuelo.
La interconexión entre el glaciar de meseta y los
de ladera y circo de la vertiente meridional, está
claramente marcada por numerosos collados de
4.3. Complejos morrénicos
Los depósitos glaciares en general pueden
tills compuestos por grandes
bloques, bloques y cantos procedentes de rocas
escasa matriz formada por fragmentos de roca
tamaño gránulo y en menor proporción granos
y partículas minerales. Se trata por tanto de un
aglomerado de bloques con matriz de grava y
excepcionalmente areno-limosa o arcillosa y sin
estructuras reconocibles. Estas características
son bastante comunes en los depósitos glaciares
del Sistema Central y son el indicador de una
génesis de los depósitos dominada por los
procesos supraglaciares y extraglaciares frente
a los subglaciares (, 1983; et al.,
1992; et al., 2013). Desde el punto de
vista geomorfológico todos estos materiales se
agrupan en morrenas laterales, basales, arcos de
cierre y, excepcionalmente, centrales. En el caso
de las cimas donde se localizó el glaciar de meseta
corresponden a campos de till formados por
bloques dispersos de tamaño medio con una
matriz de grava que les recubre parcial o casi
totalmente. En los paleoglaciares de las vertientes,
la disposición y, lógicamente, las dimensiones
de las morrenas son variables. Desde el punto
de vista genético evolutivo pueden diferenciarse
tres grupos: paleoglaciares con morrenas laterales
un arco morrénico de cierre y paleoglaciares
intermedios. El primer grupo corresponde a los
un emisario tipo lengua bien desarrollada y, por
tanto, de acuerdo con sus características generales
(pendientes, recorrido, capacidad de excavación,
etc.) se trataba de glaciares de ladera. Los segundos
carecían de emisario y la zona de descarga aparece
adosada a la cuenca de acumulación, por lo que
se trataba de glaciares de circo. Finalmente, los
paleoglaciares del tercer grupo se han asimilado
a los del primero o segundo teniendo en cuenta
la morfología y el desarrollo del lecho basal
intramorrénico.
Las morrenas laterales son típicas
construcciones de borde que encauzaban el hielo
y en la mayoría de los paleoglaciares de ladera
destacan en el paisaje como un complejo único.
Sin embargo, en la parte externa de ese complejo
es posible diferenciar otras morrenas menores,
generalmente discontinuas, ya que han sido
solapadas, incluso fosilizadas por los depósitos
posteriores, lo que debe considerarse un claro
indicador de reavance de los glaciares. Este proceso
por la presencia de crestas en las laderas externas
del complejo morrénico de mayores dimensiones.
Estas características de las morrenas laterales
están generalizadas a lo largo de todo el Sistema
complejas y poligénicas ( et al., 2012,
2013). En las zonas aledañas a estas morrenas y
ocupando las posiciones más externas, aparecen
una serie de bloques erráticos dispersos que, dada
su posición, deben considerarse los indicadores de
Morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero (Guadarrama). 59
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
la extensión máxima de los glaciares en esta zona.
En la parte interna de los paleoleoglaciares, y
delimitada por esos complejos morrénicos laterales
y el circo, se diferencia una morrena basal, que es
discontinua y está formada por un till subglaciar
masivo (no se han encontrado indicadores para
establecer secuencias o tipologías de till) y un
sistema de bloques erráticos dispersos (morrena
o till supraglaciar de ablación). Finalmente, en
la ladera interna de los complejos morrénicos
laterales, aparecen también alineaciones de
crestas de retroceso. Sin embargo y aunque los
bloques erráticos a veces presentan tendencia a
verdaderos arcos, sólo en el paleoglaciar 2 ha sido
posible diferenciar un arco morrénico interno.
Los arcos morrénicos de cierre frontal que
corresponden a los glaciares de circo (1, 10 y 14),
presenta una construcción morrénica única con
algunas crestas de retroceso. En ningún caso se
de depósitos periféricos (externos a esos arcos).
De acuerdo con ello, estos arcos morrénicos
representan todas las etapas evolutivas del glaciar:
máxima extensión, estabilización y retroceso.
El único caso de morrena central aparece en los
paleoglaciares 2 y 3. Se trata de dos glaciares
que, de acuerdo con el solape de sus cuencas de
acumulación, estaban conectados en su cabecera
lenguas separadas, siendo el glaciar 2 el principal
responsable de la construcción morrénica tal
en la morrena. Finalmente, en los paleoglaciares
depósitos de till bastante removilizados y sin
una morfología precisa, aunque por su posición
se ha podido interpretar como restos de morrena
laterales y basales.
4.4. Cronología glaciar
De todas las formaciones de depósitos
glaciares con utilidad como indicadores
cronológicos y evolutivos, la más problemática es
la de los bloques erráticos dispersos localizados
en las zonas más externas. En la mayoría de
los paleoglaciares aparecen enmascarados y
extensión de los hielos (MIE, local), deben ser
analizados detenidamente para su muestreo al
intentar datar esa etapa evolutiva. Es por esta razón,
que en los trabajos de cronología en este macizo se
eligió el paleoglaciar 2 como zona a datar (Tabla II,
Muestra Latitud
(DD) Longitud
(DD) Altura
(m) 10Be(103 at/g) Espesor
(cm) Edad (ka BP) *
_1]
HG-63 40,98314 3,82614 1935 263413 ± 7261 3 15,6 ± 0,6
HG-64 40,98071 3,82365 1801 376952 ± 11578 3 24,5 ± 1,0
HG-65 40,98059 3,82390 1800 285164 ± 7976 4 19,1 ± 0,7
HG-66 40,98052 3,82374 1794 384507 ± 15152 4 25,9 ± 1,2
HG-67 40,98261 3,82746 1923 251760 ± 6625 2,5 15,1 ± 0,6
HG-68 40,98340 3,82734 1931 77413 ± 5248 2 4,6 ± 0,3
NE-60 40,97945 3,84838 2200 1212521 ± 16232 4,5 59,9 ± 1,7
NE-61 40,97939 3,84853 2197 683720 ± 9886 4 33,5 ± 0,9
NE-62 40,97907 3,84938 2190 1013810 ± 14106 5 50,6 ± 1,5
DD, grados decimales; la densidad de la muestra es 2,65 g/cm-3; BP, antes del presente, donde “presente” se
et al. (2005), se considera la
incertidumbre externa. Para el cálculo de la edad se ha utilizado CRONUS-Earth v.2.2 ( et al., 2008) y la
normalización 07KNSTD. La tasa de producción de 10Be utilizada es 4,03 ± 0,18 atom/gr/año. Las cronologías
et al. (2013) y se han obtenido aplicando la nueva tasa de producción 10Be utilizada en este trabajo (ver
apartado de Metodología).
Tabla II. Concentración y edades de exposición 10Be.
— 10Be concentrations and exposure ages.
R.M. Carrasco, J. Pedraza, J.K. Willenbring, T. Karampaglidis, R.L. Soteres y J.F. Martín Duque
60
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
(1) los bloque erráticos externos indicadores
de la MIE; (2) la cresta principal de la morrena
lateral más destacada (de mayores dimensiones)
que, en principio y de acuerdo con su morfología,
corresponde a la etapa de la mayor estabilización
y previa la deglaciación; y (3) un arco morrénico
al pie de los escarpes de la antigua cuenca de
acumulación y aparece asociado a derrubios de
ladera y por ello su origen es dudoso.
Las cronologías obtenidas aparecen en la
Tabla II y de ellas se puede establecer: (1) que el
máximo glaciar en esta zona (MIE local), indicado
por el bloque errático más externo encontrado
(HG-66), fue a los 25,9 ± 1,2 ka BP; (2) que la
etapa de deglaciación, indicada por la cresta de la
morrena principal y obtenida de uno de sus bloques
(HG-63), se inicia con posterioridad a los 15,6 ±
0,6 ka BP; (3) que el proceso de deglaciación,
indicado por la cresta de estabilización construida
sobre la ladera interna de la morrena principal y
obtenido de uno de sus bloques (HG-67), se inició
con anterioridad a los 15,1 ± 0,6 ka BP; y (4)
morrénico más interno debe ser discutida, tanto
obtenida, 4,6 ± 0,3 ka BP, de uno de sus bloques
(HG-68).
Finalmente, las dataciones realizadas en la
misma cima del Pico del Nevero, muestran unas
edades bastante más antiguas (entre ~60 ka BP y
~34 ka BP), si bien y como ya se ha descrito en el
apartado previo, no se ha encontrado ninguno de
los indicadores característicos de haber sufrido la
acción de los hielos (pulidos, estrías, acanaladuras,
etc.), por lo que no pueden asociase a una etapa
glaciar previa a la ya indicada como el máximo
glaciar en esta zona. Sin embargo, este es un tema
que también debe ser discutido.
Tomando como referente la situación actual,
si exceptuamos las divisorias verticalizadas
(aristas y agujas, cerros), las cimas del Sistema
Central quedan cubiertas de nieve en su totalidad
y el espesor del manto que las cubre está en
función del volumen de la precipitación y la
topografía. Durante la etapa glaciar no cabe
suponer otro funcionamiento y el problema está en
determinar qué tipo de topografía y que extensión
de nieve, permitir el desarrollo de hielo glaciar
de hielo. En la zona de Los Pelados la meseta
morfológicos, en especial los marcados por los
pulidos, sobreexcavaciones y vaciados formando
artesas, muestran que hubo una masa de hielo
Sistema Central son números los glaciares de
meseta correlacionables con el de Los Pelados,
y aunque de dimensiones más reducidas, por su
del glaciarismo de estas zonas, puede decirse que
fue similar a los que existieron en la Sierra de La
Estrella (, 1929; , 2008) o las
de Béjar y Gredos (&, 1995;
, 1997; et al., 2013;
et al., 2013).
El glaciar de meseta de Los Pelados tuvo dos
emisarios principales, Artiñuelo y Peñacabras.
pequeños outlets y sus circos son en realidad parte
de la zona de descarga de la meseta. Se trata de
umbrales tectónicos ensanchados por el hielo,
debido a su estabilización transitoria (paso a un
base del escarpe) originando un proceso de retro-
erosión. Este es un proceso congruente con la
tipología de estos circos (en artesa o canal) cuyo
funcionamiento no sería el de cuencas primarias
de acumulación-estabilización-transformación
de la nieve. Aunque las diferencias sean notables
desde el punto de vista genético (control tectónico
o control litológico), la geometría de los valles
glaciares de Artiñuelo y Peñacabra en su tramo
inferior es similar a la de los valles kársticos en
fondo de saco. Un buen ejemplo de este tipo de
convergencias morfológicas, es el paleoglaciar de
Monte Perdido-Ordesa (Pirineo Centra), cuya zona
de descarga tiene una génesis compleja (implica
varios procesos y factores), pero comienza en un
gran valle tipo fondo de saco (Circo de Soaso;
&, 2001).
Respecto a la zona de El Nevero, la topografía
no coincide con la de una meseta, pero tiene una
notable extensión de cima plana. Esta morfología
la nieve y desarrollar una montera que marcaba el
inicio de la zona de acumulación del paleoglaciar 13
que, por ello, se extendía hasta la misma cima. Esta
situación es posible incluso con laderas de fuerte
Morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero (Guadarrama). 61
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
pendiente, siempre que haya una culminación no
escarpada (agujas, picos, cresterías) que permite
el inicio de la montera. Buen ejemplo son muchas
cuencas glaciares actuales como la del Mont Blanc
(Alpes franco-italianos; ,1975). Este es un
hecho bastante excepcional en el Sistema Central
y únicamente pude citarse un caso similar en el
Macizo de La Mira (Sierra de Gredos), zona en la
cual el paleoglaciar de Los Conventos iniciaba su
cuenca de acumulación en la misma cima de esas
elevaciones ( et al., 2007).
Las diferencias más notables entre estas dos
tipologías de coberteras de nieve en las cimas, el
glaciar de meseta y la montera de hielo, está en el
hecho de que el primero es un verdadero glaciar con
diferenciales, poder de abrasión y sobrexcavación,
etc., mientras la segunda es la culminación de una
cuenca de acumulación de un glaciar de vertiente.
Tal como ya se señaló al describir su morfología,
estos rasgos diferenciales aparecen claramente
marcados en esos dos sectores del Macizo de Los
Pelados-El Nevero.
El papel de la estructura tectónica y la
morfoestructura han sido determinantes en la
localización, y organización de los glaciares
en esta zona del Macizo de Los Pelados-El
Nevero. La disposición de los glaciares de la
vertiente meridional está controlada por fracturas
y tanto (1915) como
(1988) lo señalan expresamente
discutiendo la relación entre la red de fracturas
el desarrollo de cuencas torrenciales preglaciares
y la instalación de cuencas glaciares. También
los paleoglaciares septentrionales presentan ese
control estructural, especialmente los del Chorro,
Peñacabras y Artiñuelo. El desarrollo de los
circos y valles está igualmente controlado por
sistemas de fractura transversos (ortogonales a la
umbrales y escalones, factores primordiales en
de excavación. Finalmente, la morfoestructura
general del macizo con un bloque axial en cuña
de ladera meridional escarpada y septentrional
tendida, posibilitó el desarrollo de la meseta de
papel de la falla-corredor del Puerto de Lozoya
o Navafría, un desgarre de tendencia N-S, que
también originó la dirección más tendida de este
macizo, casi E-W, con lo cual las exposiciones
meridional-septentrional son más nítidas que en
los otros sectores de los Montes Carpetanos.
Una vez instalados los glaciares, su acción
geológica fue la determinante en el modelado
del relieve, pero aun así la estructura tectónica
actuó como un factor condicionante. El ejemplo
más notable es la presencia de circos escalonados
inversos. La sucesión normal de este tipo de
morfologías es el desarrollo de circos menores
en otros previos partiendo del principal y que
muestran una progresión hacia las cabeceras. Se
trata circos en escalera ( & ,
2014) o de circos de varios órdenes y denominados
(et al. 2015b) circos sobre circo (segundo
orden) o circos sobre circos sobre circos (tercer
orden). Este es un proceso que se asocia con la
evolución de la cuenca de acumulación y regulado
por la pérdida de masa de hielo y la retro-
erosión. Los paleoglaciares 7, 11 y 12, presentan
es inverso, los circos menores aparecen encajados
en el principal por lo que resulta difícil asociarlos
con una evolución regresiva de los hielos. Como
ya se ha referido al describir la meseta glaciar y
sus lenguas emisarias, podría explicarse como un
proceso de concentración o apilamiento del hielo
en la base de los escarpes generando sobrecarga
y mayor poder erosivo. Los tres paleoglaciares
mencionados estuvieron conectados con la
montera, que sería la que les alimentaba, caso de
los paleoglaciares 11 y 12, o sobrealimentaba,
caso del paleoglaciar 7.
Los paleoglaciares 1 y 10 presentan una
localización anómala si tenemos en cuenta la
norma general del resto de los paleoglaciares;
aparecen aislados, a una relativa baja cota y
fuera del dominio de la divisoria principal. En
el caso del paleoglaciar 10 se han detectado
una explicación podría ser que inicialmente se
(bog cirques; & ) y dadas
las condiciones favorables de acumulación de
nieve, posteriormente evolucionaron a pequeños
glaciares de circo. Esta posibilidad está apoyada
por la presencia de este tipo de morfologías en la
zona, como es el caso del circo pantanoso de las
Regajeras (, 1992), localizado a
1,32 km hacia el NNW del 1 y a 3,9 km hacia el
ESE del 10.
R.M. Carrasco, J. Pedraza, J.K. Willenbring, T. Karampaglidis, R.L. Soteres y J.F. Martín Duque
62
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
paleoglaciares 2, 6 y 7, estos glaciares tuvieron
las mismas etapas evolutivas generales que los
analizados en las sierras de Gredos y Béjar. Esas
etapas están catalogadas en un modelo evolutivo
de referencia, lo que permite las correlaciones
tanto a nivel regional como a otra escala. De
forma resumida, en ese modelo se ha establecido
( et al., 2013; et al., 2015): (1)
etapa de máxima expansión de los glaciares (MIE-
local) indicada por la formación de depósitos
periféricos (PD-E) más externos, generalmente
bloques dispersos; (2) etapa de retroceso post-
MIE, indicada por la formación de depósitos
periféricos (PD-I) internos; (3) etapa de reavance
y estabilización mayor (RA-ME) indicada por
la morrena de mayor desarrollo o morrena
principal (PM); y (4) etapa de deglaciación (D)
con estabilizaciones menores (ME) y, en casos,
reavances menores (MRE), indicados por las
crestas y arcos morrénicos recesionales (ID-M) y
bloques erráticos dispersos (ID-B).
En el Macizo de Los Pelados-El Nevero, la
formación PD-E de bloques dispersos únicamente
se ha podido diferenciar claramente en el
en la práctica totalidad de los paleoglaciares
la formación PD-I, representada aquí por una
serie de crestas adosadas a la ladera externa de
paleoglaciares de esta zona la formación PM y se
ajusta plenamente a las características establecidas
en el modelo de referencia: aparece en todos los
paleoglaciares y está formada por las dos morrenas
de borde o laterales de mayores dimensiones y
continuidad en el relieve. Las crestas de retroceso
adosadas a las laderas internas de la formación
PM (formación ID-M), se han podido reconocer
los paloglaciares 1, 2, 3, 6 y 13, esas crestas son
más irregulares tanto en su morfología como en
su continuidad. Finalmente, mientras la formación
ID-B está generalizada en la práctica totalidad
de los paleoglaciares, la ID-M únicamente se ha
podido reconocer en dos de ellos, el 2 y el 7.
Teniendo en cuenta estos datos basados en las
local (de los paleoglaciares de la zona analizada)
con la de referencia regional, la secuencia evolutiva
de los glaciares de Los Pelados-El Nevero es
equivalente a la detectada en los glaciares de
las Sierras de Gredos y Béjar, siendo la etapa de
deglaciación la que presenta mayor divergencia.
A partir de los resultados cronológicos obtenidos
en los bloques erráticos dispersos de la formación
PD del paleoglaciar 2 (Tabla II, Fig. 3), puede
decirse que la etapa de máxima extensión de los
hielos (MIE-local; ~26 ka BP) es contemporánea a
MIE-local del paleoglaciar de Cuerpo de Hombre
(Sierra de Béjar) cuya secuencia evolutiva se
ha correlacionado a nivel regional y global
( et al., 2015). Esto permite concluir que
la MIE en el Macizo de Los Pelados-El Nevero es
sincrónica con el LGM (GS3 y MIS2). Por otra
parte, está de acuerdo con las edades obtenidas
para las MIEs-locales en el Macizo de Peñalara
( et al, 2012b) y algunos paleoglaciares
de las sierras de Gredos y Béjar ( et
al., 2011; et al, 2013). Sin
embargo, está en desacuerdo con las edades
obtenidas para las MIEs-locales en el Macizo de
la Mujer Muerta (, 2016) y en la Sierra de
la Estrella (et al., 2001), que resultaron ser
previas al LGM ya dentro del MIS3. Las crestas
adosadas a la ladera externa de la PM, formación
PD-M, son el indicador de un proceso de solape
de formaciones (PM sobre PD-I) durante la etapa
de reavance y mayor estabilización (RA-ME)
que marca la formación PM. De acuerdo con las
edades obtenidas en estos depósitos, este proceso
se desarrolló con posterioridad a ~ 19 ka (edad
obtenida para un bloque de una de las crestas
de la formación PD-I) y previo a ~ 15 ka (edad
obtenida para una de las crestas de la formación
ID-M). Considerando las edades obtenidas en la
cresta de la formación PM del paleoglaciar 2, la
deglaciación en este macizo de Los Pelados-El
Nevero se inicia en torno a los 15,5 ka BP, una
edad equivalente o ligeramente más tardía a las
obtenidas en los trabajos previamente reseñados
(en torno a los 16/17 ka BP) para el Macizo de
Peñalara y las sierras de Gredos y Béjar.
Las cronologías obtenidas en las muestras de
in situ de la misma cima del Pico
del Nevero, entre ~60 ka BP y ~34 ka BP, si bien no
pueden considerarse indicadoras de ninguna etapa
glaciar por la ausencia de los indicadores debidos
a la acción de los hielos, no se descarta totalmente
la hipótesis de que la MIE en esta zona pueda
ser anterior a la resultante de las investigaciones
realizadas en este trabajo. Entendemos por tanto
Morfología glaciar del Macizo de Los Pelados-El Nevero (Guadarrama). 63
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
que este es un tema no resuelto, máxime cuando
en el Macizo de la Mujer Muerta se ha obtenido
una MIE local entorno a los 35 ka (Bullón, 2016),
edad claramente convergente con la mínima de la
cima del Pico del Nevero.
Finalmente, la edad obtenida en el arco
morrénico más interno del paleoglaciar 2 (~5 ka
BP), no concuerda con ninguna de las asignadas
a la etapa glaciar en el Sistema Central para la
11/12 ka BP (en el límite Pleistoceno-Holoceno;
et. al., 2012b; et al., 2015). A
este respecto caben dos interpretaciones: (1) que
el bloque elegido presente algunos problemas no
detectados en el muestreo (desplazamiento, giro,
exhumación parcial, etc.); (2) que se trate de una
morrena de névé postglaciar que denunciaría una
etapa de reactivación de las condiciones nivales.
Esta segunda interpretación sería congruente con
del Máximo Térmico Holoceno (HTM) en el
Hemisferio Norte ( et al., 2009) y con la
migración hacia el Sur del anticiclón subtropical
(NASH) o de las Azores, proceso descrito para
la Península mediante estudios paleoclimáticos
( et al., 2015).
El glaciarismo del Macizo de Los Pelados-
El Nevero se organizó en torno a las masas de
hielo acumuladas en sus cimas formando una
principal fue hacia el NW y las principales zonas
de descarga seguían los actuales valles de los
arroyos del Chorro, Peñacabras y del Artiñuelo.
En menor medida estas culminaciones de hielo
(Este, Sur y Suroeste) lo cual, junto a los procesos
de retro-erosión de los glaciares localizados en
esas laderas, permitió una sobrealimentación de
los mismos.
Un factor determinante en esta organización
de los glaciares, fue la estructura tectónica. Los
valles ocupados por los hielos se localizaron
siguiendo las principales redes de fractura que,
posiblemente, ya habían sido originados por la
montera de hielo se instalaron sobre una meseta
el basculamiento hacia NW del bloque principal
y que dio lugar a una morfoestructura de bloque
en cuña.
En total se han diferenciado 16
paleoglaciares en este macizo, 7 de de los cuales
se citan por primera vez en este trabajo. La cota
mínima alcanzada por los hielos durante la MIE
fue de 1560 m y corresponde al paleoglaciar
de Porrinoso-Peñacabras (paleoglaciar, 6) de
orientación SE. Las cuencas de acumulación en
los paleoglaciares de ladera y circo se ajustan a
varias tipologías, si bien las más comunes fueron
las de circos simples, circulares (circos, s.s.) u
ovalados (circos elongados). En menor medida
aparecen circos escalonados y circos alargados
en artesa o canal. Los complejos morrénicos en
general presentan un buen desarrollo y se ajustan
a la tendencia observada en otros paleoglaciares
del Sistema Central con una sucesión
morrenas laterales mayores (formación PM) que
son el principal indicador de esta sucesión. En la
zona externa de la PM aparecen otros depósitos
(formación PD) formados por morrenas menores
y bloques erráticos, que son los que marcan la
MIE de estos glaciares. Finalmente, en la zona
interna de la PM hay una morrena basal formada
por depósitos subglaciares con escaso espesor y
discontinuos, sobre los que aparecen sistemas de
bloques erráticos (till o morrena supraglaciar de
ablación) y muy excepcionalmente algunos arcos.
De acuerdo con las edades obtenidas
mediante 10Be-TCN en algunos resaltes de las
cimas y en bloques de las morrenas, se concluye
que: (1) en la meseta de hielo hubo resaltes rocosos
extraglaciares (tipo nunataks); que la MIE de
estos paleoglaciares (en torno a los 26 ka BP) es
sincrónica con el LGM global (GS3, MIS2) y las
MIEs de varios paleoglaciares de otros Macizos
de Sistema Central, a la vez que es asincrónica con
la MIEs de otros paleoglaciares de esos mismos
macizos. La edad establecida aquí para el inicio
de la etapa de deglaciación (alrededor de 15,5
ka BP) es ligeramente posterior a la más general
establecida para los paleoglaciares del Sistema
Central (en torno a 16/17 ka BP). La ausencia
de verdaderos arcos de retroceso o morrenas
recesionales, parece indicar que la deglaciación
fue muy rápida y continua. Finalmente, la edad
obtenida para el único arco morrénico interno
datado (en torno a 5 ka BP), excluye su posible
asignación a una morrena recesional debida a una
estabilización durante el retroceso, pero podría
interpretarse como una morrena de névé formada
R.M. Carrasco, J. Pedraza, J.K. Willenbring, T. Karampaglidis, R.L. Soteres y J.F. Martín Duque
64
Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 110, 2016
en una de las etapas climáticas de tránsito ocurridas
durante el Holoceno.
A las autoridades del Parque Nacional de
la Sierra de Guadarrama. Este trabajo ha sido
Nacionales (MAGRAMA, proyecto 1092/2014) y
por el Ministerio de Economía y Competitividad
(MINECO, proyecto CGL2016-78380). Al editor
y los revisores, por sus aportaciones para mejorar
este trabajo.
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