Citation
Cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologías y dinámicas

Material Information

Title:
Cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologías y dinámicas
Series Title:
Thesis
Creator:
Gómez Lende, Manuel ( Author, Primary )
Place of Publication:
Valladolid, Spain
Publisher:
Departamento de Geografía, Universidad de Valladolid
Publication Date:
Language:
Spanish
Physical Description:
1 online resource

Subjects

Subjects / Keywords:
Picos de Europa (Spain) ( lcsh )
Ice caves ( lcsh )
Geology, Structural ( lcsh )
Climatic classification ( lcsh )
Genre:
serial ( sobekcm )

Record Information

Source Institution:
University of South Florida Library
Holding Location:
University of South Florida
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All applicable rights reserved by the source institution and holding location.
Resource Identifier:
K26-05069 ( USFLDC DOI )
k26.5069 ( USFLDC handle )

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FACULTADA DE FILOSOFA Y LETRAS DEPARTAMENTO DE GEOGRAFA TESIS DOCTORAL: LAS CUEVAS HELADAS EN PICOS DE EUROPA: CLIMA, MORFOLOGAS Y DINMICAS Presentada por Manuel Gmez Le nde para optar al grado de doctor por la Universidad de Valladolid Dirigida por: Dr. D. Enrique Serrano Caadas y Dr. D. Jos Juan de Sanjos Blasco

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Universidad de Valladolid Facultad de Filosofa y Letras Departamento de Geografa LAS CUEVAS HELADAS EN PICOS DE EUROPA: CLIMA, MORFOLOGAS Y DINMICAS. Tesis doctoral presentada por MANUEL G"MEZ LENDE bajo la codireccin del Dr. ENRIQUE SERRANO CAADAS y del Dr. JOS JUAN DE SANJOS BLASCO, para optar al ttulo de DOCTOR EN GEOGRAFA. El doctorando MANUEL G"MEZ LENDE Directores de la Tesis ENRIQUE SERRANO CAADAS JOS JUAN DE SANJOS BLASCO Catedrtico de Geografa Fsica Profesor Titular de Escuela Politcnica Universidad de Valladolid Universidad de Extremadura VALLADOLID 2015 (Programa de doctorado RD 1393/2007)

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Bajando a descubrir los tesoros helados que los Picos de Europa esconden en sus huecos ptreos uno se da cuenta del valor de muchas cosas. El valor de afrontar la elaboracin de una tesis doctoral como la aqu presentada es la primera de ellas. No deja de ser significativo, al menos para mis adentros, el cambio de mirada y perspectiva que implica la investigacin de una criosfera subterrnea, cuando uno est acostumbrado a trepar por encima de las verticales calizas, en lugar de descenderlas en el vaco; y a ver los cuerpos de hielo y helados por encima en lugar de bajo la superficie. Se ha obligado al ojo del gegraf o a tener que adaptarse a una visin diferente a la que se le tiene acost umbrado desde el exterior. Penetrar en el corazn eclipsado de los Picos de Euro pa ha arrojado mucha ms luz que la esperada cuando se empezaron a esbozar los primeros borradores del presente estudio. Y todava quedan an muchas ms investigaciones por alumbrar. Nunca, desde que empec mis andarinas anda nzas por las montaas de la mano de mi hermano mayor, me haba imaginado descolgndome por cuerdas de diez milmetros sobre enormes bloques de hielo alojados en las profundidades de los Picos de Europa. La experiencia y la visi n de los mismos, y de igual manera la posibilidad de estudiarlos, solo se puede calificar de extraordinario. Y es que una vez ms estos macizos calizos no dejan de sorprenderme. La consecucin de todos los conocimientos adquiridos a lo largo de la realizacin de este trabajo de investigacin ha si do posible gracias al inestimable apoyo recibido desde muchos mbitos y de muy diversas maneras. Mi familia ha sido el eje fundamental en todo ello, como no poda ser de otra forma. Mis padres (ngel y Ana Mara) con su apoyo incondicional, y mis grandsimos hermanos (Vicente, Ral, Ana y Montse) que siempre me han hecho sentirme con fuerzas y arropado. Todos ellos me han enseado muchos de los valores que a da de hoy, y en el devenir cotidiano, siguen siendo pilares esenciales a la hora de afrontar retos acadmicos co mo el que se da por finalizado con el presente trabajo. En lo moral y en lo vital han estado siem pre presentes, desde hace muchos aos ya, otros hermanos que desde pequeo he tenido en la ms alta estima. Juan Jos Gonzlez y Mara Gonzlez constituyen otra de las patas principales en las que se

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ha sustentado el armazn de mis quehaceres dentro y fuera de lo acadmico. Vicente Gmez y Jos Manuel Dez, no solo representan la inspiracin de esfuerzo y bien hacer si no que gracias a los buenos momentos compartidos con ellos han sido infinitamente ms fciles los momentos difciles. A ellos se les ha sumado el infatigable Miguel. A l, gracias tambin. Desde otro mbito, pero de igual consider acin familiar, he tenido la suerte de contar con un grupo de grandes amigos con el que me siento igualmente en deuda por sus apoyos en muchos otros aspectos a lo largo de todos estos aos. De esos que se cuentan con los dedos de una mano. En tre ellos destacan grandes compaeros de viaje que han estado siempre prestando su apoyo desinteresado, incluso cuando nos hemos topado con caminares en las tierras ms hostiles: Oscar Gonzlez, David Gutirrez, David Saiz, Javier lvaro y A ndrs Fernndez. Y otros muchos que con sus fatigadas ascensiones me aliviaron el peso sobre los hombros como bien lo hicieron Antonio Moreno, Jos Manuel Ibez y Jess Eliseo. Alberto Ibez ha sido una especial e incondicional baza c on la que siempre he contado desde los comienzos de nuestros avatares. Un guio especial merecen un grupo an ma yor de amigos que se generaron en el barrio donde crec y que a da de hoy continan siendo un referente de la universidad de la vida y que a modo de entretejida grea siempre levanta risas y sonrisas al ms puro estilo catrtico: R oberto, Javier, David Tejeda, Osoro, Pedro, Ivn, Curro, David Trenado, Javi Iglesias Luis, Julio Csar, David lvaro, Santi. Un apartado especial dentro de estos agradecimientos se lo reservo para otros de los artfices directos de esta investigacin. Para aquellos que tienen el horario cambiado y prefieren ponerse en marcha co n las sacas a cuestas colgando de todas las partes posibles de sus cuerpos cuando m s aprieta el sol en pleno mes de agosto en Picos de Europa. Y es que sin estos gu erreros de lo profundo, tanto veteranos como jvenes promesas, no hubiese sido posible ni tan si quiera asomarse a los tesoros helados aqu mostrados. En especi al los grupos espeleolgicos Club de Exploraciones Subterrneas CES-Alfa (Mstoles-Madrid) y ASC Charentaise (Angouleme-Francia) con los que he comp artido, y espero que contine siendo, acomodadas estancias en su barnum de Mina Escondida.

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Roberto Cerdeo y Marga con Gema y Alba; Chema y Ana con Miguel y Pablo; Emilio y Charo con Alberto, Ana, lvaro, Pablo y Dani; Jose, Mara Jess, Pedro, Paco Pando y Blanca. Todos ellos del CE S-Alfa y bajo las directrices de un magnfico maestro de ceremonias como lo es Javier Snchez, mente y cuerpo que supera la veintena de aos explorando las cuevas con el mpetu del primer da y con ganas an de tender la mano a los nefitos fresquillos que les piden ayuda. Gracias Javier por las manos amigas te ndidas, nunca se olvidarn. Ecunimemente han arrojado muchos lmene s de luz a esta investigacin (las pocas de los carbureros quedaron atrs) Olivier, Yann, Jrmy, Raphel, David, Lucille, Claude y Marie. Todos ellos en representacin del ASC Charentaise y con Bernard Hivert como el exponente mximo de vitalidad y sabidura, y explorador incansable que nunca dejar de sorprenderme. Tambin desde el mbito de los clubes es peleolgicos han sido fundamentales en la elaboracin de esta investigacin la participacin en las campaas de campo del club La Cambera con Ton, Noelia, Fe de y Gustavo; y las informaciones intercambiadas con Enrique Ogando del Zapespeleo (Castro Urdiales). El entusiasmo desbordante de Luis Jord Bordehore (club Abismo) le llev a participar con nosotros en la exploracin de las cavidades heladas, junto con Ral Martn, y en el estudio geofsico de algunas de ellas. Los consejos especficos sobre el mundo de hielo subterrneo han venido de la mano de colegas pero de forma especial de Zoltn Kern (Instituto para la investigacin geolgica y geoqumica de la Academia Hngara de las Ciencias) con el que he compartido enriquecedores intercambios de informacin. Gracias tambin a Eduardo Martnez de Pis n por el material fotogrfico cedido. Y al prof. Fernando Berenguer por su colabor acin en los estudios de realizados, y por su amistad. Con la prof. Mara Jo s Gonzlez Amuchastegui he vivido muy buenos momentos que han servido igualmente para continuar en la brecha de la forma ms esperanzada. El recorrido cientfico durante estos lti mos aos ha sido diestramente guiado por mis dos directores de tesis: el prof. Enri que Serrano (Universidad de Valladolid) y el prof. Jos Juan de SanJos (Universidad de Extremadura). Ambos han

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transgredido la frontera de lo acadmico hacia la amistad, compartiendo con ellos multitud de momentos imborrables que ma rcan a uno la manera de caminar y enfrentarse a las realidades. Han sabido magistralmente hacerme ver muchas de las cosas que se plasman en las lneas que c onforman el presente trabajo, as como ensearme la minuciosidad, dedicacin y rigu rosidad en el quehacer cientfico. Pero sobre todo la ilusin por ello. A todos ellos, ¡gracias!

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“Parece que en mi cerebro entra de improviso una gran luz que ilumina y da forma a mil ignorados prodigios, como la antorcha del viajero que, esclareciendo la obscura cueva, da a conocer las maravillas de la geologa tan de repente, que parece que las crea” “La verdadera ciencia ensea, por encima de todo, a dudar y a ser ignorante”

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A mis padres, a mis hermanos, a mi familia

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NDICE GENERAL Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â….....Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..19 1.1. Objeto y objetivos de estudioÂ…...........Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…21 1.2. Localizacin y justificacin del mbito de estudioÂ…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…..24 1.2.1.Localizacin del mbito de estudioÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…..Â…Â….....24 1.2.2.Justificacin del estudio de las cuevas heladas en Picos de EuropaÂ…Â…..Â…...27 1.3. Fundamento terico: antecedentes de la investigacinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...41 1.3.1.Las exploraciones naturalistas durante los siglos XVI-XVIIÂ…Â…..Â…Â…Â…Â….Â….41 1.3.2.Primeros estudios cientficos y refutaciones tericas en el s.XVIIIÂ…Â…Â…Â…....44 1.3.3.Proliferacin cientfica y superacin de teoras iniciales durante el s.XIXÂ….51 1.3.4.Tecnificacin y desarrollo durante los siglos XX y XXI. Breves nocionesÂ…Â…85 1.4. Metodologa: documentacin, procedimientos e instrumentacinÂ…...93 1.4.1.Proceso de documentacinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â….Â…Â…Â….Â…..94 1.4.2.Tcnicas de campo: obtencin de datos e instrumentacinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...95 1.4.3.Trabajos de laboratorioÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â… ...Â…Â….Â…Â…Â…..104 1.4.4.Trabajos de gabineteÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…105 Â…Â…Â….........Â…..111 2.1. Marco morfoestructuralÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…..117 2.1.1.Litologa: calizas del Carbonfero superiorÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…....117 2.1.2.Estructuras y evolucin tectnicaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…..Â…123 2.1.3.MorfoestructurasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â….Â…..126 2.2. Organizacin y caracterizacin morfolgica general del sistema endokrsticoÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â… Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….129 2.2.1.Distribucin genrica del endokarstÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â….129 2.2.2.Caracterizacin morfolgica de la red endokrsticaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…..145 2.2.2.1.Caracterizacin genrica de conjuntoÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â….............145 2.2.2.2.Desarrollos verticales: perfiles de grandes verticales escalonadasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â… Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…....147 2.2.2.3.Desarrollos horizontales: galeras en zonas freticas y epifreticasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â… Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….159

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2.3. El drenaje subterrneoÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â….Â…Â…Â… Â…Â…Â…Â…........163 2.3.1.Los flujos internosÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…..Â…...163 2.3.2.SurgenciasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…...Â…Â…..169 2.4. Evolucin del endokarst en el macizo CentralÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â….173 2.4.1 Grandes fases evolutivas en el endokarst del macizoÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â….Â…Â…..176 Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…..Â….Â…Â…..Â…187 3.1. Conceptos bsicos previos: trminos, definicin y clasificacionesÂ…..189 3.1.1.Apuntes terminolgicos sobre las cuevas heladas y sus hielosÂ…Â…Â…..Â…Â…Â…189 3.1.1.1.Cuevas heladas-cuevas de hieloÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…...189 3.1.1.2.Criomorfologas:bloques de hielo y crioespeleotemasÂ…Â…Â…......Â…..196 3.1.2.Definicin de cueva heladaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…....199 3.1.3.-Clasificaciones de cuevas heladasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..202 3.2. Las cuevas heladas en la geomorfologa periglaciarÂ…Â…Â…Â….Â…...Â…Â…....207 3.2.1.Cuevas heladas y el periglaciarismoÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…....207 3.2.2.Cuevas heladas y el permafrostÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…....Â…211 3.2.2.1.Sobre la concepcin de permafrostÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…..211 3.2.2.2.Sobre la concepcin de las cuevas heladas como permafrost desde el punto de trmicoÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….........Â…Â….212 3.2.2.3.Sobre la concepcin de las cuevas heladas como permafrost desde el punto de vista morfogenticoÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â….216 3.3. Distribucin de las cuevas heladasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…..Â…219 3.3.1.Distribucin genrica: distribucin altitudinal y latitudinalÂ…Â…Â…Â…...Â…..Â….219 3.3.2.Distribucin en distintas litologasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…...Â…Â…Â…..Â….225 3.4. Las cuevas heladas en EspaaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…..226 3.4.1.Cuevas heladas en EspaaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â….226 3.4.2.Cuevas heladas en PirineosÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...227 3.4.3.Cuevas heladas en la Cordillera CantbricaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…..228 Â…Â…Â…Â….Â….229 4.1. Cueva helada de Pea CastilÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…...Â…Â…Â…..233 4.1.1.LocalizacinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â… Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…..233 4.1.2.Condiciones morfoestructurales y glaciomorfolgicas de localizacin.Â…Â….234

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4.1.3.Caracterizacin endokrstica y topogrficaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…...236 4.1.4.Clasificacin criolgica y endoclimticaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â…...Â….240 4.2. Cueva helada de AltizÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…....... .Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..241 4.2.1.LocalizacinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â….Â….241 4.2.2.Condiciones morfoestructurales y glaciomorfolgicas de localizacinÂ…Â…..241 4.2.3.Caracterizacin endokrstica y topogrficaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…...244 4.2.4.Clasificacin criolgica y endoclimticaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…..Â…Â…Â…Â….248 4.3. Cueva helada de VernicaÂ…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…......... .................Â…Â…Â…...251 4.3.1.LocalizacinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…......Â…..251 4.3.2.Condiciones morfoestructurales y glaciomorfolgicas de localizacin..Â…....251 4.3.3.Caracterizacin endokrstica y topogrficaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…...255 4.3.4.Clasificacin criolgica y endoclimticaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…..Â…Â….262 4.4. Otras cuevas heladas a destacar: la cueva helada HS4Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…..266 Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…273 5.1. Caracterizacin endoclimtica: introduccinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..275 5.2. Parmetros climticos externosÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â….Â…Â….277 5.2.1.Rgimen de temperaturasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â….277 5.2.2.Rgimen de precipitacionesÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…....292 5.2.3.Precipitaciones nivales y el manto nivalÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…..Â…Â…Â…Â…Â…....296 5.3. Parmetros climticos de las cuevas heladasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…302 5.3.1.La cueva helada de Pea CastilÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â….302 5.3.1.1.TemperaturasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…...Â….304 5.3.1.2.Geomtica y termografa: los ortotermogramas en la cueva helada de Pea CastilÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...330 5.3.1.3.Circulacin del aire: flujos y modelo de circulacinÂ…Â…Â….Â…..Â…Â…345 5.3.1.4.PrecipitacionesÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….....348 5.3.2.La cueva helada de AltizÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â….Â…Â…..351 5.3.2.1.TemperaturasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…355 5.3.2.2.Circulacin del aire: flujos y modelo de circulacinÂ…Â…Â….Â…....Â…..379 5.3.2.3.PrecipitacionesÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â….382 5.3.2.4.HumedadÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…... Â…...Â…...Â…Â…...Â…383

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5.3.3.La cueva helada de VernicaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â….385 5.3.3.1.TemperaturasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….....Â…Â…387 5.3.2.2.Circulacin del aire: flujos y modelo de circulacinÂ…Â…Â….Â…Â…Â…..411 5.3.3.3.PrecipitacionesÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…Â….414 5.3.3.4.HumedadÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â… Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…..Â….415 Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â… Â…..Â…..Â…Â…Â…Â…Â…Â…419 6.1. IntroduccinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…. .Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…421 6.2. Los bloques de hieloÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…...Â…Â…...429 6.2.1.Profundidades de los bloques de hieloÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â….429 6.2.2.El origen y la alimentacin de los bloques de hieloÂ…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…Â…..431 6.2.2.1.La nieve como input principalÂ…..................... ........................ ...............Â….432 6.2.2.2.El agua como alimentacin del bloque: el rehielo de los bloquesÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…..437 6.2.2.3.Ciclos en la gnesis anual del hielo: periodos de acumulacin y fusin de los bloquesÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…...439 6.2.3.La estratificacin del bloque: tipos de estratosÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â….Â….442 6.2.4.El dinamismo de los bloques de hielo: movimientos, flujos, deformaciones, fracturaciones y criokarst en sus estratificacionesÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…Â…..Â…..450 6.2.5.Estructura interna de los bloques de hielo: prospecciones GPR en la cueva helada de Pea CastilÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â… Â….....Â…Â…Â…Â…..463 6.2.6.La estimacin de los volmenes de los bloques de hieloÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…476 6.2.7.Las edades de los hielos en las cuevas heladas de Vernica y AltizÂ…..Â…....478 6.2.8.Evoluciones recientes de los balances de masaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..492 6.3. Los crioespeleotemasÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â….511 6.3.1.IntroduccinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…. ......Â…Â…........511 6.3.2.Los criospeleotemas segn la naturaleza de su gnesis y balance de masa..513 6.3.2.1.Crioespeleotemas de acumulacinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…..Â…Â…...Â…513 6.3.2.2.Crioespeleotemas de fusinÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…Â…...Â…Â…Â…Â…...539 6.3.2.3.Crioespeleotemas de gnesis mixtaÂ…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…..Â…552 Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..Â…Â…Â…...Â…...557

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Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…..... ........Â…Â…Â…Â…Â…..Â….601 Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â….Â…Â… ...Â…Â…Â…Â…Â…Â…Â…...Â…..613

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CAPTULO I.INTRODUCCI"N

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 21 1.1. Objeto y objetivos de estudio. El punto de partida del presente estudio se encuentra ntimamente vinculado al deseo de comprensin de uno de los infinitos porqus que atesora la Naturaleza. La mera sensacin que provoca la contemplacin de algunas de sus morfologas dispara, en ocasiones, desde lo ms profundo de alguno de nosotros, un deseo por aplacar la curiosidad de su explicacin. Un ansia, ins aciable a veces, de indagacin hasta sus ms primarias circunstancias que se transforma en deseo por averiguar los patrones que se han seguido hasta su configuracin ltima. Una curiosidad sta que se erige como impulso inicial para tirar del hilo de una compleja pero bella madeja de innumerables preguntas en cuyo extremo inicial se encuentra esa bsqueda del porqu de las cosas. Apaciguar tales porqus, por pequeos que stos sean, subyace por tanto, o al menos debera de hacerlo, en el trabajo investigador de cualquier geomorflogo. Relacionar con dirigidas preguntas las circunstancias y procesos seguidos para que determinadas morfologas se den en puntos concretos y no lo hagan en otros, aunque la distancia entre ambos sea mnima, es una labor esencial en el quehacer geomorfolgico que muchas veces no es fcil de resolver. Preguntas que dan siempre paso a otras preguntas cada vez ms afinadas, enrevesadas, complejas; y con respuestas a veces sin salida, pero que igualmente se engarzan dentro del proceso de avance investigador. Y es que en palabras de C.E. Thorn (2011) “ progress demands better questions even than better answers ”. En esta ocasin el elenco de preguntas tiene como objeto fundamental de investigacin las cuevas heladas en Picos de Europa partiendo del anlisis detallado de las cuevas heladas de Pea Castil, Altiz y Vernica sitas en la alta montaa de su macizo

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 22 central Para ello se han pretendido los objetivos especficos que se relacionan a continuacin: 1) Determinar los porqus de formas, procesos y climas de las cuevas heladas como objetivo genrico y principal del presente estudio. Entendidas tales como elementos singulares de la criosfera que, respondiendo a una combinacin de circunstancias climticas y geomorfolgi cas concretas, constituyen fuentes de primer orden para la comprensin del medio en el que se dan y para el conocimiento de su evolucin ambiental. 2) Dar a conocer el encuadre temporal y eva luar el comportamiento reciente de la evolucin de los cuerpos heladas a estudio que nos permita establecer el marco temporal en el que se localizan estos fenmenos dentro de la criosfera de los Picos de Europa, y determinar e interpretar los patrones concretos de su evolucin ms reciente detectados en los distintos cuerpos de hielo discernidos. 3) Reconocer sus pautas de distribucin zonal dentro de la montaa de Picos de Europa que nos permita interpretar la localizacin genrica de las cuevas heladas dentro del conjunto de Picos de Europa y su distribucin, e importancia, dentro de los pisos geomorfolgicos altitudinales. 4) Establecer la configuracin interna de las cavidades a estudio con la intencin de obtener los patrones de distribucin de sus criomorfologas en su interior y las necesidades de estas para su creacin, desarrollo y evolucin. 5) Interpretar del origen, la alimentacin y el estado actual de las criomorfologas compositivas de las cuevas heladas, regido por un anlisis detallado y un control sistemtico y cualitativo de los principales cuerpos helados presentes, de sus principales fuentes de alimentacin, de sus evoluciones y de su estructuracin y estado interno, que ayuden a comprender el origen y naturaleza de las distintas criomorfologas. 6) Proponer una detallada clasificacin y distribucin de todas aquellas criomorfologas presentes en las cavidades a estudio, con una propuesta de

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 23 categorizacin en funcin de su naturaleza, tamao, estructura, origen, configuracin, disposicin, estado, temporalidad y localizacin en el interior de las cavidades. 7) Establecer una caracterizacin endoclimtica de las cuevas heladas a estudio que nos permita conocer los distintos periodos termodinmicos de su comportamiento anual y sus caracteres fundamentales, as como el grado de dependencia que tienen con respecto a las evoluciones climticas exteriores. 8) Encuadrar epistemolgicamente las cuevas heladas dentro de los enfoques disciplinares dedicados al estudio de lo s medios fros, que nos permita tener una visin del fenmeno especfica y con un valor unitario diferenciado. 9) Estimar el grado de representatividad del fenmeno de las cuevas heladas dentro del conjunto de Picos de Europa y establecer su relevancia como geoindicadores periglaciares de permafrost de su alta montaa, contemplando para ello los caracteres climticos definitorios, el grado de actividad actual y los volmenes y balances de masa cualitativos de sus bloques de hielo; as como la interaccin mantenida con los patrones climticos exteriores que se dan en los pisos geomorfolgicos periglaciares en el momento presente.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 24 1.2. Localizacin y justificacin del mbito de estudio. 1.2.1.Localizacin del mbito de estudio. Las cuevas heladas a estudio se localizan en la alta montaa de los Picos de Europa (Cordillera Cantbrica) al norte de la Pennsula Ibrica. A escasos 20 km de la lnea de costa del mar Cantbrico, el conjunto de los Picos de Europa, con una altitud que no sobrepasa los 2.700 m, se levanta como el mximo representante de la montaa atlntica del suroeste europeo (Gonzlez Trueba, 2007a; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010b). Por su posicin individualizada y adelantada con respecto a la lnea divisoria de aguas cantbrica, el predominio casi absoluto de la litologa calcrea, los marcados desniveles alcanzados por su vigoroso relieve y la ener ga de sus dinmicas geomorfolgicas, Picos de Europa constituye un conjunto con entidad geogrfica propia de especial singularidad dentro de la Cordillera Cantbrica. El complejo desarrollo alcanzado en altura por Picos de Europa, aunque moderado con respecto a otros sistemas montaosos europeos, permite una dinmica organizacin altitudinal en pisos geoecolgicos representados cada uno de ellos por una idio sincrasia de caracteres geomorfolgicos, climticos, vegetales y de usos y aprovechamientos humanos que abarca desde las cotas inferiores de los fondos de valle de la montaa media hasta los dominios culminantes de la alta montaa rocosa (Gonzlez Trueba 2006a, 2007a). Dichos pisos definen un paisaje natural de montaa de esencial componente geomorfolgica, en el que la acusada energa del relieve se traduce en imbricadas configuraciones topoclimticas y, en ltima instancia, en una considerable riqueza morfodinmica de una alta montaa que ha sido referenciada como alta montaa compleja (Martnez Fernndez y Serrano, 2008).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 25 De igual forma dichos pisos interaccionan tambin en profundidad, hacia el corazn de la montaa, en la medida en que los regmenes termodinmicos de ventilacin e intercambios de energa de su mundo endokrstico mantienen estrechas vinculaciones con sus condiciones en superficie. Y de lo cual son mximas expresiones las cuevas heladas. Fig.1.1. Localizacin del mbito y las cuevas a estudio (modificado de Serrano et al., 2015). Fisiogrficamente el conjunto de Picos de Europa se compone de tres macizos claramente delimitados por encajados valles, gargantas fluviokrsticas y deprimidas cuencas estructurales. Mientras que stas ltimas delimitan al conjunto por el sur (cuencas de Libana, Valden y Sajambre), separndole del eje de la Cordillera Cantbrica, y las sierras menores perifricas como las de Cocn, Portadera, Cabezo Lloroso y Covadonga lo hacen por el norte; las aguas encajadas de los ros Dobra,

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 26 Cares, Duje y Deva, se encargan de delimitarle longitudinalmente y de compartimentar sus tres macizos: macizo Occidental o del Cornin, macizo Central o de Los Urrielles y macizo Oriental o de ndara, ofreciendo a su vez las cotas altitudinales ms bajas (Can a 416 m, confluencia de las aguas del Dobra y Pelabarda a 380 m, o Pte. Poncebos a 218 m). Las cuevas a estudio se encuentran en el macizo central o de los Urrielles, el ms agreste, alto y extenso de los tres. Al arropo tanto de las sierras exteriores y las cumbres de la Cordillera, como de los otros dos macizos, en el macizo de los Urrielles se elevan las mximas altitudes de la toda la cordillera cantbrica: Torrecerredo (2.648 m) o Llambrin (2.642 m), junto con cumbres algo menores pero de reconocida belleza y representativa fama del conjunto de Picos como son el Pico Urriellu (2.519 m), o Pea Vieja (2.613 m). Su delimitacin viene impuesta hidrogrficamente por los valles del Duje y Nevandi que le separan del macizo de ndara por el este, el Cares lo hace del Cornin por el oeste, mientras que por el norte lo hace la confluencia de ambos y por el sur la cabecera del Deva. El abrupto y pronunciado desarrollo de su relieve permite al macizo central una mayor expresin y extensin, tanto superficial como altitudinal, de sus pisos geomorfolgicos compositivos, favoreciendo la configuracin de fuertes pendientes que en ltima instancia se vuelven principales protagonistas en la marcada transferencia vertical de dinmicas geomorfolgicas tan caracterizadora de los diferentes dominios de la montaa de Picos de Europa. De forma concreta las cuevas heladas objeto de la presente investigacin se encuentran en el dominio de la alta montaa del macizo central. Su paisaje, esencialmente de carcter geomorfolgico, esta decisivamente condicionado por su naturaleza glaciokrstica, en la que la presencia casi pl ena de la caliza en todo el macizo junto con un glaciarismo que, durante el Pleistoceno, ad quiri unas dimensiones casi totalizadoras en toda su superficie, han venido marcando dos dinmicas bsicas y representativas para la configuracin de todo el conjunto. Por una parte, una intensa karstificacin activa hoy en da, y por otra, el decisivo retoque de un extenso glaciarismo, extinto actualmente y cobijado, en forma de remanentes glaciares fsiles, bajo concretas condiciones

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 27 topoclimticas1. En la actualidad estas huellas heredadas del ltimo periodo glaciar y la plena actividad krstica, junto con una intensa dinmica de laderas, pero fundamentalmente junto a una fuerte dinmica geomorfolgica asociada al fro y la nieve marcan las directrices del comportamiento geomorfolgico de la alta montaa del macizo dentro de un ambiente de tipo nivoperiglaciar predominante a partir de los 1.800 m (Serrano y Gonzlez Trueba, 2004; Gonzlez Trueba, 2007a, 2007b; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010b). 1.2.2.Justificacin del estudio de las cuevas heladas en Picos de Europa. La importancia de las cuevas heladas ha si do ampliamente sealada por muchos autores y sobremanera en las ltimas dos dcadas (p.e. Ohata et al., 1994; Silvestru, 1999; Racovita, 2000; Luetscher y Jeannin, 2004; Rachlewicz y Szczucinski, 2004; Citterio, 2005; Luetscher 2005; Holmlund et al, 2005; Turri et al., 2006; Maggi et al., 2010; Morard, 2011; Per oiu, 2011; Laursen, 2011; Kern y Per oiu, 2013), reflejando tanto la amplia distribucin de las mismas como el importante bagaje de conocimientos que de ellas se puede obtener. En algunos casos, incluso, se ha equiparado su importancia a la investigacin de los fondos marinos, pudiendo constituirse los bloques de hielo de igual manera como registros altamente exactos de las oscilaciones climticas recientes y como factor importante en la prediccin de la evolucin climtica a largo plazo (Silvestru, 1999). Su cronologa y anlisis isotpico ha permitido en ocasiones la relacin de sus estudios con la secuencia evolutiva de la Oscilacin del Atlntico Norte (NAO) (Stoffel et al., 2009; Luetscher y Bo urret, 2010), o con sondeos isotpicos de Groenlandia (Sancho et al., 2012). Existen ejemplos tambin de cuevas heladas equiparadas en cuanto a su importancia microbiolgica con los lagos mesotrficos (Standhartinger et al., 2010); e incluso estudi os de las mismas en el planeta Marte 1 Muchos han sido los estudios que se han centrado en la investigacin glaciar en los Picos de Europa y en sus heleros heredados. Desde las primeras invest igaciones serias de carcter glaciomorfolgico a principios del XIX (p.e. Obermaier 1914, 1921, 1932), pasando por los estudios referentes al mximo glaciar o aspectos concretos del mismo a finales del siglo XX (p.e. Smart, 1986; Frochoso, 1980; Frochoso y Castan 1986, 1996, 1998; Flor y Bayln-Mision, 1989; Castan y Frochoso 1986a, 1986b, 1992; Gale y Hoare, 1997) llegando a los ms actuales centrados en la determinacin de la evolucin de las fases de la deglaciacin, sus datacione s, el avance histrico de la Pequea Edad del Hielo y los remanentes de hielo actuales (p.e. Frochoso y Castan, 1996; Castan y Frochoso, 1998; Serrano y Gonzlez Trueba, 2002; Gonzlez Trueba 2006a, 2007a, 2007b, 2007c; Gonzlez Trueba y Serrano, 2005, 2010a, 2011; Jimnez y Farias, 2002; Moreno et al. 2010, 2011; Serrano et al, 2010, 2011a, 2011b, 2012, 2013, 2015a, 2015b).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 28 (Williams et al., 2010; Pflitsch et al., 2011)2. Pero an as su investigacin adolece de una relativamente reciente historia de investigacin que hace que no se haya comprendido del todo todava la edad, formacin y desarrollo de muchos de sus cuerpos helados (Hausmann et al., 2010). Autores como Thury llamaban la atencin en el s.XIX sobre la importancia de las cuevas heladas, vistas como algo ms all que simples reservorios de fro: “ cest l quil fut constat de la manire la plus authentique, et par une exprience gigantesque, que le glacire nest pas seulement un rservoir conservateur, mais quelle demeure le sige dune formation puissante de glace, si leau trouve accs dans son intrieur ” (Thury 1861:97); y que a efectos prcticos eran indicador es de los procesos fsicos de la Tierra posiblemente ms inmediatos que otros con mayor fama y atencin como los glaciares: “ Toute l’attention semble s’tre porte vers l’tude des glaciers proprement dits, tude plus attrayante par l’immensit de son objet, plus essentielle au point de vue des lois gnrales de la cration et de la structure organique du globe, et toute-fois moins fertile peut-tre en consquences immdiatement pratiques ” (Thury 1861:104). Dicha importancia ha favorecido una progresiva atencin a su estudio considerndolas, cada vez ms, como un elemento de la criosf era con especial sensibilidad de cara a las evoluciones climticas. Sus estudios han evol ucionado desde las iniciales descripciones especficas de los siglos XVIII y XIX (p.e. Billerez, 1712; Prvost, 1789; Girod Chantrans, 1796; Pictet, 1822; Thury, 1861; Browne, 1865; Balch, 1900); hasta investigaciones ms recientes centradas en el conocimiento de su funcionamiento endoclimtico, su secuencia evolutiva precisa, y la conexin con los cambios ambientales externos a travs de la aplicacin de nuevas tcnicas e instrumentaciones: anlisis isotpicos, georradar, dataciones absolutas, dendrocronologas, fotogrametra (p.e. Hausmann y Behm, 2011; May et al., 2011; Kern et al., 2011; Per oiu et al., 2011). 2 Al respecto se estn llevando a cabo modelos de determ inacin de la existencia de agua y hielo en dicho planeta hasta el punto de llegar incluso a determinar zonificaciones de cuevas co n hielo perenne en tubos de lava en el planeta rojo (Williams et al., 2010). Lo s citados autores abogan por la existencia de hielo en tubos de lava que funcionaran a modo de los “ air cold traps ” terrestres (Williams et al., 2010:359), y con una potencial distribucin en extensas reas (W illiams et al., 2010:366). La constatacin de estos resultados sin duda supondra una apertu ra importante para la existencia astrobiolgica en Marte, a la vez que guardara un enorme potencial para la exploraci n humana de dicho planeta. Hiptesis similares ha planteado tambin Boston (2004) en cuanto a distinto s tipos de cavidades que pueden albergar depsitos de hielo tanto en Marte como en algunas de las lunas heladas de Jpiter.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 29 A este respecto, la proliferacin de la literatura cientfica especfica centrada en el estudio de las cuevas heladas se ha incr ementado considerablemente desde la ltima dcada del siglo pasado, apoyndose firmemente tanto en el conocimiento y desarrollo de disciplinas propias o afines al estudio de los medios fros: glaciarismo, periglaciarismo, karstologa, geocriologa, glaciologa,…como en el de otras en las que encuentra sustento instrumental y tecnolgico: topografa, geodesia, estudios y anlisis fsico-qumicos, etc. Sin embargo su inters cientfico ha segui do una evolucin marcadamente desigual dirigida mayoritariamente hacia cuevas helada s de la Europa alpina, pases del Este o algunos puntos concretos de Estados Unidos y Canad. Segn Kosutnik (2011) normalmente en aquellas cuevas cuyos interi ores se encontraban equipados para el turismo. As tenemos, por ejemplo, cavidades heladas estudiadas en los pases de la orla alpina como el glacire de Monlsi o el de St. Livres, la Grotte de Glacire, localizadas en las montaas del Jura; en los Alpes Austriacos (Dachstein Mountains) como la Mammuthhle, la Rieseneishhle o la archiconocida Eisriesenwelt; la cueva de Scarasson en el macizo de Marguareis (Alp es Martimos y Ligricos); la cueva helada de Moncodeno en el macizo de Grigna Septentrional (Italia); la Ghe arul de la Sc ri oara o la Ghe arul Focul Viu en las montaas Bihor de los Montes Apuseni de Rumania; en las montaas del Tatra polaco como Jaskinia lodosa w Ciemniaku; Ledena Jama o Velika Ledena Jama en la Rep. de Eslovenia, o la cueva con el considerado como bloque de hielo ms grande del mundo y declarada patrimonio de la humanidad por la UNESCO: Dobšinsk, en los montes Du a de la Rep. de Eslovaquia. En Norteamrica se suelen resear las cuevas de Trout Lake ice cave en el Mt. Adams del Gifford Pinchot National Forest (Washington), la Big Ice Cave de las Pryor Mountains en Montana, las cuevas heladas en tubos volcnicos en Lava Bed National Monument en California, o la Coulthard cave en Crowsnest Pass en Canad. Adems de otras cuevas especialmente estudiadas en otros lugares como la cueva Kungur en los Montes Urales (Rusia) o la Fuji Fuketsu en el Monte Fuji. Para el caso espaol el escenario cientfico se preserva bastante ms indito, con una marcada falta de investigacin cientfica s obre el tema que nos ocupa. Igualmente se conocen desde hace mucho tiempo a travs tanto de exploraciones espeleolgicas (ejemplo famoso de la cueva de Casteret en Pirineos), como de actividades comerciales

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 30 (mercado de hielo en la cueva de hielo del Teide); pero prcticamente no se ha desarrollado una investigacin reseable al respecto en ningn caso. En Pirineos, por ejemplo, son muchas las cuevas heladas conocidas, resaltando las grutas heladas de Fenez, Lecherines y sobremanera la de Casteret. sta ltima dentro del macizo de Marbor-Monte Perdido, donde algunos autores sealan la presencia de varias decenas de cavidades heladas (Lpez Martnez y Freixes, 1989; Silvestru, 1999; Serrano et al., 2009). Por el contrario tambin existen otros casos de cuevas heladas en las montaas de la Pennsula que son algo ms dudosos aunque hayan sido consideradas como tales por algunos autores (Citterio, 2005). Se trata de las dolinas nivales situadas bajo las faldas del pico La Maroma (2.065 m) en la sierra de la Tejeda (Cordilleras Bticas) y que, a excepcin de una, no sobrepasan los -10 m (Durn Valsero y Molina Muoz, 1986). Tan slo ha sido en los ltimos cinco aos cuando se han publicado las primeras aportaciones cientficas temticas especficas de las cuevas heladas desde un punto de vista geomorfolgico. Para los Pirineos, cen tradas en la cueva A294 del macizo de Cotiella (Belmonte y Sancho, 2010; Belmonte et al., 2011, 2012, 2014; Sancho et al., 2012); y para los Picos de Europa, centradas en la cueva helada de Pea Castil y partiendo todas ellas de la presente investigacin (Gmez-Lende y Serrano, 2012a, 2012b; 2012c; Gmez Lende et al., 2013, 2014; Berenguer et al., 2014). Aunque precedidas de algunas menciones sucintas en obras ms genricas de corte ms geogrfico, espeleolgico o geopatrimonial tambin muy recientes (Gonzlez Trueba, 2006; Cerdeo y Snchez, 2001, 2005; Gmez Lende et al. (2011). E incluso mencionando la posibilidad de su existencia en puntuales sectores de la Montaa Palentina (Pellitero, 2012). Fig.1.2. Uno de los primeros perfiles topogrficos de la Gruta Helada de Casteret (tomado de Casteret, 1928).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 31 Un caso especial, y excepcin a lo que se acaba de decir, es el de la Cueva de Hielo del Teide (3.400 m, Tenerife), reconocida a finales del XVIII por el ilustre Alexander von Humboldt. ste junto con el botnico francs Aim Bonpland pasaron seis das del ao 1799 reconociendo la isla y poniendo en prctica nuevos instrumentos de medida antes de su gran periplo hacia Amrica: Le voyage aux rgions equinoxiales du Nouveau Continent (1799-1804), primera gran obra de Humboldt. Antes de su ascensin al Teide se detuvieron y reconocieron la Cueva de Hielo (Lib. I, Cap.II, 264-265), haciendo mencin a su emplazamiento en las cercanas de Altavista, tambin conocido como Los Neveros, de donde la poblacin local extraa a lomos de mulos hielo y nieve para vender en las villas cercanas: “ Vers les trois heures du matin, la lueur lugubre de quelques torches de pin, nous mmes en route pour la ci me du Piton. On attaque le volcan du cot du nord-est, o les pentes sont extrment rapides, et nous parvnmes, aprs deux haures, un petit plateau qui, cause de sa situation isole, porte le nom dAlta Vista. Cest aussi la station des Neveros, cest--dire des indignes qui font le mtier de chercher de la glace et de la beige qu’ils vendent dans les villes voisines. Leurs mulets, plus accoutums gravir les montagnes que ceux que l'on donne aux voyageurs, arrivent l’Alta Vista, et les Neveros sont obligs de porte jusque-l les neiges sur leurs dos […]. Nous fmes un dtour vers la droite pour examiner la Caverne de glace, place 1728 toises de hauter, par consquent au-dessous de la limite o commencent les beiges perp uelles sous cette zone ”. Otras menciones de Humboldt a la Cueva de Hielo del Teide se encuentran en las cartas que mantuvo con Bonpland antes de la edicin de la obra, tratando de atar detalles de sus mediciones por el volcn (Bourguet 2003). Tras Humboldt y Bonpland, se vuelve a insistir sobre esta misma cueva aos ms tarde con aportaciones como las del astr nomo italiano Charles Piazzi Smyth (1865) o menciones en monogrficos especficos sobr e cuevas heladas como los de Browne (1865) y Balch (1900). Sobre todo ello se incidir ms adelante. Adems de estas menciones a la Cueva de Hielo del Teide, Rosales (1994) hace una relacin espeleolgica de la isla en la que menciona una segunda cueva helada: Cueva Helada II, adems de las conocidas como Cuevas Heladas de Villar y la Sima de Hielo, todas ellas dentro del actual P.N. del Teide. Martnez de Pisn y Quirantes (1981) sealan en su monografa geogrfica del Teide la Cueva de Hielo de Altavista. Un tubo volcnico del Teide en el que las aguas de fusin

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 32 de la nieve se filtran por las coladas negras congelndose en forma de “estalactitas, estalagmitas, vergls sobre el suelo y hielo parietal […] a veces se forman delgadas columnas de hielo y una cascada en el f ondo”. Sealan estos autores las variaciones volumtricas y de localizacin y las formas de tales crioespeleotemas en funcin de la estacin del ao debido a las variaciones de cantidad y del lugar de filtracin del agua; siendo en primavera ms abundantes. Pero no mencionan la existencia de ningn bloque de hielo, sino tan slo de pequeas charcas que se congelan y un cono de nieve permanente acumulado en el pozo de entrada que contribuye a un ligero calentamiento de la cavidad por la reflexin de los rayos solares que inciden sobre l y revotan contra las bvedas y las paredes. Martn Moreno ( 2006) sobre esta misma cueva dice que el hielo se encuentra en su interior tan slo en algunas temporadas (Martn Moreno, 2006:531). Seala que su humedad relativa es cercana al 100%, observando tambin los distintos tipos de crioespeleotemas y la exis tencia de vergls. Este autor menciona que la cueva fue dinamitada por el ejrcito para la extraccin de su hielo en grandes cantidades (Martn Moreno, 2006:571), relato de cierta similitud con la conocida explotacin por parte del Duque de Levi de la cueva de Besanon (Francia) para el aprovisionamiento de su ejrcito; y que en ltima instancia refleja el gran inters que tuvieron algunas cuevas heladas en el comercio del hielo y el auge de algunas de ellas para tales fines en siglos pasados. Salvador Miranda Caldern (2002) realiz una tesis doctoral con un exhaustivo anlisis econmico acerca del comercio de nieve en Canarias. Fig.1.3. Foto estereogrfica de la entrada a la cueva de hielo de Tenerife (tomada de Smyth, 1865).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 33 *** De forma concreta, y atendiendo a lo dicho, la justificacin del estudio de las cuevas heladas en Picos de Europa se apoya en los siguientes pilares: 1) Cuevas heladas como geoindicadores ambientales Las investigaciones realizadas en esos otros mbitos montanos, antes mencionados, muestran la importancia de las cuevas heladas como geoindicador de especial sensibilidad a los cambios ambientales por una doble razn. En primer lugar, porque el estudio de una cueva helada concierne en esencia el estudio de cuerpos de hielo, y por tanto el estudio de elementos con elevada carga de sensibilidad a los cambios ambientales. De sobra es conocido el inters y la cantidad de recursos tcnicos y humanos que moviliza el deseo por conocer, mediante el anlisis de sus hielos, los patrones de evolucin climtica cotejables en glaciares, banquisas o grandes domos de hielo. De forma anloga, el estudio de una cueva helada se presenta como una oportunidad ms para el seguimiento de la evolucin de esos patrones ambientales3. Y en segundo lugar, debido a la especificidad endoclimtica de los sistemas endokrsticos que ya de por s son bastante sensibles a los cambios ambientales que le rodean y a los diferentes ambientes en los que se localicen. Adems de gozar de una especificidad en sus gradientes trmicos e higromtricos, vertical y horizontalmente, muy concreta y vinculada a la idiosincrasia krstica de cada sector de la cavidad (nmero de huecos y entradas, ta mao de los mismos, tamao de galeras o salas, densidad de fisuracin, obstrucciones internas, espesor rocoso de las paredes, tipo de litologa, etc). Es esta misma esp ecificidad endoclimtica la que permite la conservacin de hielos cavernarios en las cuevas heladas, y por tanto la ampliacin de los lmites periglaciares, hasta cotas significativamente bajas en la actualidad (Maggi et al., 2011; Kosutnik, 2011; Bella, 2008). Adems de estas dos razones fundamentales, el anlisis de los cuerpos de hielo de una cueva helada proporciona tambin informacin de los potenciales cambios que se puedan dar a una escala temporal climtica menor. Es decir, la sensibilidad de algunas de sus morfologas en cuanto a su formacin y fusin (fundamentalmente los crioespeleotemas) son buenos indicadores de las variaciones meteorolgicas estacionales (p.e. Holmgren y Pflitsch, 2010). Por un lado, si los periodos estacionales 3 Turri et al. (2006a) resean literalmente: “ Ice deposits have a remarkable potentials to conserve climatic information. Ice cores give the most precise and direct records of some atmospheric parameters ”.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 34 de descompensan temporalmente de un ao para otro, la evolucin del hielo sufrir variaciones, adelantndose o retrasndose la formacin o fusin del hielo, por ejemplo. Pero por otra parte, tambin pueden sufrir variaciones sensibles en el caso de que se den irregularidades meteorolgicas dentro de una misma estacin. As por ejemplo, si aumenta el nmero de das de viento sur en invierno, la fusin marcada y repentina de la nieve puede provocar una mayor ablacin del hielo por el aumento de fusin calrica; pudiendo pasar lo mismo en el caso de que aumenten las precipitaciones durante el verano, o tambin en el caso contrario de que se den mayores fusiones en invierno por la llegada de frentes muy fros y secos que agudicen los procesos de sublimacin en las cavidades. Por tales razones, el control de este tipo de dinmicas adquiere una importante relevancia en el seguimiento ms actual de los cambios climticos y ms an en Picos de Europa que, como ya se ha mencionado, se trata de un macizo krstico exento de glaciares en la actualidad. Al respecto, la ex istencia de este tipo de cuevas supone una oportunidad nica para los estudios de aquellos medios fros en los que, como en la lata montaa de Picos de Europa, los registros climticos heladas en superficie escaseen o estn totalmente ausentes como han comprobado Kern et al., 2011b; Perroux, 2001. Adems las cuevas heladas suponen para el caso de Picos de Europa un complemento y vnculo enriquecedor con las investigaciones que se estn llevando a cabo en los escasos heleros que todava perduran acantonados en su superficie (p.e. Del Ro et al. 2009, Serrano et al. 2011). Con su estudio se ayuda a suplir carencias que padecen estas montaas como son “la falta de registros trmicos y pluviomtricos lo suficientemente representativos para la alta montaa de Pi cos de Europa, que no permite por el momento una caracterizacin climtica detallada de la alta montaa” (Gonzlez Trueba y Serrano, 2010b:64). 2) Cuevas heladas como registros paleoambientales En estrecha relacin con lo que se acaba de mencionar se ha destacar la importa ncia que tienen las cuevas heladas como archivadores de una parte de la evolucin climtica pasada. Tal importancia se sealaba ya en los escritos de hace varias dcadas pero no se ha dejado de insistir en ello y en su potencial cada vez mayor a medida que se aplican nuevas y ms precisas tcnicas de datacin (p.e. Luetscher et al., 2005; Per oiu et al., 2006, 2010a, 2010b; Turri et al., 2006a). Luetscher et al. (2013) sealan de ma nera explcita en este sentido que las

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 35 “cuevas representan un ambiente nico para id entificar el presente y el pasado de la actividad criognica debido a que estn vinculadas con procesos atmosfricos pero tambin bien protegidas de su erosin en superficie”. Su alcance temporal lgicamente viene impuesto por el volumen de hielo que se haya conservado, aunque su relacin cronolgica con la estratificacin pueda no seguir siempre una correlacin estrato/ao (Silvestru, 1999; Frizs et al., 2004), ni una correspondencia milimtrica con sus circunstancias ambientales. Se ver en el captulo correspondiente como pueden darse tanto irregularidades climticas que motiven balances de masa del hielo positivos o negativos no continuados, como tambin fusiones de envergadura que creen disconformidades e hiatos estratigrficos. La extensin temporal de este tipo de regist ros paleoambientales puede ser muy variada. De manera generalizada en las cuevas estudiadas en los ltimos aos las dataciones realizadas no superan varios millares de aos como ocurre con los 695 aos obtenidos con dataciones de radiocarbono en la cueva de Mammuthhle (Kern et al., 2011a), o los al menos 1000 aos sealados por Holmlund et al. (2005) para la cueva de Sc ri oara (aunque para esta cueva se ha sealado la posibilidad de que el bloque pueda llegar a tener ms 4.000 aos de antigedad (Per oiu et al., 2010). Stoffel et al. (2009), sin embargo, sealan algo ms para la cueva de St. Livres, con 1.200 aos de antigedad y unos 1.500 aos para Focul Viu ice cave de Rumania (Maggi et al., 2011). Como excepcin a esto se puede sealar algunos ca sos puntuales como son la cueva helada A294 de Cotiella (Pirineo Central) en la qu e se estima una edad de 5516 aos para el bloque de hielo, lo que le situara como el ms antiguo (Belmonte y Sancho, 2010; Belmonte et al., 2011, 2012, 2014; Sancho et al., 2012). En el mismo orden de magnitud se encuentra tambin una cueva investigada recientemente en Austria, Schneeloch (NE de Styria), en la que sus hielos se han datado entre 3100-2900 aos y en base a lo cual se dilucida la posibilidad de una antigedad cercana a los 5000 aos (Herrmann et al., 2010); y Eisgruben-Eishhle, tambin en Austria, con 5180 aos (Achleitner, 1995). Estos datos, aunque no permitan un enlace cronolgico-ambiental directo con las ltimas grandes condiciones glaciares de Picos de Europa, sin embargo, s que lo puede hacer con las evoluciones climticas histricas del Holoceno ms reciente ("ptimo

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 36 Climtico Medieval, Pequea Edad del Hielo). Lo que hace de ello, por s solo, algo merecedor de anlisis y estudio. Adems de estas dos justificaciones principales inherentes a los cuerpos de hielo, el estudio de las cuevas heladas en Pico s de Europa contribuye a completar el conocimiento de otros aspectos fundamentales en los modelos morfogenticos que configuran el entorno de su alta monta a y en los que hasta ahora no se haba contemplado la existencia de tales cavidades: 3) Las cuevas heladas en el desarrollo endokrstico de Picos La conocidamente naturaleza caliza de los Picos de Europa se desenvuelve en un extenso sistema endokrstico en el que encuentran alojamiento las cuevas heladas. El carcter vertical que adquiere el sistema de cavidades en Picos de Europa es un factor muy representativo de todo el conjunto, lo que hace que las cuevas heladas que en l se den tambin adquieran una fuerte componente vertical4. Ello significa por un lado una dificultad aadida al fcil acceso a las mismas (necesidad del uso de tcnicas espeleolgicas), pero a su vez tambin defi ne un carcter en ellas diferenciados con respecto a otras cavidades estudias de desarrollo ms horizontal. Indagar en el grado de influencia y en las particularidades verti cales de las cuevas heladas a estudio, en comparacin con el comportamiento de otras cavidades estudiadas ayudara a un mejor entendimiento del fenmeno. 4) Las cuevas heladas en las condiciones climticas de la alta montaa Las condiciones climticas de Picos de Europa son favorables para el desarrollo de mltiples cuevas heladas en su interior. Las hasta ahor a cuevas conocidas situadas en sus pisos de alta montaa se ven favorecidas por unas condiciones climticas en las que se dan frecuentes y abundantes precipitaciones que llegan a superar los 2.500 mm/ao, gran parte de ellas en forma de nieve; y con una rigurosidad en sus temperaturas que las hacen encuadrarse dentro de los pisos geom orfolgicos periglaciares (Gonzlez Trueba, 2006). La duracin estimada del manto niva l por encima de los 1.800 m se prolonga desde finales de septiembre y principios de octubre hasta junio (Gonzlez Trueba y Serrano, 2010b). 4 12 de las 95 cavidades reconocidas mundialmente con ms de 1.000 m de profundidad se encuentran en los Picos de Europa, estando 9 de ellas en el macizo a estudio (segn la FEE, 2011).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 37 La configuracin krstica altimontana de Picos de Europa est fuertemente vinculada actualmente al sistema morfoclimtico evolutivo que Maire (1990) defini como nivokarst complejo Este sistema, herencia de modelos glaciokrsticos precedentes5, es frecuente en las zonas templadas hmedas y un rasgo caracterizador del paisaje de muchas de las reas altimontanas alpinas. La localizacin de este sistema morfoclimtico por encima de los 1.700 m de al titud en las latitudes templadas, en Picos de Europa de forma clara por encima de los 1.800 m (Gonzlez Trueba, 2006), implica importantes precipitaciones en forma de nieve, lo que concentra la mayor parte de la disolucin krstica en las pocas de fusin nival, afectando a ms del 70% de la disolucin, segn Maire (1990). A ello se suma la escasa edafognesis por encima del piso forestal, lo que hace que la escorrenta se filtre rpidamente. 5) Las cuevas heladas y las condiciones topoclimticas de Picos de Europa Los rasgos topogrficos de Picos de Europa modifican las condiciones climticas generales favoreciendo y agudizando el desencadenamiento y mantenimiento de procesos fros. As, de manera genrica, por encima de los 2.200 m, al abrigo de los altos circos y jous, y bajo exposiciones principalmente norte-noreste, las masas residuales de los glaciares de la PEH son capaces de resistir, junto c on la presencia, en algunos puntos concretos de estos sectores, de hielo en el suelo bajo formaciones detrticas superficiales, toda o buena parte del ao (Gonzlez Trueba, 2006, 2007c; Serrano et al., 2011; Ruiz Fernndez et al., 2013). Esto favorece una mayor conservacin del manto nival posibilitando la presencia de neveros durante mucho ms tiempo o incluso durante todo el ao, rasgo diferenciador de forma genrica de los Picos de Europa con respecto al resto de la Cordillera Cantbrica (p.e. Miotke, 1968; Clark, 1981; Castan y Frochoso, 1994, 1998; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010b). El estudio de las cuevas heladas contribuye de esta manera a tener una imagen ms completa de estos factores topoclimticos decisivos en la configuracin actual de la criosfera de Picos de Europa. 6) El desarrollo de cuevas heladas en altitud. Este ha sido uno de los factores relevantes en la eleccin de Picos de Europa para la investigacin de las cuevas heladas. A diferencia de muchas de las cuevas he ladas a las que tradicionalmente se viene 5 El sistema nivokrstico simple se caracteriza por no haber estado in fluenciado por los glaciares durante los periodos fros, y es caracterstico de algunos macizos altimontanos del Mediterrneo y Oriente Medio (Maire, 1990:12).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 38 refiriendo la literatura cientfica europea6 (cuevas heladas por lo general de media y baja montaa como Eisriesenwelt a 1.641 m, Ghe arul de la Sc ri oara a 1.165 m, Dobšinsk a 969 m, o Monlsi a 1.135 m), las cuevas que se estudian aqu se encuentran en alta montaa, lo que de entrada supone distintos aspectos a tener en cuenta. De primeras, una dificultad de estudio tanto por su, en muchos casos, esforzada aproximacin como por su difcil exploracin. Muchas de las cuevas de media montaa tradicionalmente estudiadas tienen un fcil acceso para el gran pblico que las ha dado a conocer desde hace siglos y las convierte en ocas iones en las denominadas “show caves”7. Incluso hacindolas merecedoras a algunas de ellas de estar dentro del Patrimonio Mundial de la UNESCO (p.e. Dobšinsk). En la alta montaa de Picos de Europa, por el contrario, esto resulta mayoritariamente inviable. Tant o la aproximacin a las bocas de entrada como el acceso a las mismas requieren, la gran mayora de las veces, de ciertas habilidades espeleolgicas y cuanto menos montaeras, lo que se despunta como uno de los factores principales en la falta de investigacin de la que adolecen. Maire llam la atencin sobre el hecho de que las cuevas hela das de alta montaa, as como tambin las de las zonas subrticas, se encontraban menos estudiadas precisamente por la dificultad de acceso que presentaban: “ les glacires de haute montagne et de la zone subarctique ont t beaucoup moins tudies en raison des difficults daccs ” (Maire 1990:508). Existen muchos escritos decimonnicos en los que con todo lujo de detalles se relatan las dificultades en el acceso a determinadas cuevas de la alta montaa de los Alpes8. Pero, por contra, la localizacin en alta montaa de las cuevas heladas a estudio tiende la mano a una comparacin enriquecedora, cuanto menos, entre las cuevas localizadas a ms baja altitud, sin olvidarse de una caracterizacin ms precisa del medio periglaciar en el que se encuentran. 6 En latitudes altas las cuevas heladas pueden rozar a ltitudes cercanas al nivel del mar, como el caso de las cuevas noruegas de Svarthammarhola situada a 215 m s.n.m. (Lauritzen et al., 2010) o Steinugleflget localizada a 415 m s.n.m. (Sanna et al., 2010). 7 En este tipo de cuevas el acceso pblico se ve favorecido con algn tipo infraestructura y gozan habitualmente tambin de visitas guiadas. Caso por ejemplo de las cavidades austriacas DachsteinRieseneishhle, Eisriesenwelt y Schellenberger Eishhle; las eslovacas Demnovsk y Dobšinsk; la Glacire de Chaux-les-Passavant en Francia, la cuev a helada Kungur (Urales ruso s) o las estadounidenses Gule Ice Caves (Washington). 8 Extractos de la obra de Bonney en los que relataba la dificultad de acceso al Glacire du Grand Anu “ the risk before therefore appeared too great to be justificable, so we reluctantly abandoned the project ” (Bonney, 1868:94); pero que a pesar de ello mereca la pena su visita: “ Be this as it may, they are well worth a visit; and, so far as I know them, hill fully repay the small amount of trouble and discomfort which a journey to them at present entails ” (Bonney, 1868:100).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 39 7) La localizacin latitudinal de Picos de Europa y sus cuevas heladas La especificidad que a este respecto adquieren los Picos de Europa hace que se configure una enriquecedora encrucijada que matiza sus caracteres templados de alta montaa atlntica. En primer lugar la localizacin de la Pennsula Ibrica en posicin marginal con respecto a la extensin global de los medios fros siempre ha hecho de ella un territorio que experimenta de forma especialmente sensible cualquier cambio de tipo climtico. Con una especial susceptibilidad a e llo de los caracteres criosfricos que se confinan en la actualidad en los pisos geomorfolgicos ms elevados. Y en segundo lugar, el conjunto de la Cordillera Cantbrica en general, y de forma especial los Picos de Europa, por su posicin algo ms adelantada con respecto a la misma, quedan expuestos de forma directa a los avatares climticos hmedos del Atlntico, lo que le confiere una influencia directa tanto de sus frentes atmosfricos como de cualquier tipo de variacin en las oscilaciones ocenicas generales9. 8) Conocimientos precedentes de procesos y formas crioesfricas El comparativo cruce de conocimientos entre las cuevas heladas y otros componentes de la criosfera que se investiga recientemente es uno de los valo res destacados del estudio de las cuevas heladas (p.e. Turri et al., 2006a; Kern et al., 2006; Maggi et al., 2010, 2011; Wagenbach y Sptl, 2010). En el mbito que nos ocupa, la produccin cientfica en relacin a sus procesos y formas fras procura un buen escenario para ser completado con las conclusiones obtenidas del estudio de sus cuevas heladas. El cada vez mayor conocimiento que se tiene tanto del pasado glaciar del macizo como de su evolucin periglaciar es decisivamente completado con las aportaciones que se derivan del estudio y valoracin de sus cuevas heladas, hasta ahora no abordado. De forma bidireccional tambin las conclusiones de estos dos mbitos disciplinares (glaciarismo y periglaciarismo) sirven de punto de partida y apoyo para la explicacin de determinados comportamientos del interior de las cuevas heladas. Hilando con ello cada vez ms fino en el conocimiento de los medios fros en la alta montaa de Picos de Europa. El estudio de las cuevas heladas adems pe rmite, en conjugacin con esos otros estudios existentes para las formas y procesos fros en superficie, comprobar el grado de relacin 9 Son numerosos los estudios que desde hace al gunos aos se preocupan por las influencias geomorfolgicas que la Oscilacin del Atlntico Nort e ha podido y pueda acarrear en las dinmicas de ambientes criosfricos sensibles de la Pennsula Ibrica (p.e. Oliva, 2008).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 40 y las semejanzas que mantienen entre ellos tant o en lo referente a sus pautas evolutivas como a sus comportamientos concretos. En otras zonas geogrficas de estudio ya se trabaja desde hace algunos aos en la comp aracin precisa de los procesos fros en superficie y las cuevas heladas, especial mente en cuevas dinmicas, estableciendo cercanas analogas entre stas y el compor tamiento trmico y de ventilacin de los taludes periglaciares y los glaciares rocosos (p.e. Morard et al., 2012; Morard, 2011): “ le rgime thermique de la galerie infrieure de cette grotte [glacire dynamique des Diablotins] connaissait des variations saisonnires identiques celles du trou vent de l’boulis du Creux-du-Van ” (Morard, 2011:200). 9) Sobre la existencia de permafrost en Picos de Europa En estrecha relacin con los conocimientos que se acaban de sealar, el estudio de las cuevas heladas en Picos de Europa abre la posibilidad de, cuanto menos, complementar y ayudar a concretar la existencia y distribucin del permafrost en Picos de Europa. Partiendo de discusiones terminolgicas acerca de las definiciones de permafrost, y del lugar que ocupan las cuevas heladas dentro de los campos del glaciarismo y periglaciarismo, las cuevas heladas en Picos de Europa ofrecen una oportunidad de discutir tanto sobre la existencia del mismo, como sobre las condiciones periglaciares que presentan en su interior y su correspondencias con el exterior. Tema sobre el que otros autores trabajan en las ltimas dcadas (Haeberli, 1978; Harris y Brown, 1978; Pissart et al., 1988; Urdea, 1993, 2004; Ohata et al, 1994; Silvestru, 1999; Delaloye et al., 2003; Luetscher et al., 2003; Yonge, 2004; Holmlund et al., 2005, Ford y Williams, 2007; Stoffel et al., 2009; Morard, 2011; Per oiu y Onac, 2012; Luetscher y Bourret, 2010).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 41 1.3. Fundamento terico: antecedentes de la investigacin. El corpus cientfico de las cuevas heladas ha seguido una trayectoria muy similar, e incluso compartida en ocasiones, al desarrollo de otras ciencias vinculadas al estudio de los medios naturales de montaa, de la espeleologa y de la criosfera en general. De esta trayectoria se presentan a continuacin las principales etapas resaltando los autores y teoras ms relevantes, as como tambin algunos de los aspectos fundamentales de esas otras ciencias afines que ms influyeron. 1.3.1.Las exploraciones naturalistas durante los siglos XVI-XVII Las cuevas heladas son conocidas desde hace mucho tiempo, encontrando las primeras alusiones escritas en algunos de los relatos de viajes naturalistas ms famosos del Renacimiento. Es el caso de los cuadernos y carnets de viajes de Leonardo Da Vinci (Bini y Pellegrini, 1998; Citterio et al., 2005). El abanderado por excelencia de esta floreciente poca recogi en uno de sus libros de notas, para un indeterminado mes de mayo, la presencia de hielo permanente en la cueva helada de Moncodeno (macizo de Grigna, Italia): “… E i maggiori sassi scoperti che vi si trovano in detto paese son le montagne di Mandello, visine alle montagne di Lecche e di Gravidonia, inverso Bellinzona a 30 miglia di Lecco, e quelle di valle di Chiavenna; ma la maggiore quella di Mandello, la quale ha nella sua basa una busa di verso il lago, la quale va sotto 200 scalini; e qui d’ogni tempo diaccio e vento ” (Leonardo da Vinci, finales de 1400)10. 10 “… And the largest bare rocks that are to be found in this part of the country are the mountains of Mandello near to those of Lecco, and of Gravidona towards Bellinzona, 30 miles from Lecco, and those of the valley of Chiavenna; but the greatest of all is that of Mandello, which has at its base an opening

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 42 Algunos autores, incluso, recogen en sus estudios un conocimiento y aprovechamiento de las cuevas heladas ms remoto an. As por ejemplo, Girardot y Trouillet (1885:456) mencionan los trabajos arqueolgicos que M.A. Laurens (1827) realiz en la cueva francesa de Chaux-les-Passavant (Besanon) en la que encontr restos de cermicas y construcciones de poca romana, lo que pona de manifiesto el conocimiento y la explotacin de este tipo de cuevas en los primeros siglos de nuestra Era. Durante los siglos XVI y XVII, y fundamentalmente en el mbito francs, se incluan, en enciclopedias regionales dedicadas a la historia y la geografa, alusiones y descripciones de algunas cuevas heladas conoc idas ya ampliamente en aquella poca. Especialmente importante en este sentido eran los monogrficos que se escribieron sobre la regin de Besanon (Borboa) en los que era frecuente encontrarse con descripciones de sus cuevas heladas y en al gunos casos con tmidas explicaciones de su porqu. As por ejemplo M. Lois Gollut en el captulo XX de su obra (Gollut, 1592): “ Des metaux, perrires, marbrires, grotesques, etc. ”, expona la importancia de la existencia de una masa forestal en los alrededores de la entrada para la preservacin del fro y el hielo en el interior de la cavidad Grce-Dieu (Besanon): “ His theory was, that the dense covering of trees and shrubs protected the soil and the surface-water from the rays of the sun, and so the cold which was stored up in the cave was enabled to withstand the attacks of the heat of summer ” (tomado de Browne, 1865:122). Tambin dentro de obras literarias de la poca se hicieron menciones a las cuevas heladas. Es el caso de Bnigne Poissenot y sus “ Nouvelles histoires tragiques ” (1586). En ella se encontraban captulos en los que se referenciaban cuevas heladas de la regin de Borboa con indicaciones expresivas a su carcter fro y esttica maravillosa: “ Lettre a un amy, contenant la description dune merveille appelle la Froidiere, veue per lauteur en la France Comt de Bourgogne ”. Para este escritor no haba nada tan curioso, comparable su extraeza a la iglesia tallada en la roca de Saint-Emilion, y atribuyendo la formacin de sus hielos al verano y su fusin al invierno (en Girardot y Trouillet 1885:490). towards the lake, which goes down 200 steps, and there at all times is ice and wind .” (Traduccin tomada de Richter, 1888).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 43 De la misma regin de Besanon el abad benedictino Jean-Baptiste Boisot (16381694) escribi para una de las ms prestigiosas revistas de la poca: Journal des Savans (una de las primeras revistas de carcter cientfico que se public en Europa), dos notas acerca de varias cuevas heladas de la zona (Boisot, 1686a; 1686b). En ellas ya se empleaba el trmino glacire para referirse a las mismas, contemplndolas como algo “curioso” y “milagro de la naturaleza” (Boisot, 1686a:227), adems de ofrecer tambin sucintas medidas sobre la cueva y algunas observaciones breves acerca de cundo se formaba el hielo: “ il est glace en Et y eau en hyver ” (Boisot 1686a:228). En la misma lnea de Posseinot, Boisot sostena que la formacin del hielo se produca durante el verano, iniciando as uno de los primeros y ms amplios debates que se mantuvieron sobre cuevas heladas en estos primeros siglos de investigacin: “ la teora de la formacin del hielo durante el verano ”. Otro tipo de menciones a las cuevas hela das vena de la mano de exploraciones geogrficas estratgicas de la poca como las llevadas a cabo por el antiguo imperio austrohngaro. Reichard Strein en 1591 bajo rdenes del emperador Rodolfo II de Hasburgo explor cavidades heladas en la baja Austria, la Oestcher cave (en Schmild, 1857:184). En las ltimas dcadas del siglo XVII, algunas de las observaciones empiezan a adquirir un matiz ms cientfico con descripciones ms rigurosas como las del afamado dans Niels Stensen (o ms conocido por su nombre italiano Niccol Stenone ). Este naturalista considerado como uno de los padres de la geologa moderna (p.e. Sequeiros, 2003) realiz exploraciones geolgicas por el no rte de Italia en el ao 1671 visitando las cuevas de Moncodeno (monte Grigna) y La Giazzra, valle de Gresta (Trento) (Scherz, 1969; Corr y Ferrari, 1973). De ellas dej cons tancia de su planimetra y estudi la fisuracin de sus paredes, as como tambin tom notas acerca de las temperaturas, de la circulacin del aire y de sus bloques de hielo. Su importancia fue pionera en el estudio de las cuevas heladas como han puesto de manifiesto otros autores (Luetscher, 2005; Turri et al., 2006b). Del mismo modo, autores como Balch (1900), Kranjc (2004) o Kosutnik (2011) sealan la importancia en estos ltimos aos del s. XVII del barn y cientfico esloveno J.W.F.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 44 von Valvasor Miembro de la Real Sociedad de L ondres, Valvasor escribi las primeras referencias sobre las cuevas heladas de Eslovenia en 1689 (Ledenica Ice Cave en Tabor Hill, SO de Eslovenia), preguntndose sobre si la naturaleza del hielo encontrado en el interior de las mismas era igual que la del hielo invernal exterior (Kranjc 2004:64). Valvasor vuelve a insistir, como se vena haciendo en esta poca, en que el hielo se deba de formar en verano, ya que durante el invierno no se apreciaba hielo ninguno. Como nota curiosa cabra destacar la mencin y descripcin que en su obra hace el coautor de la misma Erasmus Francisci a cuatro cuevas (no heladas) en Amrica, para el ao 1513, lo que evidenciara un temprano conocimiento de las mismas en Europa (Shaw, 1995). 1.3.2.Primeros estudios cientficos y primeras refutaciones tericas en el s. XVIII mbito francs. Con la llegada del siglo XVIII, estas primeras aportaciones que se acaban de mencionar suponan la base para la continuacin de cada vez ms rigurosas descripciones. De nuevo especial relevancia tiene la re gin francesa de Besanon tanto con las investigaciones de algunos de los profesores de su universidad como con las publicaciones histrico-geogrficas de carc ter regional que de la zona continuaban publicndose. Entre los primeros destaca la labor del prof. de anatoma y botnica de la Univ. de Besanon, Monseor de Billerez quin estudiando la cueva de Chaux-les-Passavant, anot datos termomtricos y apreciaciones so bre el hielo en las que distingua que era “ms duro, menos lleno de burbujas de aire y ms difcil de fundir que el hielo ordinario que se puede encontrar en los ros congelados” (Billerez, 1712:21). E incida en las paradojas sobre las diferentes temperaturas del aire en invierno y verano, resaltando el hecho de que fuese ms fro el interior en verano que en invierno (Billerez, 1712:20). Igualmente teoriz acerca de la posible formacin del hielo en el interior de la cavidad en relacin con la accin de sales nitrosas y de amoniaco como ya recogi Browne (1865:123): “ …enunciated a new theory to account for the phenomena presented by the cave. He observed that the earth in the immediate neighbourhood, and especially above the roof of the grotto, was full of a nitrous or ammoniac salt, and he accordingly suggested that this salt was disturbed by the heat of summer and mingled itself with the water which penetrated by means of fissures to the grotto, and so the cave was affected

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 45 in the same way as the smaller vessel in the ordinary preparation of artificial ice. He had heard that some rivers in China freeze in summer from the same cause ”. Estos ltimos postulados introducan una nueva teora en la explicacin de la formacin del hielo que no dej de tener detractores y algn que otro partidario: “ la teora de las sales nitrosas o teora qumica” Uno de los primeros que rebati ms fervientemente las razones qumicas mantenidas por Billerez fue el ingeniero Monseor de Boz (1726). Con observaciones llevadas a cabo en distintas pocas del ao en la misma cueva de Chaux-les-Passavant afirmaba que el hielo que provena de las lluvias y la fusin de las nieves se mantena todo el ao en el interior de la cueva debido fundamentalmente a las bajas temperaturas que se dan en su interior, ms intensas durante el invierno que durante el verano, y proporcionadas por la exposicin septentrional de su boca de entrada y por la proteccin de su bosque circundante. De Boz no encontr en el hi elo los restos de las sales nitrosas que mencionaba Billerez, siendo para l la formacin y mantenimiento del hielo consecuencia natural de la disposicin de la cavidad11. Conceba un tanto imaginario las afirmaciones de que la cueva era fra en verano y clida en invierno12; apreciando un mayor nmero de estalactitas de hielo en el mes de marzo que en mayo y con una falta de las mismas en agosto y noviembre13. Estas mismas afirmaciones fueron recogidas en extenso dentro de monogrficos regionales dedicados a la geografa de Be sanon en los que se plasmaban ya no solamente observaciones morfolgicas, trmicas y baromtricas con trabajos de campo realizados en distintas estaciones y aos c onsecutivos sino que se empezaban a reflejar los intentos de explicacin del fenmeno con teoras acerca de la formacin y origen del hielo en el interior de las cuevas. De igual forma, dentro de este tipo de obras, tambin empezaban a popularizarse bajo el trmino “ glacire naturelle ” diferencindolas de las 11 “ En 1750, comme nous venons de le voir le probl me de la glacire tait rsolu, grce aux investigations des deux derniers observateurs, grce surt out celle de des Boz. La formation de la glace n'tait plus un mystre, mais la consquen ce naturelle de la disposition de la caverne ” (Girardot y Trouillet 1885:467). 12 “ qui sans aucune connaissance particulire de cette caverne, a voulu nanmoins sur un simple prejug, ou pour faire valoir davantage la merveille, qu'il ne fit froid qu'en t dans la grotte et chaud en hiver; et qu'ainsi ds la commendement de l'hiver la glace y fondait pour se former de nouveau au retour de l't. Les uns prtendaient prover cet effet imaginaire, en disa nt qu'il en tait de mme de cette grotte que des caves qui sont chaudes en hiver et froides en t ” (Girardot y Trouillet 1885:461). 13 “ Stalactites qui pendent de la vote, il en compte un trs grand nombre en mars, beaucoup moins en mai et n'en trouve plus ni aot ni en novembre ” (Girardot y Trouillet 1885:462).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 46 neveras utilizadas para la comercializacin del hielo, “ artificielle ” ( Dunod 1737:463477, sobre cueva de Chaux-les-Passavant). Sobre las mismas cuevas del rea de Besanon que visit Billerez y que fueron descritas tambin en el monogrfico de la Histoire de Bourgogne (Dunod,1737), aos ms tarde volvera a tomar datos M. de Cossigny en exploraciones que llev a cabo en diversas estaciones del ao 1743, y una ltima visita en abril de 1745 (Cossigny 1750a, 1750b). Levant una topografa de la cueva, anotando la distribucin del hielo y los regmenes trmicos en los meses estivales; adems de compararlo con las observaciones topogrficas y termomtricas que se haban tomado en 1737 (Dunod, 1737). Tambin extrajo muestras de sedimentos para anali zar qumicamente y comprobar que la teora de las sales Billerez estaba equivocada: “ Je ne doute nullement que ces terres cites ne renferment des parties dun sel nitreux ou ammoniac ” (Cossigny, 1750a:209). De Cossigny manifestaba que las variaciones de temperatura en el interior de la cueva apenas son notables de verano a invierno y dependen de las variaciones de las temperaturas exteriores, contrariamente a lo que autores anteriores como Boisot, Valvasor, Behrens o Bell venan sosteniendo: “ que l'tat intrieur de ladite caverne ne change pas notablement de l'hiver l't, quelque froid ou chaud qu'il fasse extrieurement pendant l'une et l'autre saison; et qu'ainsi ce qu'on dbitoit du plus grand froid dans la glacire pendant l't, s'vanouit par l'exprience ci-dessus” (Cossigny, 1750b:211). Fig.1.4. Topografa en planta y alzado de una de las cuevas heladas de Besanon. En ella se marca la distribucin de las distintas morfologas de hielo ( premieres morceaux de glace (A), nappe de glace (E, H), coulee de glace (F), plusieurs piramides de glace (C)) con anotaciones del mes en que se pudieron apreciar (tomado de De Cossigny (1750b:210).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 47 -mbito germano-austrohngaro. Fuera del mbito francs, durante el siglo XVIII tambin surgieron aportaciones similares a las que se venan dando hasta ahora, pero esta vez para la explicacin de las cuevas heladas situadas en mbitos germnicos y austrohngaros. As por ejemplo, el mdico alemn Georg Henning Behrens (1703) en su conocida y extensa obra de campo “ Hercynia Curiosa oder Curiser Hartz-Wald” haca una amplia descripcin de la historia natural de las montaas de Hartz (Alemania) describiendo minuciosamente sus ros, lagos, rocas, fuentes, y entre otras muchas cosas tambin “sus curiosas cuevas” (“ derer curisen hlen ”). Algunas de las observaciones que Behrens llev a cabo en las cuevas cercanas a Questenberg fueron recogidas por Browne (1865) y ms tarde cuestionadas por Balch (1900:139). En ellas Beherens volva a incidir en la idea de que era en verano cuando se formaba el hielo: “…so cold that in summer the water trickling down its edges is frozen into long icicles. The opening is large and faces due south, and yet the hotter the day the more ice is found; whereas in winter a warm steam comes out, as if from a stove ” (Browne, 1865:113). Algo ms tarde, en el ltimo tercio del sigl o, y tambin para las montaas alemanas, se dan someras aportaciones de la mano del gelogo alemn Johann K. W. Voigt (17521821), remarcando, aunque sin entrar en demasiadas explicaciones, la existencia de cuevas heladas en el centro de Alemania cuando realizaba las prospecciones mineralgicas recogidas en su obra Mineralogische Reisen durch das Herzogthum Weimar (1782). A la teora de la formacin del hielo en verano sostenida por varios autores desde finales del siglo pasado se sumaron conjetur as similares en esta primera mitad de siglo, siendo sealadas ms tarde como errneas especficamente por autores como Robert Townson (1797) (Balch, 1900:254). Se trata de al gunas de las afirmaciones del hngaro Mathew Bell (1739) sobre la cueva helada de Szilitze (Hungra), y que fueron recogidas en la obra de Browne: “ When the external frost of winter comes on, the account proceeds, the effect in the cave is the same as if fires had been lighted there: the ice melts, and swarms of flies and bats and hares take refuge in the interior from the severity of the winter. As soon as spring arrives, the warmth of winter disappears from the interior… ” (Browne, 1865:104). Townson replicara muy estrictamente el error de Bell achacndole su falta de observacin en campo durante el invierno: “ When then is

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 48 the ice which is found here […] formed? Surely in winter, though not by the first frost not as soon as ice is formed in the open ai r. […] Should, therefore, Mr. Bell or any of his friends, have come here to verify common report at the commencement of a fevere frost, when the whole country was covered with ice and snow ” (Townson, 1797:320). Fig.1.5. Cueva de Szilitze (Hungra) explorada e investigad a por Mathew Bell en 1739 y por Robert Townson en 1797, y sobre la que sacaron conclusiones contrapuestas acerca de los momentos de formacin del hielo. Grabado sacado de Townson (1797). Un caso especial lo constituyen las afirmaciones del gelogo ucraniano Grigory Kirillovich Razumovsky mencionado por Girardot y Trouillet (1865). Se trata de un noble que public varios monogrficos de geologa sobre su entorno ms inmediato y ciertos sectores de la europa alpina centroeuropea (Razumovsky, 1783). En sus impresiones sobre la cueva de Chaux-les-Passavant ste, al igual que ya sostena De Boz en su da, abogaba por la causa morfolgica que presentaba la cueva como un factor determinante para la formacin de hielo en su interior. Estos dos autores, De Boz y Razumovsky, encarnan los primeros antecedentes firmes de una “ visin geomorfolgica ” en la explicacin de las cuevas he ladas que se mantendr hasta autores actuales, como bien expresa Luetscher (2005); y que ven en la configuracin interna y externa de la cueva y en la disposicin de la misma las causas fundamentales para la formacin y conservacin del hielo. Otros autores dan mayor peso, sin embargo, a las condiciones climticas como se ver ms adelante encarnando la llamada “ visin climtica ” (Thury, 1861). Razumovsky (1783) da importancia a la profundidad y orientacin de la cueva de Chaux-les-Passavant en la conservacin del hielo, pero aade, que el agua que se filtra en ella es insuficiente para explicar su volumen de hielo.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 49 Para l tal volumen es consecuencia de las crecidas que un torrente cercano experiment en un pasado, introduciendo as una nueva visin en la explicacin del origen de los hielos como consecuencia de la congelacin de grandes cantidades de agua de crecidas fluviales. Pero todava a finales de este siglo XVIII se ofrecen explicaciones en las que se trata de razonar una mayor formacin de hielo en verano que en invierno, y de nuevo centradas en la cueva de Chaux-les-Passavant. As por ejemplo, L.C.Cadet en unos de sus escritos publicado en Annales de Chimie ofrece sus observaciones en dicha cueva en septiembre de 1791, y en las que recoge todav a el sentir de algunos autores acerca de la teora de la formacin del hielo en esta cavidad tan popular: “ Un phnomne bien singulier la distingue de toutes les grottes connues; l’t il s’y forme constamment de la glace en grande quantit, et cette glace diminue l’approche de l’hiver ” (Cadet, 1791:160). Sus razonamientos para la sostenibilidad de dicha teora se fundamentan de nuevo en la presencia de masa arbrea en la entrada de la cueva la cual procura, durante el esto, sombra y humedad a la cueva, mientras que en invierno con la cada de la hoja el rgimen trmico de la cueva ronda los niveles de una cueva normal (Cadet, 1971:163). Las refutaciones a la teora de mayor formacin hielo en verano que en invierno son cada vez ms numerosas a lo largo de este siglo XVIII. Una ms viene del fsico suizo Pierre Prvost clebre por sus estudios sobre el magnetismo y la mecnica del calor, recogidos en su obra “ Recherches physico-mcaniques sur la chaleur ” (1792), y en la que dedica un captulo exclusivo a las cuevas heladas de Besanon (Chaux-lesPassavant) (Prvost, 1792:206-217). En l, presenta los diferentes pareceres entre Billerez y De Cossigny sealando de ste ltimo que hace observaciones ms exactas pero incompletas ya que no se ocupa de an alizar las causas del fenmeno y le falta adems cierta precisin en los termmetros que utiliz (Prvost, 1792:208). Prvost sostiene que la formacin del hielo en el interior de la cueva es producto del fro invernal y de las acumulaciones de nieve y hielo que el agua y el viento del exterior son capaces de acumular en el interior de la cueva. Cree que la masa arbrea de la entrada de la cavidad, su orientacin al Norte y un co nsiderable espesor de roca de sus bvedas son buenas razones para mantener el fro en la cueva pero no suficientes para la explicacin de sus hielos (Balch, 1900:273). Remarca tambin que ha de darse cierta

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 50 compensacin entre la evaporacin y la afluenci a de agua para que el hielo se mantenga en el interior de la cavidad (Prvost, 1792:212). Sobre esta misma cueva, Chaux-les-Passavant, tambin se haba interesado el capitn francs Justin Girod-Chantrans En sus explicaciones, basndose en observaciones precisas del mdico de Besanon M. Oudot, se mantena contrario a la teora de formacin del hielo en verano y fusin en invierno: “ J'avais lu dans l'Encyclopdie, que la glace se formait dans cette grotte pendant l't, et s'y fondait en hiver. Cela me semblait difficile comprendre, et je profita i avec empressement de la circonstance qui me mettait porte d'observer moi-mme ce phnomne dans la saison la plus chaude de l't ” (Girod-Chantrans, 1796:65). mbito de europa oriental y Rusia. En estas ltimas dcadas del s. XVIII se su cedieron tambin algunos trabajos centrados en la exploracin y toma de datos en cuevas de las zonas del Este de Europa y el mbito ruso. En algunos de ellos estudios precedentes como los de Valvasor se volvan aportaciones fundamentales a modo de guas de campo y bases tericas sobre las que debatir, constituyendo el punto de inicio de algunas investigaciones reseables como por ejemplo las que el austriaco Baltazar Hacquet llev a cabo en cuevas heladas eslovenas. En su voluminosa obra Oryctographia Carniolica (1778-1789) este autor, pionero de la geomorfologa krstica (Kranjc, 2006), discuta las posiciones de Valvasor abogando por una formacin del hielo en invierno (Balch, 1900:271; Kranjc, 2004:65); y volva a retomar en cierta medida, debido a su inters por explicar las estructura de los cristales de hielo, las teoras de sales de Billerez sosteniendo que indudablemente en la composicin del agua deban existir partculas salinas que contribuyesen a la formacin y duracin del cuerpo de hielo (Kranjc, 2011:12). Numerosas exploraciones a cavidades en estos mbitos orientales, vienen de la mano de los viajes que realiz por el Volga, Mar Caspio, Urales y Siberia el botnico y miembro de la Academia Rusa de las Ciencias Ivan Lepechin Este autor, sin ir ms all de meras descripciones y reseas, hiz mencin a la existencia de hielo en muchas de las cuevas que explor (Lepechin, 1768, 1769 y 1774; tomado de Balch 1900). Incluida una de las que ms fama alcanzara: la cueva helada de Kungur (Urales rusos). Aos ms tarde su colega el botnico ruso Carl Ludwig Hablizl (1788) escribira una monografa

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 51 sobre el medio fsico de la actual Ucrania, en cuya zona sur tambin reconoci multitud de cuevas heladas afirmando que la formacin de su hielo se deba a la recongelacin de las aguas de fusin nival durante la primavera, con un menor volumen en otoo debido las prdidas experimentadas durante el verano pero sin llegar a fundirse nunca completamente: “ dans les mois de Juillet et d’ Aout, le volume de glace diminue ordinairement cause de la chaleur de l’air, qui alors atteint mme le fond de l'Abyme: aussi s'y trouve-t-il moins de glace en automne qu'au printems et au commencement de l't, et de-l vient vraisemblablement le bruit, comme s'il contenoit plus de glace dans les tems chauds que dans les tems froids [...] et par consquent la glace ne saurait jamais s'y puis totalement” (Hablizl, 1788:45). Tambin en este mbito ruso se expona en obras de corte naturalista meras menciones a la existencia de cuevas heladas como sucede con la obra del alemn Peter S. Pallas (1788) sobre sus viajes a diferentes provincias del imperio ruso. 1.3.3.Proliferacin cientfica y superacin de teoras iniciales (s.XIX) El siglo XIX en general se caracteriza por una ampliacin acentuada de los conocimientos relativos a las cuevas heladas, tanto en lo referente a su cada vez ms extensa distribucin geogrfica como al com portamiento y origen de sus hielos. A la vez que conoce mejor el funcionamiento de las cuevas, se acumulan tambin experiencias y experimentaciones en las mis mas y en otras nuevas, lo que permite avanzar en la investigacin de otros parmetros hasta ese momento no contemplados. Lo cual en ltima instancia lleva a la superacin de teoras anteriores y a la proposicin de nuevos procesos implicados. Se empiezan a tomar ms sistemtica, continua y precisamente los regmenes trmicos del interior y exterior de las cuevas, lo que permite teorizar acerca del papel que juegan en las mismas las circulaciones de aire, las condiciones climticas externas y otros mecanismos hasta ahora no completados como la sublimacin (Trofimova, 2010). ltimas dcadas del s. XVIII y primeras del XIX: bases para las primeras grandes teoras En el trnsito de los siglos XVIII y XIX cabe mencionar la importancia que tuvieron estudios que, aunque no tuviesen como motivo principal la investigacin de las cuevas heladas, supusieron experiencias innovadoras que fueron tomadas como base para

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 52 hiptesis posteriores y que adems, en algunos de los casos, venan de la mano de ilustres cientficos. Entre stos cabe destacar primeramente al naturalista H.B. de Saussure El ginebrino en su obra Voyages dans les Alpes (1779) enunciaba un principio acerca de las cuevas fras que sera tomado en cuenta por otros autores llevndolo especficamente a la investigacin de las cuevas heladas. De Saus sure observ que la circulacin del aire en las cuevas fras era el mecanismo fundame ntal en la conservacin de sus bajas temperaturas, cambiando la direccin del flujo de aire del inverno (hacia el interior de la cueva) al verano. Sobre este mismo supuesto autores como M.A. Pictet o el astrnomo Robinson (Thury, 1861:98) dcadas ms tarde se apoyaran para el establecimiento de sus conjeturas sobre el desarrollo y mantenimient o del hielo en el interior de las cuevas, al considerar insatisfactorias las expli caciones que se proponan desde el s. XVIII. Estas nuevas perspectivas conllevaron nuevas explicaciones del fenmeno de las cuevas heladas, suponiendo un paso adelante con respecto a los tradicionales debates sobre la formacin del hielo en verano o en invierno. Desde este momento, el estudio y la caracterizacin de las corrientes de aire se empezaron a considerar condicionantes relevantes. A las aportaciones de De Saussure se le aaden los experimentos desarrollados por Alexander von Humboldt en la Cueva de Hielo de Altavista (Teide). En sus estudios sobre la isla de Tenerife explor una dicha cueva cuando se propona junto con su colega A. Bonpland ascenderlo en el ao 1799 y que plasmaron en su clebre obra: “ Viaje a las regiones equinocciales del nuevo mundo. Las canarias y otros escritos” (Humboldt y Bonpland, 1816:264). Aunque las observaciones termomtricas y baromtricas que ambos realizaron en dicha cueva no han transcendido de manera especial en el fundamento terico de la investigacin de las cuevas heladas, s es conveniente resaltar que supuso posiblemente la primera investigacin de carcter cientfico que se llev a cabo en una cueva helada espaola, o al menos la primera de la que se tiene constancia escrita hasta el momento14. 14 Anteriormente se dieron otras citas de la misma, como la de Sprats en 1649 (Miranda, 2004), pero no fueron ms all de meras descripciones.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 53 En las exploraciones y experimentaciones que llevaron a cabo en la isla en el ao 1799, Humboldt y Bonpland tomaron datos de la localizacin de la cueva, as como de su topografa interna, observando la distribucin de las masas de aire en la cueva: “ la glacire n'a cependant pas de ces ouvertures perpendiculaires par lesquells l'air chaud peut sortir, tandis que l'air froid demeure immobile au fond” (Humboldt y Bonpland, 1816:266). Achacaban la persistencia de este “pequeo glaciar subterrneo” a la acumulacin de hielo y a la ralentizaci n de su fusin como consecuencia del fro que provoca una evaporacin rpida. Adems puntualizaban que la alimentacin de la cueva se deba a las aguas de fusin nival procedentes de las cumbres, estando repleta de nieve y hielo durante el invierno. Mientras que durante el verano, como los rayos de sol apenas pasaban por la pequea boca de entr ada, no se daba el calor suficiente para vaciar de hielo la cueva: “ Ce petit glacier souterrain [...] aliment par des eaux de neige venant du sommet des montagnes. Pendant l'hiver, la cave se remplit de glace et de neige; et, comme les rayons du soleil ne pntrent pas au-del de l'ouverture, les chaleurs d't ne sont pas suffisantes pour vider le rservoir ” (Humboldt y Bonpland, 1816:266). Para Humboldt y Bonpland la existencia de una cueva helada dependa ms de la cantidad de nieve que se consegua acumular en invierno y del poco viento clido que pueda soplar en verano, que de la altit ud de la misma y la temperatura media del aire que le rodee. En este sentido unos aos antes Prvost ya enunci la independencia de las cuevas heladas con respecto a fact ores como la altitud declarando que podan localizarse a altitudes mnimas de 100 o 200 m (Prvost, 1792). En la obra de Humboldt tambin se pona de manifiesto el conocimiento que tenan los autores de las principales teoras que se daba n por aquel entonces relativas a las cuevas heladas “ Il est probable que le froid qui rgne dans cette caverne, est d aux mmes causes qui perptuent les glaces dans crevasses du Jura et des Apennins, et sur lesquelles les opinions des physiciens sont encore assez partages ” (Humboldt y Bonpland, 1816:264), citando las investigaciones de De Saussure, de Prvost y de Pictet. Estas mismas observaciones son retomadas ms tarde con los trabajos geolgicos que el astrnomo Charles Piazzi Smyth realiz en la misma cueva en 1858; y sobre ambos volvera a incidir en 1865 Browne. Incluso algunas analogas con cuevas heladas rusas se establecen con respecto a esta cueva (vase ms adelante Murchison, 1845).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 54 El italiano Charles Piazzi Smyth en 1858 dedic un captulo en exclusiva a la cueva de hielo del Teide en su obra “ Tenerife: an astronomers experiment ” (Part. III, Capt. VIII: The Ice Cavern 348-371). En ella analizaba fundamentalmente su estructuracin como cueva volcnica y se preguntaba, refirindose al hielo interior como nieves perpetuas, cmo haba llegado hasta all cuando no se daban en el exterior nieves perpetuas. Ofreca la explicacin de que la cueva se encontraba cercana a los lmites de dichas nieves lo que haca que perdurasen neveros hasta mediados de julio a pesar de estar expuestos a temperaturas clidas y radiacin. La proteccin de la exposicin solar era fundamental para la preservacin del hielo en el interior de la cueva para Smyth; mientras que la emanacin de calor desde el suelo era fundamental sin embargo para la fusin del mismo. Como pudo comprobar al percatarse de la presencia de una pequea columna de humo que se apreciaba procedente de la roca volcnica y que coincida exactamente con el centro de una masa fundida de hielo (Smyth, 1858:357). Sobre esta misma cueva, adems de los avances en su exploracin espeleolgica (Rosales, 1994), se han publicado en los ltimos aos diversos trabajos referentes, en su gran mayora, a su importancia en el comercio del hielo y la nieve en el archipilago15. Solamente en los ltimos aos se ha abordado desde el punto de vista de su caracterizacin periglaciar. En este sentido Martn Moreno relata las morfologas de hielo observadas comparando la cueva con otra estudiada por l mismo en altas latitudes (en una morrena del Longyearbreen, Spitbergen), y asumiendo que la acusada disminucin de cantidad de hielo parietal y carmbanos observada es consecuencia del descenso anual de nevadas y el aumento de las temperaturas experimentado desde los aos ochenta del siglo XX (Martn Moreno, 2006, 2010). Y que tan slo en algunas temporadas se encuentra hielo en su interior (Martn Moreno, 2006:531). Saliendo de la cueva de Tenerife y centrndonos de nuevo en la evolucin genrica de la investigacin de las cuevas heladas, en la dcada de los aos veinte del siglo XIX se publican dos estudios de referencia en el tema Se trata de las investigaciones realizadas por Marc-Auguste Pictet y Jean Andr Deluc. 15 Conviene recordar como el conocimiento de este tipo de cuevas en la isla de Tenerife estara apoyado seguramente, como se ha visto en el caso de las cuev as alpinas ms conocidas y estudiadas, por el auge del comercio de hielo entre los siglos XVII y XIX, y sobre lo cual se han escrito excelentes trabajos monogrficos (p.e. Miranda, 2004).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 55 El fsico suizo Marc-Auguste Pictet discpulo de De Saussure y cofundador de la Socit de Physique et d’ Histoire Naturelle de Genve en 1790, sociedad en cuyas memorias se escriban frecuentemente textos sobre cuevas heladas, refuta las teoras de Prvost (1792) acerca de la cueva helada de Besanon. Pictet expresa la importancia del estudio de las cuevas heladas en ese momento: “ la douceur extraordinaire de l'hiver, qui n'a rien pu fournir l'approvisionnement ordinaire des glacires artificielles, et la c haleur prcoce et remarquable de l't qui lui a succd, ont port l'attention de tout le public vers ces glacires naturelles qui existent dans divers lieux, et qui fournissent, en tout saison, une quantit du glace indfinie aux consommateurs assez voisins de ces dpts pour pouvoir en profiter ” (Pictet, 1822:261); aludiendo indirectamente a la necesidad de buscar, explorar e investigar cuevas heladas provocada por un cambio de patrones climticos a finales de la PEH. La benignidad del invierno y los calurosos y precoces veranos, que hace que los glacires artificiales no sean suficientes para abastecer el consumo de hielo demandado por aquel entonces, acenta las necesidade s de comprender el funcionamiento de las mismas para asegurar su pervivencia. Esto nos da idea no slo del inters cientfico que despertaba el hielo de algunas cuevas, sino tambin de la necesidad por conocer la distribucin geogrfica de algo que se haba convertido en prioritario al menos en determinados sectores de algunas sociedades y cuyo comercio ya pareca acusar, a comienzos el s. XIX, apreciables dificultades, seguramente por el incremento de la poblacin demandante y por ese cambio climtico que sucedi a la PEH. Centrndose en el anlisis y explicacin fsica de las cuevas que visit (Chaux-lesPassavant, la gruta de St. George y la cueva del monte Vergy), Pictet (1822) recoge las investigaciones anteriores de Billerez, De Cossigny y Prvost, previamente a ofrecer sus propias explicaciones. Partiendo de la teora de las cuevas fras de su maestro H.B. de Saussure, Pictet expone, extendiendo y aplicando la misma a los hielos presentes en el interior de las cuevas, sus observacione s acerca de las distintas densidades y comportamientos de las masas de aire tanto internas como externas, y las variaciones correspondientes de los flujos de aire de entrada y salida en la cueva en verano e invierno. Igualmente observa la alta humedad que se da en ellas acompaada de una fuerte condensacin. Llega a afirmar que la congelacin de la cueva se da de manera continuada incluso durante la estacin clida (Pictet, 1822). Pictet se dio cuenta en sus

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 56 observaciones en la cueva de Brezon de que el aire fresco que sala con fuerza de las fisuraciones de la cueva era el fenmeno ms cercano a la explicacin de la formacin y mantenimiento del hielo en la cueva. Y conclu a que un proceso de fro derivado de la evaporacin estaba en la base de la explicacin de las cuevas heladas, creyendo que cuando sta era promovida por rpidas corrientes de aire en los meses de verano se poda producir hielo, opinin que caa de nuevo en la antigua teora de la acumulacin de hielo en los meses de verano y que fue el origen de las crticas que recibira aos ms tarde por parte de autores como Thury (1861), Browne (1865), o en el mismo ao por Deluc (1822). Esta teora de Pictet, fundamentada en las corrientes fras que llegaban a producir hielo en los meses de verano, fue rechazada en el mismo ao de su publicacin en un escrito presentado por su colega y compatriota Jean Andr Deluc Deluc presentaba en los Annales de Chimie et de Physique (1822) su explicacin para la formacin de las cuevas heladas haciendo una comparativa simultnea de los postulados sostenidos por De Cossigny, Prvost y Pictet, criticando duramente los de ste ltimo. Las crticas severas que realiz Deluc se fundamentaban mayoritariam ente en intensos trabajos de gabinete, aunque con una dolencia en experimentacin de campo, lo que fue criticado posteriormente ya que le hacan caer en algunas deficiencias (Thury, 1861:10316; Browne, 1865:128; Balch, 1900:277). Pero a pesar de ello, algunos autores vieron en las explicaciones de Deluc las primeras explicacion es claras y cientficas que se dieron del fenmeno (Girardot y Trouillet, 1885:491). Deluc niega rotundamente, en muchos casos apoyado en un estudio manuscrito de M. Colladon de 1807, la posibilidad de que Pictet pudiese haber apreciado una corriente fra en la cueva de St. Georges (sobre la que sostuvo su teora de las corrientes fras). Criticando que tal cosa era imposible segn la configuracin de la cavidad: “ Nous voyons que cette glacire est une espce de puits, dont le fond est beaucoup plus tendu que l'ouverture. Avec une telle conformation, on ne conoit pas comment un courant d'air s'y tablir; aussi Pictet n'en aperut-il aucun ” (Deluc, 1822:122). Deluc desmonta la teora de Pictet de forma incisiva diciendo, primero, que en muchos de los casos observados el hielo de las cuevas se funde en verano, en lugar de formarse como sostiene la teora de las corrientes fras de Pictet. En 16 Thury (1861:103): “ …Deluc a eu tort sur deux points, et cel a a nui la thorie qu’il dfendait. Le premier tort de Deluc, c’est le peu d’ordre qu’il a su mettre dans l’exposition de ses ides. Le second plus grave peut-tre, c’est d’avoir philosoph dans son cabinet, tandis que son adversaire visitait successivement la glacire…”

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 57 segundo lugar, las observaciones de Pictet abogan a que en verano siempre se dan esas corrientes fras de aire, suponiendo por tanto que adems de la entrada principal existen aberturas interiores. Deluc objeta que en la cueva de St. Georges la atmsfera se encuentra en calma. En tercer lugar, Deluc sostiene que es un hecho que la acumulacin de hielo en las grutas se da en los largos inviernos ms que en los calurosos veranos (tomando como referencia aqu los postulados de Prvost). Y en cuarto y ltimo lugar, mantiene que, en la teora de De Saussure ac erca de las cuevas fras, el fro de verano no era nunca lo suficientemente fro como para dar lugar a la formacin de hielo. Para Deluc parte de la nieve que se acumulaba en invierno en la entrada de la cavidad se conservaba todo el ao en forma de manto de hielo y contribua de forma esencial a la conservacin de la temperatura de congelacin en el interior de la misma. Mientras que en verano, el fro no es ms extraordinario y “el hielo formado, por as decirlo, mantiene prisionero el fro del invierno” (Deluc, 1822:122). Seran necesarios al menos varios veranos para la fusin del hielo an cua ndo ste no se regenerase con el invierno (Deluc, 1822:125). Sus postulados empiezan a recordar muy claramente la concepcin mantenida hoy en da acerca de los distintos periodos trmicos apreciables en una cueva helada. Proliferacin cientfica en la segunda mitad del XIX A mediados del siglo XIX es factible distingui r distintos panoramas en el estudio de las cuevas heladas. Por un lado, un contexto europeo en el que pasaron varias dcadas desde de los estudios publicados por Pictet y Deluc hasta que se volvieron a presentar investigaciones sobre cuevas heladas de cierta relevancia (la primera sealada suele ser la de Thury, 1861). En aproximadamente unas cuatro dcadas se sumaron al corpus cientfico muchas pequeas aportaciones fundamentalmente de la mano de exploraciones subterrneas y descubrimientos de nuevas cavidades, de tal manera que el mapa de distribucin de las mismas se ampli exponencialmente, a la vez que se asentaron, con autores de relevancia (Thury, Girardot y Trouillet, Browne, Bonney, Martel, Bou, Fugger,…), las bases del conocimiento actual. De igual manera la nomenclatura empezaba a asentarse en gran manera lo que contribuy al consenso y avance en las investigaciones. Muestra de todo esto es la proliferacin bibliogrfica en la que, como veremos, se iban distinguiendo distintos mbitos geogrficos de investigacin y distintas teoras producto de la diversificacin y la multidireccionalidad

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 58 de estudios: centroeuropeos, franceses y alem anes fundamentalmente, junto con aportes austrohngaros. Adems de estos principales ncleos de investigacin es de resear que es en esta segunda mitad del s. XIX cuando surgen tambin con fuerza las investigaciones en el continente norteamericano. Fundamentalmente en cuevas de Estados Unidos y muchas de ellas vinculadas a publicaciones de renombre como la “ American Journal of Science and Arts ” (la revista cientfica ms antigua de Estados Unidos que se empez a publicar en 1818), o a algunos de los miembros de la American Philosophical Society creada en 1743 en Philadelphia y a la que pertenecan autores clave dentro de la literatura de las cuevas heladas como lo fue Edwin S. Balch. En base a esto ofrecemos a continuacin unas breves pinceladas tanto de los principales autores y teoras, como de las reas geogrficas ms comunes de investigacin de cuevas heladas discernibles en la segunda mitad del XIX: Estudios estadounidenses El inters por las cuevas heladas en el continente americano se fundament esencialmente, al igual que sucedi tiempo atrs en el viejo continente, en aportaciones de corte explorador por parte de naturalistas a partir de la segunda dcada del siglo XIX. Igualmente, la explotacin comercial del hielo de las cuevas y la utilizacin de stas para la preservacin de alimentos por parte de la poblacin local fue tambin un factor en el conocimiento y exploracin de las mismas al igual que ocurri, y segua ocurriendo aunque con menor intensidad, por este entonces, en los pases europeos. Durante las primeras dcadas del siglo las publicaciones sobre cuevas heladas eran muy escasas, y las referidas al tema de forma especfica eran nulas. Solan ser por lo general menciones como fenmenos inslitos pero si n ahondar ms en el tema. Y normalmente escritas dentro de textos geolgicos y geogrficos. Adems, la gran mayora de las cuevas heladas reseadas por Balch (1900) en EEUU para esta poca se encuentran en la costa noreste, como consecuencia de la falta de asentamiento de poblacin y desarrollo en el conocido como “lejano oeste”. Solan ser referenciadas cuevas en los actuales estados de la regin de New E ngland (Maine, Massachussets, Connecticut,

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 59 Vermont, New York, New Hampshire,Â…), pero mayoritariamente con reseas bastante pobres. Parte de las primeras referencias que Balch (1900) recoge acerca de las cuevas heladas en EEUU se encuentran publicadas en The American Journal of Science and Arts instrumento de gran propulsin para la cienci a y como ya se ha dicho la primera revista cientfica que se public en EEUU. Ejemplo de ello son las menciones de Dewey (1819, 1822) a la Snow Hole (Massachussets), o las de Silliman a cuevas heladas en Connecticut (1821, 1822). En ellas se referan a este tipo de cuevas con el nombre comn de natural ice houses nombre utilizado en aquella poca y lugar para, al igual que suceda en Europa con las glacires naturelles y artificielles diferenciarlas de las ice houses destinadas a la explotacin del hielo y su uso como refrigerador17. Dewey da leves nociones de la cueva sin entrar en detalles, destacando que en su fondo existe una pequea masa de hielo o nieve que seguramente fuese ms abundante en el pasado pero que la mano del hombre probablemente esquilm (Dewey 1822:399). En el mismo ao pero en un volumen anterior de esta misma revista tambin se daban breves nociones acerca de las natural ice houses de esta misma zona (Silliman 1821, 1822; Dearborn, 1822). Pero del mismo modo no pasaban de ser meras descripciones sin demasiada relevancia ms all de la confirmacin de su existencia. En muchas ocasiones se sealan en estos escritos estadounidenses, refirindose a natural ice houses gargantas o quebradas angostas y de cierta profundidad en las que el hielo y la nieve del invierno es capaz de mantenerse buena parte del ao ( wells cliffs icy glen gorges gulches ,Â…). Incluso en ocasiones se referencia tambin como tales al hielo que acumula en el fondo de una ladera conformada por grandes bloques ( freezing talus ). En cualquier caso su definicin como cueva helada quedaba bastante en entredicho (p.e. Silliman, 1822; Lee, 1824; Macomber, 1839). 17 Conviene resaltar que el trmino de Natural Ice Houses se implant tambin en algunas revistas europeas en las que se traducan al ingls textos francfonos sust ituyendo el trmino de Glacires Naturelles por dicha denominacin. Ejemplo de ello es el nmero VIII de la revista The Edinburgh Philisophical Journal (1822-1823) en el que se traducan dos textos de la Bibliotheque Universelle de Pictet (1822) o Dufour (1822).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 60 A medida que avanza el siglo se suceden aportaciones de este tipo sobre el conocimiento de cuevas heladas en EEUU. A las que se sumaban otras apreciaciones recogidas en monogrficos geolgicos regionales como las del fsico Charles T. Jackson en su obra Report on the geology of the State of Maine (1839). O la que se publicara dcadas ms tarde sobre la geologa del estado de Vermont (1861) en la que los gelogos Albert David Hager y Edward Hitchcock dedican un apartado especfico a los frozen wells con alusiones tambin a algunas cuevas y viejas minas en las que se preservaba el hielo en el verano. Estos ltimos autores exponen y rebaten la teora certera del prof. Elias Loomis que abogaba por una congelacin de las natural ice houses y de los frozen wells como consecuencia de la penetracin en invierno de masas de aire ms fras y densas que las del interior Mientras que la razn contraria se deba a la circulacin de agua en su interior ya que contaba con una mayor temperatura y ceda calor (Loomis, 1860; Hager, 1861). Ambos autores no descartaban como hiptesis aceptable que los bloques de hielo fuesen restos de glaciares, mantenidos a lo largo de los aos gracias a su no exposicin directa al sol y a que las temperaturas se mantenan cercanas al punto de congelacin debido a los procesos de evaporacin (Kimball 1901:370). Tal teora glaciar la mantena tambin Dawkins (1876) para la Ghiacciaia del Moncodeno, en el continente europeo (Bini y Pellegrini, 1998). En el mismo carcter que la obra de Hager y Hitchcock se movan otros estudios monogrficos geolgicos con sucintas menciones a cuevas heladas. Como Report on geological survey of state of Iowa ( White 1870) Con la segunda mitad de siglo se suman a estas aportaciones centradas en la costa atlntica de Estados Unidos otras muchas de l mismo tipo pero que gravitan esta vez en estados ms cercanos a la costa opuesta18. Muchas de las aportaciones que se dan sobre la existencia de cuevas heladas en la mitad oeste de Estados Unidos durante la segunda mitad de siglo se dan en torno a los estados que ms fervientemente acogieron la conocida “fiebre del oro”. Primeramente centrada en el norte de California, pero que dej intensa huella en estados cercanos. Po r eso no es de extraar que se sucedan 18 La conquista del viejo oeste en la segunda mitad de l siglo XIX se materializa de forma ineludible en un mayor ansa por poblar y desarrollar todo el territorio ha sta la costa del Pacfico. El desarrollo de leyes favorecedoras de apropiacin de tierras, la desatada fiebre del oro en California y estados cercanos, la implantacin de las primeras lneas frreas que unan ambas costas, las mejoras en diligencias, eran canales de comunicacin cada vez ms fluidos que haca que se multiplicase exponencialmente la poblacin y la exploracin y explotacin de estos nuevos territorios.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 61 referencias a cuevas heladas existentes en los actuales estados de California, Montana, Wyoming, Colorado u Oregn (vase Balch, 1900:170 y siguientes). Muchas de estas referencias seguan siendo publicadas en la famosa revista de The American Journal of Science and Arts pero a ella se sum la aparicin en 1845 de la Scientific America De igual importancia en la resea y descripcin de algunas cuevas fue la creacin de emblemticos clubes de montaa como los conocidos Sierra Club (1892), en cuyos boletines aparecan de vez en cuando relato s montaeros sobre cuevas heladas de la costa oeste (Balch 1900:170); o el Appalachian Mountain Club (1876) que se centraba ms bien en exploraciones de las regiones montaosas de la costa Este y del cual era miembro el mismo Edwin Swift Balch. Este naturalista, con formacin de abogado, es uno de los mejores representantes del momento de cambio sobrevenido con la entrada del siglo XX en la evolucin de la literatura cientfica de las cuevas heladas (como se ver ms adelante). Leg con su exhaustiva obra recopilatoria “ Glacires or freezing caverns ” (Balch, 1900) importantes reflexiones de referencia que sentaron slidas bases para los estudios posteriores. En los aos inmediatamente precedentes a la publicacin de la obra de Balch, este mismo autor seala la publicacin de varios artculos que hacan referencia a puntuales observaciones sobre cuevas heladas en Philadelphia, Montana y Iowa por Auchincloss (1897), Butler (1898) y Kovarik (1898 y 1899), respectivamente. Es de destacar de ste ltimo la importancia que le daba a la duracin y a lo fro de los inviernos como condicin necesaria para que el hielo aguantase el resto del ao. Para l, era imprescindible que la cueva almacenase la cantidad de fro necesaria en sus paredes (producto de la dureza del invierno previo) para que, con la llegada de la primavera y la fusin de la nieve, se formase la mayor cantidad de hielo posible en la cueva. Kovarik llev observaciones sistemticas de las temperaturas y de las distintas formaciones de hielo tanto de distintas partes del interior de la Decorah Ice Cave como del exterior durante un ao completo. Manteniendo que era a finales de marzo y principios de abril cuando se empezaba a formar el hielo, y era en junio cuando alcanzaba su mximo volumen (Kovarik, 1898:19159). Kovarick recalca que la evaporacin en verano podra ayudar pero niega que sea causa nica. Como se puede ver, cada vez ms, empezaba a quedar completamente en entredicho, tambin en la comunidad cientfica americana, las teoras precedentes que abogaban por la formacin del hielo durante los veranos.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 62 Fig.1.6. Temperaturas recogidas sistemticamente por Kovarik en Decorah Ice Cave y fotografa de su sala Locus Glacialis (tomado de Kovarik, 1898) Estudios europeos En el continente europeo las nuevas aportaciones de la primera mitad del siglo XIX, tras los escritos de referencia de autores como Pictet o Deluc, se reducen bsicamente a la confirmacin de la existencia de nuevas cuevas heladas o a la revisita de algunas anteriormente exploradas. No son destacables publicaciones de relevancia hasta bien entrada la segunda mitad del siglo, con la salvedad puntual de algunos textos como los del gelogo ingls Charles Lyell (1828, 1833), los del arquelogo francs M.A.Laurens (1827, 1830 y 1845), o las referencias a la cueva helada de yeso de Illetzkaya-Zatschita (en los Urales rusos) por el escocs Murchison (1845), coautor de la obra: The geology of Russia in Europe and the Urals Mountains En ella se exponen afirmaciones ya sobre uno de los debates principales que se abrirn en esta segunda mitad del siglo: el papel de la evaporacin y la condensacin del vapor de agua en la formacin del hielo, dndose un contraste de opiniones en cierto modo enriquecedor. A lo largo de todo el siglo, pero de forma especial en su segunda mitad, en toda Europa central de forma generalizada, y extendindose emergentemente hacia pases de la Europa del Este, las cuevas heladas empiezan a ser objeto de discusin cientfica y de debates y cruce de aprobaciones y reprobaciones tericas que marcaran las bases del conocimiento actual. Durante este tiempo empiezan a adquirir un carcter relevante las observaciones y experimentaciones que sobr e determinadas cuevas se empezaban a acumular. Ello hace que se afine cada vez ms en las teoras sobre la formacin y funcionamiento de los hielos encontrados, avanzndose tanto en cantidad y calidad, como en precisin de la investigacin. Especialmente en algunas cuevas que ya

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 63 empiezan a ser tradicionalmente objeto de investigacin (p.e. Chaux-les-Passavant, Besanon). Durante esta segunda mitad del siglo XIX la s aportaciones se publican en revistas peridicas de carcter especfico centradas o bien en la karstologa y la espeleologa (fundamentalmente en las ltimas dos dcadas con la aparicin de la prestigiosa revista Spelunca revista de la Socit de splologie de Francia creada en 1895 bajo el auspicio de E. Alfred Martel), o centradas en las cien cias fsicas (siguiendo con la publicacin de los archivos de la Bibliothque Universelle de Genve ). Tambin se daban publicaciones en revistas que presentaban una especie de mezcolanza de las Ciencias y las Artes como ocurra con la ya mencionada American Journal of Science and Arts en las que se encontraban gran nmero de las publicaciones norteamericanas de la poca junto con algunas publicaciones de inters provenientes del continente europeo. Adems de esto, los lazos comunicativos entre las distintas universidades empiezan a ser cada vez mayores entre los pases del centro de Europa, lo que hace que el cotejo de conclusiones fuese ms fluido, incluso con pocos meses de diferencia entre publicaciones de referencia. Aunque se acusase todava cierta desconexin con respecto a las publicaciones norteamericanas o del mbito sovitico, por evidentes distancias geogrficas, idiomticas y culturales. Centrndonos en el contexto europeo, de forma genrica dentro de la literatura cientfica sobre cuevas heladas que se vierte durante esta prolfica segunda mitad del siglo XIX, podemos discernir dos grandes epicentros geogrficos: por un lado, autores cercanos al mbito francs que, continuando con el estudio de cavidades ya clsicas (como la de Chaux-les-Passavant), se ocupan tambin de la exploracin y explicacin de multitud de otras nuevas (principalmente las distribuidas por los Alpes). Se trataba de cientficos en su gran mayora franceses (p.e. Laurens, 1827, 1830, 1845; Thury, 1861; Dunant, 1875; Girardot y Trouillet, 1885; Magnin, 1900; o las numerossimas aportaciones de Edouard Alfred Martel), junto con suizos (Kber, 1885; Baltzer, 1892), y alguno que otro de origen italiano (Carrel, 1841). A lo que se le sumaban las contribuciones de otros cientficos algo ms alejados de este mbito centroeuropeo pero que igualmente se interesaron por el estudio de sus cuevas heladas, destacando la labor de los ingleses Browne (1865) o Bonney (1868).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 64 Por otro lado, en un segundo epicentro geogrfico, destac la emergencia de numerosos y rigurosos estudios de autores del por aquel entonces Imperio Austrohngaro que constituiran un germen slido de conocimientos y una base fundamental para el desarrollo posterior de la importante literatura cientfica de la que gozan en la actualidad algunos de los pases del este europeo. stos se centraron fundamentalmente en la exploracin y explicacin de las cuevas de su mbito geogrfico, pudindose destacar las labores cientficas de autores como Franz Krauss (1894), Jovan Cvijic (1896) o las intensas y numerossimas exploraciones que Eberhard Fugger realiz durante la dcada de los ochenta y noventa del siglo XIX. Tratando de seguir un orden cronolgico, dentro de estos denominados epicentros geogrfico-cientficos se destacarn, a continu acin, de cada uno de ellos, los autores ms relevantes as como los principales postulados defendidos. Epicentro alpino-centroeuropeo: Destaca en primer lugar la labor del vizconde e ingeniero de minas francs Hericart de Thury En 1861 se publica en los archivos de ciencias fsicas y naturales de la Bibliothque Universelle de Genve sus tudes sur les Glacires Naturelles (t. X, 97153). A pesar de no tener muchos ms escritos reseables sobre el tema19, la importancia de las reflexiones y teoras mantenidas por Thury en esta publicacin han prevalecido en muchos de sus aspectos hasta la actualidad, siendo destacado por algunos autores por constituir las primeras exp licaciones cientficas consistentes acerca de las cuevas heladas (Luetscher, 2005). En sus estudios, centrados fundamentalmente en las cuevas estudiadas en las montaas del Jura y de los Alpes, Thury ofrece una revisin profunda y crtica de las teoras principales mantenidas hasta ese momento (Prvost, Pictet, Deluc), aportando observaciones rigurosas de algunas de las cuevas que estudi (p.e. la cueva de St. Georges o la de St. Livres). Aport precisas observaciones tanto de las temperaturas internas y externas en distintas horas del da y de la noche y en distintos das y estaciones del ao, como de la atmsfera in terna o del suelo helado; as como tambin sobre la formacin y estructura de los bloques de hielo y de algunas de las morfologas 19 Tiene algn otro pero sin tanta relevancia sobre observaciones de las estructuras hexagonales de la estructura del hielo de las estalactitas en la Glacire de Fondeurle (Thury, 1813).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 65 estacionales. Thury reflexiona sobre el pape l que juegan las distintas densidades del aire, tanto internas como externas y su distribuc in en la vertical de la cueva. Y sobre la influencia que tienen las paredes y techos de la cavidad en la trasmisin de calor (Thury, 1861). Fija su atencin en la importancia que en las cuevas heladas tienen las circulaciones de aire y sus columnas verticales de calor en el interior, aspectos que hasta el momento no haban tenido demasiado en cuenta. Thury hizo importantes observaciones durante el invierno, especialmente en la cueva de St. Georges, donde pudo observar los fuertes movimientos de aire que en la cueva se daban, atribuyendo su causa a la entrada de masas de aire ms pesa do. As como tambin se dio cuenta de que la temperatura durante el da en el interior de la cueva se incrementaba gradualmente para caer de forma rpida con la entrada de la noche en los das de invierno. En vez de permanecer estable como suceda en verano. Y es que segn Thury era imprescindible, para comprender el rol de las corrientes de ai re en la cueva, la experimentacin tambin en invierno. Aunque para alguna cueva de las que visit afirm que era de prever una corriente menor en invierno que en verano debido a que en invierno las fisuras verticales y entradas podan quedar taponadas por la nieve y el hielo acumulado. Como por ejemplo en el Glacire de Vergy (Thury, 1861:148). Thury afirmaba que eran necesarios para la formacin de hielo tanto el fro como el agua, y retomando la teora precedente de que el hielo no se formaba en invierno, deca que si no se daba una entrada de agua durante la primavera, en el invierno no se formara hielo. Concretaba de tal forma el periodo de formacin del hielo en los das primaverales (Thury, 1861:122 y 149)20. Segn afirmara unos aos ms tarde Browne (1865) con las observaciones invernales de Thury se cerrara definitivamente la antigua discusin sobre si el hielo se formaba o no durante el verano. Aunque todava en sus trabajos de campo este ingeniero se encontraba con ancdotas contrarias de la poblacin local sobre este tema (Balch, 1900:140). 20 “ Si la glace ne se forme pas en hiver, puisqu'al ors il n'y a point d'eau; ni en t, parce que la temprature est suprieur au terme de la conglation, il faut que ce soit au printemps ou en automne; dans cette dernire saison, le so l est trop rchauff; donc c'est au printemps que la glace se forme ” (Thury 1861:122). “ Ici, comme ailleurs, le temps de la formation de la glace doit tre l'poque de l'anne o l'eau et le froid se rencontrent, c'este--dire l'automne et surtout le pr intemps, le temps de la premire fonte des neiges. A cet gard il est donc parfaitement juste de di re qu'il ne se forme point de glace en hiver ” (Thury 1861:149).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 66 Thury ofreci concisas apreciaciones sobre la composicin estructural del hielo y sus transformaciones. Sus observaciones invernal es en detalle de algunas estalactitas y del hielo parietal, le hicieron conjeturar que la tendencia frecuente de la estructura areolar del hielo (observada en sus trabajos veraniegos y menos consistente estructuralmente) era hacia una composicin prismtica en forma hexagonal con mayor resistencia al calor, y rara vez hacia estructuras triangular es o piramidales, las cuales l no pudo corroborar (Thury, 1813, 1861). Tambin le llam la atencin de forma especial un crioespeleotema al que denomin columna de porcelana Se trataba de una columna cuyo hielo adquira un aspecto lechoso y homogneo diferenciado del resto de la s columnas de hielo y estalactitas, y en el que no se apreciaban aparentemente burbujas de aire como en el resto de morfologas. Su formacin la achacaba (Thury, 1861:146) a un estado molecular peculiar del agua congelada producto de una temperatura constante de cierto grado (posiblemente -4C) prolongada un largo tiempo. Pero, sin duda, las aportaciones ms importantes de Thury son las referentes a la importancia de las corrientes de aire en la formacin y conservacin del hielo en las cuevas. Los numerosos y rigurosos registros trmicos que llev a cabo (Luetscher dice de Thury que encarna la variante “climtica” del estudio de las cuevas heladas; frente a la “geomorfolgica” representada por autores como Kyrle (1923) (Luetscher, 2005:8; Luetscher y Jeannin, 2004b:61)), le llevaron a distinguir, segn la circulacin del aire, entre “ les glacires statiques, o l’air demuele immobile en t, et les glacires dynamiques, o des courants d’air habitues jouent un certain rle ” (Thury, 1861:132); siendo esto causa principal en la formacin del hielo (Thury, 1861:138). Dicha distincin, con ligeras adaptaciones, constituye la base de clasificaciones vigentes en la actualidad (Luetscher y Jeannin, 2004b). Thury ya discerni claramente entre las corrientes de aire entrantes en invierno que favorecan la entrada de aire fro en la cueva y las corrientes salientes del verano que no c ontribuan a la formacin del hielo pero que tampoco contribuan perjudicialmente en la fusin del mismo (Thury, 1861:149). Otros dos autores coetneos a Thury y que conviene resaltar tambin dentro del mbito de las cuevas heladas en las montaas del Jura y los Alpes, son los ingleses George Forrest Browne y Thomas George Bonney Ambos, compartiendo muchas de las

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 67 exploraciones endokrsticas, en 1865 y 1868 escribieron respectivamente sendos monogrficos sobre las regiones alpinas auspiciados por el recin creado Alpine Club britnico (1857) en los que abordaban las cuevas heladas. El primero de manera especfica en toda la obra, mientras que el segundo dedicndoles tan slo un captulo y de forma ms somera, pero acompandose de ilustraciones de su compatriota y clebre alpinista y conquistador del Cervino Edward Whymper (1868). La obra de Browne (1865) es la primera gran monografa que existe especficamente sobre las cuevas heladas. Hasta ahora los principales textos de referencia eran investigaciones ms o menos extensas pe ro siempre vinculadas a alguna revista cientfica. La obra de Browne no slo demuestra el inters por el tema de la poca sino tambin el bagaje cientfico que se tena ya al respecto. De nuevo, al igual que ocurra con Thury, Browne no tiene grandes publicaciones anteriores reseables sobre el tema, pero su obra destaca tanto por su extensa labor recopilatoria como por presentar tambin las primeras observaciones en algunas de las cuevas que explora, como por ejemplo la cueva de Monlsi. Browne hace una amplia pu esta al da de algo ms de una decena de cuevas heladas, recogiendo para muchas de ellas las aportaciones dadas hasta el momento, y ofreciendo para algunas otras las suyas propias. Todo ello lo acompa de reseas algo ms breves para otras tantas cuevas (entre ellas a la cueva de hielo del Teide, ya comentada anteriormente), y de unos captulos finales en los que contrastaba las diferentes teoras acerca de la formacin del hielo, de su estructura interna as como de la temperatura regional exterior en la que se encuentran tales cuevas. Browne, de una forma ms narrativa que cuan titativa en la mayora de las veces, da descripciones de las cuevas que visit obs ervando las estructuras habituales de las columnas de hielo en las que tras un cuerpo central de hielo “turbio” se sobreponan capas concntricas de prismas de hielo traslcido conformando una base elptica horizontal. Y sin embargo, si se trataba del hielo parietal, la inclinacin de su estructura siempre perpendicular con respecto a la pared variaba conforme lo haca el plano de la misma. Observaciones que el autor ya se adelantaba a considerar como universales para todas las cuevas (Browne, 1865:27). En una de sus apreciaciones ms importantes, Browne fue de los primeros en sostener que durante el periodo en que supuestamente la atmsfera de la cueva permaneca en

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 68 calma se daba sin embargo una ligera corriente de aire (cosa que tambin sostendra Balch aos ms tarde). Adems pudo comprobar fuertes corrientes alternativas de aire en la cueva dinmica de Monthzy, producto, segn el autor, de los cambios trmicos entre el da y la noche y la diferente exposicin de los distintos pozos verticales de entrada con respecto a los rayos del sol. E llo creaba una turbulencia interna de la atmsfera durante el da que recuperaba su estado de equilibrio con la llegada de la noche. Browne llam tambin la atencin, basndose en observaciones en esta misma cueva, sobre la necesidad de tener en cuenta la refrigeracin que sufran tales corrientes de aire a su paso por la superficie del hiel o, pero sin llegar a especificar ni concretar nada ms acerca de ello. Fig.1.7. Distintas imgenes recogidas de las cuevas heladas estudiadas por Browne: a) cascadas heladas de la cueva de La Genollire; b) la entrada de la cueva helada de St Livres; c) seccin del glacire Monthzy; d) seccin de la cueva helada de St. Livres (Browne, 1865). Thomas George Bonney (1868), presidente de la Geological Society of London y del Alpine Club, estuvo muy vinculado a Browne con quien comparti exploraciones a cuevas en los Alpes suizos. Bonney menciona cmo ya son muchas las teoras

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 69 existentes sobre las cuevas heladas, pe ro que a pesar de ello no son del todo satisfactorias para l (Bonney, 1868:99). Para este autor la causa fundamental del fenmeno de las cuevas heladas es la cantidad de nieve que se haya podido acumular durante el invierno en la cavidad y la cantidad de agua que se haya podido filtrar y congelar. Segn ello, para Bonney, no hay r azn por la que no se puedan encontrar cuevas heladas en cualquiera parte del mundo en la que se den las condiciones krsticas adecuadas y las suficientes nevadas durante el inverno. No parece tener en cuenta la influencia y el papel que puedan jugar las distintas corrientes de aire. Bonney ofrece descripciones de las diferentes morfologas que aprecia en las cuevas exploradas (contrafuertes de hielo, cascadas, molinos de fusin, carmbanos,…) y observaciones detalladas sobre la estructura prismtica del hielo. Llegando a compararla con las cristalizaciones de calcita conocida como septaria. Tampoco descarta rotundamente que el origen de las cuevas heladas sean pocas glaciares pasadas, pero lo cree inverosmil debido a las oscilaciones t rmicas que desde entonces han acaecido (Bonney, 1686:100). Pero todava este autor es el reflejo de cierto romanticismo que se da en las investigaciones sobre las cuevas heladas, a pesar del gran avance experimentado con respecto a los siglos precedentes. Bonney en su texto manifiesta de manera literaria la dificultad que tiene el acceso a alguna de las cu evas pero como a pesar de ello merece la pena (vase nota al pie n8). Siendo algunas de sus formaciones dignas de admiracin: “ Modest, as beseemeth females, they lie hid underground; yet, though troglodyte in habits, are not without a certain weird beauty ” (Bonney, 1868:88). En esta misma lnea escribe Dunant (1875) cuando se refiere a algunas de las cuevas heladas de Parmelan (Francia), glacires de Grand Anu y de lEnfer. Refirindose a ellas en trminos muy literarios, aunque sin aportar demasiado cientficamente, las llega a comparar incluso con el Cocito, el infierno helado de la Divina Comedia de Dante: “ Mais voici une autre difficult gologique non moins ardue. Nous sommes en prsence de la caverne de l'Enfer. Cet antre tnbreu x doit appartenir au cercle infernal glac du Dante; car il est plein de glace. Comment a-t-il t form? et d'o vient la glace qu'il

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 70 renferm ” (Dunant, 1875:98)21. A parte de recoger otras leyendas sobre brujas que habitaban las mismas (Dunant, 1875:99). Fig.1.8. Interior helado de la cueva de Grand Anu (Bonney, 1868). 21 Trad.: “Pero he aqu otra de las dificultades geolgicas no menos ardua. Nos encontramos frente a la Cueva el Infierno. Esta guarida oscura debe pertenecer al crculo infernal helado de Dante, porque est repleta de hielo cmo se form? y de dnde viene el hielo que contiene?”

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 71 Fig.1.9. Estructura prismtica hexagonal del hielo (Bonney, 1868). Uno de los textos referentes y ms importa ntes de esta poca y en este mbito geogrfico es el de los franceses Girardot y Trouillet (1885). De nuevo las investigaciones recaen sobre la clsica cuev a francesa Chaux-les-Passavant (Besanon), y de nuevo se escriben en las memorias de la Societe dEmulation du Doubs Estos dos autores recogen por extenso las teoras ms importantes que se dan hasta el momento sobre esa cueva helada, aadiendo ellos sus observaciones y explicaciones cientficas. De forma detenida y aportando datos precisos Girardot recoge en el ltimo apartado del escrito las explicaciones de mltiples aspectos fundamentales en la conformacin de la cueva y sus hielos. Desde las distintas circulaciones de aire, sus movimientos y equilibrios en la columna vertical, la caract erizacin de las temperaturas o los tiempos de formacin del hielo, hasta el papel que juegan procesos como la evaporacin, la deforestacin, la niebla o las heladas. De todo ello destacamos a continuacin aquellos aspectos ms importantes. Fundamental fue su explicacin de los movimientos de las masas de aire, activadas, siguiendo los postulados de Deluc y sus propias observaciones, por las diferencias de temperaturas (y densidades) entre ellas. De ta l manera, el aire en el interior de cavidad se renueva debido a las diferencias de temperatura que se dan entre las sucesivas estaciones del ao (Girardot y Trouillet, 1885:492). En este sentido, observan que cuando la temperatura exterior cae drsticamente, la temperatura del interior de la cavidad acta de la misma manera; mientras que si se eleva por encima de los 0C, la temperatura de la cavidad permanece estable o flucta muy levemente en torno a esta

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 72 temperatura. Lo primero se produce entre los ltimos das de octubre y mediados de mayo, y es lo que denominaron periodo abierto ; mientras que lo segundo se da en las estaciones clidas del ao y es lo que concibieron como periodo cerrado La distincin de estos dos periodos, basada en las distintas circulaciones, temperaturas y densidades de aire, ha permanecido hasta da de hoy para explicar el funcionamiento endoclimtico de muchas de las cuevas heladas existentes. En el llamado periodo abierto Trouillet explicaba, que debido a esas diferentes carac tersticas del aire se daba una sustitucin del aire interno de la cavidad el cual as cenda y era desplazado por el ms fro del exterior, activndose un bucle o circulacin del aire y transmitindose las temperaturas del exterior al interior. Mientras que durante el denominado periodo cerrado en aquellas estaciones del ao en que las temperaturas mnimas nocturnas no bajaban de 0,4C, tal circulacin de aire y penetracin de temperaturas fras hacia el interior no se daba. Quedaba de tal forma la cavidad aislada de las condiciones trmicas exteriores (Girardot y Trouillet, 1885:498). Fig.1.10. Diagrama de los movimientos de aire en los periodos abiertos (1) y cerrados (2) en la cueva helada de Chaux-les-Passavant segn Girardot y Trouillet (1885). Se aprecia como tambin en el periodo cerrado (estaciones clidas del ao) se da un intercambio de masas de aire en las partes ms externas de la cavidad cuando se dan heladas nocturnas. Pero de igual forma, en ese llamado periodo cerrado, se pueden dar descensos considerables de temperatura en el interior de la cavidad debido a la entrada de masas de aire fras y secas, producto generalmente de heladas nocturnas en el exterior o bien a finales el otoo o principios de primavera. Con ello se refuerza el enfriamiento de la

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 73 cavidad prolongando o acortando los efectos del invierno (Girardot y Trouillet, 1885:504-505). Para estos autores son el fro y el agua los dos factores fundamentales en la produccin de hielo en la cavidad. Y fundamentalmente el segundo, de tal manera que el volumen de hielo se mantendr “estril”, por mucho fro que se mantenga en la cueva, si el otoo/invierno ha sido seco. Del mismo modo, resean que la reduccin de la masa de hielo durante el periodo cerrado por el incremento de temperaturas y por el efecto del calor expedido por las aguas filtradas apenas es “milimtrica” (Girardot y Trouillet, 1885:515). Analizan tambin el efecto que tiene la cubier ta forestal en la entrada de la cavidad sealando que la deforestacin de la misma podra contribuir a aumentar el nmero de heladas por el incremento de la amplitud t rmica. Y con respecto a la teora de la formacin de hielo por evaporacin (Pictet, 1822) se manifiestan contrarios, diciendo que cuando una masa de aire hmedo de la cu eva es desplazada por una masa de aire seco, sta no tardar en saturarse provoca ndo una evaporacin en torno a la misma, que har que el agua se transforme en vapor y se produzca un consumo considerable de calor (Girardot y Trouillet, 1885:504). Una de las figuras ms destacadas dentro de este mbito europeo es sin duda alguna la de Edouard Alfred Martel Considerado como el padre de la espeleologa moderna, o al menos el mximo precursor de la misma internacionalmente (Shaw, 2007), Martel es una de las encarnaciones por excelencia de la exploracin subterrnea cientfica. A sus innumerables exploraciones se suma la fundacin de la Socit de Splologie en 1895, una de las primeras sociedades de este tipo que se crea en Europa y germen original de la actual federacin francesa de espeleologa. De esta sociedad ha dependido siempre la famosa revista Spelunca una de las vas de difusin ms conocidas de las ciencias subterrneas. Dentro de su ingente labor exploratoria, revisit algunas de las cavidades heladas ms famosas, Chaux-les-Passavant o Fondurle, dando a conocer tambin muchas otras (p.e. Martel, 1892, 189422, 1896, 1897, 1899). 22 Una de sus obras ms reconocidas: Les Abimes

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 74 Para Martel las cuevas heladas tenan cuatro causas fundamentales (Balch 1900:301): la forma de la cavidad, la accesibilidad en cuanto a la cantidad de nieve que pueda entrar de forma directa, la altitud y la evaporacin debida a las corrientes de aire. Sealando que las dos ltimas no tienen porque darse siempre. Era partidario de la formacin del hielo durante el invierno debido al fro y a la nieve acumulada, pero sin embargo la evaporacin causada por la accin de las corrientes de aire en aquellas cavidades de mayor altitud contribua decisivamente a la preservacin del mismo. Para l cuevas heladas como la gruta helada de Casteret constituan un “ fenmeno geolgico de primer orden […] con inters cientfico considerable” (Casteret, 1928:25). Fig.1.11. “Ice cave in the lava, One day from the summit of Mauna Loa (Hawaii)” (J.G. Sawkins, 1855). Fuente: National Library of Australia. Otros aportes al conocimiento de las cuevas heladas, al igual que lo constituyeron en su momento las menciones literarias de Poissenot, son las representaciones artsticas pictricas. Desde los dominios del arte tambin se poda obtener cierta informacin acerca de la distribucin y estado de alguna s cuevas heladas. Existieron artistas que dejaron plasmadas en algunas de sus obras cuev as heladas que visitaron a lo largo de su carrera artstica. Es el caso del pintor ingls de primera mitad del XIX James G. Sawkins (1855) quien, en uno de sus mltiples viajes a Hawaii, plasm pictricamente

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 75 unas de las cuevas heladas que se dan bajo algunos tubos de lava del volcn Mauna Loa. Por aquel entonces y en aquel lugar seguramente tomado como un extrao fenmeno natural. Sobre cuevas heladas en este mismo volcn se estn desarrollando investigaciones en la actualidad (Pflitsch et al., 2012). Epicentro austrohngaro-ruso: En estos dos mbitos geogrficos la inves tigacin sobre cuevas heladas se caracteriza fundamentalmente por aportaciones de nuevas cavidades encontradas, o bien bajo campaas de campo destinadas a reconocimientos geolgicos y geogrficos de carcter regional (p.e. Bou, 1840; Murchison, 1845); o bien bajo intensas actividades espeleolgicas y de estudios krsticos (p.e. Fugger, 1888; Cvijic, 1896). El gelogo francoaustriaco Ami Bou presidente fundador de la Socit gologique de France (1830), ofreci en su obra magna centrada en los pases balcnicos: La Turquie d’Europe (1840), algunos datos acerca de lo que l denominaba los puits naturelles de Serbia. Dentro de esta regin, sus aportacione s sobre el karst probablemente sean de las mejores de la poca (Calic, 2007:316). Visitando y tomando medidas y temperaturas de algunas cuevas del Mt. Rtanj, como la cueva helada de Ledenica, y sobre la que ms tarde incidira de nuevo Cvijic, pero sin llegar a profundizar ms en el tema. Bou ofreci tambin una recopilacin sucinta de la bibliografa existente sobre las cuevas heladas ms reconocidas sealando tanto autores como las cuevas heladas que estudiaron (Bou, 1864). En los mismos trminos, en cuanto a formato geolgico regional de estudio, pero con una mayor implicacin en el tema, se mueve la obra del gelogo escocs Roderick I. Murchison sobre lo que denomin la Rusia europea y las montaas de los Urales (1845). Murchison junto a sus colegas Verneuil y Keyserling estudi la cueva helada de yeso de Illetzakaya-Zastchita en Orenburg (Rusia), manifestando, en oposicin a las teoras mantenidas por el qumico ingls John Herschel (1842), que la presencia de hielo en la misma se daba en verano, estando a favor de la evaporacin como causa en la formacin del mismo:“… whilst the excessive dryness of the external air of these southern steppes, to which we have specially adverted, must contribute most powerful to the refrigerating effects of evaporation ” (Murchison et al., 1845:198). Para estos autores el fro era ms intenso en la cueva cuanto ms clido y seco fuese el aire en el exterior;

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 76 siendo la lluvia y la humedad lo que provocaban una disminucin del fro en la misma y por tanto una desaparicin del hielo en el invierno: “ that the hotter the summer the greater is the quantity of ice they contain ” (Murchison et al., 1845:198). Toman por vlidas las afirmaciones de Pictet en las cuev as de Besanon y el Jura, y las aplican en la cueva helada de Illetzakaya-Zastchita. E incluso las dan por vlidas para explicar todas las cuevas relacionadas anteriormente para estas regiones por Pallas (1788). Contrariando a ste en su mantenimiento de la teora de sales para la explicacin del fenmeno. Murchison afirma que en todas aquellas cavidades similares a IlletzakayaZastchita, incluyendo la cueva de hielo del Teide, la preservacin del hielo o la nieve del invierno anterior es inviable, siendo las condiciones peculiares de los meses ms calurosos del verano las que lo forman (Murchison, 1842: 696 y 697). En sintona con Murchison, el qumico Pleischl (1841), tambin abogaba por el papel importante que jugaba la evaporacin en la formacin del hielo en las cavidades heladas de las inmediaciones de Bohemia. En dicha rea estudi algunas cuevas y taludes helados manifestando que el hielo encontra do en verano no era remanente del invierno, sino que ms bien se formaba en verano (Balch, 1900:279). Fig.1.12. Topografa de Ghe arul de la Sc ri oara realizada por Josef Wastler y presentada por Schmidl (1863)

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 77 En las montaas de Austria, fundamentalmente en las del tscher, y en algunas de Rumania (Ghe arul de la Sc ri oara), estudi sus cuevas heladas el gegrafo austriaco Adolf Schmidl Considerado, por su intensa labor exploratoria, cientfica y de publicacin, como uno de los padres de la espeleologa moderna, junto a Martel (Shaw, 1978, 2007; Kranjc, 2002), sino el verdadero padre por el propio Martel (Shaw, 1978:259). Schmidl acu por primera vez el trmino de Hhlenkunde para referirse al estudio de las cuevas (Shaw, 1978). En su obra Das Bihar-Gebirge an der Grenze von Ungarn und Siebenbrgen (Schmidl, 1863) ofrece sus observaciones y mediciones de las eishhlen de las montaas de Bihor, entre las que se encuentran la famosa Ghe arul de la Sc ri oara (Apuseni Mountains, Rumania). En ella realiz los primeros estudios reconocidos de la misma (Racovita, 2000:561), con la incorporacin de topografas detalladas de Josef Wastler (Schmidl, 1863)23. Adems ofreci metras minuciosas de las morfologas que encontr y registros tanto trmico como baromtricos de algunas otras (Schmidl, 1857). Segn Balch (1900) y Kranjc (2004) tambin Petruzzi explor diversas cuevas heladas en regiones de las actuales Austria y Eslovenia. En especial, de ste ltimo, la zona de Krain, de donde formulara que hacen falta diversas condiciones para que se forme una cueva helada, algunas de ellas no muy acer tadas: una alta altitud, una filtracin o goteo de agua adecuada, una ausencia total de sequedad y una proteccin contra vientos clidos y hmedos (Petruzzi, 1857 [en Balch, 1900:282]). Petruzzi se manifestaba partidario de la formacin del hielo durante el invierno, comenzndose a fundir segn l con la llegada del verano. A principios de los setenta el ingeniero de minas eslovaco Eugene Ruffiny descubri una de las cuevas ms famosas en la actualidad la Dobšinsk Ice Cave, trazando su primer plano (Tulis y Novotn, 2006). Dos autores importantes en el estudio de las cuevas heladas que investigaron en este contexto geogrfico publicaron buena parte de sus trabajos en la dcada de los ochenta y principios de los noventa del siglo XIX. Se trata de Bernhard Schwalbe y Eberhard Fugger siendo algunas de sus obras consideradas clsicos en el estudio de las cuevas 23 Anteriormente la cavidad ya se conoca pero a trav s de escritos ms bien de carcter turstico como pueden ser los de Szirtfi (1847), Wass (1857) o Peteres (1863) (Onac et al., 2003).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 78 heladas (Kranjc, 2004): Schwalbe (1882) y Fugger (1883; 1894). E incluso, sus contribuciones, como de las ms importantes ofrecidas hasta aquel entonces (Balch 1900). Ambos autores se caracterizan por representar un profundo y extenso trabajo exploratorio de las cavidades, fundamentalmente de las actuales Alemania (montaas de Harz, por ejemplo), Eslovenia (en la regin de Krain especialmente), Austria, Eslovaquia (cueva helada de Dobšinsk) e incluso mencionando tambin alguna que otra cavidad en los Urales rusos como la famosa cueva helada de Kungur (Schwalbe, 1882 [en Kranjc, 2004]). Tambin relacionan cuevas heladas en Siberia y algunas tambin en los Alpes y prealpes italianos (como la cueva helada de Moncodeno en Grigna-Valssasina). Sus extensos estudios son el mximo exponente de lo manifestado a lo largo de todo el siglo: estudios de m ltiples parmetros en numerosas cavidades y realizados de forma rigurosamente sistemtica. Ambos apoyaban la teora de la formacin del hielo en los periodos invernales. Fugger adems incida sobremanera en que eran la f iltracin de agua y el aire fro exterior que penetraba en el interior de la cueva las causas fundamentales. Siendo el primero de ellos el causante de que el volumen de hielo aume ntase si se produca una filtracin de agua durante el invierno; mientras que lo haca disminuir si se produca durante el verano. Dos aspectos importantes para l en la fusin del hielo eran tanto el calor que emanaba del techo de la cavidad (mayor fusin a mayor temperatura), como la incidencia directa de los rayos del sol que, a pesar de no calentar en demasa la atmsfera interior de la cueva, s que eran capaces de calentar tanto la superficie del hielo como las paredes de la cavidad, y aumentar con ello su fusin. Para Fugger tambin tena importancia la rampa de nieve de acceso a algunas cavidades, ya que stas ofrecan una cierta proteccin contra la fusin de los rayos del sol, especialmente si no eran muy blancas o estaban cubiertas de muchos derrubios24, al igual que lo ejerca tambin un cierto grosor rocoso del techo (Balch, 1900:296). Fugger ofreca explicaciones concisas de cmo se producan los movimientos e intercambios de las masas de aire desde el exterior en funcin de las diferentes temperaturas y pesos, reafirmando las teoras ya enunciadas dcadas antes por Thury. 24 De lo contrario, para este autor, el efecto del albedo hara aumentar la temperatura acumulada en la cueva y con ello la fusin de sus hielos.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 79 Fig.1.13. Primer mapa de la Dobšinsk Ice Cave (Rep. de Eslovaquia), hoy patrimonio de la humanidad por la UNESCO. Fue realizado por E. Ruffiny en 1871 (tomado de Tulis y Novotn, 2008). Schwalbe, por su parte, tambin apoyaba la teora de la formacin del hielo durante el invierno pero sostena que esto slo no bastaba. Aada como vlidos tambin los postulados enunciados por el americano Lowe ( la teora de la capilaridad o de compresin del aire ) en base a los cuales se daba una congelacin del agua por el aumento de presin a medida que se profundizaba en la cavidad (Lowe, 1879). Schwalbe, al igual que otros autores que hemos visto hasta ahora (Hablizl, Thury o Kovarik), concretaba que era con la fusin de las nieves en primavera y mantenindose la temperatura de la cavidad todava fra (paredes y el interior bajo el punto de congelacin) cuando se formaba ms rpidamente el hielo; siendo en todo ello la roca

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 80 un factor importante como fuente de fro y como preservador del fro durante el verano. Conceba la roca como una fuente perdurable del fro. Schwalbe en su clsico trabajo “ ber Eishhlen und abnorme Eisbildungen ” (“sobre las cuevas de hielo y las formaciones de hielo anormales”) (Schwalbe, 1882), aada un extenso listado de cuevas heladas acompaado de sus localizaciones y altitudes. Durante la ltima dcada del siglo XIX al gunas de las aportaciones ms reseables vinieron de la mano de autores como Franz Kraus Hans Cranmer o Hans Lohman El austriaco Franz Krauss, por su parte, es sealado como uno de los fundadores de la primera sociedad espeleolgica de la historia, Verein fr Hhlenkunde creada Viena en 1879 (Kranjc, 2002). En su obra Hhlenkunde (Kraus, 1894), una de las consideradas como fundamentales en el desarrollo de la espeleologa junto con la de Martel, en sus teoras acerca de las cuevas heladas, expone que en la formacin de sus hielos son necesarios tanto los rigores invernales como la influencia de la evaporacin, siendo raro encontrar espeleotemas en ellas debido a su fuerte humedad y a que no se dan los suficientes movimientos de aire (Balch, 1900). Sus exploraciones espeleolgicas le llevaron a cuevas heladas por mltiples pases en este contexto geogrfico (Austria, Hungra, Rep. Checa, Rep. de Eslovaquia, Croacia, Bosnia, etc). Hans Cranmer estudiando las cuevas heladas de Austria daba tambin por vlida la teora del invierno para la formacin del hi elo en las mismas, pero a su vez volva a incidir en la distincin de distintos periodos dentro del invierno (Cranmer, 1899). Resaltaba dentro del mismo tanto periodos fros como clidos, pudindose discernir tambin una estratificacin en las masas de aire dentro de la cavidad acorde tanto con su temperatura como con su densidad. De tal manera que los estratos ms bajos se correspondan con las capas ms fras. Sin embargo, Hans Lohmann, en sus estudios sobre las cuevas heladas de Erzgebirge (Alemania-Suiza) volva de nuevo a abogar porque eran los meses invernales la causa principal pero acompaados de un papel secundario ejercido por la evaporacin. El aire saturado constantemente de vapor de agua le haca pensar en la evaporacin como un factor a considerar en la formacin del hielo. Se centraba tambin en el estudio de los cristales de hielo, diciendo que las distintas estructuras se deban a los cambios de temperatura a los que se someta la crio morfologa a medida que se desarrollaba.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 81 Lohmann ofreca tambin grficos trmicos de detalle con registros tanto del exterior como del interior de las cavidades y de varios meses consecutivos (Lohman, 1895). Fig.1.14. Estudio de Hans Lohmann de las estructuras prismticas del hielo en las cuevas heladas de Erzgebirge. Reproduccin de las mismas en moldes de arcilla para su registro y anlisis detallado (Lohmann, 1895). Una de las ltimas figuras que conviene destacar dentro del estudio de las cuevas heladas de este siglo XIX, no por sus aportes a la investigacin de las mismas sino ms bien por el peso que ha tenido dentro de los estudios del karst, es la del gegrafo fsico Jovan Cvijic La figura de este serbio, doctorado en la Universidad de Viena bajo la direccin de A. Penck, est ntimamente asociada al estudio de la karstologa de Serbia, siendo considerado adems como uno de los mximos precursores de esta ciencia nivel mundial (Calic, 2007). La gran mayora de su obra versa sobre los estudios karstolgicos, algunos de amplio renombre como la de Das Karstphnomen (1893; su tesis doctoral), en la que populariz e introdujo por primera vez conceptos tan enraizados hoy en da como karst, dolina, holokarst, merokarst o fluviokarst (Williams, 2004). Algunas de sus ms importantes investigaciones se fundamentaron en las Dinaric Mountains (entre Croacia y Bosnia, el fa moso Dinaric Karst), donde adems explor tambin numerosas cuevas heladas. De ellas no dijo gran cosa pero s que registr por primera vez numerosas cuevas heladas, aboga ndo en ellas por que el fro del invierno era la causa fundamental en la formacin de sus hielos (Cvijic, 1896). *** Para acabar con las aportaciones al estudio de las cuevas heladas del siglo XIX es necesario resear detenidamente una de sus obras clsicas: “ Glacires or Freezing

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 82 Caverns ” de Edwin Swift Balch (1900). Esta extensa obra recopilatoria de carcter monogrfico representa el punto alcanzado a finales del siglo XIX tanto en lo que al conocimiento de las cuevas heladas se refiere como al de la difusin e interconexin del mismo alcanzado a ambos lados del Atlntico. De formacin abogado, pero ms montaero y cientfico, Balch se interes en extenso por los temas polares (participara en las primeras exploraciones a la Antrtica en 1902 (Balch, 1903, 1913) y tambin por las cuevas heladas. A pesar de no tener una a bultada bibliografa al respecto s que su obra ha mantenido una marcada importancia hasta el momento actual (Balch, 1897a, 1897b, 1900, 1901). Viaja extensamente a finales del XIX por Amrica y Europa interesado fundamentalmente en la exploracin de glacires y en la ascensin de montaas. Sus escritos de 1897a y 1897b sobre cuevas heladas, son recogidos de nuevo y de forma monogrfica en la obra mencionada de 1900 En esta obra hace una revisin y puesta al da de todas las teoras existentes en ambos continentes con una extensa puesta al da tambin de la bibliografa hasta la fecha. Ofrece sus aportaciones tanto en lo que a las concepciones tericas se refier e como a la reexploracin de muchas de las cuevas heladas previamente estudiadas. En estos ltimos casos refut la denominacin como tal de algunas cuevas heladas que eran ms bien gargantas, pozos o taludes de derrubios con hielo formado algunos meses al ao, aunque los topnimos y afirmaciones locales indicasen lo contrario. En otras ocasiones, sin embargo, pudo confirmar la existencia de glacires, sensu stricto distinguiendo incluso entre lo que l llamaba permanent glacire y periodic glacire dependiendo si el hielo aguantaba todo el ao o no. Balch protagoniz una importante labor de comunicacin y recopilacin literaria sobre el tema, reflexionando a la vez sobre algunas cuestiones que prevalecen todava hoy en da. Desde nociones terminolgicas acerca de la denominacin de las ice caves hasta distintas clasificaciones de las mismas y de fenmenos similares (eishhlen, windhhlen, cold caves, freezing wells, freezing tunnels, freezing mines, taludes, gargantas, etc). Balch propona en esta obra monogrfica la utilizacin unitaria del trmino francfono glacire para referirse de forma unvoca a las cuevas heladas y evitar as errneas interpretaciones. Sin embargo, como seala Luetscher (2005:62), ha sido el trmino ice cave el ms empleado, siendo adoptado definitivamente a partir de la primera edicin del International Workshop on Ice Caves (2004) para referirse a las mismas acorde con la mayora de los textos referentes.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 83 Fig.1.15. Fotografas de diversas cuevas heladas exploradas por Balch en Europa (a. y d., Chaux-les-Passavant (Francia); b., Ko lowratshhle (Austria); c., Schafloch (Suiza)) (tomado de Balch 1897, 1900).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 84 Balch, de forma especial, se interes por los movimientos de las masas de aire externos e internos partiendo de los postulados mantenidos por Thury (1861); siendo para l la causa fundamental, sino nica, de la formacin del hielo en invierno ( teora del invierno ). Pero matizaba a Thury diciendo que no se daba una estanqueidad completa en las static caves y que las denominadas static y dynamic caves eran lo que autores germanos venan estudiando como eishhlen y windrhren (cuevas de hielo y tubos de viento) (p.e. Fugger, 1883; Cranmer, 1899). De hecho, la puesta en valor de estos movimientos de aire formando clulas convectivas como factores fundamentales en el enfriamiento y desplazamiento de masas de ai re en las cavidades heladas debido a sus distintas densidades y temperaturas, es lo que ha pasado a la historia bajo el nombre de “ Balch Effect ”. Utilizado en numerosas ocasiones, muchas de ellas en estudios trmicos de periglaciarismo, para explicar este tipo de movimientos y enfriamientos tanto en cuevas, como en taludes de derrubios o glaciares rocosos (p.e. Thompson, 1962; Harris, 1986; Harris y Pedersen, 1998; Gray y Brown, 1979; Morard, 2011). Pero a este mismo autor, a pesar de su rigor cientfico y amor por las montaas, no le faltaba prosa literaria tampoco para defender la belleza de las cuevas heladas, diciendo que su exploracin a pesar de todo guardaba muchos puntos en comn con la exploracin montaera: “ for caverns certainly hold a distinct place among natural phenomena, and one entirely within the province of mountaineers; and, in fact, mountain and cave exploration have so many points in common that cave hunting has recently aptly been termed mountaineering reversed -25” (Balch, 1897:201). En 1901 Balch hace una breve recensin sobre un aspecto estudiado reincidentemente en las ltimas dcadas de ese siglo: el papel que juega la evaporacin en la formacin del hielo. Partiendo de tres pilares bsicos para l como eran la formacin del hielo en invierno, la reduccin de la temperatura en una cueva por evaporacin alrededor de 23C (segn observaciones dadas por Martel), y que no se haba dado ninguna prueba fehaciente de que la evaporacin diese lugar a la formacin de hielo; Balch volva a reiterar que el fro del invierno era la causa primaria y que la evaporacin no tena 25 En clara alusin al escrito de Martel (1896): The Descent of Gaping Ghyll (Yorkshire): A Story of Mountaineering Reversed Tal tesitura de aceptacin de la explor acin de las cuevas dentro del mundo montaero recuerda a lo que en su da tambin uno de los precursores de la espeleologa moderna luch por conseguir en el contexto espaol de los aos veinte del s. XX: Antonio Ferrer, “el hombre de las cavernas” (vase Granja, 2012).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 85 apenas relevancia. Clamando a su vez por la necesidad de realizar ms estudios acerca del papel de la evaporacin en la formacin del hielo y sugiriendo ensayos en laboratorios como algo imprescindible para dar solucin al asunto. En ese mismo ao Kimball, estudiando cuevas heladas de EEUU, tambin mantuvo unos postulados muy afines a los de Balch (Kimball, 1901). 1.3.4.Tecnificacin y desarrollo alcanzado durante los siglos XX y XXI. Breves nociones. El avance en la investigacin alcanzado en el siglo XX demostraba la pluridisciplinariedad que marcaba el estudio de las mismas. A la vez que el alto grado de tecnificacin con el que se proceda. Las bases tericas explicativas del fenmeno de las cuevas heladas quedaron, en gran part e, consolidadas en las ltimas dcadas del siglo precedente: la formacin y origen del hielo, los tiempos de desarrollo, diferentes tipos de cuevas heladas, la definicin de las mismas, las estructuras prismticas de los cristales, y buena parte de los procesos fsicos implicados. Ya a principios del siglo XX las cuevas heladas haban dejado de ser un fenmeno extraordinario a ser un hecho comn, en distintas latitudes, altitudes y litologas, pero muy presentes fundamentalmente en las lati tudes medias septentrionales y a altitudes que muchas veces no superan los 1000 m (p.e. Chaux-les-Passavant, Dobšinsk Ice Cave, Silicka Ice Cave, Ledena Jama). Adems se daba una cada vez mayor explotacin de las mismas pero ya desde un punto de vista ms turstico que como neveras o reservorios de fro o hielo. Contando algunas de ellas ya con una larga tradicin al respecto (p.e. Chaux-les-Passavant o Dobšinsk). La consolidacin de las bases tericas de su estudio permita una progresiva focalizacin de los intereses y objetivos a perseguir y una especializacin progresiva fcilmente percibida en los escritos de la segunda mitad del siglo XX y ha permitido alcanzar hoy en da el estado actual de la cuestin. Respecto a ello, relacionar los avances y la superacin de postulados, hiptesis y teoras para el siglo XX e inicios del XXI, como se ha hecho con los siglos anteriores, sera prcticamente inviable. Mxime cuando los objetivos del presente trabajo son otros. Tales se han multiplicado exponencialmente acorde con la evolucin de las ciencias en

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 86 general, y de aquellas relacionadas con la criosfera en particular, y de forma fundamental en la segunda mitad del siglo (tras los parones obligados por las guerras mundiales). Sin duda otro extenso e inte resante estudio podra ocupar perfectamente dichos objetivos, prestando atencin pormenorizada a la evolucin que ha llevado al panorama actual en el que la investigacin de las cuevas heladas ya se lleva importantes y rigurossimos trabajos facultativos desde tesis doctorales monogrficas a tesis doctorales comparativas. Algunas de ellas ntimamente relacionadas con las reconstrucciones paleoambientales (p.e. Mavlyudov, 1989; Citterio, 2002; Luetscher, 2005; Turri, 2006; Kern, 2010; Per oiu, 2011; Morard, 2011). O publicaciones monogrficas de revistas especializadas en el estudio de la criosfera (nmero especial de The Cryosphere, 2010-2011). Con un extenso detalle tambin Maire (1990) dedica buena parte de sus investigaciones a numeros as cuevas heladas. Siendo sus estudios bastante referenciados en la literatura especfica de hoy en da. La celebracin de congresos en los que las cuevas heladas tienen cabida de manera especfica tambin es un hecho diferencial en el avance epistemolgico de las ltimas dcadas; siendo un buen nexo de comunicacin e intercambio de informacin. En algunos casos las cuevas heladas han tenido cabida dentro de congresos geomorfolgicos multidisciplinares como sucedi en la EGU General Assembly del 2011, por ejemplo, en la que se dedic una sesin especfica a las cuevas heladas; o en congresos especficos sobre karst como fue el caso del Northern Karst Systems in our Changing Environment (Rusia, 2011) donde tambin se habilit un apartado sobre “ Cave glaciation, cryogenic phenomena within karst areas ”, o en congresos internacionales centrados en el karst, la espeleologa y las cuevas glaciares como el International Karstological School-Classical Karst; International Congress of Speleology; Glacier Caves and Karst in Polar Regions –GLACKIPR-26. Tambin han encuentran hueco dentro de congresos dedicados al permafrost como es el caso de la Internacional Conference on Permafrost En otros casos se celebran congresos temticos sobre las cuevas heladas como sucede con el Internacional Workshop on Ice Caves que se lleva celebrando bianualmente desde 200427. Y otros, van ms all an, 26 Congresos auspiciados por la UIS, Union International of Speleology, y concretamente GLACKIPR, por autores relevantes en el estudio de las cuevas heladas como Bulat Mavlyudov, gegrafo de la Russian Academy of Sciences, y sobre todo por Adolfo Eraso, Carmen Rodrguez y Marian Pulina. 27 En la apertura de este congreso se dejaba ver clar amente la intencin de la puesta en marcha de este tipo de congresos monogrficos y como se haba llegad o a un punto evolutivo de la investigacin en que

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 87 como el International Planetary Caves Workshop (el primero celebrado en 2011) nacido del propsito de: “ promote the exchange of knowledge and ideas between planetary and terrestrial scientists interested in cave exploration and research across the solar system ”. El desarrollo de proyectos de investigaci n (p.e. Austro Ice Caves 2100-Austria-, MONICA MONitoring of Ice within CAve-Italia-, Criopicos-Espaa-), es un hecho cada vez ms frecuente que tambin refleja el estado actual de la cuestin. En muchas ocasiones respaldados por recientes centros de investigacin y laboratorios especializados en los medios fros (p.e. Ice Lab de la Universit degli Studi di Milano Bicocca), o desde clsicos y reputados institutos de investigacin espeleolgica como el Institutul Speologic Emil Racovi (Cluj, Rumania). La exploracin de potenciales nuevas cuevas heladas en otros planetas, como ya se ha mencionado en los primeros prrafos del presente trabajo, es el hecho puntero de la realidad actual alcanzada. El desarrollo tecnolgico de la sociedad actual deriva tambin en un aumento notable de aplicacin y control instrumental en las cavidades, marcado por una tendencia generalizada de la parametrizacin e instrumentacin y el deseo-necesidad de ir ms all de las bases ya asentadas. No slo en el es tudio de las cuevas heladas, sino tambin en el de la karstologa, la espeleologa o las di sciplinas dedicadas al estudio de los medios fros. La instalacin de estaciones meteorolgicas en el interior y exterior de cuevas es un hecho cada vez ms frecuente, con un de seo dirigido a una monitorizacin de sus parmetros fsico-qumicos lo ms completa e inmediata posible (p.e. Kadebskaya, 2006); o de forma ms cercana a nosotros, y aunque no se trate de una cueva helada, en la famosa cueva turstica del Soplao (Cantabria) en los ltimos aos (Calaforra et al., 2011). El desarrollo tecnolgico actual permite tambin la realizacin de investigaciones orientadas al conocimiento en detalle de las edades y su relacin con los periodos climticos pretritos recientes correlacionndolo frecuentemente con dataciones de materia orgnica (14C, AMS), U-Th sacado de concreciones, anlisis isotpicos de calcitas criognicas y de secuencias isotpicas extradas de los bloques de hielo. Estas ltimas cada vez ms frecuentes de sde finales de la dcada de los 60 hasta eran necesarias sus celebraciones para dar impulso a algo que a pesar de su importancia no tena una comunidad cientfica lo bastante grande “ ice caves represent a small but fascinating research field for speleologists and glaciologists in many countries […] the interested scientific community is quite small and scattered ” (Onac y Bini, 1st IWIC).

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 88 la actualidad (p.e. Serban et al., 196728; Racovi 1972; Yonge y MacDonald, 1999; Citterio et al., 2004, 2005; Frizs et al., 2004, 2006; Maggi et al., 2011, 2012; Per oiu et al., 2010a; 2010b; 2011; Kern, 2010; Kern et al., 2004, 2006, 2009, 2011a, 2011b, 2012; Sancho et al., 2012). Tanto desde el punto de vista de distintas dataciones absolutas y anlisis isotpicos como de su relacin con otras tcnicas de datacin anlogas (dendrocronologa o datacin de plenes, por ejemplo) (p.e. Kern, 2010; Kern et al., 2004; Schlatter et al., 2003; Viehmann et al., 2004; Feurdean et al., 2011). Muchas veces el resultado son investigaciones especializadas en procesos muy concretos, y que a principios del siglo XX no se tena tan si quiera claro la influencia que ejercan en las dinmicas de las cuevas he ladas como ya se ha visto. Son estudios de sublimacin, evaporacin, condensacin o de radi acin neta y su influencia dentro de los balances energticos y de volumen de hielo. O el papel que juegan las transferencias o flujos de los distintos tipos de energa calrica en la fusin o no del hielo (p.e. Ohata et al., 1994; Luetscher et al., 2003, 2008; Schner et al., 2010a, 2010b; Obleitner y Sptl, 2011; Pflitsch et al., 2006). Se han de aadir, por ltimo, las tendencias actuales vinculadas al desarrollo macrosocioeconmico de la terciarizacin a nivel global que hace que proliferen en los pases desarrollados las economas relacionadas con las actividades al aire libre y por tanto con el disfrute de la Naturaleza. Ello ha repercutido, dentro del caso que nos atae, en la proliferacin de las llamadas “ show caves ” dentro de las que se incluyen, por su espectacularidad esttica e importancia criomorfolgica, algunas cuevas heladas. Aunque directamente la relacin de este tipo de economas no parezca tener que ver con el desarrollo de los estudios de las cuevas heladas, en algunos casos concretos se realizan controles climticos de las mismas con el objeto de mantener sus condiciones intactas, y preservar as su rentabilidad econmica. Se evala as de primera mano los cambios evolutivos que se dan en ellas de forma natural y aquellos derivados de su explotacin turstica. A la vez que se instauran sobre ellas figuras jurdicas de proteccin especfica (p.e. Dobšinsk Ice Cave, Eisriesenwelt o la cueva helada de Kungur entre otras muchas). 28 erban, Viehmann, Silvestru y G. Racovi son los autores quizs ms destacados en cuanto a produccin cientfica sobre cuevas heladas se dieron en las dcadas de los 60, 70 y 80 del siglo XX, centrados fundamentalmente en la cueva de Ghe arul de la Sc ri oara (Rumania).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 89 Cuadro resumen de los antecedentes de investigacin (1/4)

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 90 Cuadro resumen de los antecedentes de investigacin (2/4)

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 91 Cuadro resumen de los antecedentes de investigacin (3/4)

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 92 Cuadro resumen de los antecedentes de investigacin (4/4)

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 93 1.4. Metodologa: documentacin, procedimientos e instrumentacin. “ Los ambientes periglaciares actuales tienen una amplia posibilidad de expansin centrados en la aplicacin de nuevas tecnologas que permitan un conocimiento ms preciso de las condiciones ambientales actuales y sus cambios anuales […]. La aplicacin de tcnicas como sensores de movimiento, GPS de precisin, lser scanner, registros continuos de temperaturas y humedad en sondeos, en suelos o atmosfricos mediante las estaciones meteorolgicas automticas de montaa y controles superficiales mediante estaciones experimentales, pueden ir desentraando las caractersticas de los medios periglaciares activos y sus diferencias regionales […]. El conocimiento de regmenes termohigromtricos, y la dinmica de los procesos permitirn avanzar en la definicin y conceptualizacin de los ambientes periglaciares […]. Existen, pues, muchas oportunidades de avanzar en la definicin y uso de las formas y depsitos periglaciares como indicadores ambientales del pasado, que permitan afinar las reconstrucciones climticas o ambientales junto a disciplinas afines ”. Con estas palabras Serrano (2011) expresaba en su conferencia invitada del III Congreso Ibrico de la IPA (Piornedo) los “Horizontes de la Investigacin Periglaciar en la Pennsula Ibrica” en la actualidad. Si bien no refirindose especficamente al caso de las cuevas heladas, se pueden trasladar tales palabras a la metodologa e instrumentacin empleadas en el presente trabajo. En este sentido la metodologa de este estudio no se aleja, pues, de metodologas similares a las aplicadas en investigaciones actuales de cuevas heladas. En muchos

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 94 casos afines a las de estudios periglaciares habituales y con una instrumentacin en buena medida compartida. Con ello, nos hemos propuesto el registro, conocimiento y comprensin de procesos y formas de las cuevas a estudio; as como de las preponderantes en los tiempos pretritos ms inmediatos. Fundamentalmente de aquellas intervinientes en la evolucin de los grandes bloques de hielo presentes en las tres cuevas a estudio. Para ello ha sido fundamental el trabajo de campo sistemtico acompaado de labor de gabinete (documentacin, tratamiento y anlisis de informacin registrada en campo y de bibliografa) y de distintos procederes de laboratorio. 1.4.1.Proceso de documentacin. La previa exploracin, lectura e investigacin de la documentacin existente sobre las cuevas heladas ha sido una de las labores fundamentales en el desarrollo del presente estudio. Para ello ha sido necesario un rastreo de documentacin cientfica, tanto en el espacio (otros mbitos subterrneos diferentes al de Picos de Europa), como a travs del tiempo, adquiriendo documentacin original histrica de siglos precedentes. El proceso de documentacin se ha centrado tanto en la bibliografa especfica sobre cuevas, como en aquella versada en los procesos fsico-qumicos ms pertinentes, y de forma ms concreta tambin en todos aquellos documentos, cartografas, fotografas y bibliografas con los aspectos ms relevantes de los sistemas endokrsticos de Picos de Europa. En este sentido ha sido fundamental la investigacin a travs de las numerossimas memorias y publicaciones espeleolgicas existentes de los tres macizos de Picos de Europa realizadas por una ingente cantidad de grupos espeleolgicos (nacionales e internacionales), pero de forma especial por dos ellos. El Club de Exploraciones Subterrneas ALFA (CES ALFA; Mstoles-Madrid) y la Association Splologique Charentaise (ASC; Angoulme-Charente) que llevan 20 y 40 aos respectivamente estudiando y explorando espeleolgicamente de forma anual el sector del macizo Central de Picos en el que se encuentran dos de las cavidades estudiadas aqu: cueva helada de Altiz y cueva helada de Vernica (sector de Camaleo). A ello se ha de aadir la valiosa informacin y ayuda prestada por el Grupo Espeleolgico La

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 95 Lastrilla (GELL; Castro Urdiales-Cantabria), a travs de Enrique Ogando y en cuya rea de exploracin se encuentra la cueva helada de Pea Castil. El buceo en este tipo de documentacin reseada ha permitido hacer una relacin de cavidades heladas en Picos de Europa, todav a abierto en la actualidad, y que confirma la existencia de al menos una cincuentena de cuevas heladas localizadas en los macizos Central y Occidental de Picos de Europa. Relacin que de alguna manera tambin ha supuesto una buena base para el conocimiento del fenmeno en estos macizos y un punto de partida fundamental en la eleccin de las cavidades a estudio. Resear, por ltimo, que algunas de las fuen tes fundamentales seguidas en este proceso de documentacin, y en especial para la obtencin de textos histricos, han sido espacios virtuales como www.archive.org, o bibliotecas on line de universidades como la de Michigan (EEUU), con un importante fondo bibliogrfico histrico escaneado y de libre acceso. De igual forma en determinadas ocasiones se han obtenidos textos del fondo de bibliogrfico de la Biblioteca Nacional de Francia (Pars), o de la pgina de la Federacin Espaola de Espeleologa (FEE). Fig.1.16.Documentacin tanto de textos antiguos como recientes. 1.4.2.Tcnicas de campo: obtencin de datos e instrumentacin. Del mismo modo, los dos clubes espeleolgicos reseados (CES ALFA y ASC) han sido ejes vertebradores en las campaas de campo de las cuevas heladas del sector de

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 96 Camaleo. En colaboracin mutua se han podido reexplorar las cuevas heladas de dicho sector, con el descubrimiento de algunas ot ras nuevas expectativamente interesantes como la HS-4 (ASC, 2011). En las mismas se han realizado de forma pe ridica las siguientes actividades, apoyadas, como se ha mencionado al principio del presente apartado, en una instrumentacin y tcnicas especficas: Fig.1.17. Material de campo y campamento espeleolgico. a) Control de temperaturas : a.1) Termorregistradores. Los registros trmicos de las cavidades se han tomado con termorregistradores iButton DS1921G-F5 de rangos trmicos entre los -40 y +85C, precisin de 0,5 C, toma de datos programable de 1 a 255 minutos y sincronizados con tiempo real y capacidad para el registro de 2048 mediciones consecutivas. El software de programacin y exportacin de datos es OneWireViewer Maxim Dich a instrumentacin se ha repartido en el interior de las cavidades tratando de abarcar el comportamiento ms completo de las mismas. De forma fundamental en aquellos sectores ms cercanos al ncleo de hielo o en aquellos puntos de relevancia en el comportamiento climtico interno de la cavidad. Su programacin temporal de igual forma ha tratado de abarcar los comportamientos trmicos continuados a

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 97 lo largo de los aos de estudio: un registro cada cuatro horas y durante los aos 2011, 2012 y 2013. La eleccin de dichos dataloggers fue estimada como la ms adecuada acorde con los objetivos pretendidos y las caractersticas de las cavidades a estudio. En total se repartieron 3 termorregistradores iButton por cada cavidad. Fig.1.18. Instalacin de termorregistradores ibutt on y resultados grficos de sus registros. a.2) Termmetros manuales. De la misma manera se ha utilizado para la toma de temperaturas puntuales termmetros manuales en la cavidad de Pea Castil con la finalidad doble de corroborar los registros de los dattaloggers iButton instalados y de tomar de registros t rmicos puntuales de paredes, grietas o diferentes partes del bloque de hielo o crioespeleotemas. Los termmetros manuales utilizados con los Hanna, Pt100HI 9555501, con rangos trmicos de -200 a 850C, con una precisin de 0,1C. a.3) Cmara termogrfica. Especialmente relevante en el estudio trmico de la cavidad helada de Pea Castil ha sido la aplicacin de la cmara termogrfica FLIR SC600 que mide la temperatura en un rango de -40 a 1500C, con una resolucin trmica de 0,03C. La resolucin infrarroja (IR) es 640 x 480 pixels y la espacial (IFOV) es de 0,65 mrad. El campo de visin (FOV) es de 24 en el plano horizontal y 18 en el plano vertical. El software utilizado para el tratamiento de las imgenes es el ThermaCAM Researcher Pro 2.10, y para la calibracin de la cmara mtrica se aplica el programa Photomodeler Pro v5.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 98 Gracias a este tipo de cmaras ha sido pos ible caracterizar y estudiar en detalle la componente vertical trmica de las masas de aire, facilitando tambin el estudio trmico en tres dimensiones por su combinacin con resultados del TLS. Factor muchas veces de difcil determinacin en el estudio de una cueva. Las observaciones realizadas con la cmara termogrfica han permitido localizar de forma grfica los comportamie ntos en altura de las masas de aire (por ejemplo en forma de bolsas de aire caliente durante los periodos fros), siendo tambin un complemento idneo del TLS pues combinadamente permite la creacin de ortotermogramas (Berenguer et al., 2014). La utilizacin de este tipo de herramientas permite discernir el comportamiento trmico continuo de aquel sector analizado y ta mbin de morfologas en detalle (sean criomorfologas o del comportamiento trmico de la cueva en s mismo). Su uso en los estudios de cuevas heladas hasta el momento es ms bien escaso, aunque con una importancia resaltada recientemente por algunos autores tanto para cuevas heladas en exclusiva (Pflitsch et al., 2012b), como para llevar anlisis comparativos de stas y los procesos periglaciares en superficie (Morard, 2011). Para la correcta medicin trmica es necesario tener en cuenta distintos parmetros a introducir tanto en la cmara termogrfica como en el software de tratamiento: emisividad, temperatura aparente reflejada, humedad o temperatura externa atmosfrica. Tales parmetros se detallan en el captulo correspondiente. Fig.1.19. Cmara termogrfica para el control trmico de la cueva de Castil e imgenes trmicas.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 99 b) Control de humedad: b.1) Termohigrmetros. Los registros higromtricos de las cavidades se han tomado con termohigrmetros iButton Hygrochron DS1923-F5 con una precisin en el registro de humedad de hasta 0,04% y un rango de funcionamiento trmico comprendido entre -20 y +85C y hasta el 100% de humedad. El rango de precisin en la toma de temperaturas es programable entre 0,0625C y 0,5C, con una capacidad de toma consecutiva de 8192 lecturas equidistantes entre s desde 1sg hasta 273 horas. El software de programacin y exportacin de datos es OneWireViewer Maxim De igual forma que en el caso de los termorregistradores, los termohigrmetros han sido escogidos por adecuarse a las caractersticas de las cavidades y los objetivos del estudio, instalndose 1 por cavidad y programados para la toma de datos cada cuatro horas durante los aos de estudio. Su uso responde tanto al estudio de las humedades de las cuevas como al reconocimiento y anlisis de los distintos movimientos de aire que se dan entre el ex terior e interior de la cavidad. Aportan informacin sobre procesos de sublimacin y condensacin, fundamentales en el seguimiento de la evolucin del volumen, procesos y morfologas en el hielo. Fig.1.20. Instalacin y grfico de registros de los termorregistradores ibutton. La descarga de datos muchas veces se hizo dentro de las propias cavidades (fotografa superior izq.). c) Medicin y Control de criomorfologas: c.1) Distancimetros digitales Se han realizado metras con distancimetros digitales que han contribuido tanto a la toma de datos de las morfologas de hielo ms representativas como a la mejora de las topografas existentes de las cavidades.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 100 c.2) Lser escner terrestre. En aquellas cavidades en las que se ha podido (cueva helada de Pea Castil), se ha utilizado el Terrestrial Laser Scanner (TLS) Leica ScanStation C10 3D de medio alcan ce. Este equipo mide distancias en un rango de 1,5 a 300 m, con una precisin nominal de +/6 mm a una distancia de 50 m con iluminacin normal y en condiciones de reflectividad. El campo de visin vertical tiene una amplitud de 270 sexagesimales y 360 en el plano horizontal. El software utilizado para la grabacin, alineacin de las nubes de puntos y tratamiento de los datos es Leica Cyclone 7.3 Se ha llevado realizado con l un trabajo sistemtico de la cavidad, dos veces al ao durante los aos de investigacin, poniendo en prctica no slo de una forma novedosa este tipo de herramientas y tcnicas geomticas en el control de cavidades heladas, sino que tambin se han generado modelos tridimensionales muy precisos y verstiles que han proporcionado informacin imposible de obtener en trabajo de campo con procederes tradicionales. Se ha generado, a partir de modelos 3D de la cavidad, una serie de ortoimgenes y de ortotermogramas con la combinacin de las termografas realizadas ex professo (Berenguer et al., 2014). De forma general, la aplicacin de esta tcnica geomtica, junto con el trabajo termogrfico, se ha efectuado en la cueva de Castil en aquellos momentos de mximas y mnimas volumetras de los hielos, finales de primavera y principios del invierno respectivamente, haciendo dos tomas al ao durante cuatro aos consecutivos entre 2011-2013, y abarcando por entero la superficie del bloque de hielo instalado en la cavidad. El objetivo ha sido adems de la obtencin de ortoimgenes y ortotermogramas para su posterior anlisis y estudio, el control preciso de las evoluciones volumtricas de los crioespeleotemas, as como de las variac iones superficiales del bloque de hielo, intra e interanualmente. El uso del TLS para el control mtrico y volumtrico del hielo de una cueva helada cumple adems de manera precisa y verstil con propuestas recientes de protocolos a seguir para registrar tales medidas (Smith, 2014). As mismo, y a pesar de que en la presente investigacin, no se contaba con ello, la evolucin de la instrumentacin geodsica procura una reduccin del tamao de los

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 101 instrumentos utilizados progresiva, lo que posibilitar su utilizacin en cualquier cavidad helada en un futuro inmediato. En la utilizacin de este tipo de instrumentacin no se ha visto ningn tipo de problema en cuanto a reflejos de hielo que distorsionen la imagen o las medidas, gracias fundamentalmente al grado de opacidad que tienen tanto los bloques de hielo como las dems criomorfologas escaneadas. El empleo a da de hoy de herramientas geodsicas como el TLS en cuevas es bastante reducido (Canevese et al., 2008a, 2008b, 2009, 2011; Buchroithner y Gaisecker, 2009; Roncat et al., 2011a; 2011b; Hfle et al., 2012; Santos Delgado et al., 2012); siendo aplicado tan slo en los ltimos aos, y de forma ms puntual todava, en algunos casos de cuevas heladas como el de la de Eisriesenwelt (Milius y Peters, 2012). Aunque orientado ms al desarrollo de recreaciones y modelos foto-realsticos con fines patrimoniales y tursticos, arqueolgicos, que al estudio de formas y procesos criolgicos. Fig.1.21. Estacionamiento del TLS y colocacin de las dian as de recesin sobre la superficie del bloque de hielo de la cueva de Pea Castil. c.3) Instalacin de varillas Un mtodo ms convencional utilizado para el control superficial de los bloques de hiel o ha sido la colocacin, en diferentes puntos de los bloques de hielo a estudio, de varillas metlicas marcadas con el objeto de observar interanualmente las variaciones de hielo. La imposibilidad de tener una visin global de los bloques de hielo en su conjunto, tan slo nos ha

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 102 permitido estimar sus volmenes y las variaciones parciales de los mismos en aquellos sectores en los que fueron clavadas las varillas. Tales varillas se han utilizado en aquellas cuevas en las que ha sido imposible acceder con el TLS: en las cuevas de Vernica y Altiz. En todas ellas se marcaron las equidistancias y se midieron los puntos exactos en los que se ubicaron Fig.1.22. Colocacin de varillas en la cueva helada de Vernica. d) Estructura interna de los bloques de hielo y estimacin de espesores: d.1) Prospecciones GPR Las tcnicas geofsicas para el estudio de bloques de hielo en cavidades heladas han sido emplea das en contadas ocasiones. La gran mayora de las veces han buscado la cuantificacin de sus volmenes (Geczy and Kucharovi, 1995; Novotn and Tulis, 1995; Behm and Hausmann, 2007; Podsuhin and Stepanov, 2008; Colucci et al., 2012; Rojšek, 2012; Stepanov et al., 2014; Garaši 2014). En otros, han servido para localizar los mayores espesores de hielo adecuados para posteriores sondeos (Kern et al., 2010; Colucci et al., 2014). Pero pocas han sido las veces que se ha utilizado con el objeto de analizar la estructura interna del bloque o determinar las propiedades fsicas de su hielo (Behm y Hausmann, 2008; Behm et al., 2010; Hausmann y Behm, 2011). En los Picos de Europa se han aplicado tale s tcnicas en el estudio de la criosfera en superficie (Del Ro, et al., 2009; Serrano et al., 2010, 2011; Paniagua et al.,

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 103 2004; Serrano et al., 2012), pero nunca hasta ahora en la investigacin de sus cavidades. A la complejidad endokrstica de las mismas, se le suma en el caso de las cuevas heladas estudiadas, la de sus bloques de hielo lo que tan slo ha permitido aplicar tales tcnicas en la cueva helada de Pea Castil. El objetivo de este tipo de prospecciones geofsicas ha sido conocer la estructura, caractersticas y deformaciones de su bloque de hielo. Nos ha permitido la corroboracin de estimaciones volumtricas de su bloque, as como tambin completar la imagen endokrstica en profundidad de la sala en la que se instala el bloque de hielo. La prospeccin en la cueva se realiz s obre la superficie de su bloque de hielo, abarcando toda ella, con un total de 12 perfiles (10 sobre el piso inferior y 2 sobre el piso superior), de los cuales se derivaron los correspondientes radargramas interpretados. El trabajo de campo se efectu en agosto de 2014 por ser ste un mes adecuado para el correcto desplazamiento del GPR sobre la superficie del bloque ya que no se dan en estas fechas excesivas morfologas de fusin que dificulten su adecuado desplazamiento, no habindose fusionado tampoco por completo las capas de rehielo estacionales. Se utiliz un GPR modelo IDS (Ingenieria dei Sistemi, Pisa) con antena blindada de 400 MHz de frecuencia central. Las antenas emisora (Tx) y receptora (Rx) se ubican en la misma unidad, empleando el mtodo de captacin electromagntica monoesttico common offset gather (GOC). El software utilizado para la adquisicin de los datos es IDS-K2, y para el procesado GRESWIN. La seal del GPR se gradu durante el trabajo de campo con diferentes rangos de recepcin de impulsos (antes de los saltos a nuevas lneas): 120 ns, 160 ns, 320 ns, 1280 ns, con un nmero de muestras entre 512 a 4096. Aunque la gran mayora de los radargramas han sido obtenidos con un rango de 120 ns y 512 muestras. La antena utilizada se estim conveniente en base a investigaciones precedentes en cuevas heladas alpinas (Hausmann y Behm, 2011). Los parmetros fsicos del hielo que se aplicaron responden a estndares propuestos en Hubbard y Glasser (2005). Con objeto de poder identificar las anomalas (pasos de grietas superficiales, zonas de ms pendiente, etc.) y ubicarlas en los perfiles, se realizaron marcas mientras se registraba la reflexin de ondas.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 104 Fig.1.23. Prospecciones con georradar en el bloque de hielo de Pea Castil. 1.4.3.Trabajos de laboratorio. La extraccin de muestras para su posterior anlisis en laboratorios especializados tambin form parte de las campaas de cam po realizadas. Las caractersticas de las cuevas, as como los condicionantes ambientales exteriores de la alta montaa de Picos de Europa traducidos en una escasez de desarrollo del piso vegetal, procuraron dificultades de extraccin. a) Anlisis de materia orgnica: De las cuevas heladas de Vernica y Altiz, se han extrado muestras de hielo con materia orgnica vegetal para su datacin en edad radiocarbono convencional mediante Acelerador de Espectrometra de Masas (AMS) en el laboratorio 14ChronoCenter (Queens University-Belfast) y calibradas mediante IntCal 09.14c (Reimer et al., 2009). Para su extraccin se utilizaron tornillos de hielo que permitieron obtener pequeos testigos de hielo con la materia orgnica sin intervenir en la muestra. La obtencin de testigos de hielo en estos ambientes extremos no fue sencilla tanto por el enrevesamiento de algunos bloques de hielo como por la falta de materia orgnica. Para la cueva helada de Pea Castil no se pudieron extraer muestras debido a la dificultad topoespeleolgica para su obtencin y a la ausencia de registros

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 105 adecuados. Las muestras recogidas han sido de materia vegetal en ambas cavidades (restos de hojas y ramas), pr ocurando que se encontrasen a distintas profundidades en el bloque de hielo con la intencin de obtener edades de diferentes partes de los bloques, en el caso de Vernica fundamentalmente, ya que para el caso de Altiz tan slo pudo ser extrada una sola. Fig.1.24. Muestras de materia vegetal de las cuevas de Vernica y Altiz para su datacin por AMS. Para el muestreo fueron seleccionados aquellos registros orgnicos sedimentados que estuviesen en consonancia estratigrfica con los estratos del bloque de hielo en los que se encontraban, siendo rechazadas muestras que o bien estaban en la parte ms superficial del bloque de hielo, adheridas a la pared del bloque por hielo de rehielo, o bien que se disponan discordantemente con respecto a la disposicin del estrato. De esta manera en la cueva de Vernica se extrajeron muestras de dos partes distintas del bloque de hielo localizadas a profundidades de -95 m y -109 m (65 m y -79 m para el bloque de hielo); mientras que en la cueva de Altiz tan solo se pudo extraer una muestra localizada a -25 m de profundidad, muy cercana a la superficie del bloque de hielo (a apenas un metro con respecto a la misma). 1.4.4.Trabajos de gabinete. A las tareas que se desarrollaron en las fases que se acaban de mencionar de documentacin, campo y laboratorio, ha sido preciso sumarle la obtencin, tratamiento y elaboracin de otro tipo informacin.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 106 a) Anlisis meteorolgicos: Las Estaciones Meteorolgicas Automticas (EMAs) instaladas en el interior del Parque Nacional de Picos de Europa, dentro de la Red de Estaciones Meteorolgicas para el Seguimiento del Cambio Global en Parques Nacionales Espaoles (OAPN-MAGRAMA-AEMET), han proporcionado los datos meteorolgicos necesarios para la investigacin. El seguimiento y la disponibilidad de uso de los mismos se ha credo suficiente para la no instalacin de estaciones automticas en las entradas de las cavidades. De ellas fundamentalmente se han tratado las series relativas a las temperaturas, precipitaciones y humedad. sta ltima requerida tan slo en casos puntuales. Desafortunadamente, parmetros altament e tiles para estudios de los medios fros en general, y las cuevas heladas en particular, como la nivometra no son proporcionados por dichas estaciones. Pero la presencia del manto nival ha sido inferida tanto por imgenes webcam extradas de la estacin del Cable de Fuente De, como de la relacin de temperaturas y las precipitaciones registradas, de las labores de campo y de trabajos especficos precedentes (Gonzlez Trueba y Serrano, 2010b). De igual forma se han ido inventariando durante los aos de estudio algunas de las nevadas significativas de la regin. Fig.1.25. Localizacin de las EMAs (fotografas de la EMA de Vernica).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 107 De forma concreta las EMAs de las que se ha extrado informacin desde comienzos del 2011, antes algunas de ellas no proporcionan datos, son, por razones lgicas de proximidad a las cuevas de estudio, las siguientes: EMA Sotres EMA Cabaa Ver nica EMA Mirador del Cable Localizacin La Caballar (Sotres-Asturias) Ref. Cabaa Vernica (Cantabria) Mirador del Cable (Fuente D-Cantabria) Altitud (m) 1257 2239 1919 Tipo de datos diaria diaria diaria Tipo de Estacin Estacin Meteorolgica de Referencia Estacin Meteorolgica Simplificada Estacin Meteorolgica Bsica Variables utilizadas Temperatura, Humedad, Pluviosidad Temperatura, Humedad, Pluviosidad Temperatura, Humedad, Pluviosidad Tabla 1.1. Estaciones meteorolgicas utilizadas para el estudio climtico. b) Elaboracin de cartografa en superficie: La cartografa geomorfolgica existente (Gonzlez Trueba, 2007b) se ha utilizado como punto de partida para completar el mosaico del piso periglaciar de Picos de Europa. Sobre ella se han aadido los elementos helados subterrneos constituyentes tambin de la criosfera de Picos de Europa. Adems de ello, los grficos y esquemas cartogrficos contenidos en este estudio han sido elaborados partiendo de cartografa digital oficial del Instituto Geogrfico Nacional (IGN) a travs de su Centro de Descargas (hojas MTN25 BCN25: 551, 552, 553, 554, 561, 562, 563, 564, 801, 802, 811, 812; escala 1/25.000). Del mismo Instituto se han obtenido tambin ortofotografas del Plan Nacional de Ortofotografa Area (PNOA), 1/50.000, nmeros: 055, 056, 080 y 081. Las hojas del Instituto Geolgico y Minero Espaol (IGME) que han servido igualmente de base son: 055, 056, 080 y 081, escala 1/50.000. Dichos grficos y esquemas cartogrficos han sido elaborados esencialmente con el software ArcGIS 10.1 ESRI Con este mismo software se han elaborado los mapas de temperaturas de las cuevas estudiadas, utilizando su mdulo Geostatistical Wizard y mtodos de interpolacin IDW (inverso de la distancia) con semivariogramas lineales y en base a los datos obtenidos con los termorregistradores instalados.

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Manuel Gmez Lende Captulo 1.Introduccin 108 c) Elaboracin de topografas subterrneas: Las topografas de las cavidades han sido un eje fundamental de la investigacin. Las diferencias con la cartografa temtica geomorfolgica son evidentes pero en esencia ambas cumplen la misma funcin: “la descripcin razonada de los hechos geomorfolgicos” (Tricart, 1965 [tomado de Serrano, 1998:23]). En la expresin temtica topogrfica de las cavidades a estudio se han seguido en buena medida clasificaciones criomorfolgicas ya establecidas por estudios precedentes (p.e. Bella, 2004, 2006), y una simbologa y color tambin adoptada por otros autores (p.e. Maire, 1990; Trofimova, 2005; Tulis y Novotn, 2006; Jimnez Snchez, et al., 2004; Ballesteros et al., 2011). Adems se ha respetado tambin gran parte del grafismo espeleo-topogrfico de las topografas actuales de las cavidades a estudio, as como el de los sistemas de representacin endokrsticos ms habituales. Parmetro Instrumentacin Objetivos Adecuacin Temperatura Termorregistradores iButton DS1921G-F5 Termmetro manual Hanna Pt100 -Determinacin continua de temperaturas. -Determinacin de fluctuaciones en corrientes de aire. -Determinacin puntual de temperaturas. Muy bueno (ajuste y precisin adecuados). Humedad Termohigrmetro iButton Hygrochron DS1923 -Determinacin de humedad. -Determinacin de fluctuaciones en corrientes de aire. Bueno (fallo en registros). Imagen Infrarroja Cmara termogrfica FLIR SC600 (+ ThermaCam Researcher Pro 2.10; Photomodeler Pro v5 soft.) -Determinacin de temperaturas y ubicacin/comportamiento de masas de aire. -Obtencin de ortotermogramas. -Determinacin de ondas trmicas. Excelente (obtencin rpida y muy verstil de informacin cualitativa y cuantitativa). Edad del bloque de hielo Dataciones AMS Lab. 14ChronoCenter Queens Univ. Belfast -Datacin absoluta de la materia orgnica encontrada en el interior del hielo. Excelente (edades hielo). Variaciones de hielo y volmenes TLS Leica ScanStation C10 3D (+ Leica Cyclone 7.3 soft.) -Topografas de detalle. -Modelos 3D. -Obtencin de ortoimgenes. -Obtencin de ortotermogramas. Excelente (obtencin rpida y muy verstil de informacin cualitativa y cuantitativa).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 1.Introduccin 109 Control y variaciones de metras Distancimetros Cintas mtricas Varillas graduadas -Determinacin de variaciones volumtricas y superficiales de los bloques de hielo y/o de crioespeleotemas. Bueno (variaciones anuales superficiales de hielo) y adecuado por la dificultad en los trabajos de campo. Espesor y Estructura interna de bloques de hielo GPR IDS con antena blindada de 400 MHz -Determinacin de la estructura interna del bloque de hielo. -Determinacin del espesor. -Determinacin de la configuracin endokrstica en la que se aloja el bloque. Excelente (obtencin de seal reflejada en el hielo muy buena). Variables meteorolgicas exteriores Red de EMAs PPNN (OAPN-MAGRAMAAEMET) -Determinacin de variables meteorolgicas exteriores. Bueno (series recientes con lagunas). Tabla 1.2. Resumen metodolgico y de instrumentacin de la investigacin. Fig.1.26. Trabajo de campo en la cueva helada de Vernica (fotografa de Bernard Hivert).

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CAPTULO II.EL ENDOKARST EN EL MACIZO CENTRAL DE PICOS DE EUROPA

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 113 2.EL ENDOKARST EN EL MACIZO CENTRAL DE PICOS DE EUROPA. La nocin de alta montaa calcrea en latitudes medias y bajas ha sido presentada en estudios anteriores (p.e. Maire, 1990; Bini et al., 1997, 1998, 2012; Smart, 2004; Audra, 1994, 2002; Audra et al., 2007, Ford y Williams, 2007), destacando algunos de ellos su correspondencia, desde perspectivas morfo-b ioclimticas, con los dominios krsticos supraforestales de zonas alpinas, proglaciares y glaciares. En estos estudios se defina como bsico el conocimiento de los procesos actuales sin perder de vista las huellas de condiciones climticas anteriores. En base a tal concepcin morfo-bioclimtica, el carcter marginal de la alta montaa calcrea confiere una sensibilidad con respecto a la sucesin de tales condiciones climticas, quedando presente en registros tanto en superficie, exokarst, como en profundidad, endokarst (Maire, 1990). La alta montaa de Picos de Europa presen ta en la actualidad un paisaje eminentemente geomorfolgico de carcter nivokrstico con una marcada herencia de sus glaciares cuaternarios, en el que la gran mayora de sus cavidades mantienen un origen vadoso que profundizan rpidamente hasta el nivel de base, relacionadas en gran parte con las fases glaciares cuaternarias y desarrolladas a favor de fracturas (Smart, 1984; Fernndez Gilbert et al., 1992, 2000; Fernndez Gilbert, 1995). Su dinmica actual la dirige, por encima del piso supraforestal (>1800 m), un ambiente de tipo nivoperiglaciar y crionival (Castan y Frochoso, 1998; Serrano y Gonzlez Trueba, 2004; Gonzlez Trueba, 2006, 2007a, 2007b; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010), dominando en gran parte de su modelado una karstognesis morfoclimtica de tipo nivokarst compleja (Maire, 1990).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 114 Este tipo de karstognesis distinguida por Maire1 se encuentra muy extendida por las montaas del dominio templado hmedo localizndose habitualmente entre los 1.700 y 2.500-3.000 m. Lo que supone que buena parte de sus precipitaciones sean en forma de nieve. Esto, acompaado de una ausencia ma rcada y generalizada de pedognesis, hace que las mayores tasas de disolucin krstica se concentren en los momentos de fusin nival (con ms del 70% del flujo de fusin), y la corrosin krstica del sustrato represente cerca del 90% de la corrosin total (Maire, 1990)2. Factor influyente, como se ver ms adelante, en la conformacin de las propias cuevas heladas. Pero dicho paisaje geomorfolgico es difcilmente comprensible sin su conexin con el mundo subterrneo. Y es que el paisaje de Pico s de Europa debe una parte decisiva de su configuracin externa a su complejidad interna. En la relacin entre ambos mundos, superficial y subterrneo, se encuentra una parte importante de las dinmicas y morfologas ms representativas del paisaje geomorfolgico de Picos de Europa, que se plasma en un amplio catlogo de formas exokrsticas, acompaado, y muchas de las veces guiado, por una no menos extensa red de cavidades, pozos, simas y galeras endokrsticas que ayudan a la organizacin de buena parte del paisaje exterior. Todo ello dentro de una configuracin actual holokrstica en la que no se da una red de drenaje superficial definida3. Es en estos medios glaciokrsticos heredados donde destaca la importancia de las cuevas. Importancia como refugio de regist ros paleoambientales de inters para la reconstruccin de su paisaje. En el interior de las mismas, ya sea por su propia morfologa o por los sedimentos depositados (acumulaciones detrticas sedimentarias, bloques de hielo, materia orgnica,...), dichos registros quedan en mayor o menor medida protegidos del desmantelamiento de superficie, donde sufren ms directamente 1 Maire (1990) distingue morfoclimticamente entre pluv iokarst, glaciokarst y ni vokarst; y dentro de ste ltimo, y a grandes rasgos, entre nivokarst simple (sin influencia glaciar) y nivokarst complejo (con influencia glaciokrstica, como es el caso de Picos de Europa). 2 Las cantidades de anhdrido carbnico disueltas en el agua dependen de la temperatura de la misma, de su concentracin en la atmsfera y de la presin. Lo que se conoce como la Ley de Henry. De ah que el agua de fusin nival cuente con una alta concentracin de dixido de carbono que hace aumentar su capacidad de disolucin krstica (cido carbnico). Las aguas fras son capaces de contener mayor cido carbnico que las clidas (variacin de hasta un 1/3 ms entre aguas a 0C y aguas a 10C (Peiro, 1995). Se pone de manifiesto con ello la influencia morfogentica que tiene el clima. 3 En el concepto de holokarst (Cvijic, 1924) se toma como defi nitorio el alto grado de evolucin alcanzado por la karstognesis con desarrollos profund os escasamente influenciados por otros tipos de rocas no karstificables y en los que apenas quedan trazos de redes fluviokrsticas precedentes (en contraposicin con el llamado merokarst o karst incompleto, y el karst de transicin ).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 115 el impacto derivado de las variaciones clim ticas; y en especial de las glaciaciones precedentes (Audra et al., 2007). Esta avenencia entre el mundo endokrstico y el exokrstico encuentra en Picos de Europa una vasta expresin en su Macizo Ce ntral en el que las mximas altitudes (por encima de los 2600 m) y los rigores climticos genricos acentuados en l4, configuran un ncleo krstico profundamente desarrollado (Gonzlez Trueba, 2006a). Adems, tambin en este macizo quedan atenuadas ot ras dinmicas influyentes en el nivel de karstificacin como son procesos pedognicos, biogenticos, etc.5, que reducen su presencia a formaciones superficiales de su elos y coluviones de pequeas dimensiones en zonas altas-medias, favorecidas por la presencia de materiales detrticos, ganando en presencia a medida que descendemos a pisos altitudinales inferiores: Duje, Varera, Pandbano, Muralln de Amuesa, Igedri, Care s. O producto de las propias arcillas de decalcificacin como sucede en el polj de Liordes. El lmite superior del bosque natural se sita a 1600 m, con cspedes alpinos que empiezan a ser discontinuos a partir de los 1900 m (Gonzlez Trueba, 2006a, 2007b). Es en este macizo donde se concentran bue na parte de las mayores profundidades de todo el conjunto de Picos de Europa con sistemas krsticos reconocidos internacionalmente que sobrepasan los mil metros de profundidad. Y, an, con potencialidades endokrsticas cercanas a los -2000 m6. En el ao 2013, 13 de las 95 4 Una configuracin topogrfica ms agreste junto c on una mayor altitud hace suponer que los rigores climticos sean ms marcados con una nivacin ms duradera. 5 Miotke (1968) en su estudio glaciokrstico del Maci zo Occidental destac el condicionamiento que en la dinmica y extensin de los campos de lapiaces supona el desarrollo de la cubierta edfica y vegetal; adelantando el papel, sealado tambin por numeroso s autores posteriores, de los distintos factores geoecolgicos en la distribucin y significacin pa isajstica de las morfologas krsticas (p.e. Santos Alonso y Marqunez, 2005; Gonzlez Trueba, 2006a, 2007b; Gins, 2002). 6 El nivel de base en el Macizo Central le impone la garganta del Cares con su cota mnima en Puente Poncebos a 218 m s.n.m. Estvez (2011) estima, en base a las conexiones del Sistema del Trave (-1.440 m), que colectores superiores a los que se conocen en la actualidad (Torca de Laureola a 2042 m, el ms alto) son posibles hacia el sector de Jou Negro (2200 m); e incluso aguas abajo ya que el sifn terminal se encuentra a 610 m s.n.m. y la surgencia de Farfao a 320 m s.n.m. Esto dara un posible aumento del desnivel del sistema de unos 500 m, situndolo cerca de los 2000 m de profundidad. A este sistema se le podra unir la Torca Idobeda (-1167 m) por su sifn te rminal ya que, en planta, tan slo se encuentra a 190 m de distancia y a 80 m por encima (Puch, 2002). Aspiraciones similares, muy presentes siempre en las grandes exploraciones, tambin se manifestaron en su da para el pozo de Madejuno (p.e. Cuyvers et al., 1996; Puch, 2002), y para las ms altas cavidades del sector del Llambrin, con potenciales supuestos de ms de 1.700 m de desnivel (Ferrer et al., 1995). En el sector Central del valle de las Moetas tambin se estima superar los 1000 m de profundidad (Vila et al ., 2010); al igual que para el sector de Camaleo (Cerdeo y Snchez, 2005). Para el macizo de ndara con la Torca del Cueto de los Senderos y la Cueva

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 116 cavidades que superan los 1000 m de profundidad se encuentran en Picos de Europa, 9 de ellas en el Macizo Central (FEE, 2013; FCE, 20137; Ballesteros et al., 2013). Y de entre ellas, la sexta con mayor desarrollo vertical de todo el mundo: Torca del Cerro del Cuevn-Saxifragas con -1589 m (Estvez, 1998; FEE, 2011). Rossi (2004) dice de los Picos de Europa que alberga la mayor concentracin de cuevas profundas de todo el mundo. En este sentido es equiparable a macizos del Cucaso como el de Arbika (repblica de Abkazia-Georgia), con desarro llos verticales que pueden alcanzar los 2340 m (Garca-Dils, 2000) y en el que se encuentra la sima Krbera-Voronya, la sima ms profunda hasta el momento conocida con -2197 m (FEE, 2013). Ballesteros et al. (2013) en un inventario basado en una recopilacin extensa de documentacin espeleolgica concretan que al menos se dan unas 3.130 cavidades documentadas en los tres macizos con 66 simas que sobrepasan los 500 m de profundidad. Pero, sin embargo, y a pesar de su refutada fama dentro de los mbitos espeleolgicos internacionales, pocos han sido los trabajos qu e se han centrado de forma especfica en la investigacin de los factores geomorfol gicos de su endokarst. Probablemente debido a la dificultad de exploracin y estudio que imponen sus verticalidades. Algunos de ellos son por ejemplo: Hoyos Gmez, 1979; Dubois, 1984; Liautaud, 1984; Fabre y Fabriol, 1984; Smart, 1984, 1986; Senior, 1987; Hoyos Gmez y Herrero, 1989; Lloyd, 1990; Bigot, 1989, 1991, 1992, 2001, 2010, 2012; Vidal et al., 1985, 1986; Fernndez Gilbert et al., 1992, 1994, 2000; Rossi, 2004; Ballesteros et al., 2010, 2011, 2012, 2013. del Nacimiento (Puch, 2002; Sefton, 1984). O para el macizo del Cornin con el sistema del Jitu (-1.232 m) a travs de conexiones con entradas a altitudes superiores. 7 La ltima cavidad en incorporarse a esta lista de grandes profundidades ha sido la Torca de Jou Sin Tierre (CS9) con una profundidad de 1203 m, punt a alcanzada en verano de 2012 y convirtindose en la ms profunda de la comunidad de Cantabria (fuente : FCE, 2013). En los momentos de redaccin del presente estudio se ha incorporado una sima ms que supera los 1000 m de profundidad en el Macizo Central. Se trata de la sima de La Monda de -1.020 m, punta alcanzada por el grupo leons Matallana en octubre de 2013.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 117 2.1. Marco morfoestructural. La infraestructura esencial del endokarst de Picos de Europa, y en consecuencia las directrices de sus drenajes y la verticalidad de su profundo desarrollo, es consecuencia ltima de su configuracin morfoestructural. Por ello, la comprensin del endokarst en el Macizo Central pasa necesariamente por conocer sus caracteres lito y morfoestructurales directores. 2.1.1.Litologa: calizas del Carbonfero superior. Los Picos de Europa desde un punto de vista geolgico se conforman en una unidad localizada en el extremo oriental del Macizo Varisco Ibrico. Se constituye con una de las cinco regiones estructurales que integran la denominada Zona Geolgica Cantbrica, quedando flanqueada al norte y oeste por la Regin de Mantos o Manto del Ponga, al sur por la Regin del Pisuerga-Carrin, y al este por la cobertera sedimentaria mesozoico-terciaria en la que se levantan las montaas cntabras, burgalesas y vascas. Las dos unidades geolgicas del Macizo Ibric o que afloran en este sector de Picos de Europa: Unidad de Picos de Europa y Unidad Pisuerga-Carrin, han sido estudiadas desde mediados del siglo XIX. En un primer lugar desde una perspectiva genrica y de corte geolgico-minera (Paillete, 1844; Caldern, 1877; Benigno de Arce, 1880; Prado, 1858, 1860; Schulz, 1858; Carballo, 1911; Termier, 1912; Bertrand y Mengaud, 1918; Delepine, 1943; Mazarrasa, 1930); para, desde principios de los 70 del siglo XX, darse estudios ms especficos y en detalle (Martnez lvarez, 1965, Marcos, 1967; Maas, 1974; Marqunez, 1978, 1989, Marqunez y Marqunez, 1992; Truyols et al., 1979; Martnez Garca 1971, 1978, 1981; Marqunez et al., 1982; Farias, 1982; Snchez

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 118 Posada y Truyols, 1983; Martnez Garca y Rodrguez, 1984; Julivert y Navarro, 1984; Heredia et al., 1990, 1991; Rodrguez et al., 1992; Alonso y Pulgar, 1995; Bahamonde y Colmenero, 1993; Bahamonde et al., 1997; Martnez Garca y Villa, 1998; Gutirrez y Luque, 2000; Marqunez y Adrados, 2000; Gonzlez, 2002; Heredia y Bahamonde, 2003; Fernndez, et al., 2004). Unidad de Picos de Europa En esta unidad se da una prctica omnipresencia de materiales sedimentarios carbonatados del Carbonfero superior con potencias que van desde los centenares de metros hasta los 1300 m propuestos para las fo rmaciones Picos de Europa y Calizas de Montaa (Maas, 1974). Las calizas definitorias de esta unidad monopolizan la totalidad del Macizo Central combinndose con puntuales intercalaciones discordantes, en muchos casos, de pizarras, lutitas, areniscas y dolomas principalmente de formaciones cmbricas y devnicas; y superpuestas a tec ho por afloramientos silceos del Prmico o de la formacin Lebea (Carbonfero superior). Fig.2.1. Localizacin del Macizo Central de Picos de Europa dentro del contexto litoestructural de la Cordillera Cantbrica (tomado de Vera, 2004).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 119 Cmbrico-Ordovcico La base de la unidad Picos de Europa, aflorante en el rea de estudio, se corresponde con los materiales de la “formacin Lncara” del Cmbrico inferior-medio, constituido por dolomas con intercalaciones de calcoesquistos en capas de 15 – 30 cm y con un espesor de 100 m. Estn presentes de forma testimonial en el rea de los invernales del Texu, en el valle del Duje (Comte, 1937). A techo, aflora en esta misma formacin un tramo poco potente de calizas grises y calizas rojas nodulosas, calizas griotte, sobre las que se superponen las pizarras verdes y areniscas de la “formacin Oville” de apenas unos 10 m de potencia. Su edad propuesta es Cmbrico superior-Ordovcico inferior (Comte, 1937; Martnez Garca y Rodrguez, 1984). Devnico superior Se trata de microconglomerados y areniscas feldespticas de grano grueso con intercalaciones de lutitas de la “formacin de la Ermita” (Wagner, 1963; Marqunez, 1978) y la “formacin Calizas de las Portillas” (Martnez Garca, 1981); con potencias respectivas de 30 y 15 m. Ambas formaciones afloran, de forma testimonial, y por lo general en la base de cabalgamientos, en las inmediaciones de los invernales de Igedri, en el fondo de valle del Cares a la salida de la canal de Capozo, en el paraje del Casetn del Sagu (e n el Cares), o en las faldas del pico Tesorero. En el Macizo Central el Devni co se reduce a afloramientos fechados en sus estadios superiores con una reducida potencia y materiales depositados tras el periodo de erosin que abarc buena parte del Ordovcico, Silrico y Devnico (Julivert y Navarro, 1984). Carbonfero inferior La trasgresin sucedida tras el Devnico, marcada por una generalizada y ampliamente reconocida laguna sedimentaria, deja paso a la segunda gran unidad estratigrfica reconocida y ms representativa de Picos de Europa: la potente sedimentacin carbonatada carbonfera. Sedimentacin en ambiente de plataforma marina relativamente estable con series carbonatadas que sobrepas el millar de metros de potencia. La secuencia se inicia con un nivel de base de “calizas griotte”, conocidas tambin como “formacin Genicera” o “formacin Alba” (Barrois, 1882; Prado y Verneuil, 1850; Comte, 1959; Ginkel, 1965; Julivert y Navarro, 1984). Se

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 120 trata de unas calizas rojas nodulosas separadas por niveles margosos y pizarrosos con radiolaritas. Aunque ausentes stas ltimas en las lminas frontales cabalgantes de la unidad de Picos de Europa (Maas, 1974; Martnez Garca y Rodrguez, 1984). Su potencia oscila entre los 30 y 50 m con un paso gradual hacia las Calizas de Montaa con tramos a techo de calizas tableadas. Las calizas griotte se encuentran representadas en buena parte de los frentes de cabalgamiento, tanto en el imbricado morfoestructural principal (p.e. en el frente cabalgante de Amuesa o en el de las Moetas), como en las lminas cabalgantes fr ontales (en la base de Peas Cifuentes, Pea Remoa o en el paraje de Igedri). Carbonfero superior El Carbonfero superior conforma el grueso de las formaciones de la Unidad de Picos de Europa. Inmediatamente por encima de las calizas griotte se superponen las “Calizas de Montaa”, datadas entre el Namuriense y Westfaliense inferior (Martnez Garca y Rodrguez, 1984). Se correlacionan, en la base de la unidad, con la formacin Barcaliente de calizas de color negro, grano fino y olor ftido y potencias oscilantes entre los 300 y 350 m (Wagner et al., 1971), y la formacin Valdeteja de calizas masivas grisceas y una potencia ms fosilfera de 200-300 m. Sobre stas se sucede el potente conjunto de la “formacin Picos de Europa” con potencias de 700-800 m. Esta formacin pasa de unas calizas tableadas en niveles decimtricos en tonos claros en la base, a un miembro superior de calizas blancas brechoides de aspecto masivo y tonos grisc eos y rosados con niveles de hasta 30 m. Su sedimentacin se alarg de forma inin terrumpida desde el Westfaliense hasta el Cantabriense (Maas, 1974; Julivert y Navarro, 1984; Martnez Garca y Rodrguez, 1984). Son las que mayor superficie aflorante ocupan siendo muy representativas de todo el conjunto de Picos de Europa. Mientras que el miembro del nivel de base se puede apreciar en los frentes de los cabalgamientos ms meridionales (Pea Remoa, Fuente D, Valdecoro o cumbres Avenas), en continuidad a las Calizas de Montaa; los miembros masivos de su techo dan el color anaranjado caracterstico de paredes emblemticas del macizo (Naranjo de Bulnes, Llambrin o las paredes meridionales superiores de Pea Vieja).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 121 Con el Estefaniense la plataforma marina contina siendo objeto de sedimentacin carbonatada pero empieza a recibir los aportes terrgenos de los primeros movimientos de la orogenia Varisca (Marqunez y Adrados, 2000). De esta manera se deposita sobre las calizas de la formacin Picos de Europa un conjunto heterogneo de rocas carbonatadas, detr ticas y lutticas, fundamentalmente durante el Kasimoviense; aunque en osaciones se encuentran insertas dentro del techo de la formacin anterior como sucede con las calizas bioclsticas, margas y pizarras del Cantabriense (Julivert y Navarro, 1984) aflorantes en las entradas de algunas canales (canal de Dobresengros). El cierre a techo de estas series estefani enses lo representa la “formacin Lebea” (Maas, 1974) con afloramientos discordantes sobre las calizas de Picos. Muestran niveles de pizarras con alternancia de c onglomerados calcreos, areniscas y lutitas con un carcter mixto litoral y turbidtico, que denotan un ambiente de cierta inestabilidad y el emplazamiento de los mantos y la erosin de los primeros relieves submarinos y subareos (Marqunez, 1989). Apreciables fundamentalmente en Bulnes, Covarrobres, Liordes, Puertos de liva o Collado de Cmara (Maas, 1974; Marqunez, 1978; Martnez Garca y Rodrguez, 1984). Fig.2.2 Areniscas y lutitas de la formacin Lebea en el sector de liva. Camino de acceso a las minas de Mnforas. Prmico En la mitad septentrional del macizo se superpone discordantemente la “formacin Sotres”, aflorando fundamentalmente sobre las calizas de la formacin Picos de Europa. Compuesta en la base por pizarras oscuras y sucedidas en sedimentacin muy irregular por calizas tableadas, dolomas, margas rojas, areniscas y una capa fina

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 122 de conglomerados. Est se distribuye principalmente por las inmediaciones del ncleo de Sotres y en el collado de Pandbano-majada de la Tenerosa, asociado a la fractura del cabalgamiento que se extiende en tal direccin (Martnez lvarez, 1965). Unidad del Pisuerga-Carrin Inmediatamente al sur de la unidad que se acaba de describir, y cabalgando sobre ella las ltimas lminas frontales de la misma, se encuentra la unidad del Pisuerga-Carrin. En el rea de estudio tan slo se presenta de forma testimonial pero an as forma parte de su configuracin morfolgica dando lugar, en solucin de continuidad al cabalgamiento basal de la Unidad de Picos de Europa, a las laderas que se extienden hasta los fondos de las cuencas intramontaosas. Son, por lo general, litologas siliclsticas del Carbonfero superior (Westf aliense-Estefaniense) con un predominio de pizarras, areniscas, lutitas y conglomerados silceos (Julivert y Navarro, 1984; Rodrguez Fernndez y Heredia, 1988; Barba et al., 1991; Rodrguez Fernndez et al., 1994). En ellas se distinguen tres principales formaciones: la “formacin Valden”, aflorando en el rea de Posada de Valden-Cordianes; la “formacin Remoa” extendida a lo largo de los pie de ladera de todo el sector de Peas Cifuentes y Fuente D; y la “formacin Lechada” apreciable en las inmediaciones de la Vega del Naranco, Pido y Espinama hasta Igedri. Fig.2.3. Lminas frontales cabalgantes del Macizo Central s obre las lutitas de la fm. Remoa de la unidad de Pisuerga-Carrin. Sector de Peas Cifuentes con las cumbres del Friero (2.445 m) y la Torre del Hoyo de Liordes (2.474 m) presidiendo.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 123 El carcter de sus materiales hace que las su rgencias y las primeras jerarquizaciones de la escorrenta superficial sean posibles como se puede apreciar en las mltiples riegas, barranqueras y fuentes localizadas en todo este sector sur, aunque de forma especial en las laderas de Peas Cifuentes. 2.1.2.Estructuras y evolucin tectnica La disposicin litoestructural ejerce un decisivo control en el desarrollo endokrstico de Picos de Europa8. As lo confirman los estudios especficos (p.e. Hoyos Gmez, 1979; Dubois, 1984; Fabre y Fabriol, 1984; Smart, 1984, 1986; Senior, 1987; Hoyos Gmez y Herrero, 1989; Lloyd, 1990; Bigot, 1989, 1991, 1992, 2001, 2010, 2012; Vidal et al., 1985, 1986; Fernndez Gilbert et al., 1992, 1994, 2000; Rossi, 2004; Ballesteros et al., 2010, 2011, 2012, 2013), en muchas ocasiones corroborados por las numerosas descripciones espeleolgicas9. De ello a continuacin se presentan resumidamente las principales lneas estructurales y la evolucin tectnica de las mismas: De forma genrica la cuenca sedimentaria de materiales carbonatados que constituy la Unidad de Picos de Europa durante el Carbonfero, se deforma y fractura con los movimientos compresivos y el acortamient o generalizado de direccin N-S producido durante la Orogenia Varisca. La fracturacin y compresin de las sedimentaciones carbonatadas durante estos momentos hizo que las diferentes series litolgicas se apilasen imbricadamente recortndose la extensin superficial ocupada, a la vez que ganaban en espesor. Incluso pudiendo sobrepasar los 4 km de espesor en determinados puntos segn sealan Marqunez y Adrados ( 2000). Se generan de tal manera marcadas lneas de fracturacin y cabalgamientos de trazado ONO-ESE y O-E, con vergencia S y superficies de despegue preferentemente en niveles prximos a las calizas griotte. Los planos de falla son o bien subverticales o fuertemente inclinados con una intensa 8 En otras reas calcreas importantes cercanas al rea de estudio como las montaas orientales de Cantabria-Burgos, con sistemas endokrsticos muy conocidos como el sistema del Mortillano con 130 km de desarrollo, algunos autores sealan que la end ognesis krstica presenta, sin embargo, un mayor control litolgico que estructural (Hoyos y Herrero, 1989:110). 9 Topografas y memorias son un continuo de referencias a los planos de falla que marcan la disposicin y orientacin de una galera, a las lneas de cabalgam iento que dirigen las corrientes de agua hipogeas, a los buzamientos de los estratos que orientan el desarro llo escalonado de una sima, o incluso la propia dolomitizacin de la caliza que puede hacer que se estrechen conductos hasta impedir la progresin por una cavidad.

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 124 microfracturacin a ambos lados, disminuyendo su verticalidad a medida que avanzamos hacia el cabalgamiento basal en direccin sur. La unidad por entero sufre un acusado desplazamiento en direccin S-SW no slo interno, con la imbricacin de los materiales en favor de los cabalgamientos y la subdivisin en las distintas subunidades reconocidas por Marqunez (1978), si no tambin de todo el conjunto sobre los materiales siliclsticos de la unidad Pisuerga-Carrin (cabalgamiento de la unidad cabalgante frontal sobre las litologas de la s formaciones Remoa y Valden); y que ha sido estimado en unos 60 km una vez asentada la unidad en el Estefaniense (Farias y Marqunez, 1991; Farias y Heredia, 1994; Marqunez, 1989). Sobre stos acaba cabalgando tambin la Unidad de Picos de Eu ropa a la vez que los comprime y deforma derivando en el desarrollo de una sucesin de anticlinales y sinclinales tambin de vergencia S. Este apilamiento de lminas cabalgantes, con fallas de desagarre de labios levantados hacia Occidente, se acompa de una densa red de fracturaciones y plegamientos a escala local, algunos de ellos laxos y de vergencia norte (indicativo de su gnesis posterior al cabalgamiento), junto con la dolomitizacin de buena parte de sus calizas (Marqunez, 1978). Fig.2.4. Unidades geolgicas y su disposicin general (modificado a partir de Marquinez, 1989)

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 125 Fig.2.5. Mapa litoestructural del Macizo Ce ntral de Picos de Europa (a partir de Marcos, 1967; Tosal, 1968; Julivert et al., 19 69; Maas, 1974; Marqu nez, 1978; Martnez, 1980; Farias, 1982; Martnez y Rodrguez, 1984; Julivert y Na varro, 1984; Navarro, 1987; Marqunez, 1987; He redia et al., 1991; Rodrguez y Heredia 1994; Rodrguez et al., 1994).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 126 Con la Orogenia Alpina se da una reactiv acin generalizada del entramado estructural Varisco, con una sobreelevacin de todo el conjunto y el desarrollo de algunas fallas inversas. Este levantamiento se acompa de una simultnea e intensa erosin junto con un hundimiento tectnico hacia el Norte y sobr e las cuencas tectnicas intramontanas de Valden y Libana, y el rejuego de algunas de las escamas cabalgantes y fracturas hercnicas. Pero apenas modific el conjunto estructural heredado del anterior orgeno (Farias y Heredia, 1994). Estos movimientos orognicos y elevaciones de conjunto supusieron un encajamiento de los niveles freticos ya instalados, profundizndose los sistemas endokrsticos y los niveles de base hidrogeogrficos, principalmente los impuestos por la garganta fluviokrstica del Cares. Sobre la existencia y erosin de sedimentacin prmica en Picos de Europa previa a estos rejuegos de la Orogenia Alpina se dan interesantes hiptesis que relacionan pequeos retazos encontrados en el interior de muchas cavidades con la existencia, durante tal periodo, de una cobertera superficial exterior de cierta impermeabilidad que propiciaba la creacin de cuencas endorreic as y la concentracin de puntos de infiltracin de la escorrenta. El progresivo y acusado desmantelamiento de dicha cobertera hara variar esos puntos de infiltracin concentrada, as como su afeccin a los niveles de drenaje interno (Smart, 1984; Senior, 1987). 2.1.3.Morfoestructuras El edificio morfoestructural que arma al Macizo Central de Picos de Europa se caracteriza por unos rasgos vigorosos y claramente definidos con respecto a sus dominios circundantes. En l resaltan sus formas agudizadas, en las ms altas cotas, junto a las profundas gargantas fluviokrsticas que las limitan y dividen su interior (Dobra, Cares, Duje o Hermida). Su composicin y caracterizacin morfoestructural refleja la conjugacin latitudinal y altitudinal de distintas unidades en las que se suceden, de N a S, sierras medias septentrionales, topogrficamente ms atenuadas (Sierra de Pea Man o Collugos en Amuesa, por ejemplo), sucedidas por amplios jous y dorsos cabalgantes buzando al sur (dorsos del Trave, Pea Castil, Tortorios o los Albos) y con frentes orientados a un

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 127 sector central ms abrupto y de mayores contrastes topogrficos (torres ms elevadas y jous mejor definidos). Angostas y prolongadas canales conectan, siguiendo el trazado divergente de las unidades cabalgantes princi pales, este sector central del macizo con las gargantas fluviokrsticas delimitadoras del macizo (Valle del Duje, garganta del Cares). El contacto litoestructural que se da entre la unidad de Picos y la de Pisuerga Carrin, se resuelve morfoestructuralmente con el frente del cabalgamiento basal de la unidad de Picos formando una topografa en cantil-talud con frentes verticalizados calizos (Fuente D, Remoa, Cumbres Aven as, Salinas, Friero) y laderas sobre materiales ya ms deleznables de la unida d Pisuerga-Carrin (Frochoso, 1980; Castan y Frochoso, 1989; Gonzlez Trueba, 2006, 2007). Fig.2.6. La vista del Macizo Central desde Pea Man, con el Jou Lluengo ascendiendo hasta la Vega de Urriellu y las faldas del Naranjo de Bulnes desde la canal del Texu constituye una de las imgenes representativas del entramado morfoestructural del macizo. Desde las altas torres hasta el encajamiento fluviokrstico.

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 128 Fig.2.7. Macizo Central sobresaliendo por encima del macizo de ndara e indidualizado por la garganta del Cares. Las cumbres principales en el corazn del macizo se unen a sta por medio de largas canales, lo que da una mayor vigorosidad a sus morforestructuras.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 129 2.2. Organizacin y caracterizacin morfolgica general del sistema endokrstico. En funcin de los rasgos litolgicos y morfoestructurales, as como de las diferentes caractersticas topoclimticas, se puede distinguir para todo el macizo cierta organizacin y distribucin de su endokarst, al igual que una caracterizacin genrica del mismo. 2.2.1.Distribucin genrica del endokarst A continuacin se resumen algunos aspectos influyentes en la distribucin genrica del endokarst del macizo en funcin de la litologa, las morfoestructuras y la altitud: En funcin de la distribucin litolgica. Como se ha presentado en el apartado anterior, la abundancia de litologas carbonatadas del Carbonfero superior es el rasgo dominante. En funcin de ello, y de forma lgica, se da una distribucin potencial del sistema endokrstico por todo el macizo. Sin embargo esto es matizable si se presta atencin con mayor detalle. En sectores perifricos del macizo algunos retazos de litologas silceas prmicas recubren buena parte de las calizas carbonferas en algunos sectores concretos como el collado de Pandbano, o como sucede con la formacin Lebea en el rea de Bulnes, los Puertos de liva o los de Liordes. stos se distribuyen a diferentes altitudes: 600 m en Bulnes, 1.212 m en el collado de Pandbano, 1.839 m collado de Juan Toribio, o los ms altos en los puertos de Liordes a 1.868 m. En los mencionados sectores el sistema endokrstico queda recubierto y obturado por la edafognesis y la naturaleza impermeable de tales litologas, restringiendo las entradas y aportes directos de agua al

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 130 sistema endokrstico a filtraciones a travs de esos suelos escasamente desarrollados y del epikarst10. Fig.2.8. La edafognesis en favor de materiales silceos de la formacin Lebea o de las litologas prmicas propicia la impermeabilidad del terreno y la formacin de escorrenta superficial. Foto izq.: los materiales prmicos del collado de Pandbano procuran una jerarquizacin hidrogrfica incipiente que se acenta en los meses de deshielo en la cabecera del arroyo Canero. Foto dcha.: materiales cuater narios y de la fm. Lebea en los Puertos de liva dan origen en escorrenta superficial a la cabecera del ro Duje. A medida que nos adentramos en el interior del macizo, los afloramientos desnudos de las calizas dejan un mayor protagonismo a la disolucin krstica. Aqu gana peso la presencia de un epikarst expuesto que tan slo en zonas puntuales queda condicionado por el recubrimiento de acumulaciones detrticas. Este es el caso de dolinas colmatadas ubicadas en el fondo de jous (los denominados boches ), algunas bocas de entrada cubiertas de clastos al localizarse al pie de cantiles gravitacionales y/o de canales de aludes, o sectores taponados por la presencia de material morrnico (como sucede por ejemplo en el complejo frontal morrnico y la cubeta de sobreexcavacin de la majada de Amuesa, o en las faldas de la Cuesta del Trave). Tambin dentro de este tipo de obstrucciones se encuentra la omnipresente actividad minera bien por la acumulacin de escombreras o por la generacin de otro tipo de residuos (balsas de decantacin). Fig.2.9. Obturacin superficial del endokarst por rellenos morrnicos en las Pozas de Lloroza a 1950 m (foto izq.) y en el complejo glaciokrstico de la majada de Amuesa a 1363 m (foto dcha.). Bajo ste ltimo es factible que se desarrolle el drenaje hacia la surgencia de Farfao del sistema del Trave. 10 El estudio del epikarst en Picos de Europa ha pasa do desapercibido en la lite ratura cientfica, a pesar de, cada vez ms, demostrarse su funcionalidad en la actividad geohidrolgica de los sistemas krsticos (vase p.e. Klimchouk 1995, 2000, 2004; Klimchouk et al., 1996; Williams, 2008). Algunos autores conciben dentro de esta zona endokrstica tambin las reas de lapiaces (White, 1988; Bakalowicz, 2012), e incluso las dolinas (Williams, 1983).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 131 Fig.2.10. Ejemplos de obturacin superficial del endokarst por la actividad minera de Picos de Europa en Fuente Escondida: escombreras, entibados y restos de antiguos calcineros. Fig.2.11. Las balsas de decantacin dejadas por las antiguas explotaciones mineras suponen otro de los ejemplos de la obturacin superficial del endokarst. En este caso, la bals a de decantacin de las antiguas minas de Mnforas (liva). Pero, por otra parte, no se puede perder de vista que, por lo general, la existencia de suelo proporciona un aporte de CO2 y cidos orgnicos que ayuda al proceso de disolucin krstica. La relacin entre el funcionamiento y evolucin del epikarst en reas cubiertas por una cierta entidad de suelo, as como el vnculo con el desarrollo de la zona vadosa inmediatamente inferior, es objeto de estudio en trabajos recientes (p.e. Klimchouk, 2004; Palmer, 1991, 2003)11. Dentro de la distribucin litolgica del macizo, de igual forma que los materiales silceos procuran la colmatacin parcial de los primeros niveles del endokarst, su contacto con los paquetes calcreos favorece la aparicin de algunas de las surgencias que se dan en el macizo y que, guiadas por la disposicin morfoestructural de los 11 Segn Palmer (2003) el tiempo de progreso de la karstognesis (“ breakthrough time ”) puede acelerarse hasta 5 veces si el CO2 consumido en la disolucin krstica es rpidamente reemplazado, por ejemplo cuando el agua est en contacto con una fuente de CO2 como lo es el suelo. Tambin los cidos generados por la oxidacin de los compuestos orgnicos en el agua puede hacer aumentar la rapidez de la karstognesis.

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 132 cabalgamientos, se localizan preferencialemen te en sectores perifricos del mismo. Por lo general son surgencias en favor de contactos litolgicos, estando especialmente presentes en algunos de ellos como sucede en el cabalgamiento frontal de Peas Cifuentes en el contacto entre las calizas de la unidad de Picos de Europa y las sedimentaciones silceas de la unidad de Pisuerga-Carrin. Un ltimo matiz a destacar en cuanto a los factores litolgicos y su influencia en el desarrollo de sistemas endokrsticos resa ltado recientemente por Ballesteros et al. (2012), es la determinacin del grado de karstificacin en funcin de los distintos tipos de calizas y los dominios litolgicos y paleogeogrficos en los que se litificaron. Estos autores encuentran para la sierra de Cabeza Llerosos (macizo del Cornin) un mayor nmero de cavidades en calizas depositadas en antiguos dominios de plataforma interna (calizas bioclsticas estratificadas), que en aquellas calizas depositadas en paleodominios de taludes y cuencas (cali zas con brechas, chert y pizarras o calizas masivas). Teoras abogan en este mismo sentido por un desarrollo endokrstico favorecido por los conocidos como “ inception horizons ” u horizontes de inicio, fundamentalmente en los momentos iniciales de su formacin. Estudi os de las ltimas dcadas exponen que estos horizontes constituyen zonas de debilidad, bsicamente litolgicas, que tienen una influencia importante en la gnesis de conductos krsticos. Con tal concepto, introducido por primera vez por Lowe (1992) se entiende “aquellas partes de una sucesin de rocas que son particularmente susceptibles al desarrollo de conductos krsticos debido a la desviacin fsica, litolgica o qumica a partir de las facies carbonatadas de una secuencia caliza” (tomado de Filipponi et al., 2009); siendo el ejemplo clsico el representado por los niveles intercalados de pirita (Palmer, 2003). Un rasgo al que no se le ha prestado atencin an en la configuracin interna de los Picos de Europa, pero que seguramente mantenga su grado de implicacin en la configuracin endokrstica. En funcin de la organizacin morfoestructural La disposicin morfoestructural del macizo tiene una respuesta en la estructuracin genrica del endokarst. La orientacin y configuracin de simas, pozos, galeras, bocas

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 133 de entrada, drenajes, surgencias, etc. se conf orma en base a la de los frentes, dorsos y fallas que determinan el relieve del macizo. Desarrollos verticales escanolados. El verticalizado desarrollo de los sistem as endokrsticos obedece al horadado de los potentes bancos de caliza y, en lneas generale s, a la verticalizacin de las estructuras falladas y cabalgantes de Picos. La sucesi n escalonada de pozos de considerable verticalidad es un rasgo dominante en buena parte de los grandes sistemas krsticos del Macizo Central, y de Picos de Europa en general, configurando aquello a lo que Collignon (1985) se refera como “ systme de mandres-puits ”. Ejemplificador de ello, en el Macizo Central, son los sistemas Ca stil-Carbonal, Piedras Verdes, la Torca de Urriellu, el sistema de Cerro Cuevn-Saxifra gas (fig.2.13) o la Torca del Valle del Agua (fig.2.12), por poner algunos de los ejemplos ms profundos, y en los que, alcanzadas ciertas cotas (en torno a los -1000 m en las primeras y -800 m en la ltima), el trazado horizontal de sus alzados gana el protagonismo principal. Aunque precedidos, como seala Bigot (1992) para el sistema del Trave, de un aumento del ndice de verticalidad en los pozos inmediatamente superiores. Fig.2.12. Torca del Valle del Agua (sector de exploracin Castil -Tortorios, GELL) en la que se aprecia la disposicin horizontal de su configuracin por debajo de los -900 m. El carcter morfoestructural gua el desarrollo de la cavidad y hace que una vez capturada, en profundidad, la lnea de cabalgamiento, no consiga atravesarla y su endognesis se adapte al mismo, pasando a un desarrollo generalizadamente horizontal. De igual manera y adaptndose a la misma lnea de cabalgamiento estn en este mismo sector, aunque con una horizontalidad algo ms atenuada, el sistema de Castil-Carbonal y la torca Piedras Verdes (modificado de GELL, 2012).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 135 Fig.2.13. Perfiles topogrficos de las cavidades ms profundas de Picos de Europa (>1.000 m de profundidad). Topografas tomada s de distintas fuentes, vase cada una de ellas. En los momentos de redaccin de esta investigacin se ha logrado un nuevo “mil” en el Macizo Central, pendiente todava de confirmar y topografiar: la Torca de La Monda (L652)(sector de Liordes).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 136 Desarrollos horizontales. Otras cavidades y sistemas, sin embargo mantienen un perfil ms horizontal desde el principio como se aprecia en los casos de la torca Tortorios-Pared Carbonal (sector Castil-Tortorios), Torca Marino (en la canal de Moeo) o el sistema San Juan de la Cuadra (en el valle de Las Moetas), aunque sin perder el caracterstico carcter escalonado en favor de grandes pozos (fig.2.14)12. En el caso del primero, torca de Tortorios-Pared Carbonal, la adaptacin a una lnea de cabalgamiento se aprecia en el perfil de su topografa y segn las reseas de sus propios exploradores (Agirre, 2007; GELL, 2012). Lo mismo sucede con la torca de Idubeda y el sistema del Trave, ampliamente estudiado por Bigot (1989, 1991, 1992, 2001, 2010, 2012) y Vidal et al. (1985, 1986) (fig.2.15) o en la 5P en el sector de La Padiorna (fig.2.16)13. Fig.2.14. Sistemas de Torca Marino, Pared Carbonal y San Juan de la Cuadra, ste ltimo posiblemente conectado con la Torca del Llagu de las Moetas (Turmo et al., 2 013). Sus perfiles mantienen una componente horizontal ms acusada que en otras cavidades de similares profundidades (topografas tomadas de G.E.M., 2008; Turmo et al, 2013 y GELL, 2002). 12 Recordar que una de las caractersticas del karst alpino es el desarrollo escalonado de su gradiente hidrulico (Smart, 2004). 13 La preservacin de las lneas de cabalgamiento en el desarrollo de las cavidades es un rasgo configurador de muchas de ellas en Picos de Europa.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 137 Fig.2.15. Configuracin de buena parte del desarrollo del Sistema de l Trave en favor de uno de los principales cabalgamientos q ue cruza todo el macizo y conduce el drenaje, presumiblemente, hacia la surgencia de Farfao. El desarrollo vertical de la cav idad horada las calizas de las formaciones Valdelateja y Barcalie nte (Calizas de Montaa), hasta que se encuentra con el plano de falla del cabalgamiento, el cual sigue y se arma en el techo de toda la galera de los Toboganes (Torca Alba, T-13 y su continuidad e n la Torca del Trave, T-2). Dicha galera se caracteriza por una seccin en V en la que prcticamente el endokarst slo ha retr abajado el suelo de la misma, adems de acumular los bloques desp rendidos. En la figura en perspectiva es perfectamente visible la curvatura del cabalgamiento que sigue la galera, as como tamb in retazos de la misma configuracin en otras galeras del mism o sistema. Lo cual es presumible que ocurra tambin en galeras de la torca JA18/19 Abisul Xelu, sistema que se uni al sistem a del Trave posterioremente a las interpretaciones aqu presenta das (Estvez, 2011). (Cortes tomados de Vidal et al., 1986 y Bigot, 1989; fotografa de Bigot, 2012). En otros casos cercanos como el del sistema Cerro-Cuevn este mismo cabalgamiento es atravesa do sin tener una gran repercusin en la configuracin de sus simas y galeras (Cocktail de Picos, 1998; Puch, 2002).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 138 Fig.2.16. Sima de la Padiorna (5P). Prcticamente toda ella se ab re en funcin de dos lneas de falla, siendo ejemplo de una gr an cavidad (-863 m) desarrollada siguiendo las estructuras principales del macizo (tomado de CESAlfa 1995, 1996).

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Este rasgo de horizontalidad se ve ligeram ente acrecentado en los macizos vecinos de ndara y el Cornin, debido a una compresin morfoestructural algo ms relajada como se aprecia en los sistemas de la Torca Cu eto de los Senderos en el macizo de ndara14 o el sistema del Jitu, el de Julagua o el “casi mil” del pozo de Cuetalbo en el macizo del Cornin (fig.2.17). A medida que nos vamos separando de la configuracin morfoestructural ms tpicamente reconocida de Picos de Europa: el llamado imbricado principal de Picos de Europa (Marqunez, 1978), el alzado de los perfiles endokrsticos se va relajando cada vez ms, a pesar de seguir estructurndose su relieve en funcin de escamas cabalgantes. Muestra de ello son las cavidades de los Puertos de Era, al norte del Macizo Central y la Sierra de Pea Man, entre el Duje y el Cares, como la de Pozu Jocejerreru (-677 m) (Carbajal Rodrguez et al., 1999). Este hecho ya fue reseado por Collignon (1985) que mantena tambin que otros sistemas cantbricos cercanos a Picos de Europa, por el norte, como las sierras de Ribadesella-Espinaredo mantenan desarrollos ms horizontales que verticales. Fig.2.17. Topografa superior: Pozo de Cuetalbo (-986 m), en el macizo del Cornin, mantiene un perfil tpicamente escalonado pero en l la disposicin horizontal a dquiere un protagonismo ms marcado que en otras simas caractersticamente verticales de Picos de Europa. Topografa inferior: Torca de los Cuetos de los Senderos, en el macizo de ndara. Desarrollo eminentemente horizontal de una de las grandes cuevas de Picos (>1.000 m) (topografa tomada de Garca Len, 2010). Aperturas a favor de conjugaciones estructurales. Adems de la configuracin de los sistemas endokrsticos en funcin de las orientaciones internas de cabalgamientos y fracturas, los puntos y/o reas en los que se experimentan cambios en la estructura, tectnica y litoestratigrafa son tambin 14 La cavidad ms profunda del macizo de ndara, y por tanto de Cantabria, con -1169 m, hasta el verano del 2012 en el que se alcanz la cota -1203 m en la Torca del Jou Sin Tierre (Gutirrez, 2012; FCE, 2013).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 140 favorecedores de la formacin del epikarst, y por tanto tambin del desarrollo, al menos de inicio, del propio endokarst (Klimchouk, 2004). En Picos de Europa, aquellos sectores directamente influenciados por las lneas estructurales (fallas hercnicas, alpinas, lneas cabalgantes,Â…) son reas en las que tanto el epikarst como sus franjas inmediatamente inferiores (zona vadosa y fretica) son ms fcilmente desarrollables. Estos sectores se constituyen a favor de lneas y reas de debilidad estructurales preferenciales para el desarrollo del endokarst. As por ejemplo, muchas veces se observa la concentracin de boches o la alineacin de dolinas en funcin de fallas internas superficialmente cubiertas (Gonzlez Trueba, 2006a; Ballesteros et al., 2010b). Fig.2.18. Entradas principales de la cueva helada de Vernica. En ambos casos las lneas de debilidad litoestructural son el punto de arranque de la cavidad. Una dolina verticalizad a y alargada en favor de una fractura local, para el caso de la entrada superior (foto izq.); y la fracturacin cabalgante que abre la entrada inferior (foto dcha.). De la misma forma, muchas bocas de entrada de cavidades se abren en funcin de cruces de fracturas locales, o el propio contacto fallado de distintos paquetes calcreos, como sucede, por ejemplo, en las cavidades objeto del presente estudio (figs.2.18 y 2.19). Fig.2.19. Red de fracturas locales en la pared norte de la Torre de Altiz y pico San Carlos en la que se abre la entrada a la cueva helada de Altiz.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 141 En funcin de condiciones topoclimticas de geoformas cerradas mayores De forma genrica, algunas de las grandes geoformas del macizo tambin proporcionan reas en las que se da una dinmica cerrada en cuanto a la transferencia e intercambio de material y energa. Es el caso de los j ous, y en especial de aquellos emplazados en las partes altas del macizo o de las cubetas de sobreexcavacin de los circos ms elevados15. En ellos se dan dos circunstancias favorecedoras del desarrollo endokrstico. Por un lado, en estos circos y jous de altura la disgregacin y debilitamiento generalizado del sustrato rocoso por sobreex cavacin glaciar se vio agudizada por un mayor volumen de hielo acumulado y una presencia ms prolongada del mismo, lo que ayud a la apertura de su epikarst. Mientras que por otro, a da de hoy, la karstognesis interna que en ellos se da se beneficia de unas condiciones topoclimticas que favorecen la acumulacin y permanencia nival. De esta forma en ellos se pueden prolongar los procesos de disolucin krstica continuadamente incluso a lo largo de todo el ao en funcin de la permanencia de la nieve en su interior, actuando como un gran sumidero de aguas de fusin nival (fig.2.20)16. Fig.2.20. Uno de los jous ms elevados de todo el macizo, el jou de Cerredo (2.225 m), acta, como se aprecia en la fotografa, como un gran sumidero nival que proporciona continuadamente un remanente de aguas de fusin a lo largo de todo el ao. Fotografa de agosto de 2013. Este sector es una de las potenciales reas de continuidad endokrstica para el sistema del Trave, y con cuya cone xin se podra llegar a aumentar su profundidad en 200 m (Estvez, 2011). Sin embargo, su rea de alimentacin se encu entra restringida, desde un punto de vista zonal, a esta forma de captura totalmente cerrada. Ello es ejemplificador de lo sealado por autores anteriores acerca del funcionamiento del sistema endokrstico del macizo como un sistema de transferencia de sedimentos cerrado o casi cerrado (Gonzlez Trueba, 2007a). Y es que muchas de las veces tal 15 Virgos (1981) seal que el 25% de la superficie de Picos de Europa estaba constituido por depresiones cerradas. 16 Tambin en estos sectores de altura las condicion es topoclimticas favorecen el desarrollo de las caractersticas dolinas nivales, presentes en los tres macizos a partir de los 1800 m (Gonzlez Trueba, 2007b; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010a; Serrano y Ruz Fernndez, 2011).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 142 transferencia se centra en estas grandes depresiones cerradas con un escaso aporte y movilidad hacia otros sectores de la montaa que no sea el endokrstico. En este sentido la nieve se vuelve fundamental tambin por el hecho de ser en estos altos jous, y con su preservacin ms o menos prolongada a lo largo del ao, un factor que contrarresta parte del efecto negativo que, por norma general, suelen tener, en los desarrollo endokrsticos, las reas de captur a hidrolgica cerrada y limitada (Palmer, 2003; Ford y Ewers, 1978). Aquellos sistemas endokrsticos que tengan un rea de recarga ms cerrada y limitada necesitarn de ms tiempo para su desarrollo y para alcanzar mayores proporciones. Convirtindose, normalmente, en sistemas tributarios de otros mayores y mejor alimentados. A todo ello se le ha de aadir de igual forma que a mayor altitud, mayores son las posibilidades de que los sistemas endokrsticos tengan un mayor desarrollo vertical. Los sistemas ms profundos del macizo (de ms de 1000 m de profundidad) tienen sus bocas de entrada principales mayoritariamente por encima de los 2000 m (6 de las 9 cavidades que superan tal altitud), y todas ella s por encima de los 1800 m. Las torcas de Idubeda y de Urriellu son las que ms bajo sitan sus entradas principales, a 1856 m y 1860 m respectivamente17. Adems de ubicarlas en unidades morfoestructurales distintas al resto de otros grandes colosos subterrneos. Mientras que todas las dems localizan sus bocas de entrada principales en torno a los circos glaciares de cierta altitud; las torcas de Idubeda y Urriellu lo hacen a favor del frente cabalgante de los Cuetos de Albo y la canal del Jou Lluengu, ambas fuertemente abrasadas por las lenguas glaciares del LGM (tabla 2.1). Cavidad / Sistema Profundidad (m) Altitud entradas ppales. (m s.n.m.) Ubicacin morfoestrcutural Cerro CuevnSaxifragas -1589 2019 1586 Circo glaciar Cuetos del Trave (NE) Cornisa-Magali -1507 2500 2335 Circos de Torre de la Palanca (Torca Cornisa: pared del circo) Sistema del Trave -1441 2042 1974 1917 Circo glaciar Cuetos del Trave (NE) 17 Fuera del Macizo Central, en el Cornin, es el si stema del Jitu el que sita su boca de entrada a la altitud ms baja de todos estos grandes sistemas de ms de 1000 m de profundidad de Picos de Europa. Lo hace a una altitud de 1640 m (FEE, 2013).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 143 Torca de los Rebecos -1255 2083 Circo glaciar Cuetos del Trave (NE) Torca de los Rebecos -1255 2083 Circo glaciar Cuetos del Trave (NE) Pozo de Madejuno -1255 2853 Circo Madejuno (SO) Torca Idubeda -1167 1856 Pie de frente cabalgante (fractura NO-SE) Torca Piedras Verdes -1165 2070 Circo glaciar de Pea Castil (NE) Sistema Castil Carbonal -1028 1980 Circo glaciar de Pea Castil (NE) Torca Urriellu -1017 1860 Canal Jou Lluengo (NE) Tabla 2.1. Cavidades y sistemas endokrsticos con ms de 1000 m de profundidad en el Macizo Central (Fuentes: Ferrer, 1995; Ferrer et al., 1995; GELL, 1998, 2006; Spel eologieclub K.U. Leuven, 1999, 2007; Puch, 2002; Agirre, 2007; Vila y Masschelein, 2008; Estevez, 2011; FEE, 2013). Fig.2.21. La acumulacin de nieve puede llegar, en aquellos sectores topoclimticos ms favorables, a grandes profundidades, en algunas de ellas incluso sin tener una entr ada directa demasiado proclive para ello. Ejemplos son el pozo de Vicente Alegre (P309) o el pozo del Mambo en el poz o de Tiro Llago. A veces la acumulacin de nieve es de tal envergadura que puede superar los 60 m de altura como sucede en la Torca 17.600, en el sector de Oliseda, en el Macizo Occidental (Fuente: GLE, 1995; Ferrer et al., 1995; FEE, 2013). En muchas ocasiones con estas elevadas bocas de entrada se asegura el suministro de nieve en su interior. Caso, por ejemplo, de la Torca de los Rebecos, ubicada al pie del circo de los Cuetos del Trave en una cubeta ocupada frecuentemente por un gran nevero (Puch, 2002). Incluso tampoco es raro encontra rse en el fondo de las torcas de entrada acumulaciones de nieve (formando los tpicos y frecuentes pozos nivales) de considerable volumen y permanencia, que puede n llegar a penetrar hasta la base de los ms profundos y verticales18; convirtindose en impedimento para la progresin y exploracin de las cavidades. En este sentido, casos sorprendentes son el famoso pozo P-309 de la Torca del Trave (pozo Vicente Aleg re), o el pozo del Mambo en la torca de Tiro Llago (P-154) que llegan a acumular nieve hasta cotas de -309 y -176 m 18 Rasgo ste diferenciador del conjunto endokrstico de Picos de Europa en comparacin con el otro gran conjunto, de reconocido inters internacional tambin, del oriente de Cantabria: Asn-Soba.

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 144 respectivamente (fig.2.21). Algo ms modestos, en el sector de Camaleo, se encuentran simas como la Torre de Altiz (I-19) c on una considerable acumulacin de nieve taponando un pozo de entrada a -138 m (ASCh, 1982). *** La verticalidad de las morfoestructuras que conforman el esqueleto de Picos de Europa se puede rastrear observando, pues, la sucesin de pozos verticales, que por orden general cuentan con un desarrollo comprendido entre la decena y varias centenas de metros, unidos por breves pasos horizontales. As por ejemplo torcas como las de Saxifragas, los Rebecos, Madejuno, la torca del Jou de Cerredo o la Torca de Castil (fig.2.12) mantienen una sucesin casi continuada y muy vertical de grandes pozos. La Torca de Castil, por ejemplo, enlaza una serie de grandes pozos (P65, P145, P265 o Pozu les Llrimes de Deva, P75 o El nacimiento de las Venus, P62 o Pozu Nitrium), abiertos a favor de una falla de direccin E, y que casi suman en total mil metros de profundidad; sucedidos por una galera inferior en la que se instala el ro Castil, en favor de una lnea de cabalgamiento (Puch, 2002). Pero tambin se puede dar un desentendimiento, dentro de unos trminos no muy exagerados, de las morfoestructuras, siendo capaces algunos sistemas (como es el caso del ms profundo de todo ellos, el Cerro Cuevn-Saxifragas) de atravesar no slo distintas formaciones litolgicas sino tambin el propio cabalgamiento (Puch, 2002). En el caso del sistema del Trave la adaptaci n endokrstica a las morfoestructuras es, sin embargo, mucho ms visible en prcticamente todas las redes que lo componen, manteniendo una orientacin casi regular de 50 NNO hasta los 1000 m de profundidad, siendo muy visible, en los techos planos de muchos de sus sectores, la lnea de cabalgamiento. Tras la cota -1000 m vuelve a ver ticalizarse la estructura nuevamente en favor de los materiales de la fm. Valdeteja y lneas de fracturas. Este mismo cabalgamiento configura parte de la red de la torca de los Rebecos a una profundidad de unos 1000 m tambin (Puch, 2002); y posiblemente sea la misma lnea de cabalgamiento que la Torca Idubeda manifiesta a -500 y -1000 m (fig.2.15).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 145 2.2.2.Caracterizacin morfolgica de la red endokrstica 2.2.2.1Caracterizacin genrica de conjunto. La configuraccin endokrstica se adapta en profundidad a la estructura geolgica y a su estratigrafa, aunque a esta litma en menor grado como se ha comprobado con lo dicho hasta ahora y con estudios cuantitativos recientemente realizados en el macizo de Cabeza Llerosos, en el Macizo Occidental (B allesteros et al., 2012). Esto hace que se de una caracterizacin morfolgica generalizada en forma de grandes pozos, volados muchos de ellos, puestos en solucin de continuidad mediante escalonamientos y estrechamientos abiertos a favor de antiguos niveles freticos y de cambios de facies, o debidos a la propia dolomitizacin de la caliza. De forma general, las redes endokrsticas de l Macizo Central de Picos de Europa se disponen en un trazado inclinado hacia el N-ONO siguiendo el buzamiento de las estructuras, y adaptndose al patrn terico karstogentico de tipo mixto networkbranchwork (patrones endokrsticos tericos propuestos por Palmer, 1991). En su desarrollo genrico predomina el seguimiento de la red estructural de fracturacin y cabalgamientos, con pasajes e interseccione s de conductos que mantienen marcados ngulos geomtricos ( network ). Todo ello combinado con trazados ms sinuosos y curvilneos que son guiados, siguiendo una tendencia jerrquica frecuentemente, por la estratificacin y los planos de estratificacin ( branchwork ). Dependiendo del sector de la cavidad podr predominar uno u otro patrn, o incluso se podrn entremezclar. Pero de forma mayoritaria los pozos verticales y subverticales obedecen a la disposicin y densidad de fallas y diaclasas y en menor medida a las estratificaciones (vase por ejemplo Snchez y Cerdeo, 1999; Cerdeo, 2001 para el macizo a estudio; o Ballesteros et al., 2010 para el Macizo Occidental). Este tipo de sistemas endokrsticos se caracteriza, una vez superado el sector del epikarst o zona subcutnea19, por una convergencia de galeras y pasajes de mayores amplitudes, formando redes menos densas y conformando iniciales bucles cerrados 19 Una parte de esta convergencia del flujo de a guas que se produce a medida que profundizamos le corresponde a la accin del epikarst que por capilari dad hdrica en los primeros metros del endokarst puede llegar a conformar un acufero de dimensione s considerables, y que gradualmente va confluyendo en flujos mayores, ms concentrados y ms rpidos y enrgicos, enlazando con pasajes de amplitudes y envergadura mayor (Klimchouk, 1995, 2000, 2004).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 146 ( closed loops20). Configuraciones de este tipo se aprecian en mltiples casos del Macizo Central, como sucede por ejemplo en el sist ema del Trave en el que las cuatro torcas principales y todas sus ramificaciones parciales convergen hacia un colector final, con la formacin de algunos closed loops marcados en su zona vadosa (fig.2.22). O por ejemplo tambin en el sistema de Castil-Carbonal y su convergencia hacia el ro Castil. Fig.2.22. El alzado topogrfico del sistema del Trave refleja un patrn endokrstico mixto entre branchwork y network pudindose observar como la estructuracin gua el tr azado de algunas de sus galeras en el nivel vadoso, junto con la configuracin de algunos closed loops ( network pattern ); y la jerarquizacin de los distintos pasajes hacia el colector final ( branchwork pattern ) (1) (Topografa adaptada de Bigot, 1989; Cocktail de Picos, 1998). Los patrones bsicos de karstognesis se muestran tambin (Palmer, 1991) (2), perteneciendo, por norma general, los sistemas de Picos de Europa a un modelo mixto a y b. En la figura (3) se muestra el patrn general de los caractersticos closed loops en los sistemas tipo network con una reduccin de su amplitud en profundidad (tomado de Palmer, 2003). 20 Con el trmino bucles o closed loops se hace mencin a la unin de c onductos verticales y horizontales, normalmente unidos por diferencias de gradiente hidru lico entre dos simas con distintas cargas de agua (presiones hidrostticas distintas) y a travs de l flujo de agua por galeras o meandros menores horizontales que las ensancha paulatinamente.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 147 Rossi (2004) menciona que en Picos de Europa los conductos relictos freticos son poco frecuentes, aunque en sectores de 150-100 m por encima del actual nivel fretico (en torno a los -1000 m) se encuentran restos en forma de loopins, de galeras intersecantes y similares. Los pasajes vadosos no tienen una tendencia inherente a converger debido a que suelen ser hidrulicamente independientes21. Las torcas o pozos verticales iniciales que se aprecian en los sistemas endokrsticos co mo el del Trave, se mantienen con un comportamiento hidrogeolgico separado y con una funcionalidad propia. Pero son las lneas estructurales y los planos de estratific acin los que las fuerzan a intersectarse y a convertirse en conductos tributarios de corrientes mayores en el nivel fretico (fig.2.22). Esto es uno de los rasgos endokrstic os caractersticos de las redes tipo branchwork como ha sealado Palmer (2003). 2.2.2.2.Desarrollos verticales: perfiles de grandes verticales escalonadas. Inventarios actuales sealan que los pozos verticales y subverticales tan slo representan un 10% de un total de 320 km de conductos documentados, de los cuales un 7% superan los 80 de inclinacin (Ballesteros et al., 2013). Son los conductos horizontales y/o subhorizontales vadosos, freticos y epifreticos los que ocupan el 89% de las cavidades inventariadas, con inclinacion es inferiores a 40 el 58% y entre los 40 y 80 el 35%. Pero sin embargo, la sucesin de grandes pozos es uno de los rasgos ms diferenciadores del entramado endokrstico de Picos de Europa, siendo dominantes en las partes altas del epikarst (Ballesteros et al., 2013). Los ms profundos sistemas que horadan Picos de Europa, presentados en la tabla siguiente, se estructuran mayoritariamente en favor de una sucesin de grandes pozos con alto grado de verticalidad. Ranking Espaa (Mundial) Cavidad / Sistema Profundidad (m) En Picos de Europa 1 (7) Cerro Cuevn-Saxifragas (Asturias)22 -1589 M. Central 2 (9) Cornisa-Magali (Asturias) -1507 M. Central 21 Audra (2002) lo seal como caracterstica para endo karsts alpinos en los que la verticalidad de sus sistemas es muy acusada. 22 La Torca del Cuevn en el ao de su punta, 1998, estuvo tan slo a 43 m del record del mundo por aquel entonces (Estvez, 2011), siendo hoy la sptima en el ranking mundial.

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 148 3 (13) Sistema del Trave (Asturias) -1441 M. Central 4 Sistema de la Piedra de San Martn (Zuberoa (F) – Navarra (E)) -1.410 5 Illaminako Ateeneko (Navarra/Huesca) -1.408 6 Sistema Araonera (Huesca) 1.349 7 (31) Torca de los Rebecos (Asturias) -1.255 M. Central 8 (32) Pozo de Madejuno (Len) -1.255 M. Central 9 (35) Sistema del Xitu (Asturias) -1.232 M. Occidental 10 (44)23 Torca Jou Sin Tierre (Cantabria) -1.203 M. Oriental 11 (46)24 Torca Piedras Verdes (Asturias) -1187 M.Central 12 (53) Torca del Cueto de los Senderos (Cantabria) -1.169 M.Oriental 13 (54) Torca Idubeda (Asturias) -1167 M. Central 14 (56) Sistema de Las Fuentes de Escuain (Sistema Badalona) (Huesca) -1.151 15 (64) Complejo sima Gesm-sima de la Luz) (Mlaga) -1.112 16 (67) Sistema Julagua (Asturias) -1.102 M. Occidental 17 (85) Sistema Castil Carbonal (Asturias) -1028 M. Central 18 (90) Torca Urriellu (Asturias) -1.022 M. Central 19 (95) Sistema de Lecherines (Huesca) -1.009 Total de cavidades mayores a -1000 m: 19 de 96 en Espaa, de las cuales 13 estn en Picos de Europa y 9 de ellas en el Macizo Central. Tabla 2.2. Cavidades y sistemas endokrsticos con ms de 1000 m de profundidad en Espaa (Fuentes: FEE, 2013 y G.E.MDTE y KAMI, 2012) 25. La magnitud de las grandes verticales. Los grandes conductos verticales que comunican las reas epikrsticas con los sectores freticos son ampliamente reconocidos en las zonas vadosas, aportando una gran dosis de “vaco”, gravedad y funcionalidad hidrolgica en los distintos sistemas endokrsticos. La verticalidad y hechura que suelen presentar, hasta los 100 m de ancho y 350 m de alto (Ballesteros et al., 2013), le s hace rpidos conductores de los flujos de agua filtrada o bien directamente desde la superficie (bocas de entrada expuestas), o tras la canalizacin concentrada a travs de la es tructura de su epikarst. Dirigiendo as el drenaje hacia los desarrollos ms horizontales de niveles freticos o a aquellos ms prximos a las surgencias. Es frecuente encontrarse pozos verticales del orden de los 40-50 m, en una sucesin escalonada o derivados de pequeas dolinas decamtricas (vase por ejemplo memorias espeleolgicas recopilatorias como las de ASC, 1982), con una gran frecuencia de los conocidos pozos nivales por encima de los 1500 m de altitud (Collignon, 1985). Pero de 23 Reciente incorporacin al ranking de las profundi dades superiores a los 1000 m. (G.E.MDTE y KAMI, 2012) 24 Segn cifras de la FEE (2013). 25 Datos referenciados a noviembre de 2013 a la espera de la incorporacin definitiva de lo dicho anteriormente acerca del nuevo mil de la Torca La Monda.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 149 la misma forma, lo que da relevancia y espectacularidad a las cavidades de Picos de Europa es la gran cantidad de pozos que sobrepasan el centenar de metros, llegando a recibir algunos de ellos nombres propios en reconocimiento, dentro del mundo espeleolgico, a su afamado desarrollo vertical alcanzado26, como sucede en el Macizo Central con el pozo de Vicente Alegre en la torca del Trave con 309 m de desarrollo vertical (el mayor de todos ellos dentro del conjunto de Picos de Europa), o el pozo de las Sombras de 179 m, dentro del mismo sistema pero en la torca de AbisuÂ’l Xelu. De similares proporciones estn tambin el Pozu les Llrimes de Deva en la Torca de Castil con 265 m, el pozo de la Novena Puerta en la Torca del valle del Agua de 195 m, en el mismo sector de Castil-Tortorios-Urriellu, o el pozo Nublado en el Pozo Madejuno de 165 m. La Torca de los Rebecos se configur a en una espectacular sucesin de pozos verticales de ms de medio centenar de metr os cada uno pero de forma especial dos de ellos con cadas de 219 m y 165 m. En el sector de las Moetas tambin hay pozos como el de la sima del Cueto de la Cuadra con 160 m desnivel (Vila et al., 2010), el Pozo Cesc (P156) en el Sistema de San Juan de la Cuadra, el P153 en la Torca del Mogu, o un P142 en la sima del Llagu de las Moetas (Turmo et al., 2013). Algunos ejemplos se dan tambin en el sector de exploracin de Camaleo (Cantabria) con pozos como el P138 de la sima de la Torre de Altiz, la JO-26 con un pozo terminal de 136 m, la sima de la Horcada Verde con un P118 (ASC, 1982; Snchez, 2009), los pozos en la Sima de la Torre de Altiz P110 y el Po zo de las Bolas de 176 m (Dubournet, 1985), o los pozos de Las Tres Plumas (P115) y Po zo de Pandora (P145) en la sima 5P (CESAlfa, 1992). La HS-4 en el umbral glaciokrstico de Hoyo Sengros mantiene tambin un enorme pozo de 160 m (CES Alfa-ASC, 2013). Algunos de estos grandes pozos verticales cons tituyen la prctica totalidad de la cavidad como es el caso por ejemplo, en este ltimo sector de exploracin referido, de la Torca de las Chovas (JO-88) que con una profundidad de -143 m mantiene un pozo vertical de 130 m, o la JO.1 con una profundidad de -146 m y un pozo de 139 m (fig.2.23). 26 La verticalidad de los pozos en Picos de Europa no tiene nada que envidiar a otros sistemas krsticos reconocidos mundialmente. Por ejemplo, el sistem a Krbera-Voronya (-2197 m) tiene pozos volados de 152 m, 110 m, 115 m. En el contexto espaol la vertic alidad ms grande documentada se encuentra en la Sima del Tejn, en Calseca, oriente de Cantabria con el llamado pozo de los Pasiegos con 346 m (FEE, 2013). Las grandes verticales superan los 100 m, entran do en un club selecto solo aquellas que superan los 300 m: 9 en toda Espaa y 3 de ellas en Picos de Europa (FEE, 2013).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 150 Fig.2.23. Alzado topogrfico de la sima JO.1 (sector del Jou Oscuro) en la que se puede apreciar que de los 146 m de cota mxima prcticamente su totalidad se corresponde con un solo pozo vertical de 139 m de desarrollo (topografa tomada de ASC, 1982). Pero estas grandes verticalidades se pueden encontrar tambin en los cuerpos de hielo y nieve depositados en el interior de las cavidades. En este sentido existen casos

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 151 espectaculares de pozos de fusin en enormes bloques de hielo de al menos 60 m de desarrollo vertical como ocurre en la torca HS-4 (fig.2.24). Fig.2.24. Las verticalidades en el endokarst de Picos de Europa no slo se abren en la caliza encajante si no que tambin existen pozos de fusin en grandes bloques de hielo como el que se muestra accesible algunos aos en la HS4, de al menos 60 m de profundidad en el 2012 (fotografas de Claude Sobocan; fotografas y topografa tomadas de ASC, 2012). La generacin de las grandes verticales. El origen y desarrollo de los pozos es un tema recurrente en las investigaciones espeleogenticas, fundamentalmente desde los aos 50 del siglo pasado. Con distintas posiciones al respecto y mltiples clasificaciones dependiendo de si son simples, compuestos, en favor de diaclasas aisladas o red de diaclasas, en funcin de sus proporciones, de su espeleognesis inversa o directa, o del grado de homogeneidad de sus morfologas. Entre los primeros trabajos especficos destacan los de Maucci (1952)

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 152 o Scala (1957), con algunos textos versados en cavidades espaolas (Julivert, 1957; Eraso, 1961; o Andrs Bellet, 1960); hasta los ms recientes como lo son algunos de Klimchouk, muy centrados en el origen de los pozos en las partes inferiores de las zonas epikrsticas y como consecuencia del comportamiento espeleogenttico del mismo (Klimchouk, 1995, 2000, 2004; Klimchouk et al., 1996). Pozos en simas escondidas o hidden shafts Basndonos en tales estudios, y mediante la correlacin de patrones morfomtricos y disposiciones similares conservadas en muchos pozos, se puede suponer un origen y desarrollo para el caso de los de Picos de Europa muy similar al de los denominados “ hidden shafts ” o simas escondidas (Klimchouk, 1995); de tal manera que en muchos casos estos pozos tan caracterizadores del endokarst de Picos de Europa responderan al modelo de desarrollo que en su da Maucci (1952) concibi bajo el nombre de teora de la erosin inversa Segn ello, un pozo o sima se desarrolla en la vertical partiendo de algn tipo de debilidad interna de la roca (fractura, diaclasa, a partir de una familia de leptoclasas,…) hasta alcanzar la superficie, y no como ocurre en otras ocasiones en sentido directo: de la superficie al fondo (pozos directos, Scala, 1957). En sus estadios iniciales el predominio endogentico se corresponde con una accin krstica dirigida por la capilaridad hdrica (fundamentalmente esto ocurrira en la zona epikrstica) y la corrosin qumica para despus, una vez que la sima haya alcanzado la envergadura suficiente, predominar la circulacin de agua libre (flujos o goteos), junto con procesos mecnicos y gravitacionales encargados de buena parte de los derrubios acumulados en la base del pozo. A medida que se incremen ta el almacn de derrubios en la base, preferentemente clastos angulosos y lajas desprendidas de las paredes, si se da un predominio de la corrosin qumica (en caso de que predomine la erosin hdrica libre los clastos tendrn secciones ms redondeadas), la progresin vertical de la sima en profundidad se ralentiza, continundose hacia arriba, hacia el exterior, adoptando un perfil morfolgico en embudo invertido (Maucci, 1952; Andrs Bellet, 1960; Eraso, 1961). Aunque dependiendo de las particularidades morfoestructurales y estratigrficas de los pozos estas secciones mayores pueden encontrarse en sectores superiores del mismo en lugar de en su base, configurando perfiles fusiformes en lugar de campaniformes en el caso de que se unan pozos sucesivos (Eraso, 1961) (fig.2.25).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 153 Fig.2.25. Ejemplo de pozos enlazados en la vertical por erosin inversa con una seccin morfolgica de sus alzados bastante similar. Sima 02-V dentro del sector de Cabaa Vernica (adaptado de CESAlfa, 2007). En el ensanchamiento de este tipo de pozos influye decisivamente el flujo de agua que se encauce en profundidad, generando un mayor desarrollo en planta en las partes inferiores, favorecido en ocasiones por la condensacin que se da en la propia cavidad (Fernndez, 1995). Adems tambin puede ayuda rse de aquellos acuferos dispersos que llegar a permanecer en el epikrst (Klimchouk, 1995; Antigedad y Mugerza, 2001).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 154 Fig.2.26. Muchas de las simas de Picos de Europa se configuran en forma de pozos verticales que van aumentando el dimetro de su seccin a medida que profundizan, recordando a las “ hidden shafts ” definidas por Klimchouk (1995) y a la “ erosin inversa ” de Maucci (1952). En el caso presentado se trata del sistema de la Torre de Altiz, concretamente de la torca de Altiz I-19 (adaptado de la topografa tomada de ASC, 1985). A este tipo de evolucin espeleognetica parecen obedecer algunos de los pozos que se han estudiado en el Macizo Central de Picos de Europa. Un ejemplo de ello sera la sima JO.1 (fig.2.23), en la que se aprecia como la seccin del pozo se reduce hacia la superficie con un desarrollo mayor en profundidad, aunque algo irregular (pozo compuesto). Se da una acumulacin de bloques en su base, con una obstruccin parcial tambin de bloques en su entrada. En la Sima de la Torre de Altiz (P110) tambin el pozo inicial presenta una disposicin similar con el ensanchamiento progresivo y acumulacin de bloques (y nieve) en su base, e incluso se intuye una continuacin vertical a travs de su enorme pozo P176 de una probable misma gentica aunque con una amplia obstruccin entre ambos. La gran cantidad de bloques en la base de este segundo gran pozo se acumula en una gran sala, la Sala de Espera, a la que se precipita un flujo de agua concentrada en forma de cascada desde el meandro superior (fig.2.26). Otros ejemplos, cercanos a estas dos simas se aladas, son la Sima de las Chovas (JO8821), las simas I17, M9, E2, o la L13 (CESAlfa, 2011; ASC, 1982, 1992). Algunas

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 155 entradas de grandes sistemas como el de la Torca del Trave o la Torca de los Rebecos tambin recuerdan a pozos desarrollados por los mismos procesos, o por ejemplo la Torca H.ou de los Machos (JM-21) en el valle de las Moetas (Turmo et al., 2013). Tambin en el Macizo Occidental Verheyde n et al. (2007) llamaron la atencin sobre esta morfologa de pozos: “generalmente el comienzo [de las simas] es estrecho y conduce slo ms abajo a pozos de dimensiones ms grandes” (Verheyden et al., 2007). Las memorias espeleolgicas, algunas veces de forma indirecta, evidencian la concentracin y canalizacin de aguas infiltradas en el epikarst de Picos de Europa. As por ejemplo, en la Sima de la Padiorna (5P) se resalta el hecho de que tras los primeros 17 m del pozo inicial se constituye un pe queo caudal, perdindose y reencontrndose innumerables veces metros abajo (CESAlfa, 1994). En otras ocasiones, sin embargo, se pueden apreciar las configuraciones del epikar st desde las entradas a cavidades o desde la superficie, teniendo que ser necesario in cluso desobstruirlas para poder acceder al interior de la cavidad a travs de los mnimo s dimetros iniciales de una red de diaclasas que van confluyendo hacia el interior del pozo (fig.2.27). Fig.2.27. Porciones superficiales del epikarst en varias cavidades del Macizo Central. La fisuracin y trituracin del mismo se muestra fundamentalmente en la fotografa de izquierda, sima 26-P (sector de los Puertos de Padiorna) con una conexin en profundidad de varios pozos sucesivos de 14 y 26 m. El dimetro de la entrada es sensiblemente menor al de sus pozos interiores, abierta actualmente entre una multitud de bloques. En la fotografa de la derecha, sima -20 (sector de Hoyo Oscuro), se aprecia el aspecto desc omprimido del epikarst en sus sectores externos. Aqu la liberacin de presin ( stress-release ) es favorable al ensanchamiento de redes de diaclasas menores horizontales y subhorizontales donde el agua de escorrenta infiltrada adquiere flujos horizontales, ms lentos y con mayor influencia de la capilaridad hdrica. Ntese en la misma fotografa el comienzo de lo que podra ser una hidden shaft a unos 3 m de profundidad (fotografas tomadas de ASC, 2007, 2010).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 156 Pozos de filiacin. Otro tipo de pozos a resear son los llamados pozos de filiacin (caractersticos de los entramados endokrsticos de tipo branchwork ); pozos, que llegan tambin a alcanzar desarrollos verticales de un centenar de metros, y que conectan temporal y espacialmente dos estadios sucesivos de drenaje en ambientes, por lo general, de gradientes hidrulicos elevados. Este tipo de pozos ha sido estudiado para el Macizo Central en la Torca de Idubeda (Bigot, 2001, 2010), sealando como tal el pozo “Mysti Blocs” (P63) que conecta la “Galerie des Se ins Blancs” con la de “Lopasala” (fig.2.28). Pozos de invasin. Bigot (2001, 2010) diferencia de los pozos de filiacin los pozos de invasin diciendo de stos que son pozos verticales/subverti cales posteriores a conductos y galeras colgadas pertenecientes a drenajes anterior es, y que por tanto no tienen relacin con las redes preexistentes (ausencia de morfologas fr eticas heredadas). El origen de este tipo de pozos de invasin suele estar relacionado con la retirada en superficie de capas impermeables o el cambio de las condiciones de recarga (Fernndez, 1995), pudiendo tener relacin, por tanto en Picos de Europa, aunque sin datos fehacientes que lo confirmen, con la retirada de la capa permotrisica asentada sobre las calizas carbonferas o con los cambios (avance/retroceso) de las masas glaciares (fig.2.28). Fig.2.28. Dos tipologas de pozos verticales o subverticales en Picos de Europa se corresponden con los pozos de filiacin y con los pozos de invasin En la figura de la izquierda un esquema de parte de los conductos de la Torca Idobeda (Bigot, 2010) con ambos tipos de pozos. En la figura de la derecha la generacin de pozos de invasin en dos tipos de situaciones ambientales: la retirada de una c obertera impermeable (A) y durante episodios glaciares (B) (Fernndez, 1995).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 157 Sistemas de pozos en rampas o “pitch-ramp systems”. Senior (1987) seala para el pozo de Cuetalbo (M2) en el macizo del Cornin, los pitchramp systems rampas inclinadas en la parte supe rior de las simas que conectan pozos escalonados previos y que responden a procesos de erosin remontante ( pitch-retreat ) favorecidos por ambientes de fusin glaciar con una escasa sedimentacion en sus bases y ausencia de marmitas. Normalmente se locali zan en las partes superiores de la franja vadosa y en favor de alguna lnea de falla, constituyendo una serie de pozos que se unen a travs de rampas que van desde la base de uno a la cabecera del siguiente, y con un resultado final morfolgico muy caracterstic o de muchos perfiles de cavidades del Macizo Central en Picos de Europa (fig.2.29). Segn Senior, estas morfologas caractersticas de las reas vadosas de Picos de Europa no estaran controladas litolgicamente, ni se corresponderan a tubos freticos intersectados por caones vadosos. Fig.2.29. Estructuracin de los pitch-ramps system (Senior, 1986). Morfologas muy similares se pueden reconocer, y a unas profundidades de entre -200 y -300 m, en algunas de las torcas ya presentadas hasta ahora, como es el caso de Torca de la Nieve en los pozos que quedan por encima del Meandro de los Caracoles (fig.2.30). Caones y desfiladeros endokrsticos. En ocasiones la evolucin de los pozos ver ticales por procesos de erosin remontante puede dar lugar a la formacin de caones o desfiladeros de erosin vertical Ms

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 158 rectilneos si son guiados preferentemente por fracturas, o ms sinuosos en caso de que se de una mayor homogeneidad del sustrato rocoso. En la fig.2.30 un tramo de la Torca de la Nieve en el sector denominado “meandr o de los caracoles” respondera a este tipo de procesos de accin remontante uniendo dos grandes y sucesivos pozos inferiores (P75 y P105) con el Pozo de la Cascada, pozo inmediatamente superior. En el Macizo Occidental tambin se han reconocido galer as horizontales cuya morfologa recuerda a los caones endokrsticos (Ballesteros et al., 2011). La formacin de este tipo de morfologas suele responder a una evolucin endogentica en la que un curso activo de agua se dispone en favor de las lneas de fractura o cabalgamientos, mientras que los pozos (y en consecuencia los posibles bucles o loops) lo hacen a favor del buzamiento (fig.2.30). Fig.2.30. La evolucin de un pozo vertical en la horiz ontal puede dar lugar a la conformacin de un can meandriforme por erosin regresiva. En el caso del Meandro de los Caracoles, Torca de la Nieve, se aprecia adems de su configuracin como tal, la incisin de niveles fret icos antiguos en la base del mismo a -290 m. En la parte inferior de la figura se representan las evoluciones genricas que dan lugar a la formacin de pozos (y a loops caractersticos de un entramado tipo branchwork ) en favor del buzamiento (a), y los que dan lugar a los caones, siguiendo la direccin de las lneas de fracturas (b) (tomado de Fernndez, 1995) (topografa y fotografa de Javier Snchez tomadas de CESAlfa, 1997).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 159 2.2.2.3.Desarrollos horizontales: galeras en zonas freticas y epifreticas. La extensin de los desarrollos endokrsticos de Picos de Europa no tienen la misma fama internacional que sus cotas de pr ofundidad. Sus redes ms desarrolladas no se encuentran entre las ms importantes a nivel mundial, ni tan si quiera entre las primeras a escala nacional. Solamente en tres casos se superan los 10 km de desarrollo hasta la fecha, estando adems stas dentro de los ma cizos Occidental y Oriental (tabla 2.3). El Macizo Central ve relegada su hegemona en la vertical con desarrollos endokrsticos que llegan como mximo a los 9167 m en el sistema del Trave, o a los 7060 m del sistema Cerro Cuevn-Torca Saxifragas, mximos desarrollos conocidos actualmente (FEE, 2013). Los cuales, incluso, son sensiblemente menores a aquellos ms amplios a escala nacional: 130 km del sistema del Mortillano, 112 km del Alto Tejuelo, o los 110 km del sistema de Ojo Guarea, sitas en la s montaas cantbricas orientales. En Picos de Europa el mximo desarrollo lo tiene el Pozo del Jultayo con 12.632 m, en el macizo del Cornin (la 43 en el ranking nacional, FEE, 2013). Ranking (Espaa) Cavidad / Sistema Desarrollo (m) En Picos de Europa Mundial 1 Mammoth Cave System 627.644 EEUU 2 Jewel Cave 253.246 EEUU 3 Sistema Ox Bel Ha 253.086 Mxico Espaa 16 (1) Sistema Mortillano 130.000 Mts. Orient.Cantbricas 17 (2) Sistema Alto Tejuelo 112.000 Mts. Orient.Cantbricas 18 (3) Ojo Guarea 110.000 Mts. Orient.Cantbricas 19 (4) Sistema del Gndara 108.670 Mts. Orient.Cantbricas Picos de Europa Red de Toneyu 18.970 Macizo Occidental* Pozo del Jultayu 12.632 Macizo Occidental Cueva del Nacimiento >12.000 Macizo Oriental Sistema del Xitu (Culiembro) 10.700 (~15.000) Macizo Occidental Sistema del Trave 9.167 Macizo Central Red de Junjumia 8.115 Macizo Occidental *Este sistema se localiza en el macizo anejo al Corni n, en la sierra de Beza-Canto Cabronero, separado del groso del macizo por el ro Dobra. Dependiendo de las fuentes consultadas se puede incluir o no dentro del macizo. Tabla 2.3. Desarrollo de las grandes extensiones endokrs ticas a nivel internacional, nacional y en Picos de Europa (Fuente: FEE, 2013). Los distintos niveles horizontales que definen los sistemas krsticos de Picos de Europa se distribuyen en funcin de las difere ntes zonas del sistema endokrstico, y dependiendo de ello mantienen caractersticas morfolgicas diferentes. En los sectores ms superficiales, en la zona del epikarst los trazos horizontales de la karstognesis se corresponden con microfract uraciones o diaclasas de escaso tamao

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 160 que, sometidas a una mayor liberacin de presin litolgica ( stress-release ), pueden almacenar un determinado volumen de agua, fundamentalmente por capilaridad hdrica, con una expansin horizontal de la filtracin de agua guiada por la porosidad de la roca y formando acuferos difusos. Estos conductos menores en ocasiones se corresponden con conductos primarios de disolucin (aquellos que representan las primeras fases evolutivas de las filtraciones de agua) (Fernndez, 1995), que se jerarquizan progresivamente hasta desembocar en pozos verticales. Sin embargo, los desarrollos horizontales en la zona vadosa tienen mayor envergadura pudiendo ser interpretados, en su mayora, como retazos de antiguos niveles freticos de paleodrenajes. Tales niveles quedaron colgados en respuesta a cambios del gradiente hidrulico, formndose en un ambiente previo en el cual las condiciones de saturacin obligaron al agua a buscar y labrar galeras horizontales, con una circulacin menos enrgica y ms lenta en funcin de nivele s freticos ms elevados o primignicos. Incluso se ha propuesto su correspondencia, en el caso de los ms antiguos, con los momentos permotriasicos (Fernndez Gilbert et al., 2000). En la zona vadosa dominan fundamentalmente, junto a los procesos de disolucin, los derivados de la erosin mecnica ya que es aqu donde los flujos de agua adquieren una mayor energa, lo que hace que sea frecuente encontrarse desprendimientos y acumulaciones de bloques. Las evoluciones genricas karstogneticas que abren conductos horizontales en la zona vado sa han debido ser muy similares a las presentadas en la fig.2.30 (a y b) (Fernndez, 1995). La gran mayora de los conductos horizontales que predominan en esta zona se corresponden con meandros, estrechos por lo general, o salas de cierta entidad formadas en las bases de algunos pozos, y establecindose como nexo de unin en los caractersiticos desarrollos de perfil escalonado tan frecuentes en Picos de Europa (vese fig.2.12). En el caso de las zonas freticas y epifreticas por lo general, los flujos de drenaje marcan un recorrido ms horizontal que vertical condicionados, ya no tanto por la gravedad como sucede de forma genrica en la zona vadosa, si no por un bajo gradiente hidrulico. En estas reas saturadas las galeras tienden a seguir en mayor medida la direccin de la estratificacin, como suced e, aunque a menor escala, en la franja epikrstica. La saturacin de agua hace que por conductividad hidrulica el agua tienda

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 161 a rellenar la totalidad de las microdiaclasa s (en menor cantidad y de menor envergadura debido a una mayor presin litolgica) y a expandirse en horizontal, y por todo el dimetro de la galera, dando lugar a seccione s circulares-elipsoidales caractersticas de los conductos freticos (puntos sifonados). En los grandes sistemas en los que se alcanzan el actual nivel fretico, los pasajes horizontales ganan presencia en los ltimos centenares de metros de sus profundidades (sistema del Cerro-Cuevn, Torca Cornisa-Magali, el Trave, Castil-Carbonal, Piedras Verdes, Torca Urriellu), con galeras horizontales que, en algunos casos, se corresponden con pasajes que funcionan como los colectores principales del sistema: ro Marbregalo, ro del Silencio, ro Castil (vese por ejemplo Agirre, 2007). Es en estas galeras donde se pueden encontrar incluso sedimentaciones de arena dolomtica como sucede en la torca de Urriellu (Puch, 1998). Las surgencias comprobadas para el caso de algunos de estos sistemas (sistema Castil-Carbonal en Farfao, por ejemplo) hacen intuir que una gran parte del endokarst, inexplorado an, se pueda conformar, en la actualidad, a travs de conductos freticos pudiendo tener su desarrollo una gran componente horizontal. En la tabla 2.4 se muestran las principales galeras horizontales de niveles freticos actuales de los sistemas endokrsticos ms profundos del Macizo Central. Con galeras sifonadas localizadas en torno a los 1000-900 m en el sector de Castil-Urriellu, y algo ms profundas en el sector de Cabrones (Cue vn, Sistema del Trave), en torno a los 600 m. Destaca de forma especial la llamada galera de la Gran Mulata en la Torca Marino (TC-4), en la canal de Moeo. Se trata de una galera colgada a una altitud de 1500 m s.n.m. que sobrepasa los 400 m de desarrollo casi horizontal (fractura NE-SO). Algo no muy habitual en los perfiles escalonados de Picos de Europa suponiendo una excepcin junto a la voluminosidad de la misma y de algunos pozos y salas (GEMatallana, 2009). Las galeras sealadas en la tabla como galeras colgadas podran corresponderse con niveles freticos antiguos del macizo. Cavidad Entrada ms elevada (m s.n.m.) Prof. mx. cavidad (m) Prof. aprx. ppales. galeras Altitud aprx. ppales. galeras (m s.n.m.) Cerro CuevnSaxifragas 2019 -1589 -1500 600 (sifonada) Cornisa-Magali 2500 -1507 -1500 1000 (sifonada) -700 1800 (galera colgada)

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 162 Sist. Trave 2042 -1441 -1400 600 (sifonada) -1000 1040 (galera colgada) T. los Rebecos 2085 -1255 -1000 1085 (galera colgada) T. Madejuno 2425 -1252 -900 1500 (galera colgada) Piedras Verdes 2070 -1165 -1100 900 (sifonada) T. Idobeda 1856 -1167 -900 900 (galera colgada) Castil-Carbonal 1980 -1028 -1000 900 (sifonada) T. Urriellu 1860 -1017 -990 870 (sifonada) -400 1400 (galera colgada) Torca Marino 1962 -943 -480 1480 (galera colgada) Tabla 2.4. Localizacin altitudinal de las principales galer as horizontales de los sistemas endokrsticos ms grandes del Macizo Central (Fuentes: Agirre, 2007; Estevez, 2011; Vila y Masschelein, 2008; FEE, 2013; Puch 1998, 2002; GELL, 1998, 2006; Speleologieclub K.U. Leuven, 1999, 2007; Fe rrer, 1995; Ferrer et al., 1995; GEMatallana 2009, 2013). En el macizo del Cornin Verheyden et al., (2007) hacen una relacin de galeras freticas colgadas con sedimentos fluviales en al menos tres cavidades en torno a los 1250 m s.n.m. Pero es en los sectores de surgencia donde la horizontalidad adquiere un mayor protagonismo. Al menos as ocurre en sistemas estudiados de los otros dos macizos como el sistema del Xitu y sus surgencias de las Fuentes de Culiembro (Macizo Occidental) (Edwards, 2009; Cave Diving Group, 2010); o en las surgencias de la Cueva del Nacimiento (Macizo Oriental), con un entramado complejo de galeras horizontales de hasta ocho niveles dife renciados (Smart, 1984, 1986; LUSS, 1985; Len, 1997). En el Macizo Central, es de suponer que pase lo mismo en las surgencias del Cares, intuyndose fcilmente en los exutorios de Los Molinos y La Jarda (Can), ya que responden a un mismo sistema de surgen cia con distintos niveles horizontales a distintas altitudes dentro de la misma z ona de fluctuacin del fretico (Snchez y Cerdeo, 1995; Ogando, 1998). *** La distincin entre conductos verticales (poz os) y horizontales (galeras, meandros) se ha hecho aqu simplemente en favor de dar breves nociones acerca de la caracterizacin general morfolgica en la que se encuadra n las cuevas heladas a estudio y de los procesos endogenticos habituales implicados, grosso modo, en la generacin de tales ambientes subterrneos. La realidad de todo ello es infinitamente ms compleja tanto por la mltiple conjugacin de procesos y factores que entran en juego, como por la componente temporal y paleoambiental. Esta blecer homogeneizaciones rgidas para las distintas zonas y patrones de comportamiento espeleogenticos nicos sera cuanto menos un error, y mucho ms el intentar extrapolar determinantemente trminos a otros ambientes karstogneticos tanto en espacio como en tiempo.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 163 2.3. El drenaje subterrneo. El drenaje endokrstico de Picos de Europa se conforma dentro de la unidad hidrogeolgica homnima, independiente y di ferenciable estructuralmente y por la delimitacin de sus niveles litolgicos impermeables (IGME, 1984; Collignon, 1985; Hoyos y Herrero, 1989). 2.3.1.Los flujos internos Direcciones del drenaje. El drenaje subterrneo del Macizo Central se dirige de forma genrica hacia el Cares (Rodrguez, 1984; Cerdeo, 2001; Rossi, 2004; Cerdeo y Snchez, 2005; Snchez, 2007). Tal afirmacin mantenida desde hace dcadas se ha venido confirmando con ciertos matices. La configuracin de la estructura del macizo es el factor decisivo en las direcciones que sigue el drenaje interno. Un a disposicin genrica hacia el NO de los buzamientos, junto con el trazado transversal E-O de las grandes lneas estructurales (ejerciendo de colectores principales en algunos casos), hace que los sistemas krsticos dispongan sus aguas de forma mayoritaria hacia el ro Cares. El cual adems mantiene el nivel de base ms bajo de todos los cursos superficiales que delimitan al macizo (Duje y Bulnes), con 218 m en Pte. Poncebos. La intensa exploracin espeleolgica, as como los ensayos con trazadores, han ido ir poco a poco delimitando ciertos sectores de drenaje distinguibles confusamente hoy en da en el interior del macizo. Las primera s compartimentaciones cartogrficas, en este sentido, vinieron de la mano del grupo espeleolgico francs Splo Club de la Seine, que traz un mapa con 9 cuencas de drenaje interno para todo el macizo (Vidal et al.,

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 164 1986). Todas ellas supuestas en funcin de estudios e interpretaciones geolgicas, pero sin ningn dato comprobado (fig.2.31). De entre ellas, destacan en cuanto a la superficie abarcada las cuencas 8 y 9 que vertiran aguas hacia el Cares, sin tener una clara limitacin entre ambas. Pequeas cuencas son dis cernidas en las partes ms externas del macizo como las que drenaran hacia la Canal de Asotn (3), la de Fuente De (2), la del Jou Lluengo (6), o la que abarcara gran parte de la sierra de Pea Man, que drenara hacia las fuentes de Man, en el ro Duje, al norte del macizo. Las otras tres cuencas sealadas, la del sector de Cifuentes-Deva, la de Bulnes y la del Duje (cuencas 5, 7 y 4), se distinguiran por una menor karstificacin y flujos de escorrenta superficiales mayores. A esta primera compartimentacin se han aadido posteriores interpretaciones, comprobadas en algunos pocos casos. As por ejemplo para la cuenca de drenaje de Fuente De, comprendida por el sector endokrstico del entorno de las Pozas de Lloroza, las aguas se filtraran por un sumidero para volver a reaparecer en forma de cascada en mitad del umbral de Fuente De (bajo la canal de la Jenduda), hecho especialmente apreciable en momentos de deshielo primaveral (comunicacin personal J. SnchezCESAlfa)(fig.2.32). Pero de igual forma la mayor parte de esta misma cuenca ya sealada por Vidal et al. (1986) debe de drenar hacia las surgencias de Can (Los Molinos y La Jarda) segn afirman Snchez y Cerdeo (1999), Cerdeo (2001), y Cerdeo y Snchez (2005). Sosteniendo, estos mismos autores, en funcin de interpretaciones geolgicas y estudios de topografas, que los niveles freticos del macizo parecen aumentar hacia el sur y el es te, lo que hara suponer que el drenaje fuese de forma genrica hacia el Cares (direccin NO)27. Adems interpretan que las Torcas de la Padiorna y de la Nieve drenaran sus ag uas a las surgencias de Can en funcin, al igual que suecede con el Sistema del Trave y sus fuentes en Farfao, de una gran falla WNW-ESE que actuara como colector principa l (Rossi, 2004; Estvez, 2011). A ello se aadira tambin, algo ms al oeste, la torca de Madejuno. 27 Tal aumento del nivel fretico hacia el Sur-Este tamb in es supuesto para las Moetas por Vila et al. (2010).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 165 Fig.2.31. Flujos del drenaje general en el Macizo Central. Se muestran tanto las supuestas direcciones (flechas en tonos grises) como las que han sido comprobadas mediante la utilizacin de trazadores (flechas azules): a. ensayo de trazadores en la Torca de Castil (surgencia en Farfao) en 1998 (Ogando, 1998; Agirre, 2007); b. ensayo de trazadores en la Torca del Mogu (surgencia en Los Molinos) en 2009 (Sendra et al., 2010). Con lneas discontinuas se representan las reas gnericas que Vidal et al. (1986) estimaron como cuencas hidrogeolgicas y que hoy en da han sido modificadas con algunos matices: 1.Cuenca de drenaje de Pea Man; 2. Cuenca de drenaje de Fuente De; 3. Cuenca de drenaje de Asotn; 4. Cuenca de drenaje del Du je; 5. Cuenca de drenaje de Cifuentes-Deva; 6. Cuenca de drenaje de Jou Lluengo; 7. Cuenca de drenaje de Bulnes; 8 y 9. Cuencas de drenaje de Farfao y Can (fuentes: ASC, 1982; Liautaud, 1985; Collignon, 1985; Vidal et al., 1986; Ferre r et al., 1995; Cuyvers et al., 1996; Sendra et al., 2011, Ogando, 1998, 2007; Agirre, 2007; Puch, 1998, 2002; Snchez y Cerdeo, 1999; Cerdeo, 2001; Rossi, 2004; Cerdeo y Snchez, 2005; Snchez, 2007; Lusarreta, 2007; Vila et al., 2010; Estvez, 2011).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 166 Fig.2.32. La escorrenta superficial que se genera en el ento rno de Lloroza en favor del materiral detrtico disperso, conecta distintos pisos de umbrales glaciokrsticos en los que se alojan las conocidas Pozas de Lloroza, terminando en un sumidero que presumiblemente tiene conexin interna con la surgencia que da origen al ro Deva (bajo la Jenduda). Esto, junto con la s comprobada surgencia en la Via de Farfao de la Torca de Castil (Ogando, 1998), podra significar la divisin, a grandes rasgos, de la gran mayora del macizo en dos grandes unidades. La unidad septentrional con un drenaje hacia el Farfao, recogiendo, mediante grandes colectores subterrneos guiados por fallas y cabalgamientos transversales principales de direccin WNW-ESE, las aguas sumidas en los sectores de Castil, Urriello y el Trave. Dentro de esta unidad se englobaran grandes cavidades como la mencionada torca de Castil la de Carbonal, la del Carnizoso, Piedras Verdes, la torca del Valle del Agua y la to rca de Urriello; junto con las cavidades del sector Cabrones-Trave (Cerro-Cuevn, Saxifra gas, sistema del Trave, torca de los Rebecos y la torca de Idobeda). La nica salvedad se encontrara en el rea de los Tortorios (Torca de Tortorios) cuyas aguas probablemente fluyan hacia las fuentes de Bulnes (Agirre, 2007). Y una segunda gran unidad meridional que drenara sus aguas, guiadas por patrones de configuracin similares (grandes colectores en funcin de estructuras falladas transversales), hacia las fuentes de Los Molinos (Snchez y Cerdeo, 1999; Cerdeo, 2001; Cerdeo y Snchez, 2005). Dicha hipotsis se ha visto confirmada, en parte, con ensayos con trazadores relativamente recientes en el sector de exploracin de las Moetas28. Sendra et al. (2011) obtuvieron ensayos positivos para la Torca del Mogu en la surgencia de Los Molinos (fig.2.31b), lo que viene a confirmar y concretar la cuenca de drenaje 9 propuesta por Vidal et al. (1986). En la parte central de este sector de Las Moetas se ha extrapolado, en base a Agirre (2007), un nivel fretico situado a unos 1000-1100 m de altitud (Vila et al., 2010). 28 En este mismo sector se hicieron tambin ensayos con trazadores sin xito en el ao 1978 en la Sima del Llagu de las Moetas a cargo de uno de los clubes pioneros y que ms intensamente ha trabajo en las cavidades de Picos de Europa: el Splo Club Alpine Languedocien de Montpellier (Liataud, 1985:114).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 167 Un ensayo de trazadores efectuado en 1995 en la Torca de Madejuno no dio resultados convincentes ya que en un intento de comprobar si sus aguas vertan hacia Los Molinos o hacia Fuente De, se resgistraron das despus, restos en Farfao, lo que implicara un enorme desarrollo y una profundidad de 2.200 m. Probablemente tales resgitros proviniesen de restos de ensayos realizados en el Cueto del Trave (Puch, 2002), y por tanto a no tener en cuenta para el drenaje de la Torca de Madejuno. Toda la zona de exploracin del Llambrin se supone dirige sus aguas a la surgencia de Los Molinos (Ferrer et al., 1995; SPEKUL, 1999). Para el sector de drenaje de Jou Lluengo no existe tampoco nada definitivo comprobado mediante trazadores. Se ha supuesto que las aguas del ro Silencio en la Torca de Urriello resurjan en las fuentes escalonadas del mismo Jou Lluengo a unos 700 y 800 m de altitud, pero tampoco se descarta su salida hacia cualquiera de los manantiales importantes del Cares (Vidal et al., 1986; Agirre, 2007). Caudales y velocidades. El drenaje subterrneo del macizo se car acteriza por una rpidez e irregularidad motivada por la verticalidad de los sistemas. Ya fue sealado as a finales de los 70 del siglo pasado por los franceses del Splo Club Alpine Languedocien de Montpellier, destacando la ausencia de importantes retencione s de agua en el interior de los macizos, en comparacin con la superficie de absorcin y la importancia de precipitaciones tanto en forma de lluvia como de nieve de las que goza Picos de Europa (Liataud, 1985). Collignon (1985) tambin repar en la importante irregularidad de los flujos de agua, sealando que llegaban a ser del orden de 1 a 20, e incluso de ms en momentos de inundaciones excepcionales. Los principales colectores en las cavidades ms profundas se dan por debajo de los 1000 m de profundidad (cota que se podra sealar genricamente para el nivel fretico), concentrndose en escasos desarrollos horizontales y subhorizontales generados fundamentalmente a favor de lneas estructurales (vase fig.2.12). La altitud del nivel fretico disminuye hacia el Cares de S a N y de E a O, como se ha venido reiterando.

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 168 Los caudales de los colectores ms destacados, en pocas de estiaje, oscilan entre los 10-15 l/s para el ro Silencio (Torca de Urriellu) y los 100-150 l/s estimados para el ro Castil (Sistema Castil-Carbonal), o los 150 l/s para el colector Terminator (Sistema del Trave). Casi todos los grandes sistemas acaban en cursos subterrneos de distintos volmenes, como el ro Marbregalo del Sistema del Cerro Cuevn-Saxifragas, el colector del sistema de Cornisa-Magali, o la canalizacin en forma de ro sealada para la Torca de Madejuno. Cerdeo (2001) y Cerdeo y Snchez (2005) sostienen la posibilidad de que existan dos grandes colectores dentro del macizo que alimenten las dos surgencias principales ubicadas en el Cares (Farfao y Los Molinos). El colector norte alcanzado en el sistema del Trave (a -1441 m de profundidad) con esos 150 l/s ya sealados para el sifn Terminator; y un se gundo colector para la unidad meridional que est todava por encontrar, y del cual podran ser afluentes los flujos de algunas torcas como las de La Padiorna, La Horcadina o Madejuno. Las velocidades que se han podido comprobar en base a ensayos positivos de trazadores arrojan cifras muy dispares para distancias estimadas en lnea recta muy similares entre puntos de vertido de trazadores y surgencias. Por un lado, se ha calculado 250 m/da para el ro Castil en el ensayo realizado en la Torca Castil con una distancia terica desde el sifn terminal hasta su surgencia en Farfao de 8 km (Ogando, 1998); mientras que en el ensayo positivo en la Torca del Mogu se ha obtenido una velocidad media de 340 m/h hasta su salida en Los Molinos a una distancia en lnea recta de 8,2 km (Sendra et al., 2011). No se han podido precisar ms velocidades por la falta de ensayos positivos, lo cual no dejara de ser interesante ya que los ensayos positivos realizados en las dcadas de los 60, 70 y 80 del siglo pasado en el Macizo Occidental arrojan velocidades en torno a los 20 y 7 m/h como en el Pozu Cebolleda, en la Sima del Jou Lluengo, o el Pozo del Xitu por ejemplo (Collignon, 1985)29. Los caudales sufren importantes variaciones estacionales Durante el esto, y una vez completada la fusin del manto nival por en tero, se dan los mnimos caudales en Picos de Europa. Las precipitaciones tormentosas, caractersticas tormentas de verano, son las que aportan subidas voluminosas y repentinas de caudal. La respuesta a la filtracin en estos casos suele ser rpida con menos de un da entre las reas de recarga y los 29 Y en cualquier caso con permanencias de menos de cuatro das en la mayora de los ensayos positivos realizados (tomado de Ruiz y Serrano, 2011).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 169 exutorios (Collignon, 1985). Este aumento de caudales hdricos se aade a las exiguas filtraciones concentradas proporcionadas por los neveros permanentes en aquellos puntos donde persistan (como sucede en las entradas de algunas de las cuevas a estudio como cueva de Pea Castil y Vernica). En estos puntos, las lluvias veraniegas aceleraran el proceso de fusin de los neveros, lo que aumenta y acelera la subida de los caudales. En los meses de otoo la evolucin de los rgimenes pluviomtricos marca los caudales de los flujos endokrsticos, con un menor peso de la fusin del manto nival. En este sentido solo son las primeras nevadas, encargadas de cubrir parcial y brevemente en forma de las primeras manchas de nieve los sectores topoclimticos ms favorables, las que ayudan a mantener cierta filtracin concentrada. A medida que avanza el invierno la filtracin directa de precipitaciones se ve mermada cuando no es por la falta de precipitaciones en forma de lluvia, lo es por la instalacin de un manto nival ya ms consistente y persistente. Es en estos momentos cuando, por ejemplo, los caractersticos pozos nivales, presentes por encima de los 1500 m y conectados muchas veces con sistemas endokrsticos a travs de pequeas diaclasas laterales y de fondo (Collignon, 1985), pueden que dar en buena parte obturados por la acumulacin de nieve. Lo mismo ocurre con las cavidades cuyas bocas de entrada son de pequeas dimensiones. Solo en aquellos casos en los que la amplitud de las bocas de entrada sean lo suficientemente grandes como para permitirlo, la acumulacin directa de nieve puede convertirse en una reserva de caudal hdrico para el sistema endokrstico. Durante los meses primaverales, aunque fundamentalmente en aquellos das ms cercanos al verano (cuando no entrados dentro del propio verano), es cuando se dan los caudales mayores, por la conjuncin de las precipitaciones en forma de lluvia y las fusiones mayores del manto nival. 2.3.2.Surgencias El cauce que recoge buena parte de las principales surgencias y la gran mayora de las aguas drenadas interiormente por el Macizo Ce ntral es el del Cares. Es en l donde se localizan dos de los aliviaderos fundamentales del macizo, y de los ms importantes de todo Picos. Por un lado, la surgencia de Los Molinos situada a 460 m de altitud en el

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 170 ncleo de Can, recogera la gran mayora de las aguas subterrneas de esa hipottica unidad meridional endokrstica del macizo, con un caudal en estiaje de 2.000 l/s (Virgos, 1981). En los momentos de mximo caudal en los que el nivel fretico ascendiese las aguas rebosaran por las galer as superiores de La Jarda, situada a 550 m de altitud aguas arriba de Can (GELL, 1998; Cerdeo, 2001). Y una segunda surgencia de importancia en la Via de Farfao, en la confluencia de la canal de Sabugu con el Cares, en la que a una cota altitudinal de 320 m se registra una media en estiaje de 3.000 l/s (Virgos, 1981)30. Sobre esta surgencia Vidal et al. (1986) llamaron la atencin acerca de la posibilidad de que dispusiese de una zona interior inmediata a la fuente inundada debido a las prdidas constantes e irregulares de carga en pocas de crecidas. En las latitudes meridionales del macizo destaca el nacimiento del Deva en Fuente De. Su caudal estacional de 0,15-0,01 l/s se abre paso entre las calizas del Carbonfero westfaliense en favor de un repliegue calcreo bajo la canal de la Jenduda en el umbral de Fuente D; sumergindose bajo las pedrer as semifuncionales que tapizan la base del umbral, para resurgir finalmente en la parte baja de la campa homnima. Surgencia Altitud (m) Valle drenaje Caudales estimados (m3/s) Caractersticas a destacar Farfao de la Via 320 Cares 3 Drenaje de la mitad norte del macizo. Posibles galeras inundadas. Salidas irregulares de caudal durante crecidas. Contacto de falla SE-NO. Fuente Los Molinos 460 Cares 2 Drenaje de la mitad sur del macizo. Situada en plano de cabalgamiento. Efluencias superiores en pocas de carga. Surgencia Man 320 Duje Fuente De 1070 Deva 0,15 0,010 Filtraciones y surgencias inferiores. Surgencia impenetrable. Fuentes Bulnes 700 Bulnes 0,05 Dispersas y difciles de localizar Fuente Asotn 760 Cares 0,08 Distintos tamaos de surgencia pero impenetrables Tabla 2.5. Principales surgencias reconocidas del Macizo Central (tomado de IGME, 1980; Vidal et al., 1986; Virgos, 1981; ASC, 1984). 30 De los clculos estimados por Virgos (1981) paras las principales surgencias de Picos de Europa son stas dos las que registran el mayor caudal. Se acer can Reo Moln en el ro Dobra drenando el rea de Ozania (M. Occidental) con 1.500 l/s y las fuentes de Culiembro, vertiente al Cares desde el Macizo Occidental que tienen un rango de caudal calculado que va de los 1.000 a los 7.000 l/s (Gale, 1984). La Cueva del Nacimiento, principal surgencia de ndara, tiene un caudal calculado entre los 1.5002.000 l/s.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 171 Pero la gran mayora de las surgencias del macizo se caracterizan por su carcter estacional, y una entidad menor, repartindose indistintamente por sus cuatro flancos. Fig.2.33. Principales surgencias junto con otras surgencias y fuentes menores, y los arroyos y riegas de escorrenta superficial. A partir de Vidal et al. (1986) y Adrados (2012). Son habituales por el flanco oriental a lo largo del valle del Duje: el Resalao, el Argao, la fuente del Prau, del Cabezu del Fresnu, o la fuente de Moyeyeres ya en los invernales del Teju; con la organizacin de muy dbiles riegas que drenan la cabecera del arroyo del Duje, como son la riega de las Moetas, la de Camburero, o las innominadas que se descuelgan del frente de Fresnediello. A lo largo de la Canal del Teju y Pandbano, por el norte se repiten estas incisiones fluviales superficiales en el arroyo del Teju (de

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 172 Bulnes al Cares), aunque en este caso con un caudal permanente a lo largo del ao, alimentado por riegas que bajan del canal de Amuesa, de Balcosn o de su cabecera en Pandbano y monte Varera como son las riegas de la Helguera, el Toral o la de Cantiello. Sus surgencias van desde la fuente del Tornu, en el canal de Amuesa, hasta las que se dan en las inmediaciones del barrio de abajo de Bulnes, o la fuente de Colines aguas abajo de la actual salida del funicular de Bulnes. En este mismo sector septentrional, pero vertientes al Este, h acia el ro Duje, se concentran las aguas superficiales a travs del arroyo de Canero, c on fuentes en la Majada de la Terenosa, la fuente del Monte o la de los invernales de Sotarraa. En los sectores meridionales y en respuesta al contacto de materiales perm eables carbonatados con rocas silceas ms impermeables e infrayacentes (fundamentalmente areniscas, lutitas y pizarras de la formacin Valden), destacan las riegas y surgencias de las ltimas lminas frontales de Picos, cabalgantes sobre las cuencas de Valden y Libana. A los pies del muralln de nombre expresivo, Peas Cifuentes, se encu entran varias surgencias como las de Cifuentes, Torones, la fuente de Pedabejo o de la Jaya, localizadas a media y alta ladera. Son el origen de las riegas de Urdas y Piedras Negras, vertientes a Valden, o riegas como la de Remoa o Escudiella vertientes a Libana (fig.2.33).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 173 2.4. Evolucin del endokarst en el Macizo Central. Reconstruir la evolucin del endokarst en Picos de Europa no es tarea fcil. Presumiblemente el horadado de la red se inic iase en los momentos de la petrificacin de los sedimentos calcreos Carbonferos, pero el discernimiento de fases desde entonces no cuenta con huellas claras. Y ms an, como se ha venido diciendo, si se trata de un macizo krstico de marcada herencia glaciar, y con una velocidad, desnivel y fuerza de la circulacin de sus aguas subterrneas reseable y con distintas y prolongadas fases crticas de endognesis (p.e. desmantelamiento de la cobertura permotrisica); que en conjunto borran prcticamente por completo los testimonios ms antiguos. A ello se le aade su caracterstica falta de espeleotemas, rasgo definitorio del endokarst de montaa fro, y de remanentes sedimentarios (Dubois, 1985; Audra, 2002; Verheyden et al., 2007; Ballesteros et al., 2013), lo que dificulta an ms las reconstrucciones evolutivas y cronolgicas. Las surgencias colgadas dan idea del encajamiento de lo que pudo ser la red krstica pretrita y de las profundizaciones de sus gradientes hidrulicos correspondientes. El estudio y asignacin de las fases evolutivas para esos niveles colgados, perfectamente visibles a lo largo de la garganta del Cares por ejemplo, o en los distintos puentes paleoexokrsticos que existen a considerable s altitudes en muchos puntos elevados del macizo, es bastante complicado y slo nos podra inferir mediante una muy laxa cronologa relativa. En tales casos es en ex tremo complicado esclarecer si se trata de redes antiguas abandonadas en altura de forma gradual conforme se daba un encajamiento paulatino del nivel de base (en tal caso, la distincin de fases karstogenticas es ms complicada); o si bi en se trata de redes colgadas siguiendo un encajamiento escalonado del nivel de base proseguido de una etapa de relativa

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 174 estabilidad que, en esta ocasin s, marcara una sucesin ms ntida de distintas fases karstogenticas. Para el discernimiento de potenciales fases de karstificacin tambin sera de utilidad el estudio comparativo de los distintos volmene s de las diferentes galeras. Para otros macizos krsticos Audra et al. (2006, 2007) sostienen que, por ejemplo, el tamao de una galera puede verse aumentado por un incremento del ratio de flujo interno de agua; lo cual puede provenir o bien de un incremento climtico de las precipitaciones, o bien de la propia captura de otras galeras. Sin embargo, una reduccin del ratio de flujo provocada por un encajamiento del nivel de base provoca una reorganizacin del sistema interno con la formacin de nuevos pasajes y con volmenes menores que las fases inmediatamente precedentes (Audra et al., 2007). La comparacin de estos distintos volmenes puede llevar a una pot encial fuente de informacin sobre las distintas fases evolutivas del endokarst; y en este caso en estrecha vinculacin con el cambio de patrones climticos externos. Estudios de tal tipo seran necesarios en conductos y galeras de Picos de Europa y podran ayudar en el esclarecimiento evolutivo de su endokarst. Pero en Picos de Europa, las distintas esti maciones sobre fases endokrsticas recientes se han basado fundamentalmente en conjeturas relacionadas con episodios climticos relevantes referidos a un periodo geolgico muy reciente. Al menos se han estimado unos 3 Ma. (Smart, 1984), junto con el estudio de depstios sedimentarios y las dataciones de algunos espeleotemas. Pero fundamentalmente han sido dadas para los macizos del Cornin y ndara (Smart, 1984; Senior, 1987; Ballesteros, 2010; Ballesteros et al., 2012b). Las estimaciones numricas sobre tasas de erosi n krstica realizadas hasta la fecha, en base a las dataciones llevadas a cabo, sealan incisiones de entre 0,3 mm/ao y 0,1-0,15 mm/ao para el macizo de ndara, propuestas por Smart (1981, 1984) (la ltima de ellas en la zona vadosa de Cueva del Nacimiento), y en sintona con el encajamiento del ro Urdn, mediante la datacin de U/Th de una estalagmita en la sima Tere en unos 350 ka, y que, junto con el estudio de algunos niveles freticos colgados de simas del Cornin, le lleva a proponer una etapa paleokrstica de al menos unos 3 Ma. (Smart, 1986). Mientras que Ballesteros (2010) para el macizo del Cornin propone, basndose

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 175 tambin en dataciones U-Th de espeleotemas de la torca Teyera, una tasa mnima de 0,07 mm/ao desde mediados del Pleistoceno (238 ka); junto con otras dataciones de al menos 300 ka tambin para la torca de Teyera y la de la Texa (Ballesteros et al., 2012b). Collignon (1985) estim ratios muy semejantes para todo el conjunto de Picos de Europa, con una tasa de ablacin actual de 0,1 mm/ao31. En las estimaciones de estos ratios se ha de tener siempre en cuenta la i rregularidad, ya sealada por diversos autores (p.e. Palmer, 2007), de las tasas de disolucin, tanto en lo que se refiere al tiempo considerado (variaciones del ratio en funcin de cambios ambientales, geolgicos, hidrolgicos, etc.), como a los cambios estacionales, cambios en los patrones de la descarga o cambios en las condiciones del suelo. Mediante el estudio comparativo de distintos niveles colgados se han formulado hipotsis tambin sobre distintas fases endokrsticas en los distintos macizos. Mientras que para el macizo del Cornin lo hacen, por ejemplo, Laverty y Senior (1981), Senior (1987) o Verheyden et al. (2007); para nda ra lo hace fundamentalmente Smart (1981; 1986). Para el Macizo Central, el menos estudiado de los tres macizos en este sentido, Bigot (1991, 2001, 2012) es el nico que seala hipotticamente hasta tres distintas fases en la karstificacin del sistema del Trave y la Torca Idoubeda en funcin de galeras colgadas. Pero sin asignacin alguna de edades concretas. La falta de ensayos y dataciones absolutas para este macizo hace que para intentar establecer una terica evolucin lo ms ajustada posible del endoka rst sea necesario tener en consideracin los resultados estimados para sus macizos veci nos, as como los modelos y propuestas dadas previamente por otros autores tanto para ste como para los otros macizos de cierta similitud (p.e. Miotke, 1968; Martnez Garca y Rodrguez Fernndez, 1984; Smart, 1981, 1984; Borreguero, 1983; Dubois, 1984; Collignon, 1985; Senior, 1987; Bigot, 1991; Fernndez Gilbert et al., 2000; Gonzlez Trueba, 2006; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010; Ruiz Fernndez y Serrano, 2011; Ruiz Fernndez y Poblete, 2012; Ballesteros, 2010; Ballesteros et al., 2012). 31 La tasa de ablacin especfica calculada por Colli gnon para Picos de Europa es comparable a las dadas en Alpes o Pirineos, y dentro de los ratios habitual es comprendidos entre los 0,001 y 0,01 cm, variando en funcin de la composicin qumica del agua, la tu rbulencia y los ratios de saturacin carbonatada que tenga el agua (Palmer, 2003:3; Plummer and Wingley, 1976; White, 1984).

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 176 2.4.1.Grandes fases evolutivas en el endokarst del macizo. En sintona con lo que se acaba de presentar, las grandes etapas evolutivas sobre las que se puede generalizar para el endokarst del Macizo Central de Picos de Europa son las siguientes: a) Endokarst preglaciar Dentro de una antiqusima etapa genrica numerosos autores han manifestado la posibilidad de distintas fases apoyndose en ciertos ndicios, cuando no en la propia evolucin tectnica del conjunto. Grosso modo se han distinguido fases antiguas pertenecientes a un endokarst preprmico (anterior a los 290 Ma.) en base a los rellenos sliceos del Prmico (fm. Sotres) encontrados en el interior de algunas cavidades en los macizos Oriental y Occidental, y que seran los restos de una peneplanizaci n generalizada o cobertera sedimentaria prcticamente desmantelada en su totalidad en la actualidad (Burkhardt, 1976; Martnez Garca y Rodrguez Fernndez, 1984; Dubois, 1985; Smart, 1984; Senior, 1987; Fernndez Gilbert et al., 1992, 1994; Verheyden et al., 2007). De tal cobertera en el Macizo Central quedan restos principalmente en Pandbano, desde las laderas del Monte Varera extendindose por los puertos de Pandbano hasta el frente de cabalgamiento de Pea Man. sta llegara a cubrir, al menos en algunos sectores, una proto-red endokrstica hercnica (Dubois, 1985), facilitndola a su vez cierta recarga hdrica alctona (Smart, 1985; Fernndez Gilbert et al., 1994). En tal configuracin es presumible un nivel de base que no permitiese una profundizacin, elaborndose galeras freticas subhorizontales con sedimentaciones prmicas conservadas solo en algunas cavidades del Macizo Occidental (Verheyden et al., 2007). Durante este episodio de cobertura permotrisica el desarrollo endokrstico quedara limitado por la capa impermeable, lo que provocara que lo s sistemas funcionasen parcialmente, y sobre todo aquellos vinculados a grandes fract uras ya instauradas, estando seguramente las redes de diaclasas y fracturas menores, junto con el propio epikarst, ocluidas. El desmantelamiento parcial de la cobertera prmica favoreci el paso de una filtracin concentrada a una recarga difusa (Smart, 1984; Senior, 1987). Con la cobertera silcea prmica es presumible que se diesen cuencas de cierta impermeabilidad y escorrentas superficiales, de forma similar a lo que ocurre hoy en da en los sectores en los que

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 177 persisten todava afloramientos de di chos materiales (vese fig.2.8). Tal desmantelamiento favorecera ese cambio de patrones de descarga facilitando el desarrollo de nuevas redes y simas, con la ampliacin de algunas previas y el abandono de otras anteriores al verse reducidos sus habituales puntos de recarga. Con la erosin de la capa permotrisica el desarrollo del ep ikarst (o su reactivacin en el caso de que estuviese formado previamente a la sedimentacin permotrisica), junto con la percolacin mayor de aguas, posiblemente se retomase la funcionalidad de sistemas previos. En este caso, si la capacidad de desage del sistema era la suficiente como para desalojar el volumen de agua incorporado, el sistema funcionara desarrollndose los sectores vadosos, en caso contrario stos reduciran su protagonismo con una mayor presencia de reas saturadas. Si el epikar st se encontraba con un grado adecuado de desarrollo, la concentracin del agua infiltrada, que en l se quedara relativamente almacenada y dispersa ( epikarst storages ), se canalizara hacia la zona vadosa, incrementndose el desarrollo de los conductos por aumento de caudal32. Lo que favorecera la dinmica endokrstica en esta fase post-prmica. La desaparicin de la cobertera permotrisica pudo ser debida a procesos erosivos y arrasamientos generalizados derivados de movimientos tectnicos y/o cambios climticos; aunque no se puede descartar que un epikarst bien desarrollado previamente pudiese haber contribuido a un drenaje ms eficaz de finos hacia la zona vadosa (Klimchouk, 2004). El peso diferencial de uno u otro factor seguramente fue desigual, recayendo una mayor importancia sobre el primero. Con el paroxismo Alpino la reactivacin de estructuras hercnicas y la entrada en juego de otras nuevas; junto con la incisin de la re d hidrogrfica, y de forma especial para el endokarst del Macizo Central, el encajamiento de la garganta y nivel de base del Cares (Martnez Garca y Rodrguez Fernndez, 1984; Rossi, 2004), dara lugar a una profundizacin de los sistemas y a la restructuracin de algunos preexistentes. De esta manera, juegos de fallas alpinas se superponen y cortan antiguos planos de falla y cabalgamientos hercnicos (Dubois, 1985). Es en estos momentos cuando se asentasen las guas de un gran nmero de flujos subterrneos actuales, en una karstificacin 32 Klimchouk (2004) seala que en f uncin del desarrollo del epikarst la transformacin de su recarga difusa hacia un flujo concentrado puede ser incluso de ms del 50%.

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 178 presumiblemente caracterizada por una alta energa (Collignon, 1985) procurada por mayores desniveles freticos y la verticalidad de las estructuras. De los periodos pliocenos post-alpinos se tienen indicios estimados para el periodo Villafranquiense mediante extrapolaciones realizadas a partir de tasas de disolucin calculadas como las de Smart (1984, 1986) para el macizo de ndara. Dicho autor sita la antigedad de ciertas galeras en al menos 3 Ma., en el Villafranquiense. Tambin Martnez Garca y Rodrguez Fernndez (198 4) correlacionan con este periodo fsiles encontrados en sectores calcreos cer canos. A esta fase enrgica se podran corresponder las muchas galeras hoy colgadas en un buen nmero de las paredes de Picos de Europa (Gonzlez Trueba, 2006). Smart (1984) en la sima Tere obtuvo una edad de al menos 350 ka lo que le hizo pensar en una profundizacin del endokarst para el macizo de ndara bastante rpida con una tasa de disolucin estimada de 3 mm/ao. Estimaciones para el macizo del Cornin (Ballesteros, 2010), aportan tasas de disolucin de 0,07 mm/ao, con dataciones absolutas de U/Th en dos de sus simas que les hacen cavilar un endokarst de al menos 300 ka. Lo que supone que al menos esta fase del desarrollo del endokarst en estos dos macizos de Picos de Europa data del Pleistoceno medio (700-126 ka). Hecho presumiblemente extensible al Macizo Central. Collignon (1985) para todo el conjunto de Picos estim una tasa de disolucin de 0,1 mm/ao. b) Endokarst glaciar Los episodios fros pleistocenos han favorecido el desarrollo endokrstico de Picos de Europa. En un clima fro y hmedo, los propios aparatos glaciares, como agentes geomorfolgicos activos, adems de actuar de manera muy efectiva y mecnica sobre las zonas de recarga, remodelndolas, profundizndolas y ensanchdolas (frecuentemente en los jous), dejaron su impronta en un mundo subterrneo, ya desarrollado en profundidad, concentrando de nuevo buena parte de la escorrenta. Supusieron un cambio de patrones en los inputs de infiltracin (Smart, 1984). Determinados autores abogan por que tanto las aguas subglaciares como proglaciares discurran canalizadas procurando una concentracin de la recarga en determinados puntos ayudando a ampliar y profundizar ciertas cavidades (vase los llamados emplazamientos privilegiados en fig.2.34). El agua basal de los glaciares, o superficial

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 179 en el caso de que percolase intraglaciarment e, se concentraba en los puntos ms bajos de las depresiones glaciokrsticas, drenando hacia las simas que se localizaban en sus fondos. Lo cual era especialmente intenso en aquellos jous ms elevados (Smart, 1984, 1986). Para Smart (1986) y Rossi (2004), los cambios asociados a la glaciacin impusieron una fuerte afeccin en muchos de los sistemas endokrsticos reflejada en la envergadura actual que presentan muchas simas, bastante discordante con la alimentacin de sus recargas actuales. Entre el las, la Torca de Urriello como ya seal en su da Collignon (1985). Para este mismo autor, la escasez de conductos fsiles as como de depsitos detrticos son indicios de una karstificacin esencialmente cuaternaria; manteniendo que el desarrollo de sistemas endokrsticos del tipo meandrespuits caso de Picos de Europa como ya se ha visto, son tpicos de un karst de alta montaa sometido a periodos glaciares y pa ra cuya explicacin no parece necesario recurrir a fases de karstificacin anteriores (Collignon, 1985:10). Fig.2.34. Filtraciones difusas y concentradas (modificado a partir de Fernndez et al., 1995). De tal forma, para esta misma etapa, es presumible pensar tambin que en algunas de las cavidades localizadas en aquellos lugares ms favorables, la entrada directa de hielo glaciar fuese un input o remanente importante de abastecimiento de aguas para tales cavidades. Ayundando por tanto a la acentuaci n de su karstificacin. En tal caso se tratara de cuevas con hielo glaciar intrusivo, aunque tal cosa no se pueda afirmar con rotundidad al no haberse encontrado a da de hoy restos de till alguno en el interior (al menos que haya sido reseado). En estos momentos seguramente la propia aportacin de aguas fras de la nieve y el hielo al sistema endokrstico favorecera la disolucin y por tanto la karstifcacin en superficie y en el endokarst.

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 180 A este periodo de reseable efectividad endokrstica se le aadiran igualmente los periodos de fusin. Con la retirada de los aparatos glaciares, de nuevo los patrones de infiltracin se veran alterados. Con el retr oceso del pleniglaciar estable de Picos de Europa33, se inci tambin un cambio en la recarga de aquellos sectores afectados por los frentes glaciares que se beneficiaban de una recarga concentrada. Con el ascenso de los frentes glaciares, los patrones de recarga concentrada iban tambin situndose a cotas mayores. Pero a su vez la recarga difusa se volva a instalar de forma generalizada en los pisos inferiores deglaciados. Los patrones periglaciares, dentro de una secuencia morfogentica paraglaciar, fueron ganando cada vez mayor protagonismo aumentando la acumulacin de derrubios de gelifraccin que fueron poco a poco dificultando, cuando no taponando directamente, la entrad a y recarga de algunos de los sistemas. Ello, en determinados sectores (frentes de las lenguas en retroceso), pudo haber sido contrarrestado en cierto grado por el aumento de disolucin krstica asociado a las aguas fras de fusin glaciar, con una mayor capacidad de contener anhdrido carbnico cuanto ms fra. A lo que se debe de aad ir un caudal mayor que el actual. Tales aguas de fusin glaciar, adems, como ya se mencion anteriormente, pudieron generar incluso perfiles morfolgicos significativos en las entradas de algunas cavidades ( pitchramp system de Senior, 1987) y haber provocado presumiblemente la inundacin de algunas cavidades generando lo que Ford (1977) denomin “ invasin vadose shafts ”, hasta alcanzar profundidades de centenares de metros como ya se ha manifestado para otros macizos krsticos (Ford, 1977; Audra et al., 2006). Eraso y Pulina (1994) sealan que muchas cuevas profundas tienen su origen en la fusin de los glaciares pleistocenos, algunas de ellas entre las ms profundas del mundo, como es el caso de la cueva Sniezna ubicada en las montaas de Tatra. Pero de nuevo tampoco se han encontrado huellas que permitan corroborar fehacientemente el grado de implicacin que la retirada de los hielos glaciares tuvo en el desarrollo endokrstico, no pudiendo pasar ms all de elucubraciones. Esta eficiencia endokrstica glaciar no esta tan clara, sin embargo, para autores que han realizado estudios semejantes en macizos muy similares al de Picos de Europa. Para Bini et al. (1997, 1998, 2012), por ejemplo, en el macizo glaciokrstico de alta montaa de Grigna (prealpes italianos), o Audra et al. (2006, 2007) en una visin de conjunto 33 Entre 35 y 45 cal ka BP (Serrano et al., 2015).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 181 para el endokarst de los Alpes, durante las glaciaciones cuaternarias, la endokarstognesis sufrira una ralentizacin morfodinmica derivada de una obturacin generalizada de las zonas de recarga. Incluso las propias corrientes subglaciares, vistas como agentes especialmente activos por algunos autores (Maire 1977, 1977b, 1978a, 1978b, 1990; Ford, 1971, 1979; Chardon, 1982; Smart C, 1984a, 1984b; Smart, 1986; Lauritzen, 1984, 1986a, 1986b), no lo seran tanto para Bini et al. (1997, 1998, 2012) ya que en los periodos de mxima glaciacin slo quedaran restringidas a la zona de ablacin glaciar, estando su actividad prcticam ente ausente en el resto del glaciar. A lo que adems se debera de aadir, segn ellos, que las corrientes subglaciares no tienen lugar en reas de alta presin bajo la masa glaciar al igual que tampoco se dara la concentracin de CO2 suficiente como para la formacin de cavidades como sostienen otros autores (Rothlisberger, 1972; Maire 1978, 1980; Lliboutry, 1983; Smart, 1986). La mayor consecuencia endokarstogentica, segn Audra (1994), Bini (1994), Bini et al. (1997, 1998, 2012) y Audra et al. (2007), durante el periodo de mximo glaciar, sera la decapitacin de dolinas y bocas de cavidades por la propia erosin glaciar, y la obturacin y ensanchamiento de las mismas. Siendo durante el retroceso glaciar cuando se diese un mayor dinamismo sub y supraglaciar, y con ello una mayor morfodinmica endokrstica. Para la evolucin krstica reciente del Cuaternario en el macizo de ndara, Smart (1986) distingue tasas de disolucin entre periodos glaciares y no glaciares, y entre el karst superficial y el endokarst, que es perfectamente aplicable al Macizo Central. Para este autor, mientras que las tasas de denudacin exokrsticas mantienen marcadas diferencias dependiendo de si se dan o no con condiciones glaciares; para el caso del endokarst, sin embargo, tales diferencias no tie nen tan reseable variacin. Y es que la agresividad de las aguas de recarga y los ratios de disolucin en condiciones glaciares, proporcionada tanto por una sub-saturacin de l agua con respecto a la calcita (debido a un contacto limitado de las aguas con la caliza durante una rpida trasmisin del agua de fusin), como por una continuada incorporacin de dixido de la atmsfera, se vera equilibrada, bajo condiciones no glaciares, por la agresividad proporcionada fundamentalmente por la fusin nival y un mayor tiempo de permanencia bajo tales condiciones. De la misma manera este auto r mantiene, al igual que Ford y Williams (2007) lo han hecho para otros macizos, que la creacin de nuevas cavidades y el desarrollo de cavidades existentes era posible en los momentos de flujo glaciar cuando

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 182 las corrientes de aguas supraglaciares y subglaciares alcanzaban el sustrato calcreo por medio de crevasses, grietas de traccin, seracs, etc. Al respecto, Chardon (1982) enunci para el karst de Vercors y Chartreuse la conformacin de vastas y profundas redes endokrsticas incluso con las propias corrientes subglaciares (adems de las proglaciares). Pero, sin embargo, la cosa tam poco esta tan clara para los autores antes mencionados (Bini et al., 2012). stos apoyan ta l supuesto slo en el caso de que el glaciar se alojase en un rea previamente ka rstificada. En este caso adems no se generaran nuevas cavidades sino que ms bien se ampliaran y remodelaran las existentes, ya que de forma contraria, sin existir un rea endokrsticamente desarrollado, el agua supraglaciar que se percolase hacia el fondo del glaciar tendra ms fcil crear un drenaje de salida socavando el hielo y circulando por la interfase hielo sustrato que horadando el propio sustrato calcreo. Maire (1990) afirma, refirindose al macizo de Haute-Giffre (Alpes franceses), que las aguas subglaciares en los glaciares templados alpinos mantienen un rol morfolgico importante en el endokarst tanto en lo que se refiere a corrientes subglaciares como proglaciares. Adems de ser stas los principale s artfices de la destruccin, durante las etapas glaciares, de las concrecciones subterrneas debido a una doble accin qumica y mecnica. De igual forma, tomando las inve stigaciones de Ford (1976) en el sistema subglaciar krstico canadiense de Castlegua rd Cave (sistema bajo la lengua de un glaciar templado), para Maire (1978) las fusiones estivales de agua en glaciares templados son absorbidas por aquellas cavidades que se encuentran en puntos privilegiados no encontrndose obstruidas por el hielo. En cualquier caso, y al margen de los divergentes planteamientos expuestos, lo que s supusieron los hielos cuaternarios fue una profundizacin de los niveles hidrogrficos de los valles, induciendo a una nueva fase de espeleognesis en la karstificacin del conjunto. Esto es visto como una de las principales influencias de las glaciaciones en la espeleognesis endokrstica por algunos autores (p.e. Audra et al ., 2006). La falta de datos especficos para el caso de Picos de Europa que puedan corroborar una u otra de las posturas tericas que se han expuesto aqu con respecto a la evolucin endokrstica durante los momentos glaciares no nos permite descartar taxativamente ninguna estimacin. Quizs futuros estudios concretos puedan determinar el grado de influencia en el endokarst de Picos de Europa de los glaciares cuaternarios.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 183 c) Endokarst postglaciar Tras la retirada de los hielos glaciares el endokarst presente en la actualidad ha quedado definido por su caracterizacin morfoclimtica como karst de montaa ocenicoatlntica, pudiendo ser distinguidos altitudinalmente en el macizo dos franjas fundamentales (Collignon, 1985; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010; Ruiz Fernndez y Serrano, 2011). Un karst de media montaa con un rgimen pluvio-nival, o incluso pluvial en los sectores ms desfavorecidos, por debajo de los 1800-1500 m en el que los patrones de recarga siguen conservndose difusos pero aqu ms condicionados por desarrollos edficos y vegetales. La presencia del mant o nival se reduce a la temporada invernal, con fusiones ms rpidas y condiciones topoclimticas menos proclives a la acumulacin y permanencia de neveros, y por tanto a la existencia de dolinas nivales (con la prdida de altitud aumenta la temperatura y las precipitaciones en forma de lluvia, en lugar de nieve). De forma lgica en este sector el desarrollo de las cavidades no alcanza grandes profundidades, manteniendo un nivel fretico ms cercano a sus entradas, y una mayor tendencia, como se pue de ver en algunas de las cavidades, hacia el desarrollo horizontal con, probablemente, una mayor densidad de galeras freticas activas. Es aqu donde se localizan las principales surgencias del macizo. La menor energa de las corrientes endokrsticas debido a un gradiente hidrulico menor hace tambin que adquiera un mayor protagonismo, en la configuracin de las redes endokrsticas, la disposicin de los estratos de cada uno de los paquetes litolgicos y la propia competencia erosiva entre las litologas. En la agresividad de las aguas de recarga, y las tasas de disolucin, en estos sectores inferiores intervienen decisivamente las capas edficas y vegetales, ms presentes cuanto ms bajamos en altitud y con el aumento correspondiente de los cidos orgnicos. Un karst de alta montaa nival se desarrollara por encima de los 1500-1800 m. Desde el punto de vista exclusivamente del endokarst, los regmenes trmicos y nivales imponen sus condiciones sobre unas zonas de recar ga difusa y directamente en sustrato calcreo (al igual que sucede, aunque de forma ms patente, en el exokarst34). Aqu 34 Acerca de la importancia de la nieve y aguas de fu sin de la misma en los procesos de karstificacin no ha habido consenso siempre. Para Miotke (1968) ta les factores se mantenan en un papel secundario,

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Manuel Gmez Lende Captulo 2.El endokarst 184 adquieren un papel fundamental las elevadas precipitaciones, por encima de los 2000 mm/ao y la permanencia de la cubierta nival y sus patrones de fusin (espaciales y temporales, y dependientes tanto de las temperaturas como de las precipitaciones). Distintos dependiendo de la configuracin topoclimtica, pero que en aquellas ms favorables suelen perdurar del orden de 8-9 meses/anuales (Castan y Frochoso, 1998; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010b). Ambas dirigen en buena medida las condiciones de filtracin actual, las caractersticas de acuferos internos y los patrones de comportamiento de las surgencias, as como distintas morfologas encontradas en algunas cavidades. En esta franja krstica son frecuentes las dolinas nivales, las acumulaciones nivales subterrneas y las cu evas heladas, con frecuentes taponamientos de bocas de entrada y fondos de simas, adems de poder encontrarse morfologas remanentes de la retirada de las lenguas glaciares como los pitch-ramp por ejemplo. O incluso paredes con estras de abrasin glaci ar en las entradas de algunas cavidades. El peso de este tipo de cuerpos helados en el endokarst del macizo podra ser influyente en trminos hidrolgicos a juzgar tanto por la frecuencia como por los volmenes que alcanzan algunas dolinas nivales, algunas acu mulaciones nivales o los enormes bloques de hielo de algunas cuevas heladas. Slo hay que fijarse en la frecuencia con la que aparece la nieve en las topografas espeleolgicas, normalmente exploradas durante los meses de verano, o en los volmenes de hielo estimados para algunas cavidades heladas (Gmez-Lende et al., 2013). En base a ello, y a falta de estudios concretos, no es aventurado estimar que tal volmen y frecuencia debe, sin duda, tener repercusiones tanto en caudales como en ritmos hidrolgicos del endokarst, aportando un flujo endokrstico durante el esto en base a la fusin de neveros y hielos atrapados en el interior de las cavidades35. Este tipo de ambiente endokrstico en altura se correspondera con lo que Maire concibi, para los alpes franco-suizos, como nivo-karst complejo de alta montaa, por su evidente pasado glaciar y en el que entre el 70-80% de la recarga anual se da durante el periodo de fusin nival (Maire, 1990). mientras que para autores ms recientes no cabe lugar a dudas de su importancia (Castan y Frochoso, 1994; Gonzlez Trueba y Serrano, 2010). 35 Maire (1990:391) ya resaltaba la importancia que te nan los neveros subterrneos y las cuevas heladas en los caudales hidrolgicos registrados en macizos de alta montaa como Pierre San Martin en los Pirineos Atlnticos.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 2.El endokarst 185 De forma lgica es en esta franja del en dokarst donde abren las bocas de entrada los sistemas ms profundos de Picos de Europa. Todos los sistemas de ms de 1000 m de profundidad sitan sus entradas ms elevad as por encima de los 1800 m. Adems de contar, presumiblemente a falta de datos que lo confirmen, con temperaturas internas ms bajas, o al menos en su primera centena de metros de desarrollo, como corresponde a una isoterma menor36. Tambin de forma terica, a falta de datos que lo corroboren en Picos de Europa, y basndose en estudios previos para otros macizos de alta montaa, Maire (1990) en la cavidad BU56 del Valle del Roncal (Pirineo Na varro), afirma que existen diferencias en cuanto a los niveles de CO2 en el interior de las cavidades, variando en funcin de que se encuentren a mayor o menor profundidad. Aseverando que para un clima templado en la alta montaa krstica los niveles de CO2, por norma general, son menores que a cotas inferiores tanto en invierno como en verano, debido a una mayor ventilacin y a una menor cubierta vegetal y edfica. Aplicable presumiblemente esto a esta franja endokrstica de la alta montaa del macizo. 36 Isoterma de 0C a 2.500 m (Muoz Jimnez, 1982). Maire (1990:402) mencionaba que en el karst de alta montaa de las zonas templadas las temperaturas oscilaban entre los 0 y 5C, con una influencia marcada en los primeros 100 – 200 m de profundidad.

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CAPTULO III.LAS CUEVAS HELADAS

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 189 3.1. Conceptos bsicos previos: trminos, definiciones y clasificaciones. 3.1.1.Apuntes terminolgicos sobre las cuevas heladas y sus hielos. 3.1.1.1.Cuevas heladas-cuevas de hielo. Las cuevas heladas constituyen uno de los fenmenos de la criosfera menos tratados por la comunidad cientfica especializada. Kern y Per oiu (2013) especifican que son los fenmenos menos conocidos de la criosfera. Ello hace que algunos de sus aspectos fundamentales no estn a da de hoy lo sufi cientemente asentados, a pesar del notable esfuerzo que se ha hecho, en especial en el ltimo medio siglo, por su estudio. Algunos autores achacan tal falta de atencin a que, en comparacin con otros componentes de la criosfera, sus volmenes de hielo no son lo suficientemente grandes como para tener una relevancia global (Obleitner y Sptl, 2011). Como se ha podido comprobar en el captulo versado en el fundamento terico, la confusin en cuanto a la nomenclatura tanto de las cuevas heladas en s mismas, como de algunas de sus morfologas ms significativ as, es arrastrada desde los inicios de su corpus cientfico. Ya el astrnomo ingls Smyth en sus observaciones en la Cueva de Hielo del Teide se mostraba en desacuerdo con el empleo del trmino “ underground glacier ” por parte de Humboldt para referirse a la masa de hielo alojada en su interior: “ [underground glacier]…since the above title was bestowed, that there can hardly be occassion for occupying more time in formally objecting to such an application of the term ” (Smyth, 1858:356).

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 190 Luetscher y Jeannin (2004), en el I International Workshop on Ice Caves llamaron la atencin de forma explcita sobre el tema, expresando que existe una gran confusin con respecto a la nomenclatura empleada; cuando no se dan incluso contradicciones (Luetscher y Jeannin, 2001). Al respecto no es extrao encontrarse en la literatura cientfica un amplio abanico terminolgico habitualmente muy cercano al mbito y trmino glaciar De tal manera, no es difcil que se expresen habitualmente bajo la denominacin de “ glacier underground ” o “ underground fossil glacier ” autores de renombre en la investigacin del tema como en su da lo hizo el propio Emil Silvestru (Silvestru, 1999; Silvestru y Boghean, 1992), o en trabajos relativamente recientes con denominaciones similares como “ underground glaciers ” (p.e. Rojšek, 2006; Per oiu, 2005; Tulis y Novotn, 2006; Andrejchuk, 2009), o “ hypogean glacial phenomena ” (Turri et al., 2006b). O incluso en ocasiones calificndolas directamente como “ glacier ” (Borsato et al., 2004), “ small glacier ” (Schlatter, 2004) o “ multiannual cave glaciers ” (Andrejchuk, et al., 2004). Al caso, en Estados Unidos ya varios autores manifestaban tambin que se deba hacer una clara distincin entre cuevas heladas y cuevas glaciares (p.e. Merriam, 1950; Halliday, 1954; o McKenzie, 1969). Este ltimo llam la atencin sobre la confusin con el trmino glacier cave reclamando que fuese el trmino de ice cave el empleado como ms adecuado para el fenmeno de las cuevas heladas, y pidiendo que no se volviese a emplear para denominar a cuevas en glaciares u otros cuerpos de hielo. Para el caso espaol tambin Eraso y Pulina (1994) se refirieron a las cuevas heladas como “ glaciares subterrneos ”. Richard Maire equipar el trmino francs de glacire al de “ glacier subterrain ” usando ambos indistintamente en ocasiones (Maire, 19771). Aos antes tambin el ilustre espelelogo francs Norbert Casteret se refera a su homnima gruta de Casteret de igual manera como “ glacier souterrain ” o ms acertadamente como “ grotte glace ” (Casteret, 1928, 1953, 1960). En manuales sobre espeleologa del ltimo cuarto del siglo XX se conceban las cuevas heladas bajo el nombre “ glaciers of caves ” (Wigley y Brown, 1976). De forma muy similar, pero ms recientemente, se las ha denominado “ cave glaciers ” (Holmlund et al., 2005; Sptl y Mangini, 2006) o “ glacier cave ” como lo han hecho Racovi y Onac (2000) para la 1 “ L’enfouissement et la diagense de la neige l’intrieur de las cavits de haute montagne est origine de la formation de vritables glaciers souterrains dnomms communment glacires ” (Maire, 1977:414).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 191 cueva helada Sc ri oara, o Urdea (1993) para las cuevas heladas de Rumania en general. Y es que todava en la actualidad cen tros de renombre en la investigacin de la criosfera como el National Snow and Ice Data Center (NSIDC) de la Universidad de Colorado suelen aplicar el trmino ice cave a las cuevas de hielo de las masas glaciares. Una confusin muy habitual ya sealada por Silvestru (1999:84): “ A frequent confusion is added to this by the use of the popular term “ice cave” which designates caves with ice but also caves in rock ice (also termed -thermokarst)”. Bajo estos mismos trminos Mavlyudov se refi ere tambin al fenmeno de las cuevas heladas bajo lo que l denomina “ glaciation cave ” en la Kungur ice cave (p.e. Mavlyudov y Kadebskaya, 2004; Kadebskaya y Tchaikovskyi, 2009), o Andrejchuk, et al. (2004) como “ underground glaciation ”. Tambin Silvestru (1999) emple la denominacin de “ cave glaciation ” o “ subterranean glaciation ”; o Kern et al. (2006) para referirse a la cueva helada Ledena Pecina. Como se puede apreciar la gran mayora de las veces que se emplean tales nomenclaturas, aparte de provocar confusin, como se ha dicho, con los propios glaciares y sus cavidades criokrsticas, y estar epistemolgicamente un tanto separados de los mismos (como se explicar ms adelan te); parece haber confusin tambin en ocasiones, terminolgicamente hablando, al generalizar a la cavidad por entero con los cuerpos de hielo que se encuentran en su in terior. Muchas veces se olvida que el bloque de hielo forma parte de la cueva helada si endo un elemento ms consecuencia de su configuracin endokrstica y endoclimtica. Glacire glacier glacier subterranean underground glacier son trminos utilizados para referirse, en ciertos casos, al bloque de hielo en s mismo; para lo que en lenguaje anglosajn se denomina, cada vez de forma ms habitual y creemos que acertadamente, como ice block ; aunque se confunda en otras muchas ocasiones, errneamente, con el conjunto de la cavidad por entero. Errneamente porque la cueva helada implica muchas ms cosas que la presencia de ste. Respecto a este tema existen denominaciones muy expresivas como por ejemplo “ icefilled cave ” muy habitual en los trabajos de Bella (p.e. Bella, 2006; 2008), que apenas inducen a error, pero que escasamente han sido utilizadas. Quizs por economa de

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 192 lenguaje. O la ms acertada an, y ya mencio nada para el caso de Casteret, de “ grotte glace ”. A pesar de esta multiplicidad terminolgica, en la gran mayora de las ocasiones la posible confusin con otros fenmenos criosfricos cercanos es solventada acompaando la denominacin con el nombre propio de la cavidad: Sc ri oara glacier cave, Sc ri oara ice cave, Ghe arul Sc ri oara. En cualquiera de estos tres casos se tiene la certeza de que es la cueva helada de Sc ri oara, aunque, como se ha dicho, en el primero de ellos podramos pensar, sino es porque se precede del nombre propio, que se trata de una cueva criokrstica en el interior de un glaciar. Para los francfonos existe un trmino que se asocia de manera especfica a las cuevas heladas, a pesar de darse esa insistencia en ocasiones por referirse a las mismas como “ glacier subterrain ”. Es el trmino que ya reivindic el cientfico americano Balch en 1900 para referirse a las cuevas heladas de manera unitaria e inequvoca a escala internacional de: “ glacire ”. Eso s, distinguiendo entre “ glacires naturelles" y “ glacires artificielles” ya que por glacires se entendan de forma genrica las tradicionales neveras que se utilizaban para la extraccin y consumo de hielo2. Para Balch el trmino ingls ice cave aceptado tcitamente hoy en da en la comunidad cientfica, llevaba a error y recaa en ciertas inexactitudes desde un punto de vista karstolgico. Segn Balch, siguiendo la premisa karstolgica de poner el “material continente” de la cueva antecediendo la denominacin: p.e. limestone cave lava cave gypsum cave etc. ( rock caves en general); sera ms correcto aplicar el trmino de ice cave a las cuevas de hielo, es decir a aquellas formadas criokrsticamente en el interior de una masa de hielo (con paredes, suelos y techos hechos de hielo). Adems para Balch el trmino de ice caves incurra tambin en el error de ser demasiado restrictivo, ya que en sentido estricto con el trmino cueva tan s lo se poda hacer referencia al hecho en s de ser una cueva propiamente dicha, excluyndose por tanto otras oquedades que contuviesen cuerpos de hielo como pozos, gargantas, barrancos, minas, etc. Balch observ que los alemanes tambin tenan dificultades terminolgicas parecidas, resaltando que slo los franceses posean un trmino especfico e inequvoco para 2 Es conveniente recordar que muchas de las primeras cuevas heladas estudiadas eran neveras naturales destinadas, y por eso mismo conocidas, a tal fin. Con el trmino de g lacire en francs se hace referencia a nevera.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 193 referirse al fenmeno aqu tratado: el de “ glacires ”. Balch propuso que fuese tal el trmino adoptado por todos, aunque sin ser reacio a tomar tambin como vlido el apelativo anglfono de freezing para referirse a las distintas manifestaciones del fenmeno: freezing caverns freezing well freezing talus etc. (Balch 1900:111). En algunas regiones alpinas como la del Jura, bajo su condicin francfona y por ser cuna de algunas de las cuevas heladas ms reconoci das histricamente (Glacire de St. Livres o Glacire de Monlsi, por ejemplo), el trmino glacire est plenamente vigente y se utiliza de forma especfica distinguindolas as de las cuevas glaciares y de los propios glaciares (Dysli y Luetscher, 2003). Balch tambin reflexionaba acerca de las definiciones de “ windhole ( o blowingcavern) ” como trmino genrico adecuado para referirse a las corrientes asociadas al interior de una masa rocosa ya sean cuevas, taludes, amontonamientos de bloques, etc. No siendo los dos trminos, glacire y windhole sinnimos, sino que es la presencia de hielo elemento necesario en la definicin del primero. Pero a pesar de todo lo dicho, el trmino a nglosajn impuesto de manera genrica para referirse al fenmeno de las cuevas heladas, como ya se ha dicho, es el de ice cave Aunque en ocasiones con un uso frecuentemente compartido con glacire (vase por ejemplo Ohata et al., 1994a). Y ambos distinguidos, por norma general del de glacier cave Sin embargo no queda exento de empleos equivocados, como es el caso de la denominada Paradise Ice Cave que es una cueva glaciar y no una cueva helada que se encuentra en el interior de los glaciares Paradise y Stevens en el Monte Rainier, y en cuyo nombre propio se ha incorporado el complemento denominativo de ice cave (p.e. Klimchouk, 2004b; Smart, 2004b)3. O para el caso de cuevas criokrsticas en el Erebus, en la Antrtida (Sabroux et al., 1999; Curtis y Peters, 2010). Y a la inversa, a veces se aplica el trmino glacier cave cuando en realidad se estn refiriendo a una cueva helada (Favaron y Alberici, 2012). 3 Esta misma confusin se repite innumerables veces En EEUU por ejemplo: Ice Cavern St. Marys Glacier, Ice caves Nisqually glacier, Big Four ice cave, Kautz ice cave,… Halliday, 1954).

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 194 Sin salirse de la terminologa anglosajona, la inversin de trminos de la aceptada denominacin ice cave es la frecuentemente utilizada para referirse al hielo de las cuevas, cave ice y casi de forma unitaria a los bloques de hielo ms que al conjunto entero de criomorfologas (p.e. Ohata et al., 1994a; Wagenbach y Sptl, 2010; Rojšek, 2012; Kern y Per oiu, 2013). Aunque de nuevo se pueden dar visiones distintas. Siguiendo las nociones ofrecidas por Ford y Williams (2007) se da una vuelta ms de tuerca, ya que se identifica el trmino glacire propuesto por Balch, no con la cueva helada en sentido totalitario, como lo vienen haciendo otros autores para cuevas de renombre como “la glacire de Monlsi” (p.e Luetscher et al., 2003), sino slo con el bloque de hielo perenne en s mismo, y de forma concreta con el que se ha creado por el metamorfismo de la nieve. En tesituras muy similares se manejan las nomenclaturas en castellano. Aunque en este caso el menor corpus cientfico desarrollado en el mbito hispanoparlante en referencia al fenmeno que aqu nos ocupa supone una cier ta “ventaja”. A ello se suma la escasa presencia en las montaas espaolas de masas glaciares y por tanto de cuevas de hielo, o como Eraso y Pulina (1994) titulaban en su libro “cuevas en hielo”, en referencia a cuevas en el interior de una masa glaciar. En trminos castellanos este fenmeno tan escasamente tratado a nivel cientfico se viene denominando en las aportaciones cientficas especficas o espeleolgicas, de forma tcitamente consensuada, como “cuevas heladas” (Cerdeo y Snchez, 2000; Sancho et al., 2012; Gmez-Lende et al., 2011, 2013, 2014; Gmez-Lende y Serrano, 2012a; 2012b; Belmonte et al., 2014). Aunque a veces se han estudiado, sin adjetivarlas demasiado, adoptando el desafortunado nombre de cueva de hielo seguido del nombre propio, como sucede con la cueva de hielo del Teide en el que adems se ha dado siempre todo ello como nombre propio (Martnez de Pisn y Quirantes, 1981; Martn Moreno, 2006, 2010). Eraso y Pulina (1994), tambin ponan de manifiesto discusiones terminolgicas ms amplias en referencia al hielo y a la karstificacin muy similares a las expuestas por Balch. En la distincin entre criokarst, termokarst y glaciokarst, ellos abogan por que el primero de ellos sea utilizado para el karst gl aciar, es decir para la karstificacin que se desarrolla en el interior de una masa glaciar con morfologas muy similares a los que se dan en un karst clsico de roca caliza, yesos,…Lo correcto quizs sera referirse a tal como karst glaciar, o karst en hielo, al igual que se dice del karst en caliza, el karst en

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 195 yeso, el karst en sales, etc. El continente expresado de forma especfica y calificando al fenmeno geomorfolgico. Sera el trmino ms preciso, pero es el menos utilizado, al igual que pasa con el mencionado “ ice-filled caves” para las cuevas heladas utilizado por Bella. En el criokarst pueden desarro llarse multitud de morfologas similares al karst tradicional, de entre ellas, las ms volumtricas seran las cuevas criokrsticas cuevas glaciares o cuevas en hielo ; y que “se distinguen de las cuevas con hielo que seran cuevas en yeso o caliza donde se forma hielo en su interior, debido a las condiciones microclimticas de la cueva” (Eraso y Pulina, 1994:20)4. Partiendo de este buen escenario planteado por Eraso y Pulina, a nuestro parecer lo ms indicado para referirse a cuevas desarrolladas en el interior de una masa glaciar sera cuevas glaciares siendo un trmino ms restrictivo ya que se deberan referir tan slo a aquellas cuevas que se dan en cuerpos glac iares (lenguas glaciares, domos glaciares, …). Concebimos las otras dos denominaciones, cuevas criokrsticas o cuevas en hielo con un carcter ms general ya que de manera asptica no deberan de restringirse tan slo a las masas glaciares (masas, por definicin, superficiales), sino que por definicin se deberan de aplicar tambin a aquellas cuevas que puedan darse dentro de los propios bloques de hielo de las cuevas heladas. Conductos, galeras, pozos, molinos, crioespeleotemas,…son ejemplos de criomorfologas todas ellas similares a las que se pueden encontrar en las cuevas glaciares y tambin presentes en muchos de los bloques de hielo de las cuevas heladas. Sobre todo en aquellos de mayores dimensiones (caso por ejemplo de la aqu estudiada cueva helada de Vernica). No perdiendo tal perspectiva, el fenmeno estudiado en la presente investigacin, por tanto, debera denominarse como cuevas heladas o cuevas con hielo ste ltimo ya utilizado en ocasiones anteriores aunque de forma sucinta por Lpez-Martnez y Freixes (1989), o el ya mencionado caso de Eraso y Pulina (1994) En cuyos bloques de hielo se pueden adems desarrollar cuevas de hielo o cuevas criokrsticas y por tanto morfologas criokrsticas. El trmino de cuevas heladas estara ms cercano al propuesto por Balch como freezing caverns cuevas de congelacin o cuevas fras que no tendran porque desarrollar o acumular formaciones de hielo permanentes. Mientras 4 Hoy en da es sabido que las cavidades que pueden albergar hielo en su interior tienen alguna otra naturaleza ms como por ejemplo las cuevas heladas en lava.

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 196 que el de cuevas con hielo sera ms consecuente con el propuesto por Bella como icefilled caves o con los glacires naturelles de la literatura francfona. Pero de nuevo aqu, quizs por economa de lenguaje, como ha ocurrido en los mbitos angloparlantes, o como sucede en castellano con lo mencionado por Eraso y Pulina para el trmino karst glaciar, el impuesto ha sido el trmino de cuevas heladas an siendo ms correcto el empleo del trmino cuevas con hielo Pero en ningn caso debera ser el trmino de cuevas de hielo. Ms adecuado ste para hacer referencia a las cuevas en hielo como las criokrsticas cuevas glaciares, o a aquellas cuevas que se pueden generar dentro del bloque de hielo (donde “el continent e” es el hielo) de la cueva helada o cueva con hielo (donde “el continente” puede ser la roca caliza, yesos, lava, o incluso quizs litologas marcianas). De forma concreta esto que se acaba de manifestar ocurre con una de las cuevas heladas estudiadas en el presente estudio. La cueva helada de Pea Castil en bable es conocida como “Cueva’l Xelu”, en referencia a cueva de hielo. A todo lo dicho se le debe sumar adems, como ya expresaron Luetscher y Jeannin (2004b), la confusin aadida de los propios localismos terminolgicos de cada lenguaje, que hace que nos encontremos un sinfn de denominaciones: schneeloch windhhle eishhle freezing cavern creux de glace cueva de hielo, cueva’l xelu, gruta de hielo, nevera, reservorio de fro, ghe arul ledenica ghiacciaia etc. E incluso, dentro de un mismo pas, distintas concepciones de lo que representa una cueva helada (Halliday, 1950). 3.1.1.2.Criomorfologas: bloques de hielo y crioespeleotemas. De forma muy similar a lo visto para la denominacin de las cuevas heladas ocurre con las morfologas que se dan en ellas. Una acuciada falta de atencin, sobre todo reciente, por el estudio de otras criomorfologas que no sean los bloques de hielo deriva en una falta de acuerdo en sus distintas denominaciones. Lo que hace que en la gran mayora de los casos se pongan nomenclaturas adoptadas del criokarst glaciar y/o del mundo espeleolgico aadiendo el apelativo “helado”, “de hielo” o el prefijo “crio”. Bloques de hielo: masas de hielo perenne. Para referirse de forma concreta al bloque de hielo que se conforma en el interior de una cueva helada hay distintas expresiones. A parte del sealado denominativo “ glacier ”, es

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 197 habitual encontrarse con trminos como “ ice body ”, “ ice block ”, “ ice filling ”, “ ice deposit ”, “ ice monolith ”, “ hypogean ice deposit ”, o “ subsurface ice filling ”. E incluso en ocasiones nos podemos encontrar con que se denominan, bajo un mayor grado de confusin, como “ aufeis” (Trofimova, 2005, 2008); o “permanent ice field” (Rojšek, 2012). En publicaciones recientes de carcter enciclopdico Per oiu y Onac (2012) proponen la utilizacin del trmino glacier para referirse a los bloques de hielo estratificados, debido a una serie de factores que comparten entre s : gran volumen de hielo, estratificacin del bloque, marcados balances estacionales y fl ujo activo. Siendo para ellos, sta ltima caracterstica un punto especialmente importante, aunque escasamente descrita, y la cual, inclusive, puede dar lugar a morfologas anlogas a las de los glaciares: lenguas glaciares, pliegues y hasta morrenas. En el presente trabajo, sin embargo, se considera como vlida la similitud entre ambas masas de hielo, glaciares y bloques de hielo de las cuevas heladas, pero slo para aquellos casos en los que los bloques de hielo de una cavidad helada sean estratificados, manifiesten flujo y cuyo origen fundamental de su masa de hielo sea el de la acumulacin nival directa con un grado de metamorfismo cuanto menos de firn. Cosa que, sin embargo, no se da en todos los bloques de hielo presentes en las cuevas heladas. Existen bloques en los que la alimentacin fundamental es el rehielo de las aguas de fusin nival en superficie o las precipitaciones filtradas, en vez de la acumulacin nival directa; o en la s que el bloque es ms un lago helado que una masa glaciar. Para considerar el bloque de hielo de una cu eva helada como un glaciar, ste debera de reunir una serie de parmetros definitorios de los glaciares en superficie y que no rene: factores tales como su encuadre y longevidad temporal (ltimo periodo glaciar para los glaciares en superficie con vidas milenarias y periodos centenarios mayoritariamente para los bloques subterrneos), volumetras de hielo, delimitacin de las ELAs, muchas de las geoformas que caracterizan a un mode lado glaciar (circos, umbrales, …), formas ms propiamente glaciolgicas (seracs,…), o la composicin isotpica que en algunos casos se ha demostrado diferente (Yonge y MacDonald, 1999). Por estas mismas razones se debera de aadir en el caso de que nos queramos referir al bloque de hielo de cavidad como un glaciar, el apelativo de subterrneo o endokrstico asegurndose con ello de no llevar a confusin con los glaciares blancos en superficie (Per oiu y

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 198 Onac, 2012; Yonge, 2004) (vase fig.3.1), pero teniendo siempre presente que no comparte al cien por cien las mismas caractersticas. Fig.3.1. Semejanzas y diferencias entre glaciares blancos y glaciares subterrneos. Crioespeleotemas: hielos estacionales. Por su parte, para las criomorfologas menores, frecuentemente estacionales, la falta de consenso es mucho mayor. Incluso en lo re ferente a sus clasificaciones. Detallados

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 199 trabajos en este sentido lo han hecho autores como Bella (2004, 2005, 2006), Trofimova (2005, 2006), o Citterio et al. (2003), pero no se puede decir que existan clasificaciones o tipologas estandarizadas establecidas. 3.1.2.Definicin de cueva helada En parte queda ya acotado lo que se entiende por cueva helada con lo expuesto en los prrafos anteriores, pero su definicin concreta tampoco se encuentra firmemente consensuada a da de hoy. A finales de la dcada de los 70, Harris (1979) en sus estudios acerca del permafrost, defini las cuevas heladas bajo una ptica periglaciar de corte trmico como “ a cave where the rock temperature is partly or wholly below 0C for more than one season ”, sin importar demasiado ni su contenido en hielo ni si tal contenido se daba a lo largo de todo el ao. Henderson (1933) dcadas antes hablaba de ellas como “ permanent caves in rock formations, in which ice forms and remains far into the summer or throughout the year ” (tomado de McKenzie, 1969). Las definiciones actuales comnmente aceptadas mantienen un carcter ms morfogentico, otorgando un papel definitorio a la existencia de cuerpos de hielo y/o nieve. As por ejemplo Per oiu y Onac (2012) las entienden como “ cave formed in bedrock which contains perennial accumulations of water in its solid phase (i.e. ice and snow) ”; o Morard (2011), que acota la perennidad a al menos todo un ao, pudiendo ser o una masa de hielo o de nieve: “ les glacires sont des grottes renfermant de la glace et/ou de la neige durant toute l’anne ”. Desde otra perspectiva, existen, sin embargo, autores que contemplan las cuevas heladas como aquellas cavidades fras, ms fras que el entorno exterior al menos, y en las que se puede dar tan slo presencia estacional de hielo, o inclusive su falta (p.e. Lauriol et al., 20065). La gran mayora de los actuales investigadores definen las cuevas heladas en los mismos trminos que Per oiu y Onac (2012) (p.e. Kranjc, 2004 o Kern y Per oiu, 2013). Aunque en algunos casos son ms concisos y restringen la definicin slo al hecho de que se preserve hielo perenne 5 Para estos autores cueva helada se define como aquellas cuevas que contienen hielo estacional y/o perenne. Ford (2011) parece entenderlas del mismo modo cuando hace expl cito lo siguiente: “ Caves are widespread in Canada where, because of the prevaili ng cool-to-cold climates, most will develop at least some conventional dripstone ice stalactites and stalagm ites, etc. in the entrance zones during the later fall and the winter ”.

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 200 (Luetscher et al., 2003). Aos atrs, Ford y Williams (1989) las definan incluyendo en ellas tanto el hielo perenne como el estacional: “ caves in rock containing both seasonal and perennial ice ”, y en el mismo sentido se expresan tambin ms recientemente autores como Yonge (2004). Otros autores adems sealan la volumetra de los hielos en el interior de las cavidades. As por ejemplo Sancho et al. (2012) se han referido a las cuevas heladas como aquellas cavidades naturales que contienen un volumen significativo de hielo permanente; mientras que Maire (1990) explicita que esa masa de hielo debe ser como mnimo de varias decenas o centenas de m3, representando adems una sucesin de numerosos ciclos anuales de nev y hielo estratificado. En el presente estudio se toma como apr opiada la definicin propuesta por Luetscher et al., (2003:691), “ natural karstic cavities presenting a perennial ice filling ”, estimando indispensable que para que una cueva hela da goce de pleno carcter se han de dar acumulaciones perennes de agua en estado slido, pero restringindolo a su estado en forma de hielo, como factor definitorio sine qua non De otro modo, si solo se diese una presencia de nieve, se podra incurrir en equivoco y no distinguirse las cuevas heladas de pozos nivales y/o tapones de nieve endokrsticos. Autores como Halliday (1950) o Bgli (1980) crean conveniente hacer la misma distincin, al igual que Maire (1975, 1977a, 1977b) que distingua entre glacire y nevire para diferenciar ambos fenmenos. De la misma manera, la presenci a de hielo estacional por si sola creemos que no definira una cueva helada ya que, en algunos casos, podra estar referida a criomorfologas temporales (carmbanos, estala gmitas, estalactitas, cascadas de hielo, etc.) que se pueden formar en una cavidad cualquiera (sobre todo en el caso de las cuevas fras) a causa de algn hecho clim tico exterior puntual como puede ser un frente fro atmosfrico no habitual o bajadas de temperaturas drsticas y en momentos concretos. De esta manera, una cueva helada sera aq uella cavidad krstica natural que contiene una masa de hielo perenne y adicionalmente, dependiendo de la cavidad y de la estacin del ao, formaciones de hielo estacionales. La mayor o menor cantidad de hielo perenne, creemos, tiene un peso relativo para la definicin de una cueva helada como tal, ya que puede encontrarse en un estadio avanzado de ablacin y no tener porqu mantener un volumen significativo. Su condicin de cavidad natural tambin es necesario resaltarla para poder as distinguirlas de otras oquedades subterrneas

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 201 artificiales que puedan albergar hielo permanentemente (neveras, minas o tneles con hielos perennes en su interior, por ejemplo). En este caso podran tener un comportamiento endoclimtico similar con el desarrollo de hielos en periodos y formas similares a las cuevas heladas pero induc idos por la mano del hombre directa o indirectamente. En funcin de lo dicho, para que se constituya una cueva helada han de darse cuatro elementos fundamentales: 1) Cavidad krstica : entendindola como una oquedad subterrnea natural. Como ya se ha sealado, la oquedad puede darse en distintos tipos de litologas. Lo ms habitual es que se encuentren en karst calcreos, pero se pueden dar en otro tipo de materiales como los volcnicos. Aunque la existencia y distribucin de tales materiales encajantes no dependa de latitudes, la distribucin de las cuevas heladas se da fundamentalmente en el hemisferio norte. Es lo que se podra concebir como el factor continente o el elemento geomorfolgico de la definicin. 2) Masa de hielo : el elemento diferenciador de una cueva helada es la existencia de una masa de hielo perenne. Ya sea de rehielo, hielo metamrfico o firn. A lo que se le pueden aadir criomorfologas de hielo estacional o masas de nieve. Pero es el bloque de hielo sobre el que recae la mayor parte del peso de la para la definicin como tal. Sin la existencia de tal masa de hielo perenne, la cueva helada podra ser una cueva fra en la qu e se de ms o menos cierta cantidad de hielo estacional. Es el contenido o elemento criolgico. 3) Sistema de circulacin de aire : diferencias trmicas entre el exterior e interior de la cavidad provocan el intercambio de calor estacional. Es lo que caracteriza a la cavidad como una cavidad fra, o al menos ms fra que su entorno circundante. La circulacin de las masas de aire se activa por la diferencia trmica entre distintas masas de aire a lo largo de las estaciones del ao, mantenindose una estrecha relacin tanto con el sistema de entradas y salidas que la configuren, como con sus topografas interiores. Es el elemento trmico.

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 202 4) Sistema de circulacin de agua : bien en forma de escorrenta superficial filtrada, precipitacin directa de agua de lluvia, entrada de nieve directa o fusin y recongelacin del manto nival (interno o externo). Es la materia prima que sustenta la existencia de la masa de hielo. En funcin de la localizacin altitudinal y latitudinal de la cavidad se da r el predominio de una u otra forma como input para la misma. Es el elemento hidrolgico. Fig.3.2. Elementos definitorios de una cueva helada. 3.1.3.Clasificaciones de cuevas heladas. La clasificacin glacio-climatolgica. La clasificacin de las cuevas heladas enraza sus primigenias y ms arraigadas propuestas en los primeros estudios especficos y exhaustivos del siglo XIX, siendo Thury (1861) uno de los primeros autores en sentar las bases de una de las clasificaciones con mayor reconocimiento hasta la actualidad. Las cuevas heladas pueden ser clasificadas de distintas maneras dependiendo de la perspectiva adoptada. As por ejemplo Balch (1900) distingua constantemente entre glacires naturelles y glacires artificielles, para discriminar entre cavidades naturales y minas, tneles, etc. Al igual que distingua tambin, en funcin de la temporalidad de las masas de hielo, entre normal glacires y periodic glacires para discernir entre aquellas que mantenan hielo constantemente a lo largo del ao y aquellas que solo lo tenan en determinadas estaciones. Otro ti po de clasificacin, esta vez ms referida al tipo de hielo, distingue entre cuevas con hielo exgeno para aquellas cavidades en las que se almacena hielo procedente directamente del exterior (nieve que se recristaliza o masa glaciar que se cuela dentro de la cavidad); y cuevas heladas con hielo endgeno para aquellos hielos que se generan en el interior como puede ser el rehielo de aguas filtradas (crioespeleotemas frecuentes como son las estalagmitas, estalactitas, banderolas, bamboos, etc.), el hielo de sublimacin, los sedimentos helados o el hielo extrusivo formado en las fisuras de las paredes (vase Luetscher y Jeannin, 2004b; Ford

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 203 y Williams, 1989; Hill y Forti, 1997; Yonge, 2003). Existen tambin estudios de carcter glaciolgico que distinguen el tipo de hielo de una cueva en funcin de las caractersticas fsico-qumicas y cristalogrficas (Pulinowa y Pulina, 1973), discerniendo entre hielo areo, de suelo, de nieve o de sublimacin. Bini et al. (1977) diferenciaron entre cuevas con depsitos de hielo estacional (para el agua meterica), con hielo de rehielo (aportes de agua por goteo o agua corriente) y hielo fsil (tomado de Bini y Pellegrini, 1998). Clasificacin glacio-climatolgica. Una de las clasificaciones ms aceptada en la actualidad es la propuesta por Luetscher y Jeannin (2004) basada en la interaccin de criterios climatolgicos y glaciolgicos. Tales autores adoptan y adaptan los tipos fundamentales de dinmicas de aire propuestas por Thury (1861) y Bgli (1980) (ampliamente aceptadas en la literatura inglesa), junto con la clasificacin centrada en la gnesis y origen del hielo establecida por Maire (1980, 1990) (tradicionalmente aceptada en la literatura francesa); distinguiendo nueve tipos genricos de cuev as heladas (fig.3.3). Esta clasificacin, a pesar de abarcar la gran mayora de las cuevas heladas, est fundamentada esencialmente para las cuevas de regiones te mpladas con bloques de hielo tipo firn o de rehielo; sin tener por tanto en consideracin los hielos perennes de sublimacin, los sedimentos congelados o el hielo extrusivo o intrusivo glaciar (Luetscher y Jeannin, 2004). Si bien es cierto que se aplica a la casi totalidad de las cuevas heladas que en la actualidad son objeto de estudio; existen trabajos ms recientes que matizan comportamientos determinados para alguna de las categoras propuestas (p.e. Kern et al., 2008; Buzjak et al., 2014), e incluso que introducen nuevas categoras (“ flowthrough model ”, Williams y McKay, 20156). Criterios climatolgicos: Segn estos autores se pueden establecer cuevas heladas que, en funcin de las diferencias trmicas entre las masas de aire internas y externas durante las distintas estaciones del ao y la propia morfologa de las cavidades (nmero de entradas/salidas 6 Estos autores proponen un nuevo modelo de cueva helada para explicar los flujos continuos de aire de la cueva Shoshone (Idaho). A pesar de que morfolgi camente sea una cueva esttica, Williams y Mckay (2015) han propuesto una nueva clasific acin: "flow-through model" en el que se da una circulacin de aire durante todo el ao, y no solo en los periodos abiertos como sucede en las estticas, la cual es inducida por la porosidad hmeda de las paredes.

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 204 de la cavidad), pueden ser: estticas dinmicas (Thury, 1861) o estatodinmicas (Bgli, 1980): Las cuevas heladas estticas son aquellas en las que la circulacin del aire durante el verano es insignificante, siendo solo activa durante el invierno a consecuencia de las diferencias de densidad entre el aire externo y el interno (Tint cueva > Text cueva). Es el llamado periodo abierto (Girardot y Trouillet, 1885) (vase fig.1.10 del captulo I), en el que se activan las clulas de conveccin del aire desplazando las masas de are fras exteriores a las interiores ms clidas. Mientras que en aquellas estaciones en las que las temperaturas exteriores son mayores o iguales que las de la cavidad dichas clulas no se activan o si lo hacen apenas son apreciables. Es el llamado periodo cerrado centrado fundamentalmente en los meses estivales. Es precisamente por esta razn por la que a este tipo de cavidades se las conoce tambin como trampas de aire fro (“ cold air trap ”). Las cuevas heladas dinmicas son aquellas con una circulacin del aire en efecto chimenea (“ chimney effect ”), o tubo de viento, consecuencia principalmente de tener varias entradas a distintas altitudes lo que crea, por termodinmica y diferencia de presin, circulaciones unidireccionales que se reinvierten estacionalmente. Durante el invierno el aire fro es succionado a las partes inferiores de la cavidad, congelando las aguas que se infiltran, mientras que el aire clido queda en las partes superiores. Bgli y Franke (1975) aadieron a estos sistemas generales de circulacin del aire propuestos por Thury (1861) la categora de estatodinmicas para recoger aquellas cavidades en las que se daban condiciones intermedias y en las que las entradas de la cavidad no mantenan marcadas diferencias de altitud. Tales cuevas presentan una parte dinmica y otra esttica (tomado de Bini y Pellegrini, 1998). Criterios glaciolgicos: Luetscher y Jeannin (2004) siguen las propuestas de Maire (1980, 1990) en las que dicho autor distingua, aunque de forma un tanto difusa junto con criterios

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 205 climatolgicos, tipos de cuevas heladas en funcin de la gnesis y dinmica del almacenamiento de hielo en su interior. De tal manera que propuso a) tapones de hielo subglaciar ( bouchons de glace sous-glaciaires) b) cuevas heladas estatodinmicas con hielo de rehielo ( glacires statodynamiques glace de regel) y c) cuevas heladas dinmicas con hielo de nev ( glacires dynamiques glace de nv) ; para aquellas cavidades en las que se daban la intrusin directa de hielo glaciar en una cavidad subglaciar o proglaciar, las primeras. Para las que, en una disposicin generalmente subhorizontal, se daba a una alimentacin fundamentalmente no nival, las segundas. O para aquellas en las que con una topografa predominantemente vertical la fuente fundamental de la gnesis de hielo en su interior es la nival (con su metamorfismo en firn), las terceras. Segn Maire este lti mo tipo de cuevas heladas son las ms frecuentes en la alta montaa con una distribucin muy extendida y en ellas se puede distinguir, en la gran mayora de los casos, una estructuracin de los distintos grados de metamorfismo de los bloques de hielo. Y pudindose dar, como en el caso anterior, tanto en cavidades termoventiladas como en aquellas que se comportan como trampas de fro. Fig.3.3. Clasificacin glacioclimtolgica de las cuevas heladas segn Luetscher y Jeannin (2004b).

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 206 La nica alusin especfica a las cuevas heladas de Picos de Europa en tales trminos glacioclimatolgicos es ofrecida precisamente por Maire, en base a trabajos espeleolgicos de Fabriol (1975). Las pone como ejemplo de cuevas heladas dinmicas con hielo de nev (Maire, 1977b:414), sin especificar ms acerca de ellas ni poner ejemplos concretos de ninguna de ellas. Aunque como se ver en el captulo V la realidad es algo ms compleja y no en todos los casos obedecen a este patrn.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 207 3.2. Las cuevas heladas en la geomorfologa periglaciar. 3.2.1.Cuevas heladas y el periglaciarismo. En la asuncin actual del concepto periglaciar (French, 2007) “ modern usage of the term periglacial referes to a range of cold, non-glacial processes ”, de la disciplina de la geomorfologa encargada de su estudio, la geomorfologa periglaciar, “subdiscipline concerned with non-glacial landforms” y de su objeto de estudio “freezing processes, the associated ground ice, and related landforms” se acepta que a pesar de ser el permafrost el elemento que ocupa una posicin central, muchos otros factores criolgicos forman parte de su corpus de estudio. De tal manera, la geomorfologa periglaciar se encargara del estudio de los procesos morfogenticos fros no glaciares que se involucran en la idiosincrasia del permafrost, el hielo estacional, la nieve y el hielo fluvial, lacustre o marino; adems de abarcar tambin procesos azonales como las aguas corrientes, el viento y las olas en lo s ambientes climticos fros. Dicha disciplina se debe de encuadrar entonces, y acorde con ello, dentro de la geomorfologa de las regiones fras en la que, y en relacin con el re sto de ciencias dedicadas al estudio de la criosfera, interaccionan procesos y formas glaciares, procesos y formas periglaciares, y procesos y formas azonales. Adems de ello, los dominios periglaciares se han entendido, desde un punto de vista morfogentico, como aquellas reas en las que domina la accin del hielo ( frost action ); y desde un punto de vista trmico, como aquellas reas en las que la TMAaire< +3C. Con subdivisiones internas en las que se dan dominios en los que la TMAaire< -2C y domina la accin del hielo; y dominios en los que no necesariamente domina la accin del hielo y la TMAaire este comprendida entre los -2 y +3C. Teniendo todo esto presente, y en base a la definicin de cueva helada y de sus elementos definitorios contemplados en la presente investigacin, las cuevas heladas se

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 208 entienden plenamente como un fenmeno periglaciar por varias razones. No slo por la presencia de elementos criognicos y masas de hielo presentes, en ambientes en los que, por lo general, se dan condiciones clim ticas periglaciares (endoclimticas). Sino porque en ellas suelen confluir muchos de los elementos que constituyen el estudio habitual de la geomorfologa periglaciar. Las cuevas heladas se definen por albergar en su interior masas de hielo de distinta naturaleza y temporalidad (estacionales y perennes); aguas corrientes introducidas o bien desde la precipitacin en superficie o endokrsticas (aguas filtradas), o de fusin (nival o del propio hielo) que se congelan; obturaciones que hacen que se formen lagos congelados; y, habitualmente tambin, masas de nieve igualmente estacionales o interanuales. A parte, son factores fundamentales en la definicin de una cueva helada procesos azonales como el viento, en tanto y cuanto stas se conforman dentro del sistema endokrstico bajo circulaciones de masas de aire inducidas por diferencias trmicas y que determinan sustancialmente el clima de la cavidad (fig.3.4). Pero de igual forma a como ocurre al poner lmites concretos a los dominios periglaciares, el fenmeno de las cuevas heladas es tambin difcil de encajar dentro de las zonas climticas exteriores. En gran part e de los casos, la temperatura media anual del aire exterior (Tma.ext) en la que se localiza una cavidad est por encima de la isoterma de los 0C (Dysli y Luetscher, 2003). As por ejemplo, una de las cavidades heladas ms famosas, Ghe arul de la Sc ri oara (Apuseni Mountains, Rumania) se localiza a una altitud de 1165 m con una Tma.ext de 5,2C (p.e. Feurdean et al., 2011). Esto hace de las cavidades heladas, fenmenos periglaciares azonales o extrazonales7 en la medida en que no se vinculan geogrficamente siempre con los dominios periglaciares tpicos de altas latitudes o altas altitudes. 7 En este sentido, nos encontramos con que, en ocasiones, se ha denominado como extrazonal permafrost al permafrost que se encuentra en el interior de al gunos taludes de derrubios muy por debajo (centenares de metros de altitud) del dominio de permafrost di scontinuo (por debajo incl uso de los 1000 msnm y a Tma.ext de +5C), a causa del efecto chimenea provocado por corrientes internas de aire. Anlogo, este efecto, al que se produce en algunas cuevas helada s (Sone, 2005; Morard et al., 2010b; Morard, 2011). Delaloye et al. (2003) para el mismo fenmeno se refirieron en su da como “ sporadic and atypical permafrost ”. En cualquier caso, para estos autores, se trata de un tipo de permafrost que es un tanto atpico ya que tanto la cobertura nival como las temp eraturas veraniegas juegan un papel insignificante para la preservacin de sus condiciones trmicas (sobre todo en comparacin con el rol que tiene la intensidad de fro invernal). Hecho que contrasta con lo s factores habituales en el control del permafrost ms clsico (Morard et al., 2010b). Y que se puede ap licar, con ciertos matices, para el fenmeno de las cuevas heladas.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 209 Fig.3.4. a) El estudio de las cuevas heladas dentro de las cienci as de la criosfera y las analogas de sus elementos criognico s fundamentales (elaboracin propia a partir de French, 2007). b) las cuevas heladas en Picos de Europa consideradas como unos elementos periglaciares ms.

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 210 En referencia a esto lo ms conveniente, en aras de evitar confusiones, sera aadir la calificacin de endokrstico a este tipo de ambientes, denominndolos como fenmenos periglaciares endokrsticos ya que as se especifica su condicin de fenmenos periglaciares vinculados a la existencia de una cavidad natural, factor sine qua non adems de ser hecho fundamental de su endo clima particular. Y por tanto, como tal, no se encuentran sujetos a la localizacin en un dominio periglaciar en superficie. Entendindolo desde este punto de vista, el estudio de las cuevas heladas contribuye a la reorganizacin del factor zonal del dominio periglaciar introduciendo el factor tridimensional de la profundidad subterrnea. Si atendemos a la subdivisin propuesta para los dominios periglaciares, las cuevas heladas pueden encontrarse tanto en reas con TMAaire< -2C en los que domina la accin del hielo, cuevas sobre todo localizadas en las altas latitudes; como en reas en las que las TMAaire se encuentran entre los -2 y +3C, y en las que la accin del hielo no tiene porque ser dominante, como es el caso de muchas de las cuevas heladas de los climas templados, entre ellas, las de Picos de Europa aqu estudiadas (fig.3.5). Fig.3.5. a) Elementos a estudio que abarca la Geomorfologa periglaciar. Las cuevas heladas como un elemento ms dentro de los procesos y formas fras no glaciares en las que adems se pueden dar muchos de los elementos habituales de la Geomorfologa Periglaciar. b) Dentro de la subdivisin de los dominios periglaciares las cuevas heladas pueden encontrarse independientemente en ambos subdominios. C) Anlogamente y en funcin de la definicin trmica del permafrost las cuevas heladas en Picos de Europa pueden ser calificadas como permafrost tambin. Procesos y formas fras no glaciares, subdivisin de l dominio periglaciar y concepto de permafrost tomados de French (2007).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 211 3.2.2.Cuevas heladas y el permafrost. 3.2.2.1.Sobre la concepcin de permafrost. En el presente estudio se entiende el permafrost como un concepto o estado trmico indicador de periglaciarismo, ya sea ste actual o relicto (remanente en zonas marginales), y que se define, acorde con la acepcin contemplada actualmente por la International Permafrost Association (IPA), como “ ground (soil or rock and included ice or organic material) that remains at or below 0C for at least two consecutive years ”. Las dos clasificaciones ms frecuentes de permafrost en cuanto a su zonificacin son: en funcin del porcentaje de su ocupacin se distingue entre permafrost continuo (90100%), discontinuo (50-90%), espordico (10-50%) y aislado (0-10%) (Harris, 1979; French, 2007). Y acorde con las regiones geogrficas en las que se encuentre se distingue entre permafrost de altas latitudes y permafrost de altas altitudes, pudiendo hablar as de permafrost polar ( latitudinal permafrost ), permafrost de montaa ( mountain permafrost ) y permafrost de plateau o montano ( plateau or montane permafrost ). Pudindose aadir aqu las categoras de permafrost submarino ( sub-sea permafrost ) y permafrost relicto o no ambiental. Dentro del permafrost de montaa se han determinado las condiciones topoclimticas como un factor fundamental en la distribucin y patrones de comportamiento del permafrost (p.e. Gruber y Haeberli, 2009). Lo que hace que las fronteras del permafrost experimenten puntualizaciones en funcin de exposiciones ms o menos favorables al fro, sectores de mayor acumulacin y persistencia nival, menor o mayor radiacin solar, corrientes de aire, o, por ejemplo, intercambios energticos con la atmsfera. Haeberli et al. (2010) y Gruber (2005) han sealado tres tipos de factores fundamentales para la distribucin del permafrost de monta a en funcin de tres escalas diferentes: el dominio climtico en el que se encuentre (escala global), la topografa local que lo modifique (escala regional) y las condiciones del suelo que condicionan la transferencia de agua y calor (escala local). Con respecto a esto ltimo, se ha sealado que los flujos y balances energticos inducidos por la circulacin de aire y agua juegan un importante papel en los patrones de distribucin del permafrost de montaa (p.e. Hoelzle et al., 2001; Delaloye et al., 2003; Haeberli et al., 2010; Morard, 2011; Morard et al., 2012).

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 212 Por lo tanto, el abanico de indicadores morfogenticos que nos muestra la existencia de permafrost puede ser variado. Desde aque llas morfologas ms caractersticas y exclusivas de ambientes con permafrost como pueden ser los glaciares rocosos, montculos de hielo, lbulos protalud,…; hasta aquellas que no lo son en exclusiva como sucede con los neveros permanentes, por ejemplo. 3.2.2.2.Sobre la concepcin de las cuevas heladas como permafrost desde el punto de trmico. En funcin de lo dicho acerca del concepto de permafrost, las cuevas heladas se han de considerar, desde el punto de vista trmico, como un indicador de la existencia del mismo; y que participa, al menos para el caso de las cuevas a estudio, en alto grado de los factores definitorios del permafrost de montaa. Son ambientes, como se ver en el apartado correspondiente, en los que la Tma.int durante los aos de estudio no han sobrepasado los 0C, y en los que la modifi cacin del clima es acusada en funcin de sus configuraciones endokrsticas (modifi caciones topoclimticas) y las transferencias de agua y calor se vuelven primordiales (s istemas de circulacin de aire y agua). Cuentan con caractersticas favorecedoras de cara a la preservacin del ambiente fro como la nula, o casi nula, radiacin solar, el alto grado de humedad, la preservacin de la nieve acumulada y los flujos de aire. Todo ello hace que en este tipo de cuevas se d una anomala trmica negativa con respecto a la Tma.ext, que es esencial en el mantenimiento de condiciones de permafrost. Muchas de las cuevas heladas estudiadas hasta el momento presente han sido consideradas como una forma de permafrost ya desde las ltimas dcadas del siglo pasado (p.e. Harris y Brown 1978, 1982; Haeberli, 1978; Harris, 1979, 1982; Pissart et al., 1988; Urdea, 1993; Ohata et al, 1994a); pero entendindolas la mayora de las veces, y debido a una falta de atencin en los estudios especficos (Harris, 1979), como un fenmeno atpico de permafrost o de difcil en caje dentro de las categoras clsicamente contempladas. As, por ejemplo, Haeberli (1978) habla de “ special feature of perennially frozen ground ”; Urdea (1993) de “ special form of the permafrost’s existence ” o French (2007) las incluye como “ other types of ice ” dentro de la categora de “ ground ice ”, sin detallar caractersticas ni razone s, y sin discernirlas del hielo que se pueda acumular dentro de otro tipo de oquedades (fig.3.6).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 213 Fig.3.6. Clasificaciones de los tipos de permafrost segn French (2007). La asignacin de una categora concreta para las cuevas heladas se resuelve adhirindolas en una genrica. En otras ocasiones, sin embargo, se conciben como permafrost pero de forma genrica manifestando que los bloques de hielo preser vados en ellas se mantienen gracias a que en ellas se dan “condiciones de permafrost” (Holmlund et al., 2005; Per oiu y Onac, 2012). Silvestru (1999) afina algo ms diciendo que “para que el hielo perenne se acumule es esencial que la temperatura se mantenga en una media multianual inferior a 0C”; pero sin embargo Yonge (2004) contempla el hecho en s de que la cueva se encuentre en una zona de permafrost (cuevas en altas latitudes o altitudes), la consecuencia de que sus paredes se encuen tren tambin sometidas a temperaturas de congelacin, siendo por tanto un mecanismo ms de la formacin de hielo en cuevas, y no una manifestacin o forma de permafrost propiamente dicha. Al respecto, la Sociedad Suiza de Geomorfologa ( Schweizerische Geomorphologische Gesellschaft ) considera las cuevas heladas como manifestaciones de la criosfera situadas en la interfase de los dominios glaciares y periglaciares (“ les glacires sont des manifestations cryospheriques se situant linterface des domaines glaciaires et priglaciaires ”) y como ejemplos de permafrost localizados por debajo del cinturn alpino de permafrost discontinuo8. Y es que la misma dificultad para la definicin de las cuevas heladas como permafrost se da tambin al intentar incluirlas dentro de alguna de las categoras preexistentes de la distri bucin del mismo. Esto ha hecho que en determinados momentos se le haya aadido un apelativo no contemplado para el resto de las manifestaciones de permafrost: local permafrost para cuevas heladas en los Alpes (Haeberli, 1978), no conventional permafrost para cuevas heladas en ambientes krsticos de latitudes rticas (Ford y Williams, 2007) (fig.3.7), o como plante Urdea (1993) para las cuevas heladas de los Crpatos rumanos extrazonal permafrost debido a que se trata de un permafrost condicionado es trictamente por factores locales que no 8 Cuyo lmite inferior lo sitan en los Alpes en torno a los 2.300-2.400 m

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 214 obedecen a las leyes de la zonificacin. Trmino este ltimo tambin empleado para las cuevas heladas de los prealpes de Friburgo (Morard, 2011). Fig.3.7. La zonificacin del permafrost en ocasiones ha contem plado una categora especfica para las cuevas heladas como proponen Ford y Williams (1989) para la plataforma e islas rticas krsticas de Canad. La dificultad de que los flujos de agua, necesarios para la formacin de la masa de hi elo en una cueva helada, se den por debajo de la capa de suelo congelado aumenta cuanto mayor y ms compacta sea s ta. Lo que abrira posibilidades para la formacin de cuevas heladas en regiones donde predomine un permafro st discontinuo. En latitudes medias, por ejemplo. Tomado de Ford y William (1989). En otros casos, sin embargo, se contemplan las cuevas heladas como manifestaciones de isolate o sporadic permafrost (Luetscher et al., 2003; Urdea, 2004; Stoffel et al., 2009; Luetscher y Bourret, 2010; Morard, 2011). O matizando que se trata de un permafrost espordico en ambientes krsticos (p.e. Luetscher, 2005:16), e incidiendo especficamente que “represents probably the most severe test for models of sporadic permafrost distribution ” (Luetscher, 2013). Incluso para el contexto de las montaas cantbricas, algunas de las cuevas heladas supuestas encontradas en laderas norte del Espigete y el Ves han sido denominadas como “ permafrost en cuevas ” (Pellitero, 2012). Harris (1979, 1982) en sus trabajos acerca del permafrost en Alberta (Canad) contemplaba las cuevas heladas como una forma ms de permafrost pudindose encontrar tanto en zonas de permafrost continuo, como en permafrost discontinuo y espordico (ms frecuentemente en estas dos ltimas), y siempre en ambientes con temperaturas medias por debajo de la isoterma de 5C, y rondando, sus lmites

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 215 altitudinales inferiores, la cota de 610 m. Cota muy por debajo del lmite inferior del permafrost contino situado en 1800 m (vase fig.3.8). Urdea (1993) plantea una distribucin similar de las cuevas heladas pa ra las Apuseni Mountains y los Crpatos meridionales por encima de la isoterma de los +5C y localizadas genricamente entre las zonas de permafrost espordico y discontinuo (fig.3.9). Si bien es cierto que, atendiendo a la necesidad de flujos de agua para que se materialice en muchos casos la masa de hielo en el interior de una cueva helada, se hace bastante ms difcil encontrarlas dentro de zonas de permafrost continuo, debido fundamentalmente a la falta de escorrenta por debajo de la capa de hielo continuo. Esto ya fue sealado en su da por Ciry (1962) (tomado de Luetscher y Jeannin, 2004b), y recogido de nuevo posteriormente para algunas cavidades del norte del Yukn (Lauriol et al., 1988) y en la interpretacin de las cuevas heladas ofrecida por Ford y Williams (1989) (fig.3.7). Fig.3.8. Harris contemplaba las cuevas heladas como un tipo ms de permafrost situndolas mayoritariamente en las zonas de permafrost discontinuo y espordico en ambientes que no sobrepasan la isoterma de 5C (a y b). El lmite altitudinal inferior lo marcaban tambin las cuevas heladas con los 600 msnm para las Montaas Rocosas del SW de Alberta (Canad) (c). Tomado de Harris 1979 y 1982.

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 216 Para las montaas espaolas tambin se ha utilizado la presencia de cuevas heladas como indicadores de la existencia, bajo su concepcin trmica, de permafrost de montaa como hicieron Serrano et al. (2009) con las cuevas heladas del macizo de Monte Perdido en su cartografa del permafrost de montaa en los pirineos espaoles. Fig.3.9. Distribucin de las cuevas heladas en Rumania dentro de la zonificacin del permafrost en funcin de los ndices de helada y de fusin segn Urdea (1993). Se encuentran por encima de la isoterma de +5C y de forma genrica en las zonas de permafrost espordico y discontinuo. 3.2.2.3.Sobre la concepcin de las cuevas heladas como permafrost desde el punto de vista morfogentico. Otra dificultad aadida a la hora de la calificar las cuevas heladas como permafrost viene de la concepcin morfogentica de este ltimo. Y es que adoptando tal enfoque (permafrost visto como material helado subsuperficial) la consideracin de un bloque de hielo como permafrost en s mismo no se sostendra, ni tan si quiera lo hara su estimacin como elemento periglaciar, asemej ndose ms, en algunas ocasiones, a una masa glaciar que a esto ltimo o a un tipo permafrost9. Si el bloque de hielo alojado en el interior de la cavidad mantiene las caractersticas reflejadas en la fig.3.1a, fundamentalmente su flujo, se ha denominado en numerosas ocasiones como glaciar subterrneo, como ya se ha dicho. En este caso, y slo en ste10, tal denominativo no sera del todo errneo, salvando las diferenc ias remarcadas en la fig.3.1b; pero sera muy discordante, terminolgica y epistemolgicamente, con su consideracin como elemento periglaciar, e igualmente la consideracin de una cueva helada como un tipo de permafrost resultara tambin bastante antagnica. Desde este punto de vista y 9 Lo cual no eximira de poder encontrar en el interi or de una cavidad procesos y formas de permafrost ms caractersticos de estratos superficiales o s ubsuperficiales (p.e. Mihevc, 2009; Kosutnik, 2011; Morard, 2011). 10 Pueden darse distintos bloques de hielo dentro de una cueva helada como se ver en el captulo correspondiente de esta investigacin: bloques de rehielo, bloques de firn, bloques sin flujo,...

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 217 negando pues la consideracin del bloque de hielo como un elemento glaciar por las razones ya expuestas en la fig.3.1, y bajo los preceptos que se contemplan en la presente investigacin para la definicin de una cueva helada, se debera entonces de considerar el bloque de hielo no como permafrost en s mismo sino como indicador criomorfolgico de la existencia de permafrost entendiendo como tal a la propia cueva helada (fig.3.5c). Tales controversias son reflejo de la, a veces, difcil definicin de permafrost en cuanto a sus trminos morfogenticos se refiere; e incluso de los lmites epistemolgicos de la disciplina periglaciar (French, 2007). Hecho que ya se ha manifestado anteriormente para el conjunto del macizo montaoso de Picos de Europa en el que se albergan las cuevas aqu estudiadas (Gonzlez-Trueba, 2007). *** En resumen y bajo la concepcin aqu expuesta de cuevas heladas, periglaciarismo y permafrost se deben entender las primeras co mo aquellas cavidades krsticas naturales (elemento geomorfolgico) en las que se al oja una masa de hielo perenne (elemento criolgico) bajo condiciones climticas propiciadas por su condicin endokrstica, que las definen como permafrost (Tma.int<0C durante dos aos consecutivos). Sus otros dos elementos definitorios, circulacin de agua y/o nieve (elemento hidrolgico) y de aire (elemento trmico), las hacen de igual forma mantener un carcter lo suficientemente azonal como para poderlas encontrar tanto en ambientes exclusivos de permafrost como en los que no. O incluso, en reas en las que el permafrost en superficie se considera relicto o desaparecido. Teniendo en cuenta esto y, por el momento, con las cuevas heladas objeto del presente estudio, se puede corroborar pues la existencia permafrost en Picos de Europa; aunque se debera de adjetivar el mismo bajo el epteto de endokrstico o subterrneo (fig.3.5c). A lo dicho es conveniente matizar, y a lo largo de todo el presente estudio se aceptar tal generalizacin como buena, que cuando nos referimos a una cueva helada es cierto que tal definicin no se hace extensible a todo el conjunto de la cavidad; sino que sensu stricto slo se podra considerar como tal aquella parte que cumple con las condiciones que se han expuesto. Al respecto, muchos trabaj os han puesto de manifiesto diferentes

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 218 zonificaciones climticas en cavidades. Para el caso de las cavidades heladas tales zonificaciones se han propuesto bajo terminologas muy cercanas, cuando no han sido las mismas, a las utilizadas de forma habitual para la delimitacin de dominios periglaciares (p.e. Lauriol et al., 1988; Racovita, 1975, 1984; Silvestru, 1999; Serban y Racovita, 1991; ÂŽk et al., 2010).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 219 3.3. Distribucin de las cuevas heladas. 3.3.1.Distribucin genrica: distribucin altitudinal y latitudinal. Balch (1900:109) distingua el hielo subterrneo como “ ice enduring the entire year is found, in temperate latitudes, in a variety of forms and in several different kinds places. In some cases it is entirely above the surface of the earth; in others it is entirely beneath the surface of the earth” ; ubicando explcitamente en las latitudes templadas el fenmeno generalizado de las cuevas heladas. Silvestru (1999) sealaba la importancia de distinguir entre cuevas heladas de climas templados de baja y media altitud, y cuevas heladas alpinas, polares o sub-polares; sosteniendo que mientras en las primeras la formacin de hielo perenne era resultado de representar unas condiciones un tanto especiales con respecto a su ubicacin altitudinal; en los otros casos el hielo era consecuencia de condiciones climticas no muy diferentes a las reinantes en el lugar en el que se encuentran. Maire (1990) mantena que su distribucin estaba bastante generalizada por todo el hemisferio norte pero fundamentalmente en las zonas templadas por debajo de los lmites de las niev es permanentes, en el karst supraforestal y el forestal (entre 500/800 y 2500 m); sealando la posibilidad, no corrobor su existencia, de algunos casos puntuales en latitudes intertropicales entre los 3700 y 4500 m (montaas de Per, Ecuador, Guatemala y Nueva Guinea); y una tercera franja latitudinal entre los 40 y 25N en climas med iterrneos y submediterrneos con marcada aridez estival (en la isla de Creta a 1600-1700 m; en las montaas iranes de Zagros a 2400 m, o el alto atlas marroqu a 3000 m; o incluso en la alta montaa argelina (Djurdjura) donde seala la cueva helada m s importante de todo el norte de frica, Anou Theldj (2100 m), con una masa de hielo de decenas de miles de m3 (Maire, 1990:514)). Tambin sealaba este autor la existencia de cuevas heladas en reas subrticas y de alta montaa; aunque para estas ltimas sostena que a pesar de contar con una mayor representacin se daba un menor nmero de estudios debido a su difcil

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 220 accesibilidad. Ohata et al. (1994a) acotan la distribucin de las cuevas heladas a un rango latitudinal comprendido entre los 30 70 N. Una sucinta recapitulacin de algunas de las cuevas heladas con mayor renombre en la bibliografa especfica ms reciente nos muestra (tabla 3.1) que la gran mayora de las cavidades mejor conocidas (y con los bloque s de hielo ms grandes) se encuentran concretamente rondando los 40N. Vlido de forma global tanto para las cuevas europeas como para las norteamericanas. Excepciones a ello son algunas cuevas americanas situadas a unos 30N, como las que se encuentran en los estados de Arizona o Nuevo Mxico. Aunque con volmenes de hielo muy pequeos, sobre todo si son compar adas con las cuevas heladas europeas (Kern y Per oiu, 2013). Pero sin duda, los extremos mejor conocidos se localizan en Svarthammarhola (Noruega) y en Bear cave Mountains y Tsi-it-toh-Choh Mountains en el Yukn canadiense, en las inmediaciones del crculo polar rtico (66N) (Lauritzen et al, 2010; Lauriol et al., 1988, 2006); y por el sur, en las cuevas heladas del volcn Mauna Loa: Arsia cave o Mauna Loa Ice Cave (Hawaii), localizadas a 20N (Pflitsch et al., 2012a). En latitudes bajas europeas se han reconoci do cuevas en los macizos pirenaicos (Lpez Martnez y Freixes, 1989; Sancho et al, 2012) y Picos de Europa (Cerdeo y Snchez, 2000; Gmez Lende et al., 2011; Gmez Lende et al., 2015) entre los 42 y 43 N; en el parque nacional de Abruzzo (Italia) a 42 N (Menichetti et al., 2012), o en las laderas septentrionales del Mt. Etna como la Grotta del Gelo (Marino, 1992) a 37N. A este respecto cuevas heladas que en su da pudie ron constituirse como tales, caso de la Cueva de Hielo del Teide localizada a 3350 m y 28N (Martn Moreno, 2010), pudieron ser consideradas de entre las ms meridionales. Pero a da de hoy la falta de hielo perenne no permite tal calificacin. Se puede decir, pues, que las cuevas heladas son un fenmeno bastante extendido por todo el mundo en las latitudes templadas septentrionales; siendo en los climas templados de Europa donde se encuentran la s cuevas heladas ms grandes e importantes hasta ahora conocidas (Silvestru, 1999)11. 11 Es de suponer que en las regiones krsticas del Pamir, Karakorum o Himalaya se den grandes cantidades de hielo subterrneo. Pero es tema por explorar todava (Silvestru, 1999).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 221 regin cuevas heladas altitud (m) latitud (N) bibliografa Jura Mts. (Suiza) Glacire de Monlsi, St. Livres 1135, 1359 46 Luetscher, 2005 Griffe Massif (Haut SavoieFrance) Grouffe CP1 1950 46 Maire, 1990; 1977 Prealps-Fribourg (Suiza) Diablotins IC 2092 46 Morard et al., 2010a Dachstein Mts. (Austria) Mammuthhle, Rieseneishhle 1392 47 Kern et al., 2011a Tennengebirge Mts. (Austria) Eisriesenwelt 1641 47 May et al., 2011 Hochschwab (Austria) Beilsteinesihhle 1330 47 Behm et al., 2010 Grigna sept. (Italia) LoLc 1650 2030 45 Citterio, 2005 Parque Nacional Abruzzo (Italia) Abruzzo ICs 1500-1900 42 Menichetti et al., 2012 Alpi Giulie-Monte Canin (Italia) Monte Canin ICs 2285 46 Colucci et al., 2012 Mt. Etna (Italia) Grotta del Gelo 2030 37 Marino, 1992 Untersberg macizo-Alpes (Alemania) Schellenberger esihhlen 1570 47 Grebe et al., 2008 Mt. Fuji Fuji Fuketsu 1120 36 Ohata et al., 1994a Pirineos (Cotiella) (Espaa) A294 2238 42 Sancho et al, 2012 Pirineos (Mte. Perdido-Marbor) (Espaa) Casteret, Isards, Casque, Roya, Brech, Devaux 2700-2800 42 Lpez Martnez y Freixes, 1989 Cordillera Cantbrica (Picos de Europa) (Espaa) Altiz, Vernica, Castil, HS4 2200 43 Cerdeo y Snchez, 2000; Gmez Lende y Serrano, 2012 Escandinavia (Mefjell Fauske) (Noruega) Svarthammarhola 275 67 Lauritzen et al, 2010 Mts. Zagros (Irn) Kermanshah 2400 32 Maire, 1990 Urales – Bashkiria (Rusia) 200-300 ~45 Skolov, 2008 Perm regin (Rusia) Kungur IC, Kichmenskaya, Varsanofievoy, Uinskaya, Eranka, Medeo, Holodnaya, Mariinskaya 198 (Kungur) ~57 Silvestru, 1999; Kadebskaya, 2008 Primorsky Range – Baikal (Rusia) Bolshaya, Malaya, Mechta, Iya, Rayadovaya, Vologodskago, Skotomogilnik ~300 52-53 Trofimova, 2006 Velebit Mts. (Croacia) Ledena Jama, Vukusic IC 1235, 1470 44 Bo i et al., 2008; Kern et al., 2011b

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 222 Durmitor (Montenegro) Ledena Pecina 2150 43 Kern et al., 2006 Apuseni Mts.Bihor (CarpatosRumania) Sc ri oara, Focul Viu, Bortig 1265, 1236,1236 44-48 Urdea, 1993; Per oiu, 2005 Dinaric Mts. (Eslovenia) Velika ledena jamaParadana, Ledena jama v Fridrihstanjskem gozdu, Veliki Ttrski ledenik, Ledena jama na Kuncu 645-2434 4546 Rojšek, 2006; Mihevc, 2008; Kosutnik, 2011 Tatra Mts.(Rep. Eslovaquia) Silicka, Demnouska, Dobsinska, Priepast v Hlupom vrchu 503, 840, 969, 1966 48 Piasecki, et al., 2006; Bella, 2008 Tatra Mts. (CrpatosPolonia) Jaskinia Lodowa w Ciemniaku 1715 49 Rachlewicz y Szczucinski, 2004 Bear cave mts y Tsi-it-toh-Choh mts (Yukon Canada) Grande Caverne, Caverne glacee 85, Caverne des Meandres, Tsi-Tch-han, Bear cave ~600-900 66 Lauriol et al., 1988, 2006 Mauna Loa (Hawai EEUU) Mauna Loa IC, Arsia cave 3400-3600 20 Pflitsch et al., 2012a Sunset Crater (Arizona EEUU) Sunset Crater IC, Government cave, Lake Mary IC 2133 35 Halliday, 1954 White Mountains (Arizona EEUU) White Mountains IC ~2100 33 Halliday, 1954 Pike Peak (Colorado EEUU) Pike Peak IC ~39 Merriam, 1950 Lava Beds (California-EEUU) Crystall, Skull, Merrill*, Bearpaw, Cox 1200-1500 41 Furhamnn, 2007; Kern y Thomas, 2012 Zuni Bandera Lava Flow (N. Mxico EEUU) Candelaria IC, La Marchantia 2390, 2350 34 Dickfoss, 1996 Snake River Plain (Idaho EEUU) Shoshone IC 1450 43 Dickfoss, 1996 Bihorn Mts. (Wyoming EEUU) Teton Canyon Shelf 2769 44 Maire, 1990 Pryor Mts. (Montana EEUU) Red Pryor Ice Cave 2408 45 Elliot, 1963; Maire, 1990 *Masa de hielo desaparecida segn Kern y Thomas, 2012. IC, Ice Cave. Tabla 3.1. La distribucin altitudinal y latitudinal de algunas de las cuevas heladas ms reconocidas internacionalmente en el hemisferio norte.

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Captulo 3.Las cuevas heladas 223 Desde un punto de vista altitudinal como se puede apreciar en la tabla expuesta, las cuevas heladas tambin estn presentes en un rango bastante amplio. Desde cavidades heladas en ambientes alpinos, hasta algunas que alcanzan cotas sorprendentemente bajas en latitudes templadas como Ledena Jama (Eslovenia) a 805 m, Demnovsk Ice Cave (Rep. Eslovaquia) a 840 m, Grotte Glacire a 525 m, o Le Abime du Creux Perc a 475 m (Francia). Muchas de las cuevas heladas rusas se caracterizan tambin por una altitud extraordinariamente baja como es el caso de las estudiadas por Trofimova en el Baikal, a unos 300 m y a 52-53 N (Trofimova, 2006); o en los Urales, en la regin de Bashkiria, a unos 200-300 m y 45 N (Skolov, 2008). La cueva helada noruega de Svarthammarhola con sus 275 m de altitud y sus 67N ostenta la menor altitud de las ms conocidas en Europa adems de alberg ar una masa de hielo considerable: entre 24.000 y 32.000 m3 (tomado de Kern y Per oiu, 2013). Por el contrario, las estudiadas en Mauna Loa alcanzan altitudes que sobrepasan los 3400 m (Pflitsch et al., 2012a), aunque no se dan en ellas cuerpos perennes de hielo destacables. Las pautas generales indican que lo habitu al es que las grandes y ms reconocidas cuevas heladas se encuentren por encima de los 1000 m, con una gran mayora por encima de los 1500 m para la zona de la Europa alpina: Coulthard cave, 2650 m; Akhtiarkaya, 2520 m; Big Ice Cave, 2493 m; Gouffre des Diablotins, 2092 m: Snezhnaya, 1950 m; Kungur Ice Cave, 1800 m; Mammuthhle, 1828 m; Diablotins Ice Cave, 2000 m; Moncodeno Ice Cave (LoLc 1650), 2030 m. En los Crpatos eslovacos y rumanos Bella (2008) y ÂŽk et al. (2013) han destacado que la mayor parte se sita entre los 700 y 1200 m de altitud; mientras que en Eslovenia los umbrales altitudinales se extienden desde los 645 m hasta los 2434 m (Mihevc, 2008). Entre las cuevas heladas ms altas destacan algunas localizadas en las montaas pirenaicas. Ejemplo de ello se encuentra en el macizo pirenaico de Monte PerdidoMarbor donde superan los 2500 m, como la famosa Gruta de Casteret a 2690 m, las cuevas del sistema de Isards a 2795 m, la s cavidades de Casque a 2830 m, o las cavidades Tour, Brche, Roy Nord Casque, Nord Tour, Devaux con altitudes de 2860 m, 2790 m, 2725 m, 2695 m, 2485 m y 2820 m respectivamente (datos segn Bernard y Van Thiesen (1987), tomados de Lpez Martnez y Freixes (1989). Tambin en los Pirineos se encuentra la cueva helada que recientemente se ha propuesto como la cueva con uno de los bloques de hielo ms antiguos del mundo de los datados hasta el

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 224 momento. Se trata de la cueva helada A294 sita en el macizo de Cotiella a 2238 m con una edad comprendida entre 551670 y 3808104 aos BP (Sancho et al., 2012). Las cuevas heladas de Picos de Europa objeto de la presente investigacin tambin localizan sus bocas de entrada por encima de la isolnea de los 2000 m, pudiendo ser a este respecto las cuevas heladas ms bajas de las hasta ahora conocidas en Espaa, como bien han apuntado Cerdeo y Snchez (2000): cuevas heladas de Pea Castil (2095 m), de Vernica (2230 m), de Altiz (2190 m) o la HS4 (2350 m). Teniendo en cuenta los mencionados parme tros de distribucin se deduce que las cuevas heladas se localizan a mayor altitud cuanto menor es la latitud, siguiendo una progresin paralela a la ascensin altitudinal de la isoterma de 0C, como ya expres Harris (1979), y con una pauta paralela a la ascensin de cota del tree-line y del permafrost continuo (vase fig.3.8c). Pero a ello se debe aadir el hecho de que las caractersticas intrnsecas que definen a una cavidad helada, y que favorecen su microclima y el almacenamiento de su masa de hielo, permiten que el lmite altitudinal inferior en el que se pueden localizar en latitudes templadas sea excepcionalmente bajo; y con ello por tanto tambin, y bajo la consideracin de las cuevas heladas como un tipo de permafrost, la distribucin del permafrost. En una dimensin temporal sucedera, de igual forma, que durante los periodos ms fros del Holoceno, cavidades que hoy en da atestiguan algn tipo de proceso fro pudieron ser cuevas heladas y a cotas an menores que las actuales. Cuevas fras hoy en da, o que albergan algn tipo de huella periglaciar, pudieron albergar bloques de hielo12, lo que podra ayudar a entender la cond icin de algunas cuevas localizadas a nivel del mar en el presente. As tambin lo han expresado Luetscher y Jeannin (2004b). En este sentido, y en un contexto cercano, Ugarte et al. (1986) ya investigaron sobre las huellas de procesos periglaciares en algunas cuevas de Guipzcoa, basndose en estudios previos sobre crioturbaciones periglaciares de Llopis Llad (1957) en el 12 Luetscher (2005) seala un conjunto de cuevas hela das en las montaas suizas del Jura de las que a principios del siglo XX se tena constancia de masas de hielo en su interior y que hoy en da carecen de ello. Son cuevas que en muchos casos tienen una a ltitud menor a los 1000 m (Glacire de Vergy, Grotte de la Glacire, Glacire du Luisans, Glacire du Bo is du Roi, etc.); mientras que aquellas que en la actualidad se pueden calificar como cuevas heladas en sentido estricto se mantienen por encima de los 1100 m la gran mayora (Glacire de Monlsi, St. Livres, Creus de la Glace, Crt de Danses, de George, etc.). Lo mismo probablemente haya pasado con la Cueva de Hielo del Teide, como ya ha sido mencionado.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 225 interior de la cueva de Iritegui (Oati). Para estos autores estas huellas obligaban a que, teniendo en cuenta la amortiguacin que los cambios bruscos de temperatura exterior sufren en el interior de una cavidad, en el exterior se tuviesen que dar condiciones ambientales periglaciares muy severas. Estas crioturbaciones periglaciares segn Llopis Llad alcanzaron tambin cuevas a nivel del mar en el complejo krstico de Urtiaga; pero sin embargo Ugarte et al. (1986) no encontraron en tal complejo depsitos periglaciares de la suficiente entidad como para poder cotejar lo mantenido por Llopis Llad (Ugarte et al., 1986:35). En las cuevas fras que estudi Ugarte, la penetracin de aire fro configura un ambiente periglaciar en su interior; mientras que en cuevas que no tienen tal condicin, las sedimentaciones perigl aciares se suelen encontrar tan slo en los primeros metros de sus entradas, atenun dose a partir de los 30 m de la entrada (Ugarte et al., 1986:38). 3.3.2.Distribucin en distintas litologas. Ya se ha resaltado la presencia de cuevas he ladas en muy diversas litologas. stas estn presentes en diferentes mbitos, desde las habituales calizas hasta en litologas propias de ambientes volcnicos como es el caso de las que horadan las coladas ptreas de lava (p.e. Kern y Thomas, 2012, 2014; Pflistch et al, 2012a); pudiendo estar presentes incluso en ambientes y materiales marcianos y hasta en alguna de las lunas heladas de Jpiter (p.e. Williams et al., 2010; Boston, 2004). Halliday (1954) recordaba que existe un mayor predominio de cuevas heladas en caliza en Europa que en Estados Unidos. Aqu la mayora de las cuevas heladas se dan en tubos de lava (Halliday, 1954:18), y fundamentalmente en los estados del Oeste como California, Idaho, Arizona, Oregn o Nuevo Mxico (Halliday, 1954; Kern y Per oiu, 2013). La presencia de las cuevas heladas, por ta nto, y a pesar de encontrarse ms vinculada a ambientes krsticos calcreos, se puede decir que no son fenmeno exclusivo de los mismos.

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 226 3.4. Las cuevas heladas en Espaa. 3.4.1.Cuevas heladas en Espaa. En Espaa las cuevas heladas de las que se tiene conocimiento se localizan en la alta montaa de los sistemas montaosos de Pirineos y Cordillera Cantbrica (Picos de Europa fundamentalmente13). En ocasiones se ha sealado la existencia de otras cuevas en sectores puntuales de latitudes ms meridionales, pero que hoy en da tienen un carcter como tal bastante dudoso. Por ejemplo, en la Sierra de la Tejeda (GranadaMlaga), bajo el pico La Maroma (2.065 m), la llamada Sima de la Nieve o Sima de la Maroma (2.050 m), junto a otras similares en el mismo sector, creemos que no dejan de ser pozos de acumulacin nival como ya sealaron en su da Durn Valsero y Molina (1986), y no cuevas heladas como se ha sealado ms recientemente (Citterio et al., 2005b). O la ya sealada Cueva de Hielo del Te ide en las laderas cercanas al refugio de Altavista (Martnez de Pisn y Quirantes, 1981; Martn Moreno, 2006), que hoy en da, creemos, ya no puede conservar el calificativo de helada. Fig.3.10. Cueva de Hielo del Teide. Fotografas de 1980 en las que se aprecia la boca de entrada con el cono de nieve acumulado en el mes de abril y el suelo de la cavidad tapizado con hielo de rehielo. En la actualidad no preserva bloque de hielo perenne alguno. Fotograf as cedidas por E. Martnez de Pisn. 13 Para el caso de la Cordillera Cantbrica se ha a puntado la posibilidad de que existan tambin cuevas heladas en el macizo de Fuentes Carrionas, en la cara NW del Espigete y en el sector del Ves (Pellitero, 2012); pero an est por comprobar que albergue n bloques de hielo perennes en su interior.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 3.Las cuevas heladas 227 Fig.3.11. Postal coloreada de la Cueva de Hielo del Teide. Po siblemente el bloque de hielo presente en la misma fuese un lago de rehielo del que era frecuente la extraccin de bloques de hielo para su comercializacin (fotografa annima del periodo 1900-1905, extrada de la Fundacin para la Etnografa y el Desarrollo de la Artesana Canaria, FEDAC). 3.4.2.Cuevas heladas en Pirineos. En los Pirineos las cuevas heladas tienen una mayor y afamada presencia no slo por las conocidas exploraciones de Casteret en algunas de ellas en los aos 20 del siglo pasado, en especial en la Gruta Helada de Caster et, y su repercusin en la poca como la cavidad helada ms alta del mundo (Castere t, 1962); sino tambin por el nmero de ellas que se dan. Lpez Martnez y Freixes (1989) explicitaron la buena representacin de cuevas con hielo que exista, por encima todas ellas de los 2500 m, en el macizo de Monte Perdido-Marbor y algunos de los pocos estudios con los que contaban: Pierret (1950), Casteret (1952, 1953), Dubois (1958), Salvayre (1982), Bernard y Van Thienen (1987) (referencias tomadas de Lpez Martnez y Freixes (1989). En este mismo macizo, como ya se ha mencionado, Serrano et al. (2009) utilizaron la existencia de diez cuevas heladas como un geoindicador ms de permafrost de montaa. Pero tambin se han documentado en otros macizos pirenaicos como en Tendeera: la cueva helada de Soaso o la cueva helada de Fenez; en las sierras de Asa, a las faldas del pico Aspe: la cueva helada de Lecherines; o unas cuantas ms en las montaas de Sobrarbe, cercanas a Casteret, como Isards, Casco, Torre, Cilindro, Faja Luenga, Brecha, Roya, Devaux, Cristales, Covas del Gel, o la cueva he lada A294. Aunque todas ellas con apenas

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Manuel Gmez Lende Captulo 3.Las cuevas heladas 228 estudios criolgicos especficos, sntoma de la escasa atencin prestada hasta la fecha desde el mundo cientfico. 3.4.3.Cuevas heladas en la Cordillera Cantbrica. Menos atencin cientfica han recibido las cavidades heladas existentes en las montaas de la Cordillera Cantbrica. No existe ningn estudio especfico de carcter cientfico centrado en ellas, fuera de los recientemente realizados para Picos de Europa al hilo de la presente investigacin (Gmez-Lende et al., 2011, 2013, 2014; Gmez-Lende y Serrano, 2012a, 2012b, 2012c, Berenguer et al., 2014); precedidos por algunas menciones fundamentalmente de carcter espeleolgico y morfomtrico como las de Fabriol (1975) o Cerdeo y Snchez (2000), y algunas alusiones puntuales en trabajos ms globales como el de Maire (1977b:414). Una menor extensin superficial de alta montaa en los sistemas montaosos de la Cordillera con respecto a Pirineos quizs sea la razn de un posible menor nmero de cavidades heladas; aunque debido a la escasa atencin prestada a las mismas, sumado a una acentuada descoordinacin, falta de sistematicidad y puesta en comn de catal ogaciones de los innumerables estudios espeleolgicos, tal hecho no se puede afirmar con rotundidad. Fuera del mbito montaoso de Picos de Europa, como ya se ha mencionado, slo en estudios recientes versados sobre la geomorfologa de la Montaa Palentina se destaca la existencia de varias cuevas con depsitos de nieve y hielo en la cara noroeste del Espigete (Sima de las Chovas a 1910 m) y en el sector del Ves (CV-1, a 2045 m), lo que supondra la existencia de permafrost pero sin confirmacin del hecho (Pellitero, 2012).

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CAPTULO IV.LAS CUEVAS HELADAS A ESTUDIO: PEA CASTIL, ALTIZ Y VER"NICA

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 231 4.CUEVAS HELADAS A ESTUDIO: PEA CASTIL, ALTIZ Y VER"NICA. El presente estudio se centra en el anlisis comparativo de tres cuevas heladas del Macizo Central de Picos de Europa. Concretamente son las cuevas heladas de Altiz y Vernica en el sector de exploracin espeleolgica habitual de los grupos CES-Alfa y ASC en Camaleo (Cantabria), y la cueva he lada de Pea Castil en el sector de exploracin del grupo GELL en el municipio asturiano de Cabrales (Asturias). En la eleccin de estas cuevas heladas han primado fundamentalmente dos factores. Por un lado, la accesibilidad a las mismas; y dentro de ellas, la propia movilidad en su interior. Conviene recordar que las cuevas en Picos de Europa no son de fcil exploracin espeleolgica ni de fcil aproximacin, lo que dificulta su estudio cientfico y la consecucin de resultados. Y por otro la do, la adecuacin de sus propios bloques de hielo, considerando las cuevas elegidas como apropiadas por las volumetras y disposicin de sus bloques de hielo y la riqueza de sus criomorfologas, y por las posibilidades comparativas que supone su estudio entre s, con otras cuevas heladas estudiadas y con el resto de los elementos periglaciares que componen la criosfera de Picos de Europa. Haber elegido otras cuevas heladas hubiese conllevado una logstica de investigacin mayor y ms costosa, comprometiendo la realizacin de la investigacin. Las diferencias entre las cuevas heladas estudiadas han sido igualmente un factor enriquecedor tanto para conocer el funcionamiento distintivo endoclimtico de cada una de ellas, como sus influencias y caractersticas ms puramente criolgicas. A las tres cavidades a estudio se ha aadido la referencia, casi continua a lo largo de la presente tesis doctoral, de la cavidad HS4 (en el sector de exploracin de Hoyo

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 232 Sengros), sirviendo de excelente comparativa fundamentalmente en lo referido a volmenes de hielo y la existencia de algunos parmetros y criomorfologas concretas. Fig.4.1. Localizacin de las cuevas heladas a estudio y del Maci zo Central de Picos de Europa en el que se ubican.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 233 4.1. Cueva helada de Pea Castil. 4.1.1.Localizacin. La cueva helada de Pea Castil (PC-11) (x:354.210; y:4.785.460; z:2095) se encuentra a los pies de un cantil calcreo sobre el que se levanta parte de una lnea de cumbres que cabalga sobre el valle del Duje a travs de la canal del Fresnedal. La cumbre de Pea Castil (2444 m) es la cima principal que preside el entorno. La boca principal de la cavidad, con una orientacin E, horada las paredes de un pequeo circo glaciar que durante el LGM era tributario del glaciar Duje-Moetas, descendiendo por la canal del Fresnedal en direccin E-O (Gonzlez Trueba, 2006a). Fig.4.2. Localizacin de la cueva helada de Pea Castil con la reconstruccin glaciar durante el LGM del sector donde se ubica (en color azul) (reconstruccin glaciar: Gonzlez Trueba, 2006a).

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 234 4.1.2.Condiciones morfoestructurales y glaciomorfolgicas de su localizacin. Morfoestructuralmente la cueva se localiza en la parte alta de uno de los cabalgamientos centrales que estructuran el Macizo Central de Picos de Europa, en la base de un cantil levantado en calizas masivas blancas de la fm. Picos de Europa. Dicho cabalgamiento dispone su dorso hacia el NO, configurando una cuesta monoclinal hasta la cumbre de Pea Castil por su cara NO y un frente compartimentado colgado hacia el S y SE sobre el valle de las Moetas y la canal de Fresne dal. Ello hace que la cueva helada de Pea Castil mantenga el buzamiento de sus es tratos calcreos en direccin NNO, con una orientacin de su entrada principal y topografa en la misma direccin. El acceso a la cueva se conforma en una amplia rampa descendente, de ~40 de inclinacin, que sigue la direccin de los estratos. Se encuentra cubierta por clastos gravitacionales heteromtricos desprendidos de una tambin amplia bveda a techo, y una gran parte de su superficie se tapiza de acumulacin nival buena parte del ao, cuando no todo l. Dicha entrada est precedid a de un jou de escasas dimensiones (15 m eje mayor) que se acomoda en un pequeo escalonamiento morfoestructural que tiene el cantil en este sector, y abierto a favor del contacto de distintos paquetes calcreos de la misma formacin. Tanto este pequeo jou como el escalonamiento ejercen un importante papel reteniendo una buena cantidad de nieve y dirigindola hacia el interior de la cavidad, adems de la que se acumula directamente sobre la rampa de entrada principal (input fundamental de alimentacin para la cueva helada). Fig.4.3. Configuracin morfoestructural del exterior de la cu eva helada de Pea Castil. a) cantil del frente fraccionado del cabalgamiento; b) dorso de Pea Castil con orientacin de los estratos hacia el N; c) pequeo jou que precede la entrada a la cavidad y en el que es frecuente buena parte del ao la acumulacin de un remanente de nieve. La flecha roja indica la entrada a la cavidad.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 235 Fig.4.4. Localizacin de la cueva helada de Pea Castil en su cont exto morfoestructural y los pisos geomorfolgicos de su entor no.

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 236 Fig.4.5. Configuraciones morfoestructurales del contexto en el que se ubica la cueva helada de Pea Castil. Fotos superiores: dorso del cabalgamiento que configura tanto la morfologa externa como las disposiciones endokrsticas de este sector. 1) dorso sobre el que se levanta la cuesta monoclinal que asciende a la cima de Pea Castil; 2) mismo dorso de cabalgamiento pero formando la cuesta de ascensin a Cabeza de Tortorios. 3) valle glaciokrstico del Fresnedal y Las Moetas sobre el que se cuelga la boca de en trada de la cavidad (foto tomada desde la entrada de la cueva). 4.1.3.Caracterizacin endokrstica y topogrfica. La cavidad se estructura topogrficamente de forma sencilla en una sucesin de pequeas salas y pasillos que, tras la rampa de acceso, alcanzan un desarrollo total en planta de unos 75 m. La profundidad de la cavidad se encuentra taponada actualmente por el bloque de hielo, habiendo sido explorada hasta una cota mxima de -84 m en el ao 1995 (GELL, 1995), y de -45 m en el ao el 2011 (CES-Alfa, 2011).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 237 Fig.4.6. Topografa de la cueva helada de Pea Castil. El aboracin propia con adaptaciones de la topografa de GELL, 1995.

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 238 Fig.4.7. Diferentes sectores de la cueva helada de Pea Castil. 1) boca de entrada principal; 2) rampa nival de acceso y sala h elada principal (piso inferior); 3) sinforme estalagmtico de hielo y escaln de hielo de acceso al piso superior del bloque de hielo (sal a superior); 4) piso superior de la sala helada; 5) sala te rminal; 6) sala helada (piso inferior).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 239 Fig.4.8. Primeras topografas de la cueva helada de Pea Castil. a) topografa en planta de Ganivet realizada en 1964 (tomada de Liautaud, 1985); b) topografas en planta y alzado del GELL (1995). La distribucin en planta de la cavidad pres enta dos primeras salas en las que se instala el bloque de hielo tras descender la rampa nival, con varios pequeos pozos laterales a los que se accede desde los laterales del bloque de hielo y que dan continuidad a la cavidad en la vertical. Ello hace pensar en una configuracin vertical de la cavidad en forma de amplia sima como corresponde al endokarst ms reconocible en Picos de Europa, y en la que se ha instalado el bloque de hielo preservado en la actualidad. Esas dos primeras salas ( piso superior y piso inferior ), configuradas dentro de lo que es la sala helada de la cavidad, estn ocupadas por el bloque de hielo y ambas tienen sendos pisos con un desnivel aproximado entre ellas de 1,5 m. La sala helada en su conjunto suma una superficie total de 629 m2. Tras el piso superior, y tras atravesar un estrecho pasillo con el piso colmatado de clastos heteromtricos gravitacionales, se desciende a una pequea sala terminal tambin con el suelo colmatado de un caos de clastos de

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 240 distintos tamaos, que no es otra cosa que la base de una vertical y larga chimenea que se pierde a techo, y con constante goteo a lo largo de todo el ao. Otras chimeneas tambin son apreciables hacia el techo si nos desviamos hacia el N en una pequea bifurcacin ciega que tiene el piso superior de la sala helada; y si miramos hacia arriba desde la base del pasillo de bloques. En el resto de la cavidad, tanto en la rampa de acceso como en el piso inferior de la sala helada, el techo mantiene una forma pseudoabovedada con una altura variable de unos 2030 m. Desde el piso inferior de la sala helada, en direccin SO, desciende un estrecho y corto pasillo regular sobre una capa de hielo de rehielo perenne que termina en un pozo circular obturado y colmatado de clastos de pequeo tamao y hielo de rehielo durante todo el ao ( pozo obturado ). No se conocen otras entradas a la cavidad a excepcin del acceso principal sealado situado a 2095 m. Aunque es de suponer, por la s filtraciones de agua y nieve que se dan en las distintas pocas del ao y las corrientes de aire apreciables, que las chimeneas mencionadas tengan su origen en la cresta-dorso de Pea Castil, aunque sin amplias aperturas apreciables, lo que nos hace pensar en una posible configuracin endokrstica de la cavidad en hidden shafts A da de la presente redaccin se estn llevando a cabo labores de exploracin vertical en la cavidad con la intencin de conocer el desarrollo y la continuidad de sus sectores superiores (com.pers. Enrique Ogando). 4.1.4.Clasificacin criolgica y endoclimtica. La cueva helada de Pea Castil, desde el punto de vista criolgico y endoclimtico, se caracteriza por ser una cavidad de tipo esttico (siguiendo la clasificacin propuesta por Luetscher y Jeannin, 2004b), con bloque de hielo de metamorfismo perenne, al que se le suman un amplio y rico elenco de crioespeleotemas estacionales y perennes repartidos por toda la cavidad. El bloque de hielo ocupa la gran parte de la cueva con un volumen mnimo estimado de 33.300 m3, a falta de ms exploraciones, y con una superficie de 629 m2 (Gmez Lende y Serrano, 2012b; 2012c).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 241 4.2. Cueva helada de Altiz. 4.2.1.Localizacin. La cueva helada de Altiz (L-1) (x:351.316; y:4.780.814; z:2190) se encuentra en el sector de exploracin espeleolgica denominado sector TA (Torre de Altiz), de Camaleo-Cantabria (grupos ASC, CES-Alfa). En la base de la pared NE de la Torre de Altiz (2335 m) se abre, a favor de un cru ce de fallas menores diagonales, la boca de entrada principal a 2190 m (entrada inferior), asomndose sobre el paisaje minero de las minas de Altiz instalado en Hoyo Sin Tierra y mirando hacia el paredn meridional de Pea Vieja-Horcados Rojos. 4.2.2.Condiciones morfoestructurales y glaciomorfolgicas de su localizacin. Geomorfolgicamente la cavidad se encuentra en el corazn de una de las tantas torres exentas que configuran la alta montaa de Picos de Europa. En esta ocasin en el interior de una de las torres que formaba parte del antiguo cordal de nunataks que durante el LGM separaban diferentes lenguas glaciares tributarias del glaciar del Alto Deva y que hoy se resuelven en marcados um brales y amplias cubetas glaciokrsticas representadas en Hoyo Sin Tierra y Hoyo Sengros, al norte; y Hoyo Oscuro al sur (Gonzlez Trueba, 2006a). La cueva helada de Altiz se abre en el in terior de las paredes laterales terminales del gran circo polilobulado del glaciar del Deva, ba jo el cantil NE de la Torre de Altiz, y a favor de una faja acomodada, a media pared y cubierta por derrubios mixtos, a lo largo de la pared Torre Altiz-Pico San Carlos. Dicha faja, protagonizando cierto relajamiento topogrfico, se abre en el contacto de distintos paquetes calcreos de las calizas de la

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 242 fm. Picos de Europa, al igual que sucede con las aperturas principales de las otras dos cuevas a estudio. Todo el conjunto se levanta a favor de un ancho cabalgamiento cuyo frente supuesto conforma el cordal entre el Pico de la Padiorna y las torres de las Colladinas en direccin SSE-NNO, cabalgando sobre el polj de Liordes y la canal de Asotn, ms al Oeste. La lnea de cumbres formada entre la Torre de Altiz y Torreblanca (2617 m) es de suponer sea un levantamiento secundario de este cabalgamiento, dividiendo los jous de Hoyo Sin Tierra y Hoyo Oscuro. Fig.4.9. Localizacin de la cueva helada de Altiz con la r econstruccin glaciar durante el LGM del sector donde se ubica (en color azul) (reconstruccin glaciar: Gonzlez Trueba, 2006a). Fig.4.10. Distintas perspectivas de la localizacin de la boca de entrada a la cueva helada de Altiz (L-1). La cueva se abre en leve relajamiento topogrfico que la pared NE Altiz-San Carlos experimenta a consecuencia de fracturas diagonales en la fm. Picos de Europa. a) cantil desde la cumbre de la Torre Altiz, en cuya base se abre a la cavidad; b) fractura diagonal; c) conos mixtos de derrubios acumulados en la entrada de la cueva; d) conos mixtos de derrubios que enlazan con el fondo del Hoyo Sin Tierra.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 243 Fig.4.11. Localizacin de la cueva helada de Altiz en su contexto morfoestructural.

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 244 Su boca de entrada principal se abre en favor de una falla diagonal que atraviesa toda la pared NE de Torre de Altiz-Pico San Carlos, quedando obturada en parte por la acumulacin de derrubios de una pedrera mixta (gravitacional y de aludes) que caen directamente desde la cumbre de la Torre de Altiz (fig.4.12). El rellano topogrfico en el que se abre la boca de entrada procura de igual forma que la nieve se acumule en forma de nevero, sirviendo de input para la propia cavidad. Aqu se forma uno de los ltimos neveros en desaparecer en la pared. En la fotografa de la fig.4.12 se puede apreciar todava a mediados de agosto. Lo cual, junto con los derrubios acumulados, restringe ms an la apertura de la entrada. En los primeros pasajes de la cavidad se puede apreciar el buzamiento de los estratos vergente hacia SSO. Fig.4.12. Entrada principal a la cueva helada de Altiz. Parc ialmente taponada tanto por el cono de derrubios mixtos que se instala en una pequea repisa topogrfica de la pared, como por los neveros que perduran buena parte del ao debido a la sombra topogrfica que le proporciona la pared. 4.2.3.Caracterizacin endokrstica y topogrfica. Las primeras exploraciones y topografas de la cavidad las realizaron los miembros del grupo francs ASC en el 1975 (ASC, 1982), y en sus memorias ya recogieron la existencia de “una ornamentacin con magnficas concreciones de hielo y un lago helado”, para referirse con esto ltimo al bloque de hielo alojado en su interior.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 245 Fig.4.13. Topografa de la cueva helada de Altiz (L-1). Elaboracin propia a partir de ASC y CESAlfa (2011). La topografa de la cavidad se revuelve tpicamente acorde con el endokarst de Picos de Europa. Se trata, de forma genrica, de una sima vertical configurada conforme a la erosin inversa y a cuyo interior se acc ede por una boca de entrada de pequeas dimensiones (1,6x6 m) tras descender por una serie de pequeas repisas escalonadas desde la boca de entrada principal. La cueva tiene un mayor desarrollo vertical que horizontal, con una seccin media en planta de una veintena de metros

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 246 aproximadamente y una profundidad de -57 m, medidos desde la entrada principal (entrada inferior). No se trata de una gran cavidad, dndose por terminada su exploracin a da de hoy. Fig.4.14. Primeras topografas de la cueva helada de Altiz (L-1) realizadas por ASC en 1975/76. Dentro de la cavidad se pueden distinguir varios sectores: un primer sector o piso superior en el que una primera rampa inclinada que, desde la boca de entrada y tras una leve pendiente colmatada de clastos, en la que se hace necesario la instalacin de un pasamanos, conecta con el pozo principal tras una primera repisa. En un primer rapel de 15 m se llega a un segundo sector o piso medio que termina sobre la superficie superior del bloque de hielo, el cual obtura buena parte de la verticalidad del pozo y su continuacin al sector inferior. Desde la parte superior del bloque de hielo se desciende al piso inferior con un rapel de 18 m hasta pisar una rampa de hielo y nieve endurecida fuertemente inclinada que se tiende por debajo del bloque de hielo, circundando grandes crioespeleotemas perennes hasta finalizar en la base ltima y cota final de profundidad de la sima. Aqu la cavidad se distribuye en dos pequeos sectores que dan la impresin de ser la seccin de dos pozos verticales me nores obturados por bloques y en los cuales es habitual que las aguas de fusin internas de la cavidad se remansen y formen

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 247 pequeos lagos helados de escasas dimensi ones (fig.4.13). Tales pozos son la base de sendas chimeneas verticales que se pierden hacia arriba sin conocer su continuidad. 4.14. Las dimensiones de la entrada son reducidas (1,6x6 m) y mantiene una gran cantidad de clastos y parte de una lengua de nieve de reducidas dimensiones que se consigue colar y permanecer en el interior de la cavidad hasta mediados del ao. 4.15. El acceso a los sectores principales de la sima se hace a travs de una rampa estructural colmatada de bloques heteromtricos y que de forma escalonada formando varias re pisas enlazan con la sima principal que estructura al conjunto de la cavidad tras un primer rapel de 15 m. a) repisas que escalonan el perfil del acceso a la sima; b) los primeros tramos de la cavidad siguen la orientacin estructura l de los estratos como se aprecia tanto el techo como en la inclinacin de las repisas.

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 248 Desde la rampa de hielo y nieve que da acceso al piso inferior la cavidad tiene continuidad hacia arriba por una chimenea diagonal que va a parar a las repisas de la entrada principal y por la que es habitual la entrada directa a estos sectores de la cavidad de nieve y agua. Sobre la superficie del bloque de hielo y dirigiendo la mirada hacia arriba, se aprecian igualmente varias chimeneas verticales. Una de ellas aporta un pequeo cono de derrubios que rellena parte de la rimaya que el bloque de hielo abre contra la pared SO; las dems ascienden hasta la entrada superior reduciendo paulatinamente su dimetro por un sector de la cavidad algo menos explorado. De forma genrica se aprecian en las parede s y techos de la rampa de acceso y repisas escalonadas la disposicin de los estratos, conformndose la orientacin de la cavidad a favor de ella, con algunos desplazamientos fall ados marcados en la caliza. Sin embargo, una vez alcanzado la verticalidad del pozo pr incipal, la sima se desentiende de la disposicin estructural profundizando a plomo en la vertical. 4.2.4.Clasificacin criolgica y endoclimtica. La cueva helada de Altiz es una cueva helada termodinmicamente dinmica con varias entradas a distintas altitudes en las que las corrientes de aire son apreciables (Luetscher y Jeannin, 2004b). Alberga un bloque de hielo de metamorfismo suspendido sobre el piso inferior y con huellas, en su estratificacin combada, de haber experimentado cierto movimiento vertical de su masa. Actualmente se encuentra en un estado de retraccin notable lo que hace que experimente en todo su conjunto una leve basculacin al estar tan slo apoyado en unos pocos puntos de las paredes en las que se encaja. Marcadas morfologas de fusin, junto con una superficie cubierta por entero de clastos gravitacionales, nos alertan tambin de su estado de ablacin actual. Su volumen actual se estima en unos 1000 m3. Innumerables crioespeleotemas perennes de rehielo de muy diversos tamaos se descuelgan bajo el bloque de hielo, adheridos muchos de ellos a su superficie, e incluso extendindose hasta la base de la sima, sosteniendo a su vez, a modo de contrafuertes, parte del peso del bloque de hielo. Desde el piso inferior se puede intuir con cierta dificultad como el bloque de hielo puede corresponderse en realidad con dos bloques de hielo distintos o un mismo bloque dividido en dos partes disjuntas, no dejando la configuracin de la cavidad y de sus hielos contenidos afirmarlo con rotundidad.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 249 4.16. Diferentes sectores de la cavidad con algunas de las criomorfologas ms representativas. 1, 2 y 3) superficie del bloque de hielo desde diferentes ngulos y mostrando su colmatacin permanente de bloques heteromtricos, sus morfologas de fusin y sus rimayas laterales; 4) uno de los pozos terminales en la base de la sima, en los que es frecuente que se den pequeos lagos de rehielo estacionale s; 5) bloque de hielo visto desde el sector inferior, aprecindose adems criomorfologas permanentes en su base y los considerables aportes nivales proporcionados por chimeneas laterales al pozo principal. Fotografa 3 de Javier Snchez. El ambiente periglaciar se aprecia muy bien en los dos sectores inferiores (piso medio y piso inferior), estando ausente en el primer sector (rampas y repisas de entrada).

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 250 A parte del bloque de hielo, se distinguen de forma genrica masas de nieve y criomorfologas tanto estacionales como permanentes. stas ltimas concentradas en el sector inferior, bajo el bloque de hielo, y de cuya fusin se alimentan las criomorfologas ubicadas en la base de la sima.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 251 4.3. Cueva helada de Vernica. 4.3.1.Localizacin. La cueva helada de Vernica (H9-A5) (x:350.597; y:4.782.004; z:2230) se ubica en el sector de exploracin V (Vernica) dentro de los lmites municipales de Camaleo (Cantabria). En la actualidad explorado mayoritariamente por los clubes CES-Alfa y ASC. La entrada principal a la cavidad se encuentra colgada nuevamente, al igual que ocurre con las otras dos cavidades a es tudio, sobre un cantil calcreo en las inmediaciones del refugio de Cabaa Vernica y sobre un pequeo jou alargado predecesor del jou de Hoyo Sin Tierra. Esta cavidad se localiza a escasa distancia de la cueva helada de Altiz, 1 km en lnea recta, pero con una exposicin de su entrada y una orientacin diametralmente opuesta, SSO. De las tres cavidades a estudio es la que a mayor altitud sita su entrada principal y la que mayor profundidad tiene: -133 m (CESAlfa, 2000). 4.3.2.Condiciones morfoestructurales y glaciomorfolgicas de su localizacin. Desde el punto de vista geomorfolgico la cavidad se abre en el interior de uno de los cantiles que flanquea a un amplio e irregular umbral glaciokrstico abrasado durante el LGM por la cabecera del glaciar del A lto Deva (Gonzlez Trueba, 2006a) (fig.4.17). Con la retirada de la lengua glaciar, el cantil qued liberado de hielo con una marcada abrasin apreciable en la actualidad y la en trada de la cueva colgada sobre una sucesin de pequeos jous que conectan Hoyo Sin Tierra y Hoyos Sengros.

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 252 Fig.4.17. Localizacin de la cueva helada de Vernica con la reconstruccin glaciar durante el LGM del sector donde se ubica (en color azul) (reconstruccin glaciar: Gonzlez Trueba, 2006a). Fig.4.18. Localizacin de la boca de entrada principal a la cuev a helada de Vernica. a) conjunto de fallas menores paralelas en favor de las que se abre la entrada a la cavid ad; b) cubeta glaciokrstica de Hoyo Sin Tierra; c) frente del cabalgamiento de Hdos. Rojos-Pea Vieja, continuado por el cantil en el que se adentra la cavidad a estudio. En la fotografa se aprecia tanto la direccin de las estructuras (ONO-ESE) como el buzamiento de los estratos hacia el N. Morfoestructuralmente la cueva helada de Vernica mantiene su boca de entrada principal a favor de ese cantil que se levanta cabalgantemente, y en continuidad con las

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 253 laderas inferiores del paredn de Hdos. Rojos-Pea Vieja, sobre la cubeta glaciokrstica de Hoyo Sin Tierra. La orientacin y buzamiento de las morfoestructuras del entorno estn en consonancia con este mismo cabalgamiento, manteniendo una orientacin genrica de sus lneas estructurales en direccin ONO-ESE, y buzando sus materiales hacia el N. El umbral y cantil en el que se localiza la cavidad se arma sobre potentes bancos de calizas masivas de la fm. Pico s de Europa, al igual que en los casos anteriores, y de nuevo, la apertura de su bo ca principal se debe al rejuego de varias fallas secundarias que atraviesan el cantil diagonalmente (fig.4.18). Tanto la fracturacin como la estructuracin de los estr atos calizos en los que se abre la cavidad se siguen fcilmente en las paredes y techo de la rampa de acceso de la entrada principal inferior (fig.4.19). Fig.4.19. Boca de entrada principal a la cavidad de Vernica. Se puede apreciar cmo se abre en favor de la estructura geolgica que se da en este sector del cabalga miento. Las flechas sealan la entrada a la cueva; a) oquedad entre la nieve y el bloque de hielo que da acceso al interior de la misma.

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 254 Fig.4.20. Localizacin de la cueva helada de Vernica en su contexto morfoestructural

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 255 4.3.3.Caracterizacin endokrstica y topogrfica. La cueva helada de Vernica topogrficamente es la ms complicada de las tres cuevas estudiadas. Ello deriva tanto de su comp lejidad endokrstica como, desde el punto de visto criolgico, de los continuados cambios y obturaciones en el hielo y la nieve que la cavidad experimenta en determinados sectores. As, cada ao se taponan o abren nuevos pasajes que favorecen o impiden el acceso a determinadas salas. Esto, junto con la gran masa de hielo que alberga, impide tener una visin ntegra de la cavidad, complicando el hecho de tener una topografa concreta todava a da de hoy. La cueva mantiene perspectivas de exploraciones futuras, encontrndose taponada por el hielo actualmente a -133 m (CES-Alfa, 2013). Los distintos sectores que estructuran la cavidad son los siguientes. Una gran rampa nival de acceso principal, localizada a 2230 m, mayor y ms inclinada que en el caso de la cueva de Pea Castil, con una inclinac in de ~ 45 y una longitud de unos 40 m, y que, cubierta por una capa de clastos heteromtricos y un espeso manto de nieve durante todo el ao, se sita a la cota -33 m, con re specto a la entrada superior (cota 0 m). Esta entrada inferior se abre a favor de un cruce de fallas menores apreciables en las paredes laterales. Dicha rampa, o “porche” como se la ha denominado tambin en las topografas espeleolgicas, termina en un fondo de saco en el que la nieve se apelmaza contra la pared terminal de la bveda del techo, dejando un pequeo hueco para acceder al interior propiamente de la cavidad, una vez superado un pequeo resalte de varios metros abierto entre esa bveda y el propio bloque de hielo estratificado. La observacin directa de tal estratificacin ha sido vista tan slo algunos aos (ASC, 2008:24; CES-Alfa, 2008:20), pero su presencia a esa cota nos indica las enormes dimensiones que alcanza el bloque de hielo y su comienzo en misma rampa de entrada. La altura que dista entre el bloque de hielo y el techo del Porche en este tramo final apenas es de 1,60 m, cuando no est obturado completamente por la acumulacin de nieve y se ha de proceder a palear nieve pa ra poder acceder al interior. En algunos aos de exploracin la nieve en el fondo de esta rampa ha sido tal que ha impedido el acceso, incluso tras excavar varios metros, como sucedi en agosto del 2009 (CES-Alfa, 2009). El arco de entrada de la rampa en su parte ms exterior, sin embargo, alcanza la

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 256 veintena de metros hasta el techo, lo que procura una gran boca en la que la acumulacin de nieve est copiosamente asegurada todos los aos. Fig.4.20. Resalte a superar tras el Porche de acceso a la cavidad. Se trata de un resalte que se queda obturado de nieve buena parte del ao y que tampoco es visible todos los aos. Las fotografas muestran que el resalte forma parte de la lengua del bloque de hielo que se introduce en la cavid ad desde la propia rampa de acceso, mostrando tambin su estratificacin (b). Apenas queda abierta una oquedad de 1,60 m de altura en aquellos aos en los que se ha fundido mayor cantidad de nieve en su acceso. Fotografas de B. Hivert (agosto, 2008). Las flechas indican la difluencia de la cavidad, hacia el interior de la misma o hacia la Sala Ciega. La cavidad, tras superarse el resalte de la entrada, dibuja una difluencia. Hacia la izquierda y descendiendo un desnivel de unos 5 m se accede a la Sala Ciega (SC) de pequeas dimensiones (9,6 x 10,5 m). Se trata de la base de una chimenea vertical cuyo suelo esta colmatado de nieve y bloques. A ella llegan distintos aportes nivales, o bien desde la propia entrada, o desde pozos verti cales que confluyen en ella. Es habitual encontrarse formada una cascada de hielo con un abultado contrafuerte tambin de grandes dimensiones en la base de una chimen ea vertical en el lado opuesto de la sala. Su cota es de -60 m aprox. En aos anteriores a los de la investigacin se ha podido descender desde esta sala por uno de los laterales del bloque hielo hasta la “ Sala de los Fantasmas ”, a -133 m (punta de exploracin actual). Si en lugar de ir hacia la sala ciega, continuamos hacia la derecha desde la difluencia, descendemos, en un modesto rapel-pasamanos, una rampa de nieve y hielo que nos dirige, tras un leve giro a la izquierda, hacia el sector en el que la fusin de los hielos y el agua corriente crea un estrecho meandro en tre restos del bloque de hielo y la pared. Es el sector aqu denominado como Meandro (Mnd) (1,5 m en agosto de 2011). Esa primera rampa de hielo por la que se accede al meandro, conjeturalmente, quizs forme parte del bloque de hielo iniciado en la rampa de entrada, pero no se ha podido corroborar fehacientemente

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 257 En el sector del meandro, el bloque de hielo se puede apreciar desde dentro, abrindose en l varias salas excavadas a modo de cuev as de hielo. Desde uno de sus laterales se vuelve a apreciar, antes de un fraccionamiento instalado para resolver un pequeo pozo de 13 m (P13), la estratificacin del propio bloque de hielo as como esos tneles y cuevas de hielo criokrsticos que horadan su interior. La retraccin de su volumen con respecto a la pared permite el acceso a los sectores inferiores. La anchura de la sala donde se abre el mencionado meandro tiene de pared a pared 9 m (medidos desde el mencionado fraccionamiento). Fig.4.21. Pozo (P13) que conecta el sector del meandro con la continuacin de la cavidad (flechas). En las fotografas se muestra como es la retraccin del bloque de hielo la que permite la continuidad de la cueva (a). En los aos de estudio la anchura del mismo se ha visto considerable mente acrecentada; desapareciendo casi por completo las aportaciones de nieve que todava se dan a esta profundidad (aprox. -70 m). Retraccin tambin experimentada por los tneles y cuevas de hielo presentes en el interior del propio bloque (b). Fotografa de la dcha. pozo y bloque de hielo vistos desde abajo (Javier Snchez, Agosto, 2011); fotografa de la izq. pozo y bloque vistos desde arriba. Una vez descendido el P13 nos encontramos, virando hacia la derecha, con una segunda rampa inclinada, amplia, homognea y de nieve y hielo con unos 45 aprox. y una anchura mxima de 9,6 m. Se conforma como la continuacin de la primera rampa de hielo y desde ella se aprecian de nuevo retazo s del bloque de hielo en la parte alta de la misma. Uno de ellos muy expresivo en forma de quilla de barco y horadado por dos

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 258 pequeas oquedades. La cavidad en este sector parece de nuevo estar en consonancia con su configuracin geoestructural como se vea claramente en la rampa de acceso. Bajando en rapel sobre el hielo de esta ra mpa se accede, por sendas aperturas a la derecha, a las dos salas heladas principales de la cavidad. La primera de ellas, la gran sala helada, la Gran Galera Helada (GH) a cota -95 m, es la ms grande y espectacular de las dos. En ella, el bloque de hielo se precipita hacia sectores inferiores armando, en uno de los laterales, un extenso muro de hielo en el que el bloque muestra todo su esplendor (vase foto 7 de fig.4.23). El suelo de esta galera se colmata con hielo de rehielo, con un piso levemente inclinado hacia el lado opuesto de la pared de hielo y con algunos bloques calizos intersticiales. En el lado opuesto de la sala se instala un pequeo cono de derrubios con clastos gravitacionales y clastos expulsados por el propio bloque de hielo (aprox. 4 m de ancho) sobre un estrecho resalte estructural, y que da paso a una estrecha galera entre la pare d y el bloque de hielo que conduce hasta el resalte del bloque de hielo mencionado entre la rampa de acceso y el interior de la cavidad (CES-Alfa, 2013). La Gran Galera Helada tiene unas dimensiones mximas de 30x10 m, con una altura a techo variable entre los 6,3 y 4,8 m (medidos desde el suelo helado en agosto de 2011) (fig.4.24). En la Gran Galera Helada un pozo abierto de nuevo entre el hielo y la pared desciende volado hasta una pequea sala inferior encajada por entero dentro de la roca caliza. Mencionado pozo qued practicable en el ao 2011, no existiendo anteriormente topografa de ello. Es la aqu denominada Sala Seca ubicada bajo la galera helada con unas dimensiones de 17 x 22 m (fig.4.24). Si continuamos profundizando en rapel por la segunda rampa de hielo accedemos, metros ms abajo y en una disposicin similar a la Gran Sala Helada, a la Galera Helada Menor (GHm) Se trata de una sala en disposicin semejante a la anterior pero de dimensiones bastante ms reducidas (8,5x3,9 m), y guardando una disposicin paralela a ella. De igual forma, una pared de hielo flanquea la estancia levantado un muro vertical que se pierde en el piso y techo de la galera, con un suelo igualmente de hielo de rehielo. En el lado opuesto el piso desciende lateralmente a travs de estreches menores imposibles de explorar a da de hoy. Una cascada de hielo perenne obtura la sala en su parte terminal. La altura tambin es bastante ms reducida, con una altura mxima de 2,75 m inclinando tambin su techo hacia el lado opuesto del muro de hielo.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 259 Fig.4.22. Topografa cueva helada de Vernica, adaptada de topografas de ASC (2006) y CES-Alfa (2011).

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 260 Fig.4.23. Topografas y fotografas de diferentes sectores de la cueva helada de Vernica. Topografa de L.J. Borderhore (2011) ; fotografas 5 y 7 de Javier Snchez

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 261 Fig.4.24. Dimensiones de las dos salas heladas principales de la cueva de Vernica. Medidas tomadas en campo en agosto de 2011; topografa de L.J. Bordehore (2011). La Galera Helada Menor (GHm) parece resolverse, desde un punto de vista geoestructural, desde una dislocacin de dos paquetes calcreos o de un potente estrato calizo desplazado sobre otro haciendo las labores de techo (fig.4.25). El bloque de hielo se pierde bajo el suelo, continundose h acia abajo en la vertical, pero sin poder conocerse hasta ahora su terminacin concreta.

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 262 Fig.4.25. Sala Helada Inferior. a) muro de hielo; b) suelo de hielo de rehielo; c) sector terminal de la estancia obturado por criomorfologas; d) rimaya obturada por hielo. La flecha indica la direccin de acceso de la cavidad. Otra de las salas que merece ser destacada, aunque en los ltimos aos haya permanecido inaccesible, es la denominada “ Salle des Saints de Glace ”, “ Sala de las nimas de Hielo ” o “ Sala de los Fantasmas ”. A dicha estancia se accede descendiendo un gran pozo de 40 m que parte, o bien desde una sima que se inicia en la rampa de acceso a la cueva, o bien desde una de los laterales de la denominada Sala Ciega. En la base del pozo, espectaculares sinformes estalagmticos de hielo de gran envergadura se yerguen sobre un suelo dando lugar a las morfologas que dan nombre a la sala (Cerdeo y Snchez, 2000). 4.2.4.Clasificacin criolgica y endoclimtica. La cueva helada de Vernica tiene los mayores volmenes de hielo de las tres cavidades a estudio. La volumetra de su bloque de hielo es tal, y esta tan encajada en su compleja topografa, que es imposible tener una visin completa del mismo, imposibilitando cualquier tipo de clculo volumtrico. En el interior de la cavidad se muestra un gran bloque de hielo metamrfico con claras muestras de flujo. Atendiendo a la clasificacin de Luetscher y Jeannin (2004b) se puede calif icar como cueva dinmica con, al menos, dos entradas claramente identificables y exploradas. Una entrada superior abierta a favor de una diaclasa en el umbral de Hoyo Sengros (cota +30 m), y una segunda inferior, habitualmente utilizada para el acceso (cota 0 m). La entrada superior gran parte del ao, sino todo l algunos aos, esta impracticable por la acumulacin de nieve.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 263 Fig.4.26. Boca de acceso superior a la cavidad, abierta en una diaclasa en el umbral glaciokrstico de Vernica. La abundante y frecuente acumulacin de nieve impide muchas veces el paso, aportando grandes cantidades al interior de la cueva. Adems del enorme bloque de hielo, la cavidad mantiene un volumen de hielo considerable en forma de crioespeleotemas perennes y estacionales repartido por la prctica totalidad de la cavidad, pudindose encontrar incluso en sus cotas ms profundas (en la Sala de los Fantasmas a -133 m). De igual forma, el bloque de hielo tambin alcanza profundidades considerables, superiores a los -100 m (GHm). La disposicin del bloque, en base a las observaciones parciales que nos permite la cavidad, parece conformarse en forma de una extensa lengua que recorre al menos las dos galeras heladas, descendiendo por las dos rampas de hielo interiores desde la rampa nival de la entrada. En tal caso se tratara de un bloque en forma de lengua muy verticalizada y con un flujo de su masa bast ante acentuado, como se ha podido observar en los muros de hielo de las dos salas heladas y en la rimaya bajo la rampa de entrada. La dinmica de sus hielos tambin se puede ve r reflejada en la existencia de numerosos hiatos y discordancias manifestados en sus estratos.

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 264 Fig.4.27. Sala de los Fantasmas, estancia a -133 m en la que se pue de apreciar espectaculares formaciones de rehielo de gran vo lumetra. Fotografa de B. Hivert (2008).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 265 Fig.4.28. Las dimensiones del bloque de hielo de Vernica alcanzan sobradamente el centenar de metros de profundidad. En la foto la Galera Helada a -95 m (fotografa Marcos Gmez, tomada de Cerdeo y Snchez, 2000).

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 266 4.4. Otras cuevas heladas a destacar: la cueva helada HS4. La cueva helada HS4 es una de las cuevas heladas de mayor volumen de hielo de las conocidas hasta ahora para el Macizo Central de Picos de Europa. Explorada por primera vez por el grupo francs ASC recientemente (agosto de 2011), est an en exploracin, y conserva un potencial como cueva helada considerable. Se trata de una sima aparentemente, con lo conocido hasta ahora, desdoblada en dos, que profundiza hasta a los -260 m, alcanzados en 2012. Se lo caliza muy cerca de la cueva helada de Vernica (400 m en lnea recta), en el mismo umbral glaciokrstico. Su nica entrada hasta ahora conocida se abre en el fondo diaclasado de tal umbral a una altitud de 2350 m. La ms alta de las hasta ahora conocida. Uno de los pozos explorados se encuentra prcticamente en su totalidad obturado por hielo, llegando por el momento hasta los 146 m. Siguiendo un segundo ramal principal, y tras descender un enorme pozo volado de 160 m, se alcanza una descomunal sala helada de enormes dimensiones (75x50x60 m), a cota -206 m, en lo que parece ser la parte de arriba de una gran bloque de hielo encajado en una gran sima. Hasta la fecha, el grupo espeleolgico ASC tan slo ha podido descender por el interior del enorme bloque de hielo a travs de un pozo de fusin completamente vertical hasta los -260 m. Ello de momento, supone una excepcionalidad en cuanto a las profundidades alcanzadas por los bloques de hielo en las cuevas heladas1, a lo que se debe sumar potencialidades futuras mayores en funcin de las perspectivas puestas en la continuacin de la cavidad (ASC, 2011, 2012). Al enorme bloque de hielo se aade una gran variedad de crioespeleotemas, algunos de ellos con formas no contempladas en las cuevas heladas a estudio. Su fuente de 1 Siendo lo habitual no mucho ms all de los -100 m.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 267 alimentacin principal parece ser la enorme tram pa de nieve en la que se encaja su hasta ahora entrada principal. Lo que por otra parte, algunos aos ha impedido su exploracin por la excesiva nieve acumulada (ASC, 2013, 2014). De esta cavidad, aunque no forma objeto de la presente investigacin, se harn mltiples referencias a lo largo del estudio. Su potencialidad como cueva helada de grandes dimensiones hace esperanzarse con futuras exploraciones. Fig.4.29. El acceso a la HS4 no siempre es factible debido a la acumulacin de nieve. Foto izq. por el lateral del nevero se pudo descender y acceder a la cavidad en a gosto de 2011 durante la primera exploracin efectuada (fotografa de B. Hivert). Mientras que la enorme acumulacin de nieve en el verano de 2013 lo impidi (foto dcha.). Fig.4.30. La notable acumulacin de nieve en la entrada de la HS4 queda patente en la comparacin, a mismas fechas, de imgenes de aos consecutivos (foto izq. tomada de ASC, 2012).

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 268 Fig.4.31. Topografa de la cueva helada HS4 (ASC, 2012). La s dimensiones del bloque de hielo y la profundidad alcanzada por el mismo resultan excepcionales.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 269 Fig.4.32. Algunas de las criomorfologas presentes en la HS4 (3 y 4), junto con retazos del bloque de hielo mostrando sus estratificaciones (2 y 5). El pozo de fusin que horada el bloque de hielo alcanzaba en el 2012 una profundidad de 60 m (1). Fotografas de Bernard Hivert (2011, 2012), a excepcin de la fotografa 1 de Claude Sobocan (ASC, 2012).

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Manuel Gmez Lende Captulo 4.Cuevas a estudio 270 Fig.4.33. Algunas de las criomorfologas de la cueva helada HS4 alcanzan volmenes y bellezas espectaculares como es el caso de la cascada de hielo de la imagen (fotografa Bernard Hivert, 2011).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 4.Cuevas a estudio 271 *** Alguna otra cavidad cercana mantiene proporciones de hielo muy similares a las de estas dos ltimas cavidades presentadas. Es el caso de la conocida como K5 (entrada situada a 2100 m en las inmediaciones del collado de Escondida). Explorada en 1975 y topografiada en 1979 por ASC (ASC, 1982), es una cueva que alcanza -139 m, con su totalidad cubierta prcticamente por entero de nieve y hielo. Ya los franceses desde un primer momento la denominaron “ glacire ”. Pero no se han dado estudios centrados en aspectos criolgicos ni climticos que nos lleven a afirmaciones taxativas a fecha de hoy.

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CAPTULO V.CARACTERIZACI"N ENDOCLIMTICA

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 275 5.1 Caracterizacin endoclimtica: introduccin. Los ambientes endokrsticos son conocidos por su variabilidad climtica sostenida sin grandes irregularidades (p.e. Pflitsch y Piasecki, 2003). No es extraa la expresin de que en el interior de las cuevas no parece pa sar el tiempo, o que el mismo se ralentiza. Y es que son precisamente tales tendencias climticas sostenidas las que permiten la preservacin en su interior de testigos del pasado sensibles a los cambios climticos exteriores ms rpidos y bruscos. De entre ta les testigos, el hielo de las cuevas heladas supone una muestra irrefutable. Es sabido desde hace tiempo que el endoclima que caracteriza a una cueva es dependiente de las condiciones locales (p.e. Bgli, 1978), lo que, junto con las peculiaridades morfolgicas intrnsecas de cad a cavidad, da lugar a distintos sistemas de ventilacin y por tanto distintos ambientes endoclimticos (p.e. Luetscher y Jeannin, 2004b). Pero la homogeneidad aparente del clima en el interior de una cavidad se rompe con anlisis detallados que permiten el discernimiento de distintas zonas climticas en su interior (p.e. Choppy, 1984; Racovita, 1984; Lauriol et al., 1988; Mavlyudov, 1997; Silvestru, 1999; Pflitsch y Piasecki, 2003; Per oiu, 2004; Piasecki et al, 2006; ÂŽk et al., 2010), y consecuentemente la distribucin dispar de sus distintas criomorfologas. La caracterizacin y dinmica climtica de las cavidades a estudio se aborda en el presente captulo, dando a conocer los patrones bsicos de su comportamiento y las consecuencias que al respecto experimentan los bloques de hielo alojados en ellas. Se expondrn las configuraciones climticas inte rnas y las interrelaciones que mantienen con las condiciones externas, sentando igualmente as una parte de los precedentes de lo que se contemplar en captulos posteriores acerca de las distintas criomorfologas y los

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 276 procesos y dinmicas de las mismas. Se presta especial atencin, pues, en el presente captulo al papel que tienen las condiciones me teorolgicas exteriores en general y a lo largo de los distintos periodos que se han podido discernir durante la investigacin, y su influencia y respuesta en el interior de las cuevas heladas de Castil, Altiz y Vernica. Sin referencias ni investigaciones antecedentes de tal ndole para las cuevas heladas de Picos de Europa, tales caracterizaciones constituyen un primer paso en su estudio.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 277 5.2. Parmetros climticos externos. Para la presente investigacin se han tomado, como se expuso en el captulo metodolgico (cap.1.4), las bases de datos recientemente disponibles de las Estaciones Meteorolgicas Automticas del Parque Nacional de Picos de Europa (EMAs), pertenecientes al OAPN. De forma concreta han sido los datos disponibles en las estaciones de La Caballar y Vega Urriellu, localizadas a 1257 m y 1907 m respectivamente, los utilizados para el estudio de la cueva helada de Pea Castil. Mientras que para las cavidades de Vernica y Altiz se han tomado las series de datos de las estaciones de Cabaa Vernica y de l Mirador del Cable, situadas a 2239 m y 1919 m. No disponiendo de estaciones ni series ms cercanas, se han tomado los de tales estaciones como vlidos para los objetivos pretendidos en el suscrito estudio. 5.2.1.Rgimen de temperaturas. A las series de datos trmicos obtenidas de las mencionadas estaciones se ha aplicado el gradiente trmico vertical establecido por Muoz Jimnez (1982) para las montaas cantbricas de 0,67C/100 m para aquellas zonas por encima de los 700 m de altitud. De esta manera se han obtenido los regmenes t rmicos aproximados para cada una de las bocas de entrada de las cavidades estudiadas, pudiendo as realizar una comparativa ms ajustada con los regmenes trmicos endoclimticos de cada una de ellas. Las estaciones meteorolgicas con las que se ha contado se sitan en todos los casos, a excepcin de la de La Caballar (1257 m), por encima de los 1500 m de altitud, al igual que las bocas de las cavidades, dentro pues de la misma franja trmica distinguida por Muoz Jimnez (1982), en la que la rigur osidad climtica la diferencia de las

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 278 condiciones que se dan en los valles por debajo de los 1500 m. Para estas altitudes Muoz Jimnez (1982) distingua de forma genrica varios meses al ao de temperaturas medias por debajo de los 0C, y slo por encima de los 10C en los meses estivales. Con veranos ms cortos y frescos a medida que ganamos en altitud y una isoterma anual de 0C situada a 2.500 m. Caracterizacin trmica exterior de la cueva helada de Pea Castil. Para el caso de la cueva helada de Pea Castil se ha contado con las series de la Estacin Meteorolgica Automtica (EMA) de La Caballar por distar sta de la boca de entrada a la cueva 5 km en lnea recta y ser la que dispone de condiciones topoclimticas ms cercanas a la misma. Sin barreras orogrficas reseables entre ambas. La estacin automtica de Urriellu, ms cercana en distancia sin embargo a la cueva, presenta condiciones ms dispares con la misma, proporcionadas por su encajamiento en lo alto de Jou Lluengo, y protegida entre los murallones calcreos de los Albos y Nevern de Urriellu, por un lado, y los del Urriellu y Carnizoso-Pea Castil por otro. Para el periodo que ha abarcado la investigaci n de la cueva helada de Pea Castil (octubre de 2010 – octubre de 2013) la EMA de La Caballar (tabla 5.1) presenta una media de las temperaturas medias diarias (Tmd) de 8,1C, con mximas absolutas que llegan a los 31,96C y mnimas de -8,68C, registradas en los das 20/08/2011 a las 12:20 y 12/02/2012 a las 08:00 h, respectivamente. La diferencia trmica estimada con respecto a la cueva helada de Pea Castil, aplicando el gradiente trmico de 0,67C, es de 5,61C inferior, para una diferencia de altitudes de 838 m. EMA La Caballar (Asturias) Periodo de investigacin del 24/10/2010 al 19/10/2013 Altitud EMA (m) 1257 Cueva Helada Pea Castil Altitud entrada ppal. cueva (m) 2095 Gradiente Trmico Altitudinal aplicado (C/100m) 0,67 EMA-Entrada CH (diferencia altitudinal) (m) 838 EMA-Entrada CH (diferencia trmica) (C) -5,61 Tmd (C) 8,1 Tmx. abs. (C) 31,96 Tmn.abs. (C) -8,68 Tabla 5.1. Datos genricos de la EMA La Caballar (toma dos de la Red de Seguimiento para el Cambio Global, OAPN). El gradiente trmico vertical aplicado esta toma do de Muoz Jimnez (1982). A falta de estudios y datos ms concretos al respecto para este mbito de la alta montaa de Picos de Europa se toman estos datos como vlidos para extrapolar las temperaturas de las bocas de entrada a las cavidades a estudio.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 279 Observando los datos de la EMA de La Caballar, los das en los que se dan Tmd por debajo de 0C (Tmd<0C) se concentran en los meses invernales y principios de primavera. Pero en casi ninguno de los casos representan ni la mitad de los das del mes, salvo en los meses de febrero de 2012 y 2013 en los que se registraron en torno al 50% de los das con Tmd<0C (fig.5.2). En un recuento de das consecutivos de Tmd<0C tambin son los meses de febrero de 2012 y 2013 donde se concentra el mayor nmero, dndose hasta mximos de 12 y 11 das consecutivos en los meses de enero de 2011 y febrero de 2012 respectivamente (fig.5.1). Fig.5.1. Nmero de das en los que la Tmd<0C en la EMA La Caballar, estacin de referencia situada a 1257 m tomada para el estudio de la Cueva Helada de Pea Castil y la estimacin para la boca de entrada de la cueva helada de Pea Castil (2095 m) aplicando el gradiente trmico vertical. Por aos hidrolgicos, la inmensa mayora de los das del ao mantienen Tmd por encima de los 0C, con tan slo cerca de una treintena de das al ao por debajo de los 0C: el ao 2010-2011 con 38 das, ao 2011-2012 con 33 y ao 2012-2013 con 37; de los cuales 13, 8 y 7 das se encuentran con Tmd por debajo de los -3C (fig.5.3). En cuanto a las temperaturas medias mensuales (Tmm) de la EMA La Caballar, inferidas a partir de las Tmd para el periodo de investigacin, reflejan que en ningn caso bajan por debajo de los 0C, siendo nuevamente los meses de febrero de 2012 y 2013 los ms fros, junto con enero de 2011, con medias de 0,34C, 0,67C y 2,25 C respectivamente. Se encuentra esto acorde con las caractersticas generales sealadas por Muoz Jimnez (1982) de que a estas altitudes en ningn mes del ao las Tmm descienden por debajo de

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 280 0C. Los meses ms calurosos se concentran en los agostos de 2011 y 2012 y julio de 2013, con medias de 14,68C, 15,06C y 16,39C, respectivamente (tabla 5.2). EMA La Caballar Ao 2010-2011 EMA Tmm (C) Boca PC Tmm (C)* Ao 2011-2012 EMA Tmm (C) Boca PC Tmm (C)* Ao 2012-2013 EMA Tmm (C) Boca PC Tmm (C)* oct.-10 8,05 2,44 oct.-11 11,986,37oct.-12 9,27 3,66 nov.-10 3,86 -1,75 nov.-11 7,732,12nov.-12 5,12 -0,49 dic.-10 2,48 -3,13 dic.-11 4,30-1,31dic.-12 4,62 -0,99 ene.-11 2,25 -3,36 ene.-12 3,35-2,26ene.-13 3,69 -1,92 feb.-11 4,00 -1,61 feb.-12 0,34-5,27feb.-13 0,67 -4,94 mar.-11 4,45 -1,16 mar.-12 6,560,95mar.-13 3,27 -2,34 abr.-11 9,74 4,13 abr.-12 3, 11-2,50abr.-13 4,75 -0,86 may.-11 10,02 4,41 may.-12 10,464,85may.-13 4,96 -0,65 jun.-11 11,19 5,58 jun.-12 12,296,68jun.-13 10,26 4,65 jul.-11 11,49 5,88 jul.-12 13,077,46jul.-13 16,39 10,78 ago.-11 14,68 9,07 ago.-12 15,069,45ago.-13 13,92 8,31 sep.-11 13,87 8,26 sep.-12 11,706,09sep.-13 13,81 8,20 N das (en base a Tmd) N das (C) (en base a Tmd) N das (en base a Tmd) T>0C 289 222 T>0C 306223T>0C 328 210 T=(<0C)-( -2C) 17 31 T=(<0C)-( -2C) 2340T=(<0C)-( -2C) 26 57 T=(<-2C)-( -3C) 8 15 T=(<-2C)-( -3C) 214T=(<-2C)-( -3C) 4 24 T<-3C 13 59 T<-3C 862T<-3C 7 74 Tabla 5.2. Temperaturas medias mensuales (Tmm) del periodo de investigacin en la EMA de La Caballar y N de das por rangos trmicos. *Temperaturas estimadas para la entrada principal de la cueva helada de Pea Castil (PC) aplicando el gradiente trmico vertical de 0,67C/100 m. Aplicando el gradiente trmico altitudinal para la estimacin de las temperaturas en la boca de entrada de la cueva de Pea Castil obtenemos que, con una diferencia estimada de 5,61C, la rigurosidad trmica de la alta montaa ya se deja notar (fig.5.1). El nmero de meses con Tmm<0C asciende a 5 meses registrados durante el invierno del 2010/11; 4 durante el del ao 2011/12 y 7 durante el del 2012/13. De igual forma el

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 281 cmputo de das con Tmd por debajo de 0C tambin es bastante ms importante, con una cantidad reseable de das por debajo de los -3C. La caracterizacin trmica del entorno inmedi ato de la boca de entrada presenta, pues, una mayor rigurosidad climtica. La estimacin de las Tmd<0C en el exterior inmediato de la cavidad refleja unos mayores porcentajes, superando ampliamente el 50% de los das en 16 meses de todos los meses estudiados (35 meses en total). Dndose, incluso, meses en los que tan slo hubo un solo da en el que las Tmd superasen los 0C (caso de febrero de 2013). Las Tmm>0C en la boca de entrada a Castil ocupan del orden de 5 a 8 meses por ao hidrolgico, y rara vez son superados los 10C de media mensual (el nico caso se registr en julio de 2013). Los meses estivales, por lo general, se mantienen entre los 5 y los 9C. Y el nmero de das consecutivos con Tmd<0C tambin refleja los rigores trmicos de la alta montaa. En la tabla 5.3 se presentan aquellas series mayores de 4 das consecutivos por debajo de 0C. Las diferencias altitudinales se reflejan claramente en el nmero de das consecutivos. Las cifras estimadas para la boca de entrada de la cueva helada de Pea Castil son notablemente mayores. Incluso con series de das consecutivos grandes como la que se dio en febrero/marzo de 2013 cuando se registraron hasta un total de 31 das consecutivos con Tmd<0C; o para enero/febrero de 2011 cuando se registraron dos series de das consecutivos de 13 y 28 das separadas tan slo por un nico da en el que la Tmd adems fue de 0,57C. EMA La Caballar (1253 m) del 24/10/2010 al 19/10/2013 Nmero de das consecutivos Tmd <0C fechas 11 del 24 de noviembre al 04 de diciembre de 2010 12 del 21 de enero al 01 de febrero de 2011 6 del 27 de febrero al 04 de marzo de 2011 11 del 07 al 17 de febrero de 2012 5 del 27 de noviembre al 1 de diciembre de 2012 5 del 20 al 24 de enero de 2012 8 del 23 de febrero al 02 de marzo de 2013 Boca de entrada de CH. Pea Castil* (2095 m) del 24/10/2010 al 19/10/2013 Nmero de das consecutivos Tmd <0C fechas 21 Del 14 de noviembre al 04 de diciembre de 2010 13 Del 14 de diciembre al 26 de diciembre de 2010

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 282 19 Del 17 de enero al 04 de febrero de 2011 14 Del 11 al 24 de febrero de 2011 9 Del 27 de febrero al 07 de marzo de 2011 11 Del 12 al 22 de marzo de 2011 11 Del 02 al 12 de diciembre de 2011 13 Del 13 al 24 de enero de 2012 28 Del 26 de enero al 22 de febrero de 2012 6 Del 03 al 08 de marzo de 2012 6 Del 17 al 22 de marzo de 2012 6 Del 03 al 08 de abril de 2012 15 Del 09 al 24 de abril de 2012 6 Del 26 de abril al 01 de mayo de 2012 6 Del 27 de octubre al 01 de noviembre de 2012 18 Del 25 de noviembre al 12 de diciembre de 2012 10 Del 08 al 17 de enero de 2013 10 Del 19 al 28 de enero de 2013 31 Del 02 de febrero al 04 de marzo de 2013 13 Del 08 al 20 de marzo de 2013 6 Del 23 al 28 de marzo de 2013 9 Del 01 al 09 de abril de 2013 8 Del 26 de abril al 03 de mayo de 2013 7 Del 15 al 21 de mayo de 2013 9 Del 23 al 31 de mayo de 2013 *Temperaturas estimadas por la aplicacin de gradiente trmico desde La Caballar. Tabla 5.3. Nmero de das consecutivos en los que las Tmd<0C, en las series de datos de la EMA La Caballar y en la boca de entrada principal de la CH. de Pea Castil (estimado aplicando el gradiente trmico vertical). Caracterizacin trmica exterior de la cueva helada de Vernica. Para el caso de la cueva helada de Vernica las series de datos trmicos se han obtenido de la EMA Cabaa Vernica. Dicha estacin se localiza en las inmediaciones del refugio homnimo a 300 m aprox. en lnea recta de la entrada principal de la cavidad. La diferencia de cotas entre ambos, 2239 m de altitud la EMA y 2200 m la boca de entra de la cueva de Vernica, hace que no sea necesaria la aplicacin del gradiente trmico vertical. Pero sin embargo, la serie de datos para el periodo de investigacin llevado a cabo en esta cavidad, agosto de 2011 – julio de 2013, no est completa en la referida EMA lo que ha hecho necesario utilizar parte de los datos extrados de la EMA del Mirador de El Cable (Fuente D), con la correspondiente, aqu s, aplicacin del gradiente trmico vertical (a partir del 20/12/2012). Dicha estacin se encuentra en la franja de alta montaa a 1919 m de altitud y a unos 3,25 km en lnea recta de entrada a la cavidad. Pero en ambos casos, tanto la ce rcana geogrfica como la no existencia de barreras orogrficas entre medias, las hacen adecuadas para el estudio del exterior inmediato de la cueva helada.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 283 EMA Cabaa Vernica / EMA Mirador del Cable (Cantabria) Periodo de investigacin del 02/08/2011 al 11/07/2013 Altitud EMAs (m) 2239 / 1919 Cueva Helada Vernica Altitud entrada ppal. cueva (m) 2200 Gradiente Trmico Altitudinal aplicado (C/100m) 0 / 0,67 EMAs-Entrada CH (diferencia altitudinal) (m) 39 / 281 EMAs-Entrada CH (diferencia trmica) (C) 0 / 1,83 Tmd (C) 3,64 / 2,2 Tmx.abs. (C) 32,2 / 22 Tmn. abs. (C) -16,4 / -10 Tabla 5.4. Datos genricos de las EMAs Cabaa Vernica y Mirador del Cable (Cantabria) (tomados de la Red de Seguimiento para el Cambio Global, OAPN). El gradiente trmico vertical aplicado esta tomado de Muoz Jimnez (1982). La falta de datos en la serie de la EMA de Cabaa Vernica ha sido suplantada por datos de la EMA Mirador del Cable desde el 20/12/2012. La media de las Tmd para todo el periodo de investig acin, calculada a partir de las medias diarias de las estaciones, es de 3,64 C para la EMA de Cabaa Vernica (para el periodo comprendido entre el 02/08/2011 y el 20/12/2012) y de 2,2 C para la EMA del Mirador del Cable (para el periodo comprendido entre 21/12/2012 y 11/07/2013). En ambos casos sensiblemente menor a la registrada en la EMA de La Caballar. Por su parte, las Tmx.abs de las respectivas series trmicas alcanzan los 32,2 y 22C y las Tmn.abs -16,4 y -10C, registradas en junio de 2011 y julio de 2013 respectivamente para el caso de las primeras, y febrero de 2012 y marzo de 2013 respectivamente para el caso de las segundas. Las Tmm en el exterior de la cueva helada de Vernica (tabla 5.5) (EMA Vernica+estimacin desde EMA del Mirador) muestran nuevamente los meses de febrero de ambos aos como los ms fros; y con Tmm para los meses estivales que apenas superan los 10C; siendo julio de 2013 el ms caluroso de los dos aos con 14,02C. Entrada CH. Vernica Ao 2011-2012 Boca Vernica Tmm (C)* Ao 20122013 Boca Vernica Tmm (C)* ago.-11 10,90ago.-12 11,18 sep.-11 10,00sep.-12 8,20 oct.-11 5,89oct.-12 3,30 nov.-11 0,89nov.-12 -1,42 dic.-11 -0,51dic.-12 -1,22 ene.-12 -0,91ene.-13 -0,78 feb.-12 -5,17feb.-13 -4,90 mar.-12 0,72mar.-13 -3,11 abr.-12 -3,52abr.-13 -0,88 may.-12 4,57may.-13 0,05

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 284 jun.-12 7,75jun.-13 6,37 jul.-12 9,86jul.-13 14,02 N das (en base a Tmd) N das (en base a Tmd) T>0C 243T>0C 191 T=(<0C)-( -2C) 36 T=(<0C)( -2C) 45 T=(<-2C)-( -3C) 13 T=(<2C)-( 3C) 26 T<-3C 73T<-3C 83 Tabla 5.5. Las Tmm del periodo de investigacin para la cueva helada de Vernica y N de das por rangos trmicos. *Temperaturas estimadas para la entrada principal de la cu eva helada de Vernica tomando las series de datos de la EMA Cabaa Vernica (sin aplicar gradiente trmico) y de la EMA Mirador del Cable (aplicando gradiente trmico vertical de 0,67C/100 m). Fig.5.2. Nmero de das en los que la Tmd<0C en la EMA Cabaa Vernica y la del Mirador del Cable, estaciones de referencia situadas a 2239 m y 1919 m respectivamente y que han sido tomadas para el estudio de cueva helada de Vernica. La lnea punteada representa los datos tomados de la EMA del Mirador aplicndose el gradiente trmico, lo cual ha sido necesario para suplir lagunas en las series de la EMA Cabaa Vernica. El nmero de das de Tmd<0C aumenta notablemente con respecto al caso anterior en las dos EMAs, sumando un total de 434 das (de los 710 das comprendidos en el periodo de investigacin). Se trata de un nmero aproximado porque, como ya ha sido

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 285 mencionado, desde el 20/12/2012 se han tenido que estimar a partir de los datos del Mirador del Cable. Ms de la mitad de los d as han permanecido de media por debajo de los 0C. De stos, un nmero significativo, levemente por encima de los registrados en la boca de entrada de la cueva de Pea Castil, est por debajo de los -3C: 73 das para el ao 2011/12 y 83 para el 2012/13. En la figura 5.2 se aprecia la distribucin de los das con Tmd<0C, siendo especialmente fros los meses de abril y febrero de 2012 en la estacin de Cabaa Vernica, y los de febrero y marzo del ao 2013 para las estimaciones extradas del Mirador del Cable. En abril tan slo se registraron 3 das con temperaturas por encima de los 0C, y en los que escasamente se superaron los 3C. Las series de das consecutivos con Tmd<0C reflejan de nuevo, como suceda en el caso de la boca de entrada de la cueva helada de Pea Castil, amplias series de das consecutivos entre los meses de enero y febrero de 2011 con 28 das seguidos por debajo de 0C, entre el 26 de enero y el 22 de febrero, entre abril y mayo de 2013 con 27 das, y especialmente entre los meses de febrero y abril de 2013 en los que se registraron series de 15, 17, 21 y 14 das separadas por nicos das en los que se dieron Tmd muy bajas: un da de Tmd= 0,94C entre la serie de 15 das de principios de febrero, un da de Tmd= 0,42C entre la serie de 17 y 21 das de febrero y marzo, y dos das de Tmd= 0,42 y 0,31C entre marzo y abril (tabla 5.6). EMA Cabaa Vernica del 02/08/2011 al 11/07/2013 Nmero de das consecutivos Tmd <0C fechas 5 del 24 al 28 de octubre de 2011 9 del 15 al 23 de noviembre de 2011 11 del 10 al 20 de diciembre de 2011 5 del 13 al 17 de enero de 2012 28 del 26 de enero al 22 de febrero de 2012 6 del 03 al 08 de marzo de 2012 6 del 17 al 22 de marzo de 2012 6 del 03 al 08 de abril de 2012 27 del 10 de abril al 6 de mayo de 2012 7 del 27 de octubre al 02 de noviembre de 2012 13 del 26 de noviembre al 8 de diciembre de 2012 6 del 12 al 17 de diciembre de 2012 5 del 29 de diciembre de 2012 al 02 de enero de 2013 9 del 09 al 17 de enero de 2013 7 del 19 al 25 de enero de 2013 15 del 02 al 15 de febrero de 2013 17 del 17 de febrero al 05 de marzo de 2013

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 286 21 del 07 al 27 de marzo de 2013 14 del 30 de marzo al 12 de abril de 2013 7 del 27 de abril al 03 de mayo de 2013 6 del 15 al 20 de mayo de 2013 Tabla 5.6. Nmero de das consecutivos con temperaturas medias diarias menores a 0C en las estaciones meteorolgicas escogidas para el estudio de la cueva hela da de Vernica (datos obtenidos a partir de la Red de Seguimiento para el Cambio Global, OAPN). Los datos a partir del 20/12/2012 han sido estimados aplicando el gradiente trmico vertical a las seri es de la EMA Mirador del Cable. Son muy escasos los meses del periodo estudiado en los que no existen medias diarias por debajo de los 0C. Tan slo, y como ya suceda en el caso anterior, en los meses centrales del esto: julio y agosto. Caracterizacin trmica exterior de la cueva helada de Altiz. Para la caracterizacin exterior de la cuev a de Altiz se han tomado las series de la EMA del Mirador del Cable. De igual manera que para el caso de la cueva de Vernica, entre sta y la cueva de Altiz no se presenta ninguna barrera orogrfica de entidad, distando unos 2,25 km en lnea recta y con una diferencia altitudinal de tan slo 271 m. EMA Mirador del Cable (Cantabria) Periodo de investigacin del 01/08/2011 al 27/07/2013 Altitud EMA (m) 1919 Cueva Helada Altiz Altitud entrada ppal. cueva (m) 2190 Gradiente Trmico Altitudinal aplicado (C/100m) 0,67 EMA-Entrada CH (diferencia altitudinal) (m) 271 EMA-Entrada CH (diferencia trmica) (C) 1,81 Tmd(C) 5,16 T mx. abs. (C) 27,07 T mn. abs. (C) -12,63 Tabla 5.7. Datos genricos de la EMA del Mirador del Cable (Cantabria) (tomados de la Red de Seguimiento para el Cambio Global, OAPN). El gradiente trmico verti cal aplicado esta tomado de Muoz Jimnez (1982). Para el periodo de investigacin (agosto de 2011-agosto de 2013) el resumen de datos trmicos de la estacin del Mirador del Cable (tabla 5.7) presenta una media de Tmd=5,16C, con una mxima absoluta registrada en agosto del 2012 que alcanz lo 27C en las horas centrales del da, y un a mnima que descendi hasta los -12,63C en febrero de 2012 al comienzo de la noche. La diferencia altitudinal entre la cueva de Altiz y la EMA ha hecho necesario aplicar el gradiente trmico vertical para la estimacin de las temperaturas en la boca de entrada a la cavidad, arrojando una diferencia trmica de 5,16C.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 287 Analizando las series trmicas de la est acin tenemos que los das en los que la Tmd<0C se concentran en los meses invernales de ambos aos, con especial concentracin en sus respectivos meses de febrero, con 20 das en cada uno de ellos, junto con el mes de abril de 2011 con 21 das. Las cifras, nuevamente y como corresponde, aumentan de cara al exterior de la boca de la cavidad de Altiz con meses en los que se superan los 25 das en los que las medias estn por debajo de los 0C como son los meses de abril de 2012 y febrero del 2013, con hasta 27 das, o el mes de abril de 2013 con 26 das. En cualquier caso rozando el 100% de los das del mes (fig.5.3). Fig.5.3. Nmero de das en los que la Tmd<0C en la EMA Mirador del Cable, estacin de referencia situada 1919 m y cuyas series han sido tomadas para el estudio de cueva helada de Altiz. La lnea punteada y los nmeros rojos representan la estimacin de temperaturas para la boca de entrada de la cueva de Altiz, tomando la EMA del Mirador y aplicando el gradiente trmico vertical. En un cmputo global para el periodo de invest igacin en la cueva de Altiz se cuentan para la estacin meteorolgica un to tal de 177 das en los que las Tmd estn por debajo de los 0C, de los 727 das contemplados para el total. Mientras que para la boca de entrada de la cavidad la estimacin realizada refleja un total de 254 das (fig.5.3). En cuanto a las Tmm los meses ms fros de los aos hidrolgicos 2011/12 y 2012/13 son los de febrero, siendo tan slo cuatro los meses en los que la Tmm<0C para las series de la EMA. En la estimacin para la boca de entrada el nmero de meses en que la media permanece bajo 0C alcanza los 4 meses en el ao 2011/12, y 6 en el 2012/2013; y concentrados en ambos casos en los meses invernales y principios de primavera. Las temperaturas estivales tanto en el exterior de la cavidad como en la estacin meteorolgica no sobrepasan los 13C, cifra esta ltima de registrada en la estacin. En

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 288 la boca de entrada tan slo son tres los meses en los que se superan los 10C. Principalmente los meses de agosto, junto con los 13C de media alcanzados en julio de 2013. Mientras que a la altitud a la que se en cuentra la estacin se dan 10 meses por ao en los que las Tmm superan los 10C, a la altitud de la cueva helada son de 6 a 8 meses por ao. EMA Mirador del Cable Ao 2011-2012 EMA Tmm (C) Boca Altiz Tmm (C)* Ao 2012-2013 EMA Tmm (C) Boca Altiz Tmm (C)* ago.-11 12,99 11,23ago.-12 13,0611,30 sep.-11 12,33 10,57sep.-12 10,428,66 oct.-11 8,90 7,14oct.-12 6,044,28 nov.-11 3,88 2,12nov.-12 1,37-0,39 dic.-11 1,72 -0,04dic.-12 0,99-0,77 ene.-12 1,52 -0,24ene.-13 1,05-0,71 feb.-12 -2,79 -4,55feb.-13 -3,07-4,83 mar.-12 3,13 1,37mar.-13 -1,28-3,04 abr.-12 -0,68 -2,44abr.-13 0,95-0,81 may.-12 7,33 5,57may.-13 1,880,12 jun.-12 10,01 8,25jun.-13 8,206,44 jul.-12 11,09 9,33jul.-13 14,7713,01 N das (C) (en base a Tmd) N das (en base a Tmd) T>0C 292 256T>0C 258215 T=0C 0 2T=0C 00 T=(<0C)-( -2C) 30 39T=(<0C)-( -2C) 4451 T=(<-2C)-( -3C) 11 15T=(<-2C)-( -3C) 1419 T<-3C 33 54T<-3C 4576 Tabla 5.8. Temperaturas medias mensuales (Tmm) del periodo de investigacin en la EMA Mirador del Cable y en la boca de entrada de Altiz y N de das por rangos trmicos *Temperaturas estimadas para la entrada principal de la cueva helada de Altiz aplicando el gradiente trmico vertical de 0,67C/100 m. En cuanto al nmero de das consecutivos en los que Tmd<0C, lgicamente las diferencias son notables. Mientras que en la EMA se alcanzan hasta 26 das consecutivos con medias diarias por debajo de 0C, entre enero y febrero de 2012 (tabla

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 289 5.9), con algunas series de 10 a 13 das en los meses invernales del 2013; en el exterior inmediato de la cueva de Altiz se llega a los 28 das consecutivos como mximo tambin entre finales de enero y casi todo febrero de 2012. Pero la cifra se podra estimar incluso mayor sobre todo entre los meses de febrero y abril del 2013 ya que se dan series de 14, 15, 17 y 19 separadas por uno o varios das en los que la Tmd no supera en ningn caso 1C, lo que poda haber cons tituido una serie consecutiva de dos meses y medio con Tmd<0C. EMA Mirador del Cable (1919 m) del 01/08/2011 al 27/07/2013 Nmero de das consecutivos Tmd <0C fechas 26 del 26 de enero al 20 de febrero de 2012 5 del 03 al 07 de marzo de 2012 5 del 17 al 21 de marzo de 2012 7 del 10 al 16 de abril de 2012 6 del 26 de abril al 01 de mayo de 2012 13 del 26 de noviembre al 08 de diciembre de 2012 5 del 29 de diciembre de 2012 al 02 de enero de 2013 6 del 10 al 15 de enero de 2013 6 del 19 al 24 de enero de 2013 10 del 05 al 14 de febrero de 2013 10 del 22 de febrero al 03 de marzo de 2013 13 del 08 al 20 de marzo de 2013 8 del 01 al 08 de abril de 2013 6 del 27 de abril al 02 de mayo de 2013 6 del 15 al 20 de mayo de 2013 Boca de entrada de CH. Altiz* (2095 m) del 01/08/2011 al 27/07/2013 Nmero de das consecutivos Tmd <0C fechas 11 del 09 al 19 de diciembre de 2011 28 del 26 de enero al 22 de febrero de 2012 5 del 04 al 08 de marzo de 2012 6 del 17 al 22 de marzo de 2012 6 del 03 al 08 de abril de 2012 22 del 10 de abril al 01 de mayo de 2012 6 del 27 de octubre al 01 de noviembre de 2012 13 del 26 de noviembre al 08 de diciembre de 2012 5 del 29 de diciembre de 2012 al 02 de enero de 2013 8 del 10 al 17 de enero de 2013 7 del 19 al 25 de enero de 2013 15 del 01 al 15 de febrero de 2013 17 del 17 de febrero al 05 de marzo de 2013 19 del 08 al 26 de marzo de 2013 14 del 30 de marzo al 12 de abril de 2013 7 del 27 de abril al 03 de mayo de 2013 6 del 15 al 21 de mayo de 2103 *Temperaturas estimadas por la aplicacin de gradiente trmico desde el Mirador del Cable Tabla 5.9. Nmero de das consecutivos en los que las Tmd>0C, en las series de datos de la EMA Mirador del Cable y en la boca de entrada principal de la CH. de Alt iz (estimado aplicando el gradiente trmico vertical). ***

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 290 Las estimaciones termomtricas para las bocas de las tres cuevas heladas a estudio mantienen una acentuada similitud cuantitativa, proporcionada, a pesar de la distancia y las distintas estaciones meteorolgicas consideradas, por una escasa variacin altitudinal; a la vez que manifiestan unos ritmos anuales tambin similares. Tales similitudes mantienen unos coeficientes de correlacin elevados R2= 0,9 (fig.5.10). La tendencia trmica general muestra como los meses entre noviembre y marzo/abril se mantienen con Tmd mayoritariamente por debajo de los 0C, seguido de un periodo de paulatino ascenso trmico hasta llegar a las mximas medias cercanas a los 15C alcanzadas en los das centrales de los pe riodos comprendidos entre los meses de julioseptiembre. El periodo en el que las temperaturas bajan hasta alcanzar medias 0C comprende un intervalo de tiempo ms corto que el de ascenso de las temperaturas; acaeciendo en un poco ms de un mes (octubre de forma general). Coeficientes de correlacin Exterior CH. Pea Castil Exterior CH. Vernica Exterior CH. Altiz Exterior CH. Pea Castil 1 Exterior CH. Vernica 0,92518 1 Exterior CH. Altiz 0,96048 0,98311 1 Tabla 5.10. Estimaciones termomtricas para las bocas de entrada de las tres cuevas heladas a estudio y los coeficientes de correlacin entre ellas. El nmero de das de Tmd<0C en los periodos estudiados tampoco diverge mucho para las tres bocas de entrada. Con un incremento ligero en los meses invernales del ao 2012/13 con respecto a los anteriores y destacando, tambin en los tres casos, un descenso del nmero de das experimentado en marzo de 2012. En las tres bocas de

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 291 entrada se dan mximos en el mes de abr il de 2012 y de febrero de 2013, con 27 das con medias por debajo de 0C para todos los casos (fig.5.4). Fig.5.4. Comparativa del nmero de das en el que las Tmd<0C en las tres bocas de entrada de las cuevas a estudio. Las cifras globales del nmero de das en los que las Tmd permanecen por debajo de 0C estn acorde con las series presentadas por la AEMET en su atlas climtico ibrico (AEMET, 2011), superando los 100 das por ao. De tal manera que en las bocas de entrada a cuevas se registraron las siguientes cifras: Nmero de das Tmd <0C AgostoÂ’11-JulioÂ’12 AgostoÂ’12-JulioÂ’13 Boca de entrada de CH. Pea Castil 116 155 Boca de entrada de CH. Altiz 108 146 Boca de entrada de CH. Vernica 122 144 Fig.5.5. Nmero de das por ao en el que las Tmd<0C en las tres bocas de entrada de las cuevas a estudio. Debajo el mapa de la Pennsula Ibrica en el que se refleja la media del nmero de das en los que las Tmn 0C (tomado de AEMET, 2011).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 292 5.2.2.Rgimen de precipitaciones. Con el anlisis de los regmenes pluviomtricos se pueden estimar los inputs directos de lluvia o nieve a las cavidades heladas (estimacin con las temperaturas1); as como el mayor o menor protagonismo que stos tengan en funcin de las distintas pocas del ao. Pero de nuevo aqu, como en el caso de las series termomtricas, los datos son recientes, escasos y con notables lagunas e incorrecciones; lo que no hace posible, sobre todo en las estaciones de altura, una adecuac in completa. Adems hay que aadir que el rgimen pluviomtrico en Picos de Europa, con escasos estudios concretos, tiene la dificultad aadida derivada de su complejidad orogrfica, lo que ha hecho que sea necesario, para estimaciones pluviomtricas, el clculo de extrapolaciones en las que no se han tenido en cuenta todava las estaciones de la red de seguimiento del cambio global instaladas dentro del Parque Nacional (y utilizadas para las series trmicas), por lo reciente de sus series y, a veces, por la poca fiabilidad de sus datos por causa de los fuertes vientos y/o la acumulacin de hielo/nieve en sus sensores (Ancell, 2012; Ancell y Guilln, 2012). Ello nos obliga a tomar como meras orientaciones los datos existentes, sirvindonos tan slo para caracterizar de forma global los patrones y periodos pluviomtricos y nivomtricos; habindose utilizado adems estudios genricos precedentes o, para el caso de un seguimiento algo ms cercano del manto nival, las fotografas de las cmaras web instaladas en puntos concretos del Macizo Central cercanos a algunas de las cuevas heladas a estudio. De forma genrica, las precipitaciones anuale s en Picos de Europa superan los 1800 mm anuales, aunque para la franja de la alta mont aa la cifra es mucho mayor si se atiende a los datos de la AEMET para el periodo comprendido entre 1981-2010: con 2000 mm anuales (Ancell y Celis, 2013)2. Segn las estimaciones de Muoz Jimnez (1982) en la zona de cumbres de se dan precipitaciones de entre 2500 y 3000 mm (fig.5.6). Las series pluviomtricas se han tomado de las EMAs Cabaa Vernica, Mirador del Cable y La Caballar. La EMA de Urriellu ha sido desestimada tanto por la falta de datos como por la inverosimilitud de muchos de los registrados (hasta 14434 mm de 1El Parque Nacional Picos de Europa acusa una falta de series nivomtricas que obligan a deducirlas a travs de estimaciones llevadas a cabo por el cruce de temperaturas y pluviometras e imgenes de algunas de las webcam instaladas. 2A fecha de redaccin de la presente investigacin no se encontraba publicado el atlas climtico ibrico del periodo 1981-2010.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 293 precipitacin acumulada en algunos meses, por ejemplo). Conviene aqu hacer hincapi en que los datos pluviomtricos de esas tres EMAs son tomados como meras indicaciones para obtener los periodos anuales pluviomtricos ms cercanos a las bocas de las cavidades, y no como datos fehacientes que se deban de considerar cuantitativamente. Adems la imposibilidad de aplicar un gradiente pluviomtrico altitudinal adecuado (Ancell y Guilln, 2012) aade an ms inexactitud a la estimacin pluviomtrica en las mismas bocas; aunque se tr ate de estaciones con series adecuadas y bastante completas como es el caso de la de La Caballar. Fig.5.6. La precipitacin media anual para el periodo 1971-2000, segn la AEMET, muestra como la alta montaa de Picos de Europa mantiene una precipitacin superior a los 1800 mm. Siendo uno de las pocas reas de toda la Pennsula Ibrica en la que se da dicha cifra (tomado de Gutirrez et al., 2010). A continuacin se presentan las precipitaciones obtenidas de tales estaciones junto con las estimaciones trmicas obtenidas para cada una de las bocas de entrada ya presentadas en el apartado anterior. Ello nos proporciona, aadiendo el seguimiento de la evolucin del manto nival realizado durante los aos de investigacin a travs de la webcam instalada en la estacin del Mirador del Cable, una referencia estimable de los periodos de nevadas y de la importancia de las mismas en el entorno inmediato de las cuevas heladas a estudio.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 294 Regmenes pluviomtricos generales en las bocas de cavidad. Para el caso de la cueva helada de Pea Castil (fig.5.7), en el periodo comprendido entre octubre de 2010 y octubre de 2013, las precipitaciones diarias acumuladas se concentran principalmente en los meses otoales y primaverales, pero con ritmos distintos. Mientras que en el ao 2010 la EMA de La Caballar registraba sus mximas precipitaciones a finales de octubre y, tras ello, se daban picos mantenidos durante el invierno 2010/11; los picos principales siguientes se concentran en primavera del 2012, comienzos de ao de 2013 y finales de primavera del 2013. Los meses centrales del verano conservan una escasa o nula precipitacin en todos los aos de estudio, destacando tambin la nula pluviosidad registrada durante todo el otoo de 2011. Esto ltimo posiblemente achacable a errores en la propia estacin meteorolgica, ya que desde julio de 2011 a enero de 2012 no se registra mm de lluvia acumulada alguno. Para las cuevas heladas de Vernica y Altiz las series pluviomtricas que se han tomado han sido las de la EMA Cabaa Ver nica. Adems de tener en cuenta los hndicaps ya mencionados antes para las est aciones meteorolgicas de la alta montaa de Picos de Europa, se han tomado tambin, al igual que pasaba en la caracterizacin trmica, datos de la EMA del Mirador del Cable a partir del 20/12/2012 para suplir lagunas existentes en la de Vernica. Algunos de los registros anmalamente exagerados se han tomado como errneos y no han sido tenidos en cuenta (p.e. 356 mm acumulados el da 20 de noviembre de 2012). Los picos mximos pluviomtricos se registra n en los meses de otoo, como se aprecia en las figs.5.8 y 5.9, con un mximo de preci pitacin acumulada en un da de 117 mm, el 23 de septiembre de 2012, o el 1 de noviembre de 2011 con 70,1 mm acumulados; y con das dentro del otoo con cifras que rondan habitualmente los 50 mm. Un periodo secundario de mximos se mantiene en los meses primaverales como se puede ver para el ao 2012 en el que los meses de mayo y junio registraron precipitaciones mensuales acumuladas de 136,6 mm y 169,3 mm respectivamente. Para los meses primaverales de 2013 en las EMAs utilizadas no se registr nada, probablemente debido a algn error o fallo tcnico.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 295 Fig.5.7. Termopluviometra estimada para la boca de entrada de la cueva helada de Pea Castil. Los datos pluviales han sido tomados directamente de la EMA La Caballar. Fig.5.8. Termopluviometra estimada para la boca de entrad a de la cueva helada de Vernica. Tanto las series pluviomtricas como las termomtricas se han to mado directamente de la EMA Cabaa Vernica. *A partir del 20/12/2012 se han tomado y estimado las de la EMA Mirador del Cable. Fig.5.9. Termopluviometra estimada para la boca de entrada de la cueva helada de Altiz. Las series termomtricas se han estimado desde la EMA del Mirador. Las pluviomtri cas se han obtenido directamente de la EMA Vernica. *A partir del 20/12/2012 se han tomado y estimado las de la EMA Mirador del Cable.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 296 5.2.3.Las precipitaciones nivales y el manto nival. En base a las series estimadas presentadas en las grficas anteriores se pueden localizar algunos de los eventos nivales principales que se han dado en los aos de estudio. Las primeras nieves se suelen localizar en to rno a los das centrales del otoo, meses de octubre y principios de noviembre generalmente, pero suelen ser nevadas que no proporcionan un manto nival perdurable. Son nevadas, por lo general, dbiles y de escasa entidad. Tan slo quedan recluidos ciertos parches en determinados sectores de la alta montaa y a resguardo en condici ones topoclimticas favorables. Las suradas, caractersticas para la montaa cantbrica en estas pocas del ao (Ancell y Guilln, 2012), junto con las lluvias con temperaturas no demasiado bajas todava, cumplen un papel decisivo en el desmantelamiento acentuado de este primer manto nival tenue. Por ello los meses de diciembre y enero no se caracterizan por un manto nival continuo en la alta montaa ni de gran espesor, aunque se d puntualmente algn da de precipitacin nival de cierta entidad (vanse figs.5.10b; 5.11c, e; 5.12d). Es durante el mes de febrero cuando el manto nival coge la suficiente entidad como para ir formando una capa ms o menos continuada, persistiendo en los dos ltimos aos de estudio (inviernos 2011/12 y 2012/13) hasta entrado mayo debido, fundamentalmente, a nevadas tardas de entidad considerable en abril. En las figuras 5.11g, h, i y 5.12e, f se aprecia como durante tales meses el manto nival a partir de los 1800 m se mantiene con una gran continuidad y entidad hasta incluso mediados de mayo. En especial en el ao 2013 en el que una importante nevada tarda se registr durante los das 26-28 de abril, alcanzado incluso cotas de 300 m sobre el nivel del mar. Bast ante ms tarda, esta ltima, que en aos anteriores. En especial, con respecto al invierno 2010/11, cuando las ltimas grandes nevadas se dieron en marzo y para finales del mes de abril el manto nival en la alta montaa quedaba ya bastante restringido (fig.5.10f). A lo largo de los inviernos de estudio lo habitual han sido cuatro nevadas de entidad, a finales de noviembre, finales o mediados de diciembre, en febrero y en marzo, aadindose nevadas menores intercaladas, fundamentalmente durante el mes de febrero, o a finales de octubre; y con nevada s tardas de entidad a finales de marzo, o como es el caso de esa nevada mencionada a finales de abril de 2013 (vase la distribucin en los diagramas de las fig.5.10, 5.21 y 5.12). Algunas ligeras precipitaciones en forma de nieve en altura, ligadas a marcadas y breves bajadas de temperatura a mediados y finales del mes de mayo, tambin pueden darse como se

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 297 refleja en la fig.5.10. Pero exceptuando stas ltimas, los meses de abril y mayo, con la subida de temperaturas suelen ser meses en los que se combinan precipitaciones nivales menores con procesos de fusin, quedando un manto de nieve por lo general poco continuo y ms bien parcheado. Fig.5.10. Los diagramas ombrotrmicos nos dan idea de la distri bucin de las nevadas en la alta montaa de Picos de Europa, pudindose cotejar algunas de las ms important es, as como la evolucin y duracin del manto con las imgenes obtenidas de webcam (fuente imgenes: webcam Cantur, instalada en el Mirador del Cable). El diagrama est referido a la boca de entrada de la cueva helada de Pea Castil, y las imgenes se corresponden con el invierno 2010/11.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 298 Fig.5.11. Los diagramas ombrotrmicos nos dan idea de la distri bucin de las nevadas en la alta montaa de Picos de Europa, pudindose cotejar algunas de las ms important es, as como la evolucin y duracin del manto con las imgenes obtenidas de webcam (fuente imgenes: webcam Cantur, instalada en el Mirador del Cable). El diagrama est referido a la boca de entrada de la cueva helada de Vernica, y las imgenes se corresponden con el invierno 2011/12.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 299 Fig.5.12. Los diagramas ombrotrmicos nos dan idea de la distri bucin de las nevadas en la alta montaa de Picos de Europa, pudindose cotejar algunas de las ms important es, as como la evolucin y duracin del manto con las imgenes obtenidas de webcam (fuente imgenes: webcam Cantur, instalada en el Mirador del Cable). El diagrama est referido a la boca de entrada de la cueva helada de Altiz, y las imgenes se corresponden con el invierno 2012/13. En las fotografas se aprecia cmo, a pesa r de esas variaciones apreciables en la distribucin del manto nival en cotas comprendidas entre los 1800 y 2000 m fundamentalmente, a partir de los 2000 m la presencia de nieve se mantiene casi de forma continuada (vanse todas las fotografas). Ello, especialmente notable a los pies de la Torre de Altiz y en el umbral glaciokrstico de Vernica, localizaciones de las respectivas cuevas heladas, nos muestra co mo en las bocas de entrada de dichas

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 300 cavidades3 el aporte nival est asegurado y es continuo a lo largo de todos los meses desde finales de octubre hasta comienzos de junio. Con persistencias importantes en algunos de los casos, a lo largo de todo el ao, por la configuracin topogrfica de sus bocas de entrada (ver captulo anterior cuev as heladas de Castil y Vernica). Y de forma especial durante todo el ao 2013 debido a esa intensa nevada tarda de finales de abril. Fig.5.13 Las bocas de entrada a las cavidades de estudio en agosto de 2013 presentaban acumulaciones de nieve considerables debido a la entidad y retraso de las ltimas grandes nevadas registradas en el 2013 (26-27 de abril de 2013). En algunos casos el acceso a las mismas estaba casi cerrado, caso de la cueva helada de Vernica, o del todo cerrado, caso de la HS4. 1) boca de la cueva helada de Pea Castil a 09 de agosto de 2013, con un nevero de al menos 8 m de espesor en su centro; 2) boca de entrada de Vernica el 24 de agosto de 2013, siendo necesario palear algo de nieve para poder acceder a su interior; 3) boca de entrad a de Altiz a 27 de julio de 2013, con al menos 1,60 m de espesor; 4) boca de entrada de HS4, los primeros intentos de estudios preliminares de esta cavidad se tuvieron que suspender por la imposibilidad de acceder a la misma el 28 de julio de 2013. Adems de dicha nevada tarda de entidad de finales de abril de 2013, se puede apreciar tambin en las grficas como las temperaturas en las tres cavidades durante el mes de mayo son ms bajas que en aos anteriores. Mientras que en mayo del 2012 apenas 3 Para el caso de la cueva helada de Pea Castil, aunque no se dispongan de fotografas webcam, se estima suceda lo mismo.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 301 hubo das con Tmd inferiores a 0C, para las tres cuevas, y prcticamente se mantuvieron durante todo el mes de mayo e inicios de abril en el ao 2011, en el 2013 tanto abril como, en especial, mayo fueron meses bastante ms fros, con un nmero mayor de das con Tmd por debajo de 0C. Esta prolongacin de la rigurosidad invernal, junto con esa nevada tarda de entidad, hizo especialment e abundante la nieve y persistente el manto nival durante todos los meses estivales. Fundamentalmente si se compara con el ao anterior, y ms an si se hace con el 2011, en el que durante el mes de abril se registraron tan slo 4 das con Tmd<0C y 1 da en mayo; mientras que en los meses de abril posteriores oscilaban entre 26 y 27 das para el 2012 y rondaban los 20 das en el 2013. Y mayor es la diferencia an en el mes de mayo de 2013 en el que los das en que las Tmd<0C fueron mucho ms que con respecto al ao 2011 (tabla 5.11). Tal tendencia ha sido sealada tambin en el Atlas Climtico Ibrico 1971-2000, siendo calificado el mes de mayo de 2013 como “ muy fro ”. Comparativa N das Tmd<0C meses abril y mayo Abril’11 Mayo’11 Abril’12 Mayo’12 Abril’13 Mayo’13 Exterior CH. Pea Castil 4 1 26 7 20 22 Exterior CH. Vernica 27 9 19 16 Exterior CH. Altiz 27 8 19 16 Tabla 5.11. Nmero de das en los que las Tmd<0C. El nmero de das en el mes de mayo de 2013 junto con las nevadas tardas procur tanto una prolongacin del periodo fro en la alta montaa del Macizo Central de Picos de Europa como una preservacin del manto nival ms acentua da que aos anteriores; lo que impidi la entrada a algunas de las cavidades heladas en exploracin (a la HS4 por ejemplo) (CES-Alfa, 2013; ASC, 2013). Fig.5.14. Comparativa de la temperatura del mes de mayo de 2013 con respecto a la serie climtica 1971-2000. Calificado por la AEMET de “muy fro”. (Fuente: AEMET. Tomado de CESAlfa, 2013).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 302 5.3. Parmetros climticos de las cuevas heladas. 5.3.1.La cueva helada de Pea Castil. La cueva helada de Pea Castil (-84 m; 75 m d llo.) abre su entrada principal hacia el Este a 2095 m de altitud. Tras una amplia rampa de entrada cubierta de clastos y una capa de nieve de espesor variable, pero presente a lo largo de todo el ao (sobre todo en las partes inferiores), se accede a una sencilla distribucin endokrstica organizada fundamentalmente en dos salas heladas, en las que se instala el bloque de hielo, continuadas por varios pasillos sucesivos con suelo colmatado de bloques gravitacionales, y terminando en una ltima sala de escasas dimensiones y libre de hielo gran parte del ao. Tanto en los pasillos como en la sala terminal, el techo queda abierto a favor de pozos verticales que seguramente encuentren una reducida salida al exterior, o bien en el propio cantil oriental del pico Pea Castil o en su dorso noroccidental. Criolgicamente el bloque de hielo se instala en la denominada Sala Helada (SH), en sus Piso Superior y Piso Inferior, no estando explorado por entero en la actualidad a causa del taponamiento en profundidad. Se trata de un bloque de hielo perenne de metamorfismo que alcanza un espesor mnimo de 54 m (GELL, 1995; CES-Alfa, 2011), con una superficie superior de 629 m2. Lo que nos hace estimar su volumen en al menos 33.300 m3 (Gmez Lende y Serrano, 2012b; 2012c). Dicho volumen esta supuesto a la baja ya que no se dispone de las dimensiones volumtricas exactas y se ha de suponer, igualmente, que no se trate de un bloque de hielo con forma regular (lo que dara un volumen de 33.966 m3), sino que seguramente pierda algo de volumen por su base como se ha podido comprobar en otras cuevas como la de Altiz, donde s es posible apreciar por entero el bloque de hielo o mediante alguna criomorfologa de fusin interna o lateral (para ms detalle vase cap.4.1).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 303 Desde el punto de vista climatolgico, la cueva puede ser clasificada como una cueva helada de tipo esttico disponiendo de una boca de entrada principal, sin entradas a otras altitudes reseables. Si bien es cierto que la existencia de chimeneas en el interior de la misma podra indicar salidas al exterior ms elevadas, y por tanto tratarse de una cavidad de tipo dinmica (vase Luetscher y Jeannin, 2004b), no se ha corroborado hasta la fecha tal hecho, ni tampoco se aprecian indicios de ello desde el interior (p.e. haces de luz). Tan slo son indicativos de ello los goteos habituales, y variables estacionalmente, pero esto solo hace suponer que en caso de que existiesen salidas al exterior ms elevadas stas tendran un tamao mnimo apenas destacable. Para la caracterizacin y seguimiento trmico de la cavidad se instalaron 3 termorregistradores iButton DS1921G-F5 programados para una toma cada 4 horas. stos se repartieron de tal manera que que dase controlada la mxima superficie de cavidad posible, con especial inters en las salas donde se aloja el bloque de hielo. Tambin se instal un termohigrmetro durante un ao del cual lamentablemente no se obtuvo ningn dato. Adems de dichos dataloggers, y slo para el caso de la cueva helada de Pea Castil4, se ha efectuado tambin un control de la evoluc in del bloque de hielo durante los aos de estudio a travs de instrumentacin geomtica. Se han realizado sistemticamente mediciones con el TLS que, junto con mediciones trmicas puntuales tomadas con cmara trmica, ha permitido la creacin y de sarrollo de modelos 3D trmicos. Y, a partir de los mismos, la elaboracin de or totermogramas como se expone en recientes publicaciones derivadas de la presente investigacin (Berenguer et al., 2014). Tales modelos y ortotermogramas suponen una fuente de informacin precisa tanto de la distribucin trmica de una cueva helada, como del comportamiento de las masas de aire. Adems de brindar con ello la posibilid ad de tomar mediciones directas sobre la imagen al tratarse de ortotermogramas, como se ver ms adelante. Para este control geomtico del bloque de hielo se organizaron jornadas de campo sistemticas dos veces al ao; una en el periodo de mximos volmenes de hielo dentro de la cueva (mayo-junio), y otra en el de mnimos (octubre-noviembre). Se utiliz un 4 En las otras cavidades a estudio ha sido imposible acceder a ellas con tal instrumentacin.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 304 laser scanner terrestre (3D TLS) Leica Scan station C10 con un rango de distancias de 1,5-300 m con precisin nominal de 6 mm a una distancia de 50 m con iluminacin normal y condiciones de reflectividad. El campo de visin permite crear modelos casi esfricos (270 en la vertical y 360 en horizontal). Para el control trmico y la generacin de modelos trmicos tridimensionales y ortotermogramas se utiliz la cmara termogrfica FLIR SC660 con una resolucin trmica de 0,03C y un rango de 40 a 1500C, y una resolucin de imagen de 640x480 px y 0,65 mrad de resolucin angular (para ms detalle vase cap.1.4). Fig.5.15. Topografa en planta y distribucin de los termorregi stradores y del termohigrmetro en la cueva helada de Pea Castil. Uno de los termorregistradores se instal en la Sala Helada (SH), el segundo de ellos en el pozo lateral obturado (Po) y el tercero en la Sala Terminal (ST). El termohigrmetro fue ubic en el pasillo que une las salas heladas con la sala terminal. 5.3.1.1.Temperaturas. Los primeros estudios climticos de las cuevas heladas en Picos de Europa, presentados en estudios recientes, versan precisamente sobre las condiciones trmicas de la cueva helada de Pea Castil (Gmez Lende et al., 2011, 2013; Gmez Lende y Serrano, 2012b, 2012c; Berenguer et al., 2014). El hecho de ser los primeros, consecuentemente, refleja una falta de anlisis y registros endoclimticos previos que ayuden a consensuar

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 305 tendencias temporales de manera taxativa. Sin embargo, durante los aos de investigacin se han determinado ciertos caracteres y pautas en su caracterizacin trmica que se exponen a continuacin. Conviene resaltar previamente que se ha optado por agrupar los datos en series temporales de un ao desde el momento exacto en el que se instalaron los termmetros, con el fin de tener las series ms completas y largas posibles. Por eso, para el caso de la cueva de Pea Castil, las series comienzan en el mes de octubre; mientras que, sin embargo, para las de Vernica y Altiz lo hacen en los meses de agosto5. a) Comportamiento trmico general Temperaturas medias, temperaturas absolutas y amplitudes trmicas La cueva helada de Pea Castil se caracteriza por tener unas temperaturas medias anuales (Tma.int) por debajo de los 0C en sus tres estancias principales para los tres aos registrados. Apenas existen diferencias entre los aos controlados, movindose sus medias mximas y mnimas entre los 0,10 y -1,08C; y con una diferencia con respecto a las temperaturas medias anuales estimadas para el exterior de la cavidad (Tma.ext) de 2C aproximadamente. Las temperaturas medias por estancias para el periodo 20102013 son de -0,91C para la Sala Helada (SH) ; -0,85C para el Pozo Obturado (Po); y 0,31C para la Sala Terminal (ST) (fig.5.26). En trminos absolutos las temperaturas mnimas (Tmn.abs) alcanzan los -7,5 C, registrados en la madrugada del 4 de febrero de 2012 en la SH; con mximas (Tmx.abs) que no sobrepasan en ningn caso los 2,5C, registrados en varias ocasiones en la ST (el 24, 27 y 28 de octubre de 2011; y el 2 y 3 de noviembre de 2011). Lo que deja una oscilacin trmica anual absoluta ( Tabs) de tan slo 8,5C, y nos da ya una primera idea del carcter genricamente estabilizado que se da en la cavidad. Sobre todo si se compara con la Tabs.ext que se da en la boca de entrada que puede llegar a alcanzar los 31,27C (fig.5.27). 5 Un ms fcil acceso a la cueva helada de Pea Cas til hace posible su estudio en diferentes pocas del ao; mientras que las otras dos requieren de determin adas pocas del ao para su estudio, ya sea por encontrarse la menor cantidad de nieve posible para poder acceder a ellas, como por motivos puramente logsticos inherentes a la propia exploracin espeleol gica de la alta montaa de Picos de Europa. Por eso el trabajo en las mismas se restringe a aquellas pocas estivales fundamentalmente.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 306 Tabla 5.12. Tmm en la CH. Pea Castil 2010/13. SH, Sala Helada; Po, Pozo obturado; ST, Sala Terminal; Ext. PC, entrada exterior de Pea Castil; n.d no datos. *Temperaturas estimadas con la aplicacin del gradiente trmico desde la EMA La Caballar. Las mximas y mnimas del exterior de la cavidad se corresponden con las mximas y mnimas de las Tmd estimadas. Las mximas y mnimas del interior son registros absolutos. La Tma, as como Tmx y Tmn de Po para los aos 2010/11 y 2011/12 estn condicionados por la falta de datos.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 307 Fig.5.16. Tma en la CH. Pea Castil y Tm para el periodo 2010-2013. Temperaturas mensuales Las Tma por debajo de los 0C en el interior de la cavidad se traducen en Tmm por debajo del dicho umbral. Para el caso de la SH ningn mes sobrepasa dicha cifra, al igual que en el caso del Po. La cosa vara ligeramente para el caso de las Tmm de la ST, con 11 de los 24 meses entre octubre de 2010 y 2011 en los que se super la media mencionada6 y, en algunos casos, con temperaturas positivas rondando el grado y medio positivo (octubre, noviembre, agosto y septiembre de 2011). De forma general se aprecia en el grfico adjunto (fig.5.17) la evolucin de las Tmm con unos regmenes oscilatorios variables en funcin de que nos encontremos en una estacin del ao u otra. De tal manera, duran te los meses ms clidos las temperaturas de la cavidad se comportan ms homogneamente, con oscilaciones nulas o prcticamente nulas, mientras que durante los meses fros las temperaturas experimentan mayores variaciones. Para el caso de la SH y el Po en ningn momento sobrepasan los 0C, mientras que en la ST adems de sobrepasarlo mantiene, comparativamente con respecto a las otras dos estancias, oscilaciones mayores en muchos de los meses. Tendencias estas bastante distantes de las seguidas en el exterior de la cavidad (fig.5.17). 6 El no funcionamiento durante el ltimo ao del term metro instalado en esta sala impidi tener una serie completa de todos los aos. Al igual que ocurri con los termmetros instalados en el Po.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 308 Fig.5.17. Tmm en la CH. Pea Castil 2010/13 con las desviaci ones tpicas por estancias y en el exterior. Los meses ms fros tambin sufren variaciones dentro de cada una de las estancias, pero es por lo general el mes de febrero el que suele ser el ms fro en cada ao y en cada una de salas controladas (fig.5.13). Adems es el mes en que se registraron las Tmm ms fras de todo el periodo investigado tanto dentro (en la SH) como fuera de la cavidad: con -3,45C y-5,27C respectivamente.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 309 Comparativa meses ms fros en CH. Pea Castil (C) SH Po ST Exterior Ao 2010-11 1) dicÂ’10 (-2,26) dicÂ’10 (-1,86) febÂ’11 (-1,83) eneÂ’11 (-3,36) 2) febÂ’11 (-2,14) febÂ’11 (-1,56) dicÂ’10 (-1,62) dicÂ’10 (-3,13) 3) marzÂ’11 (-1,93) eneÂ’11 (-1,39) eneÂ’11 (-1,31) novÂ’10 (-1,75) Ao 2011-12 1) febÂ’12 (-3,45) febÂ’12 (-2,35) febÂ’12 (-3,03) febÂ’12 (-5,27) 2) abrÂ’12 (-1,59) marzÂ’12 (-1,05) abrÂ’12 (-1,11) abrÂ’12 (-2,50) 3) marzÂ’12 (-1,53) abrÂ’12 (-1,02) marzÂ’12 (-1,08) eneÂ’12 (-2,26) Ao 2012-13 1) febÂ’13 (-2,71) n.d n.d febÂ’13 (-4,94) 2) marzÂ’13 (-2,08) n.d n.d marÂ’13 (-2,34) 3) abrÂ’13 (-1,44) n.d n.d eneÂ’13 (-1,92) Tabla 5.13. Los tres meses ms fros por ao en las distinta s estancias de la CH Pea Castil y la boca de entrada. Resaltado en tonos azules estn los meses ms fros del periodo 2010-2013. Las Tmm ms clidas no suelen sobrepasar los 0C, fundamentalmente en la SH y en el Po; aunque con ligeros matices segn la estancia de la cueva en la que nos encontremos. As como en las salas mencionadas se da frecuentemente una homotermia en torno a los 0C durante los meses estivales, con alguno de los aos en que tambin se han dado Tmm=0C en octubre (ao 2011); en la estancia ST, sin embargo, las Tmm 0C se han dado heterotrmicamente desde agosto hasta diciembre para el ao 2011 y desde mayo para el ao 2012, llegando a alcanzar incluso Tmm de 1,67C (ver fig.5.12). La estimacin de las Tmm.ext refleja que son los meses de agosto los ms clidos en los aos 2011 y 2012 con 9,07C y 9,45C respectivamente; y julio del 2013 con 10,78C (ver fig.5.12). Distribuciones por rangos trmicos La distribucin de las Tmd por rangos trmicos muestra como la gran mayora de los das del ao las temperaturas se encuentran entre los 0 y -3C. Las bajadas de temperatura en el interior de la cavidad responden a entradas de aire no muy fro, con Tmd<-3C poco representativas, por tanto, y de escasa duracin centradas en los meses de febrero en las salas SH y Po, y prcticamente inexistentes en la ST. De forma comparativa, es la SH la que se encuentra ms fra y durante ms das al ao, mantenindose adems en dicha sala prcticamente un nmero similar de das con Tmd< -3C a lo largo de los tres aos. Los meses de febrero de los dos ltimos aos es donde se concentra ms fro y con un mayor porcentaje de das, a excepcin del ao 2010 en el que se concentraron en el mes de diciembre, aunque con un pico secundario de fro durante febrero (15 das para febrero de 2013, 9 para febrero de 2012 y 7 para diciembre de 2010). Cifras bastante mayores que en el resto de la cavidad.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 310 Fig.5.18. Tmd por n de das por rangos trmicos en la CH. Pea Castil (2010-2013). La distribucin por rangos difiere en el caso de las Tmd.ext, con una inmensa mayora de das con medias por encima de los 0C. Holgadamente por encima de los 210 das/ao, y ajustndose a lo ya presentado previamente en el mapa expuesto en la fig.5.5.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 311 Por encima de 0C destaca un considerable mayor nmero de das en la ST durante el ao 2011-2012, muy similar al nmero de das en el exterior de la cavidad (219 das en la ST y 306 en el ext.). Estos das se co ncentran mayoritariamente a finales de otoo y principios de invierno de 2011 (octubre, noviembre o diciembre) y en enero de 2012, y en ltima instancia son el reflejo del comportamiento trmico diferenciado de esta sala con respecto a las otras dos estancias. Comportamiento ms parejo a las tendencias exteriores (fig.5.18). b) Comportamientos trmicos temporales: dinmicas anuales y periodos trmicos En funcin de lo expuesto hasta ahora se pueden distinguir dentro de la evolucin trmica anual de la cueva helada de Pea Castil tres tipos de periodos trmicos principales: Un primer periodo denominado periodo abierto en el que tanto las temperaturas de la cavidad como las exteriores se encuentran genricamente por debajo de los 0C, aunque caracterizados por Tmd.extTmd.int), mantienen comportamientos diferenciados e independientes (CA en fig.5.19). En base al anlisis de los datos trmicos obtenidos para el periodo de estudio 2010-2013 se detallan a continuacin las caractersticas de cada uno de estos periodos, as como de las subdivisiones que se pueden hacer en algunos de ellos. Periodo abierto (A) Dentro del periodo abierto se puede distinguir los siguientes subperiodos: Subperiodo abierto A1 : abarca aquellos meses en los que las Tmd se encuentran por debajo de los 0C en el interior de la cavidad, y mayoritariamente por debajo tambin en el exterior, pero sin llegar a ser todava las Tmd ms bajas. Tampoco las Tmd.int son muy elevadas, no superando casi nunca el umbral de 0C. Tal periodo comienza con la

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 312 entrada irregular de las primeras masas de aire fro a la cavidad, siendo entradas de aire fro menos intensas y de menor duracin que las del subperiodo inmediatamente posterior. Previamente las temperaturas exteriores se han ido reduciendo pero no se da un dominio taxativo todava del binomio Text
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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 313 cavidad. Los ritmos mantenidos tanto por las temperaturas exteriores como por las interiores mantienen una buena sincrona y, de forma general para todo el periodo abierto (A1+A2) y fundamentalmente referido para la SH por ser sta donde se dan series de datos ms completas, se mantie ne una relativamente buena correlacin con respecto a la evolucin de las temperaturas exteriores, al menos en relacin con las correlaciones del periodo cerrado, con ndices de R2=0,4 y 0,5 (vase fig.5.33). Los meses abarcados oscilan desde los inicios de diciembre y principios de febrero hasta mayo o junio. Periodo Transicional (TrA): tras el periodo abierto la entrada de aire fro al interior de la cavidad cesa, experimentando sus temperat uras un aumento paulatino hasta situarse en torno a los 0C. Las temperaturas dibujan una tendencia ascendente escalonada alejndose de la influencia trmica exterior que contrasta con la rapidez con la que descienden las mismas en los momentos en los que la tendencia es descendente. Se trata de un periodo de reequilibrio o rebalance de las temperaturas hacia un estado homotrmico motivado por la falta de influencia externa y durante el cual la cavidad se mantiene de forma genrica entre los 0 y -0,5C, mientras que las temperaturas exteriores, con marcadas oscilaciones, no bajan ya mayoritariamente de los 0C; y si lo hacen, lo hacen de forma espordica y con escasa intensidad. Sin embargo, en la cavidad se mantiene un comportamiento bast ante homogneo con oscilaciones bajas en torno a los 0,2C en toda la cavidad. Durante este periodo no se dan las Tmd fras extremas; pero tampoco se alcanzan todava las mximas, no rebasando las Tmd.mx los 0,5C. El grueso de los das por rangos trmicos se sita siempre entre 0C y -2C, y nunca ya por debajo de los -2C. Durante este periodo la cada de las fluctuaciones trmicas y el aumento gradual de las mism as queda controlado por la inercia trmica desprendida tanto del calor acumulado en las paredes de la cavidad como en el propio bloque de hielo7. El gradiente trmico durante este periodo entre el interior y exterior de la cavidad ha ascendido considerablemente s itundose de media por encima de los 5C, y la dinmica seguida, tanto por las temperaturas exteriores como por las interiores, acusan un paulatino aumento de desapego sincrnico. El periodo transicional en la cavidad se puede extender, dependiendo del ao, entre principios de abril y principios de junio hasta mediados de junio y principios de julio. 7 Coherente a lo sealado para los comportamientos trmicos de otras cavidades (Lismonde, 2002b; Morard et al., 2010a).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 314 Periodo cerrado (CA): durante este periodo se alcanzan las temperaturas mximas tanto en el interior como en el exterior de la cavidad, aunque en el interior con una marcada tendencia homotrmica en torno a los 0C, o superndolos levemente pero sin apenas sobrepasar los 2C. Las Tmd mnimas en el interior de la cueva se mantienen mayoritariamente a 0C tambin, con unas medias para todo el periodo que se sitan entre 0 y 1C, y unas Text que nunca bajan de los 0C, salvo en ocasiones aisladas a finales de otoo. La transferencia de calo r por conveccin trmica se paraliza como consecuencia de Text>Tint, provocando un prcticamente nulo movimiento de masas de aire en el interior de la cavidad, y haci endo funcionar a la cavidad de manera ms estanca que durante el periodo abierto. Dura nte el periodo abierto la conduccin trmica hacia el bloque de hielo proporcionada por el calentamiento de la roca gana protagonismo, fundamentalmente en la entrada y primera sala helada ya que es aqu donde se da una mayor exposicin de luz solar. Las oscilaciones mantenidas en las distintas estancias de la cavidad son las menores que se dan en todo el ciclo anual siendo mayoritariamente nulas, a excepcin de la ST en donde tan slo oscilan 0,6C. Las escasas y poco intensas entradas de aire fro que se dan en este periodo, a mediados de otoo habitualmente, apenas tienen respuesta en el interior de la cavidad pudindose considerar nulas, y afectando slo de manera puntual a aquellas zonas ms clidas de la misma (la sala ST). Por rangos trmicos en el interior de la cueva no se dan das por debajo de los 0C. En este episodio los contrastes trmicos entre el interior y exterior de la cavidad alcanzan sus valores mximos situndose la amplitud trmica en torno a los 7,5C. Adems, se mantiene una correlacin entre Text y Tint prcticamente nula, como muestran los ndices de la SH muy prximos a R2=0 (entre 0,001 y 0,04). Este periodo en la cueva helada de Pea Castil abarca los meses centrales del esto oscilando entre mediados de junio y principios de julio hasta principios de noviembre o diciembre.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 315 Fig.5.19. Periodos trmicos de la CH. de Pea Castil y desglosados por estancias (2010-2013)

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 316 Fig.5.20. Periodos trmicos de la CH. de Pea Castil junto con diagramas de desviaciones (2010-2013)

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 317 Media Tmd (C) Desv.Strd. ( ) Mx Tmd (C) Mn Tmd (C) N das T 0C (%) SHPo STExtSHPo ST ExtSH Po STExt SHPoSTExt SH Po ST Ext periodo A1 (07/11/2010-14/11/2010) -0,7 -0,2 0,0 0,00,30,20,43,5-0,3 0,00,85,3-1,3-0,5-0,4-41001006363 periodo A2 (15/11/2010-31/03/2011) -2,0 -1,5 -1,4 -2,5 0,80,71,04,2 -0,5 -0,50,18,3 -4,0 -3,0 -4,0 -1010010099 70 periodo TrA (01/04/2011-17/07/2011) -0,6 -0,1 -0,5 5,10,20,20,04,00,0 0,0-0,5 19,3-1,0-0,5-0,5-2 100100100 5 periodo CA (18/07/2011-01/12/2011) 0,0 0,0 0,7 6,60,00,00,94,4 0,0 0,0 2,218,7-0,30,0-0,5-3100100456 periodo A1 (02/12/2011-01/02/2012) -0,8n.d. -0,1 -1,80,8n.d.0,92,80,0 n.d.1,03,5-3,1n.d.-2,4-7100n.d.4266 periodo A2 (02/02/2012-02/05/2012) -2,2-1,4 -1,7 -1,9 1,40,81,34,8 -0,8 -0,50,08,0 -6,8 -4,3 -5,6 -12 10010010067 periodo TrA (03/05/2012-11/06/2012) -0,6-0,2 0,4 5,60,30,20,44,60,0 0,00,515,4-1,0-0,5-0,8-21001001515 periodo CA (12/06/2012-29/10/2012) 0,0n.d. 1,0 7,30,0n.d.0,44,6 0,0 n.d. 1,5 18,60,0n.d.0,5-5100n.d.04 periodo A1 (26/11/2012-09/01/2013) -0,9n.d.n.d. -1,10,7n.d.n.d.3,70,0 n.d.n.d.7,4-2,8n.d.n.d.-7100n.d.n.d.60 periodo A2 (10/01/2013-03/06/2013) -1,8n.d.n.d. -2,0 1,1 n.d.n.d. 3,8 0,0 n.d.n.d.7,5 -5,0n.d.n.d. -11 100 n.d.n.d. 76 periodo TrA (04/06/2013-29/06/2013) -0,5n.d.n.d. 5,00,1n.d.n.d.3,0-0,1 n.d.n.d.11,5-0,5n.d.n.d.1100n.d.n.d.0 periodo CA (30/06/2013-19/10/2013) 0,0n.d.n.d. 8,60,0n.d.n.d.3,70,0 n.d.n.d.18,10,0n.d.n.d.-1100n.d.n.d.1 2010-2013 Media Tmd (C) Desv.Strd. ( ) Mx Tmd (C) Mn Tmd (C) N das T 0C (%) SHPo STExtSHPo ST ExtSH Po STExt SHPoSTExt SH Po ST Ext periodo A1 -0,8 -0,2 0,0 -1,00,60,20,63,30,0 0,01,07,4-3,1-0,5-2,4-6,91001005263 periodo A2 -2,0 -1,4 -1,6 -2,1 1,10,81,14,3 0,0 -0,50,18,3 -6,8 -4,3 -5,6 -12,0 10010010071 periodo TrA -0,6 -0,1 -0,1 5,20,20,20,23,90,0 0,00,5 19,3-1,0-0,5-0,8-2,2100100307 periodo CA 0,0 0,0 0,8 7,50,00,00,64,2 0,0 0,0 2,218,7-0,30,0-0,5-5,0100100223 Tabla 5.14. Temperaturas por periodos trmicos en la CH. de Pea Castil (2010-2013) + C Gradacin Tmd -C

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 318 Fig.5.21. Correlaciones entre las Text y la SH de Pea Castil 2010-2013.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 319 Dentro de este periodo cerrado, y en referencia a los ltimos meses del mismo, los meses otoales, cabra la posibilidad de distinguir un subperiodo ya que las temperaturas exteriores experimentan un descenso considerable con respecto a los meses centrales del periodo, pudiendo espordicamente bajar del umbral de 0C. Pero no se da la suficiente intensidad de fro como para que se vea afectado de manera definitoria el interior de la cavidad, al menos las salas en las que se encuentra alojado el bloque de hielo, y por tanto no creemos oportuno hacer tal distincin. Tabla 5.15. Cuadro resumen de los parmetros trmicos de cada periodo. Periodos trmicos en la CH. Pea Castil A1 A2 TrA CA Tm Periodo entre 0 y -1C entre -1,5 y -2,0C entre 0 y -0,5C entre 0 y 1C Tmd int <0C <-1,5C mayorit. 0C 0C Tmd ext mayorit.<0C mayorit.<0C >0C (puntualm.<0C) >0C Tmd mn mn. no alcanzada mn. alcanzada (-6,8C) mn. no alcanzada mn. no alcanzada Tmd mx mx. no alcanzada (mayorit.>0C) mx. no alcanzada (siempre <0C) mx. no alcanzada (hasta 0,5C) mx. alcanzada (2,2C) Estado trmico heterotrmico heterotrmico homotrmico homotrmico Tendencia trmica descenso escalonado variable en torno a valores ms bajos ascenso escalonado estable Entradas de aire fro a la cavidad de escasa intensidad y duracin, en oleadas intensas y de larga duracin, en intensas oleadas puntuales y de muy escasa intensidad, no hay oleadas de aire fro no se da entrada de aire fro Oscilaciones ( ) grandes (0,2-0,6C) mximas (>1C) pequeas (0,2C) mnimas/nulas (0C) Ndas/rangos trmicos entre 0 y -3C (puntualm.<-3C) mx.concentracin ndas <-3C mayorit. entre 0 y -2C (nunca <-2C) nunca <0C Gradiente Trmico ( Tex t -Tin t ) 0,5C 0,5C (amplitud mn) >5C >7,5C (amplitud mx) Dinmica trmica dependiente Tex t -Tin t buena buena mala nula Fechas finales de nov.finales de enero inicios de dic.mayo/junio inicios de abril/junioinicios de julio inicios de julioinicios de nov./dic.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 320 c) Comportamiento trmico espacial Caracterizacin trmica espacial general El comportamiento trmico de los distintos periodos que se acaban de diferenciar, y para las distintas salas controladas, mantie ne ndices de correlacin bastante bajos con respecto a las evoluciones trmicas exteriores8. As tenemos que para el periodo 20102013 las mejores correlaciones se dan en la s estancias SH y Po, pero an as son correlaciones que no superan R2=0,6; mientras que en la ST se reduce la correlacin a la mitad hasta R2=0,3 (fig.5.22). Una bajada en la correlacin entre Tint y Text se traduce, en ltima instancia, y teniendo en cuenta que las primeras estn en funci n de la evolucin de las segundas, en un mayor distanciamiento trmico entre ellas y, por tanto, en temperaturas menos fras en los momentos en los que se dan Text
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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 321 Ello se encuentra reflejado de forma gradual, y genricamente a lo largo de la superficie de la cavidad a una altura de entre 1 y 2 m sobre el nivel de suelo (altura a la que se localizan los termmetros)9, en una gradacin ascendente de las temperaturas a medida que nos alejamos de la influencia climtica externa, tanto en los periodos abiertos como en los cerrados. Los mapas de temperaturas presentados en la fig.5.23 muestran dicha gradacin a lo largo de toda la cavidad. En ellos se observa de manera generalizada (fig.5.23c) un incremento de las temperaturas a medida que nos acercamos a las ltimas estancias de la cavidad, siendo mxima en la ST con una media de -0,3C, medio grado por encima de la media en el Po, y 0,6C ms que en el caso de la SH. En las tres estancias controladas se dan medias diferentes siendo la SH la ms fra. Hecho registrado tanto para los periodos abiertos (fig.5.23a), como para los periodos cerrados (fig.5.23b). En los periodos abiertos son las estancias ms alejadas de la boca de entrada las ms clidas con -0,8C en la ST y en el Po. Dos posibles factores, cuando no la suma de los dos, se pueden barajar para su explicacin: por un lado, un alejamiento con respecto al bloque de hielo les procurara una menor influencia trmica del mismo, ya que ambas estancias estn libres de hielo perenne; y por otro, y a falta de datos que lo puedan corroborar, estas dos estancias se veran expuestas a una mayor conduccin calrica de las paredes de la cavidad lo que podra hacer que ligeramente subiesen sus temperaturas. Durante los periodos cerrados sin embargo, y a pesar de ser de nuevo la ST la estancia ms clida de la cavidad con 0,8C, el Po y la SH se mantienen con 0C. Durante este tiempo las diferencias entre estancias se acentan llegando a ser de 0,83C entre las primeras salas y la ST. La circulacin del aire durante este periodo, como ya se ha visto, es prcticamente nula con la desaparicin de las corrientes de aire convectivas caractersticas de los periodos abiertos y por tanto de las transferencias calricas adventivas a lo largo de la cavidad. Ello pr ocura, de forma generalizada en la SH y sus entornos ms inmediatos, un estancamiento de las masas de aire en funcin de las distintas densidades haciendo que las temperaturas se vean sometidas a una homotermia producto de la influencia, en mayor medida al menos que durante los periodo abiertos, de la conduccin calrica emitida por las paredes y el bloque de hielo. Pero 9 Las variaciones verticales de temperatura en la cavidad a pesar de no estar cuantificadas, si se han podido observar a travs del empleo de la cmara trmica (como ms adelante se expondr).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 322 fundamentalmente de ste ltimo, el cual ej ercera una especie de buffer trmico con respecto a su entorno como ya se ha mostrado en estudios energticos de otras cavidades (p.e. Luetscher, 2005; Piasecki et al., 2006; Per oiu et al., 2009). Mientras que sin embargo en la ST la no influencia de l bloque de hielo la hace estar sometida a una mayor heterogeneidad de sus temperaturas manteniendo oscilaciones sincrnicas con las Text. Para el Po la influencia trmica del bloque de hielo probablemente se vea difuminada debido a su ntida separacin del mis mo, pero aqu el hecho de configurarse endokrsticamente en forma de un pequeo pozo obturado y encajado, y a una cota ligeramente inferior respecto al resto de las salas controladas, puede facilitar el estancamiento en l de masas de aire fro procurndole una falta del circulacin termodinmica y un mantenimiento homotrmico en torno a los 0C. Por otra parte, si se atiende a los gradientes trmicos mantenidos entre las distintas estancias de la cavidad y a las condiciones exteriores, se aprecia tambin una variacin en funcin de la mayor o menor cercana con respecto a la boca de entrada, y distinta en funcin del periodo en el que nos encontremos. Mientras que durante los periodos cerrados se dan amplitudes trmicas que sobrepasan los 7,5C de media, y es la ST la que manifiesta una menor amplitud con 6,6C. Durante los periodos abiertos se dan amplitudes mucho menores mantenindose la mayor amplitud, sin embargo, en la ST con 0,8C (fig.5.23). La amplitud trmica entre las medias mens uales ms fras y las ms clidas (fig.5.23d) da una idea del dinamismo de las masas de aire de la cavidad. Dicho valor ya ha sido calculado para el estudio de otras cavidades con el fin de diferenciar tal dinamismo entre las distintas zonas climticas de una cueva (Pulina, 1999; Piasecki, et al., 2006). En funcin de ello es la parte ms interna de la cavidad la que experimenta un mayor contraste trmico a lo largo del periodo investigado con 4,7C entre su mes ms fro y el ms clido, favoreciendo una dinmica mayor de sus masas aire, y el Po la parte de la cavidad con menor dinmica de aire con una amplitud trmica de 2,3C. Mientras, en la SH, junto con buena parte del corredor que la une con la ST, se puede hablar de una amplitud intermedia o transitoria entre ambos extremos con una amplitud de 3,4C. Tales dinmicas estn en consonancia con las oscilaciones y desviaciones trmicas presentadas en la fig.5.21 y en la tabla 5.15.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 323 Fig.5.23. Mapas de temperaturas para la CH. de Pea Castil (2010-2013). Particularidades trmicas espaciales Pero a estas caracterizaciones trmicas zonale s que se acaban de presentar se le suman una serie de matices a tener en cuenta. De forma concreta se puede observar como son las temperaturas de la ST las que manifiestan, si bien con un ritmo general bastante similar al resto de la cueva, algunos detalles que diferencian an ms su comportamiento: 1) Por un lado, en la ST se aprecian mayoritariamente temperaturas superiores a las que se dan en las otras dos estancias, con Tmd que pueden rondar incluso los 2C. Esto se ha podido apreciar especialmente durante los periodos cerrados del ao 2011/2012, aunque tambin de forma algo ms leve a finales del periodo cerrado de 2010 (mes de octubre). Durante los periodos abiertos tales diferencias son ms tenues, estando en torno a 1C las mayores. En estos periodos es sobre todo en los picos de mayor Tmd cuando se aprecian mayores diferencias (fig.5.25b), no si endo tanta en los picos de fro (fig.5.24c). Dichas diferencias no se puede afirmar que constituyan una tendencia o patrn de comportamiento en la ST ya que slo se ha n registrado en uno de los aos estudiados. En el primer ao apenas se dieron diferencias trmicas durante el periodo cerrado, salvo las ya sealadas para el mes de octubre; si endo las diferencias durante el periodo abierto

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 324 ms similares a las que se dieron durante el mismo periodo del ao siguiente (en torno a 0,5C de diferencia entre la ST y la SH). Fig.5.24. Diferencias espaciales en el interior de la cavidad : mayores temperaturas en la ST. a) diferencias mximas entre la ST y el resto de la cavidad durante los periodos cerrados; b) algo ms tenues durante las mximas de los periodos abiertos; c) y menores durante las mnimas de los periodos abiertos. 2) Un segundo aspecto trmico diferenciado en la ST es el distinto comportamiento que tiene tanto a finales del periodo cerrado como en el periodo transicional. Mientras que en la SH y en el Po se mantiene una inmuta ble homotermia en torno a los 0C, para el primer caso, y una homotermia ascendente a intervalos escalonados para el segundo; en la ST se registran marcadas oscilacione s para el final del periodo cerrado (fig.5.25a) y un menor escalonamiento y una homotermia ms estable para el periodo transicional (fig.5.25b). Esto nos indica de nuevo un comportamiento diferenciado de las trmicas en esta sala ltima, en la que parece que una mayor Tmd, cercana a los 2C, hace que las primeras bajadas de temperatura otoales, no tan fuertes como las de pleno invierno (periodo abierto), le afecten en mayor medida que al resto de la cavidad que se mantiene en Tmd de 0C. En este aspecto la ST durante el periodo cerrado s que mantiene una cierta influencia de las temperaturas exterior es, al contrario que el resto de la cavidad.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 325 Fig.5.25. Diferencias espaciales en el interior de la cavidad : evolucin trmica distinta en la ST. a) temperaturas medias de la ST con oscilaciones y superiores a la homoter mia reinante en el resto de la cavidad a finales del periodo cerrado de 2011; b) temperaturas medias de la ST superiores aunque con menores oscilaciones que en el resto de la cavidad en el periodo transicional. 3) Dentro de la heterotermia caracterizadora de los periodos abiertos y transicionales, la ST registra momentos de una mayor homogene idad relativa en comparacin con el resto de la cavidad. Si se exceptan los periodos cerrados, la ST no experimenta tantas oscilaciones como las estancias ms cerca nas a la influencia exterior (fig.5.26). Posiblemente, y de nuevo a falta de estudios geotrmicos que lo puedan corroborar, puede ser la energa geotrmica de la propia roca en la que se encaja la cavidad la responsable de que se atenen tales oscil aciones en esos momentos. Al respecto, es durante estos periodos abiertos cuando parte del calor adventivo arrastrado por el flujo de aire se transmite y almacena por conduc cin trmica a las propias paredes de la cavidad enfrindose en mayor medida stas cuanto ms cerca de la entrada se encuentren, como Morard et al. (2010a) han observado en otras cavidades heladas.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 326 Fig.5.26. Diferencias espaciales en el interior de la cavidad : una mayor homotermia en la ST; a) temperaturas medias de la ST con evoluciones ms estables que en el resto de la cavidad. Fundamentalmente durante el periodo abierto del 2010/2011. 4) En momentos puntuales durante periodos ce rrados se aprecian leves repuntes de las Tmd en la evolucin trmica de la ST. Tales repuntes probablemente se asocien a leves circulaciones de aire que tal estancia expe rimenta cuando se dan bajadas reseables de la Text (fig.5.27). Morard et al. (2010) sealaron para la Grouffe des Diablotins eventos similares asociados a cambios en la circulacin del aire. Si bien en este caso se trata de una cueva helada alpina dinmica, seran necesarios ms datos que nos ayudasen a determinar si en la ST de la cueva helada de Pea Castil se dan tales cambios en la circulacin del aire, y por tanto comportamie ntos ms cercanos a las cuevas dinmicas, en lugar del comportamiento esttico que se da en el resto de la cavidad. Dichos repuntes trmicos, proporcionados por ligeras ci rculaciones de aire durante los periodos cerrados, estaran en consonancia con el ma yor dinamismo de esta parte de la cavidad reflejado en la fig.5.23d. Estos repuntes de la temperatura estaran tambin en consonancia con lo que Mavlyudov (2009) seal como “ warm temperature anomalies ” tanto para el aire como para las parede s de las cavidades heladas en las llamadas zonas neutrales zonas en las que se dan temperaturas constantes elevadas (~+5C).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 327 Fig.5.27. Diferencias espaciales en el interior de la cavidad: a) repuntes puntuales trmicos en la ST. 5) A este comportamiento trmico diferenciado en el final de la cavidad se le aade tambin un comportamiento levemente asincrnico con respecto a los ritmos mantenidos en las otras dos estancias controladas. Se puede observar como en las evoluciones trmicas de cada una de las estancias se da un ligero desplazamiento del tempo trmico, aun manteniendo una misma evolucin. Se aprecia como a parte de enfriarse menos la cavidad a medida que nos alejamos de la boca de entrada, como ya hemos visto hasta ahora, se da tambin un ligero desfase temporal, especialmente notable en determinados momentos. Concretamente durante los periodos abiertos, pero especialmente visible en la ascensin de las Tmd durante el periodo transicional. Mientras que las zonas ms cercanas a la boca de entrada, y ms influenciadas por las Text, se enfran ms rpidamente que en el caso de las salas Po y ST, en los momentos que ascienden las temperaturas lo hacen ms lentamente tambin (fig.5.28a y b, respectivamente). Por norma general, en tal as incrona, la sala Po, sala intermedia entre la SH y la ST, registra tambin una evolucin intermedia. Estos desfases temporales son pequeos durante los periodos abiertos, de apenas escasas horas en la mayora de los casos, aunque pudiendo llegar a un da casi entero; pero sin embargo son mucho mayores durante los periodos transicionales, pudiendo llegar a ser incluso de semanas hasta equipararse de nuevo las temperaturas (B en fig.5.28).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 328 Fig.5.28. Asincronas en las evoluciones trmicas de las dis tintas estancias de la CH. Pea Castil. a) desfases temporales descendentes en la evolucin de las distintas t rmicas de la cavidad; b) desfases temporales ascendentes en la evolucin de las distintas trmicas de la cavidad; B) desfases temporales mayores en las ascendencia de las distintas evoluciones trmicas de las cavidad (de varias semanas) Zonificacin trmica Dentro de la cueva helada de Pea Ca stil se puede distinguir, en funcin del comportamiento trmico visto, la siguiente zonificacin: Zona templada exterior. En el entorno inmediato de la boca de entrada se distingue una zona en la que las temperaturas y sus evoluciones son ms parejas a las evoluciones exteriores que a las que se dan en el interi or. stas se encuentran bajo la influencia directa de las condiciones topoclimticas de la boca de entrada, y estn sometidas a las oscilaciones de la evolucin trmica exterior, lo que hace que la distincin de periodos trmicos quede difuminada en favor de una heterotermia generalizada. Zona fra. En el interior de la cavidad las temperaturas adquieren un comportamiento ntidamente diferenciado, con la distincin clara de diferentes periodos trmicos en funcin de su condicin de cavidad esttica, con un comportamiento generalizadamente homotrmico en torno a los 0C durante los periodos cerrados, y heterotrmico durante los periodos abiertos. Pero en ambos casos fuertemente influenciados por la presencia

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 329 del bloque de hielo, lo que hace que la extensin de esta zona este en funcin de las dimensiones de ste. Es aqu donde se dan las temperaturas medias ms bajas. Zona de transicin. Son zonas en las que confluye un rgimen trmico sensiblemente por encima de la zona fra alejndose de la influencia del bloque de hielo. La presencia del hielo en estas zonas suele ser estacional y sus temperaturas si superan los 0C lo hacen de forma muy leve. En el caso de Pea Castil se distinguen estas zonas de transicin en los corredores que comunican la ST y la SH. Zona templada interior. En las partes ms alejadas de la boca de entrada se experimentan las temperaturas ms elevadas de toda la cavidad, normalmente por encima del rgimen trmico de la zona fra. La dinmica del aire en estas salas puede o bien caracterizarse por un mayor dinamismo que en el resto de las estancias, caso de la ST, presentando las mayores amplitudes trmicas con circulaciones de aire variables a lo largo de prcticamente todo el ciclo anual, y pudindose ser calificadas en tal caso como zona templada interior variable O bien por una estanqueidad mayor debida a sus condiciones topo-endokrsticas, caso del Po, con las menores amplitudes trmicas y circulaciones de aire ms conformes a las cavidades de tipo esttico, que podra calificarse como zona templada interior estanca Fig.5.29. Zonas trmicas en la CH. Pea Castil.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 330 5.3.1.2.Geomtica y termografa: los ortotermogramas en la cueva helada de Pea Castil. Informaciones geomticas y termogrficas en la cueva helada de Pea Castil La buena accesibilidad de la cueva de Pea Castil ha permitido el manejo en su interior de instrumentacin geomtica y termogrfica con el fin de realizar una caracterizacin trmica combinada a travs de la elaboracin de ortotermogramas. Procedimiento hasta ahora nunca aplicado en cueva helada alguna10 y parte de cuyos resultados han sido expuestos en trabajos especficos derivados de la presente investigacin (Gmez-Lende et al., 2013; Berenguer et al., 2014). La instrumentacin empleada, con la que ha sido imposible trabajar en las otras cavidades a estudio por su dificultad de acceso, y cuyas especificaciones han sido detalladas en el captulo de metodologa, ha permitido la elaboracin de tres tipos fundamentales de informacin: Modelos tridimensionales (360horz.x270vert.) de la cavidad mediante su escaneo con el TLS 3D de los cuales se pueden obtener por rectificacin diferencial ortoimgenes del sector de la cueva escaneado que se desee. Termografas tomadas con la cmara trmica y que tras la introduccin de los parmetros especficos del objeto termografiado permite el paso de una informacin bidimensional/imagen meramente cualitativa a una informacin bidimensional/imagen cuantitativa. Ortotermogramas obtenidos mediante la combinacin de las dos tcnicas anteriores tras el tratamiento previo requerido de los modelos 3D para la obtencin de ortoimgenes y su fusin con las termografas previamente tratadas tambin mediante el software especfico. La versatilidad y utilidad de estos tres tipos de informacin en el estudio de una cavidad permite la caracterizacin vertical tanto espeleogentica como trmica, imposible de obtener siguiendo mtodos tradicionales (p.e. Pflitsch et al., 2012b, 2012c). A continuacin se presentan los principales resultados obtenidos mediante la combinacin de estas dos tcnicas y sus implicaciones clim ticas en el estudio de la CH. de Pea Castil, para lo cual se efectuaron campaas de campo sistemticas y especficas durante 10 Estudios termogrficos mediante la utilizacin de cmaras trmicas han sido llevados a cabo previamente por Pflitsch et al. (2012b; 2012c), pero sin combinarlo con modelos 3D para la obtencin de ortotermogramas.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 331 los aos 2011, 2012 y 2013. Su aplicacin futura en las otras cavidades a estudio ser una de las puertas abiertas que se puedan de rivar de la presente investigacin, as como tambin la continuidad de su aplicacin en la propia cueva de Pea Castil. Para un mayor detalle en el procedimiento tcnico de la elaboracin especfica de las informaciones referidas vase Berenguer et al. (2014). Modelos tridimensionales Para la elaboracin de los modelos 3D se disearon tres escaneos por campaa de campo de tal manera que se abarcase por entero y con las mnimas oclusiones posibles la totalidad de la superficie del bloque de hielo y las salas de la cueva en las que se encuentra el mismo, pisos superior e inferior de la SH (fig.5.30). Con tal reconocimiento topogrfico se obtuvo una nube de puntos mediante la tcnica de reseccin de dianas (escaneo de dianas colocadas al efecto desde diferentes ngulos) de 76.178.580 puntos totales (fig.5.31a), limpindola de ruido y regularizndola posteriormente para la obtencin de la malla de puntos final (fig.5.31b), y un modelo tridimensional tras un proceso de triangulacin para el desarrollo de un modelo slido 3D (fig.5.31c). Con la elaboracin de este tipo de modelos se solventan habituales limitaciones que se dan en la topografa convencional como son la de la topografa en detalle de la vertical, la obtencin de perspectivas imposibles o las habituales condiciones de oscuridad ya que el TLS trabaja independientemente de las condiciones de luminosidad, como ha quedado de manifiesto en trabajos previos desarrollados en esta cavidad (Gmez-Lende et al., 2011; 2013; Berenguer et al., 2014), en otras cuevas heladas de renombre internacional, como la Eisriesenwelt (Milius y Peters, 2012), o en trabajos en cavidades no heladas (p.e. Canevese et al., 2008a, 2008b, 2009, 2011; Buchroithner & Gaisecker, 2009; Roncat et al., 2011a; 2011b; Hfle et al., 2012; Santos Delgado et al., 2012). La versatilidad y precisin de tales modelos 3D se fundamenta en la posibilidad de obtener ortoimgenes de cualquiera de las zonas escaneadas con la perspectiva deseada y con una elevada precisin milimtrica, a lo que se ha de aadir la facilidad de medir directamente sobre ellas. Para ello, la zona escaneada se procesa por rectificacin diferencial o proyeccin inversa (Novak, 1992) para evitar reas ocluidas y de diferente profundidad (efecto relieve) asignando a cada pixel del plano de la ortoimagen (de coordenadas X,Y), el valor de sus c oordenadas 3D (X,Y,Z); y con ello consecuentemente cada punto en el espacio pue de ser proyectado sobre el plano de la

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 332 imagen mediante la ecuacin de colinealidad obteniendo sus coordenadas de imagen (eq.1). Donde: x,y = coordenadas de los pixel de la imagen original; Xpp,ypp = coordenadas del punto principal; f= distancia; X= coordenadas del objeto; X0= coordenadas del centro de la proyeccin; r11 r12……. =componentes de la matriz de rotacin; r11 = cos *cos K; r12= cos *sen K; r13= sen ; r21= sen sen cos K – Cos sen K; r22= sen sen sen K + cos cos K; r23= sen cos ; r31= sen cos cos K + sen sen K; r32= sen cos sen K – sen cos k; r33= cos cos ( = ngulo de rotacin del eje X (x); = ngulo de rotacin del eje Y (y); K= ngulo de rotacin tridimensional (z) Eq.1. Ecuacin de colinealidad aplicada para la rectificacin diferencial de las ortoimgenes a partir de los modelos 3D obtenidos con el TLS. Fig.5.30. Estacionamientos para el escaneo de la cavidad con el TLS 3D Leica C10. Fotos superiores, distintos estacionamientos para la generacin de los modelos 3D; fotos inferiores, colocacin de las dianas en distintas estancias de la cavidad para poder hacer la reseccin de dian as en la creacin del modelo digital (fotografa sup. dcha. Javier Snchez). En la topografa de la cueva se han sealado los tres estacionamientos habituales.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 333 Fig.5.31. La elaboracin del modelo 3D conlleva el procesamie nto de la informacin tomada en el trabajo topogrfico de campo en el que primero se alinean las nubes de puntos tomadas de los diferentes escaneados (tres estacionamientos) mediante la reseccin de las dianas obteniendo una nube conjunta (a), tras ello se limpia y regulariza la malla eliminando puntos de ruido que son aisla dos (b); para, finalmente, mediante triangulacin obtener una malla final (c). El crculo negro de la malla fina l es el punto de estacionamiento del TLS (es un modelo 360x270).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 334 Fig.5.32. Ortoimgenes obtenidas por rectificacin diferencia l a partir del modelo tridimensional del TLS. Piso superior y tramos finales de la rampa de nieve. a) puntos de estacionamiento. Los colores de la ortoimagen inferior son una mera representacin cromtica para que el modelo gane en visualizacin. La elaboracin de estos modelos 3D de las cuevas heladas, comprendiendo fundamentalmente el escaneo de las criomorf ologas presentes en ellas, supone, adems de lo expuesto hasta ahora, la apuesta por una metodologa de trabajo precisa con la que se abarca, en el caso de que se lleve a cab o de forma sistemtica, la evolucin y los balances de masa del hielo, de su extensin, de su superficie, de la evolucin de sus flujos y movimientos, o de sus basculaciones. Requisitos stos necesarios para la correcta interpretacin de los balances de masa en las cuevas heladas que se proponen como deseables en las propuestas actuales de protocolos de medicin del hielo en este tipo de cuevas (Smith, 2014). Termografas El trabajo termogrfico ha conllevado la toma de un conjunto de termografas seriadas desde una posicin ortogonal al objeto y con un solape entre tomas consecutivas de al menos el 50%, necesario para una posterior fusin

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 335 panormica. Para una mayor precisin y nitidez, todas las termografas se hicieron con el apoyo de un trpode. En el momento de la toma termogrfica, si no se ha hecho previa y manualmente, la cmara regula automticamen te el campo o contraste trmico para evitar que haya un gran contraste trmico en el rango abarcado por la cmara en la imagen. En este caso como el ambiente trmico de la cavidad no tiene acusados contrastes trmicos, como se ha visto en los anteriores apartados, se utiliz un rango trmico no muy grande que permiti una mejor distincin de las distintas temperaturas y una mejor apreciacin de matices trmicos. Sin embargo, en otras ocasiones la temperatura se puede ir fuera del campo trmico, quedando en colores negros por debajo de la temperatura mnima (vase por ejemplo fig.5.38). Si el campo ajustado en la cmara fuese muy amplio se perderan demasiados matices. Con el fin de evaluar los valores de la temperatura medidos por la cmara termogrfica y corregir posibles desviaciones, la ltima fase de adquisicin de datos trmicos implica la medicin de la temperatura y humedad ambiente, junto con algunas mediciones directas de la temperatura en algunos puntos de la cueva helada con un termmetro de contacto y cotejando con los datos obtenidos de los termorregistradores continuos instalados en la misma. Tras el trabajo de campo, se desarro lla un tratamiento previo de las imgenes infrarrojas tomadas con el software ThermaCAM Reseacher Pro 2.10, aplicando a la paleta de colores los conceptos de nivel y campo para dotar de significado a las imgenes. De tal manera, las tonalidades m s oscuras representan las temperaturas ms bajas y las ms clidas las temperaturas ms altas (fig.5.33). Tanto en el procesamiento como en la toma de las termografas es necesaria la introduccin de unos parmetros fundamentales para su correcta captura e interpretacin trmica. En caso de no compensar las imgenes infrarrojas tomadas en campo con estos parmetros, la imagen no dara temperatura real sino la llamada temperatura aparente que sera solo el reflejo captado por la cmara de las distintas emisividades reflejadas por el objeto termografiado (fig.5.33). Mientras que las imgenes de temperatura aparente solo nos permitiran un anlisis cualitativo, las imgenes de temperatura real son las que realmente nos permiten un anlisis trmico cuantitativo (Melgosa, 2011). Los parmetros del objeto termografiado para el caso que nos ocupa fueron los siguientes: la emisividad del material termografiado que en el caso de la roca caliza es

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 336 de 0,9811; la temperatura aparente reflejada que se estim en 2C; la humedad relativa considerada fue de 90% tomada con un higrmetro de mano en el momento del trabajo termogrfico; la temperatura externa atmosfrica, que para el caso de las tomas realizadas era de 0C; y por ltimo la distancia al objeto termografiado, 5 m en este caso. Con ello, se procesa la termografa tomada en campo, obteniendo la termografa final, pasndose as de la mera informacin trmica cualitativa (fig.5.33a) a la informacin trmica cuantitativa (fig.5.33b), lista para su anlisis y de la cual poder extraer informacin numrica (fig.5.34). Fig.5.33. a) imagen infrarroja tomada in situ que muestra la temperatura aparente (las diferentes emisividades infrarrojas); b) termografa final tras su procesamiento con el ThermaCAM Researcher Pro 2.10 y con la introduccin de los parmetros del objeto, en la que se muestra la te mperatura real. Los puntos amarillos son la radiacin infrarroja de las dianas colocadas para el escaneo con el TLS (t rabajo geomtico y termogrfico realizados el 13/11/2012) 11 Valor entre 0 y 1 y obtenido de tablas de valores estndares de emisividad infrarroja de materiales: donde el hielo tiene un valor de 0,97; la nieve de 0,90; el agua de 0,93 y la piedra caliza de 0,98.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 337 Fig.5.34. Ejemplo de termografa final y de los parmetros cuan titativos extrados: a) termografa con los perfiles (LI) y punt os (SP) de los que se saca la informacin trmica; b) datos numricos de los perfiles y puntos de anlisis, c) parmetros del objeto te rmografiado; d) perfiles trmicos extrados de la termografa. Tngase en cuenta que los ejes X de los perfiles son pixeles de la termografa y no longitudes exactas, ya que stas no constituyen informaciones directamente medibles. Fecha de realizacin de l a termografa presentada: 13/11/2012.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 338 Fig.5.35. Ortotermograma de la pared norte de la CH. de Pea Castil en el piso inferior de su sala helada. a) ortoimagen obteni da por rectificacin diferencial del modelo 3D; b) ortotermograma final derivado de la combinacin termogrfica y el modelo tridime nsional (b=8 termografas+a); c) detalle del ortotermograma co n una mayor precisin. Los puntos amarillos son las dianas necesarias para la reseccin.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 339 Ortotermogramas La fusin de los dos tipos de informaciones presentadas hasta ahora permite la obtencin de los ortotermogramas. Para ello se tomaron un total de 8 imgenes termogrficas con las que gene rar una imagen panormica trmica que posteriormente se solapa a la nube de punt os del modelo tridimensional derivado del escaneo mediante puntos de control (pue den ser las mismas dianas escaneadas que tambin aparecen en las termografas). El hecho de fusionarse con la nube de puntos, en lugar de hacerlo sobre la malla, responde a que si se hiciese sobre sta ltima su opacidad, junto con la irregularidad inherente a la propia pared de la cavidad, ocultara mltiples sectores de la imagen trmica (efecto relieve). El resultado es un modelo 3D termogrfico con un error mximo de orientacin de la termografa de 1,0031 px; aceptable teniendo en cuenta que el tamao de la imagen termogrfica es de 307.200 px. El ortotermograma final se consigue tras aplicar la rectificacin diferencial, como se vio para el caso de la obtencin de las ortoimgenes (fig.5.35). Primeros resultados En el anlisis termogrfico de las distin tas imgenes se han podido diferenciar los aspectos que se presentan a continuacin. Un primer hecho a destacar son las distintas emisividades infrarrojas que se detectan en los diferentes cuerpos termografiados en el interior de la cavidad. En funcin de lo presentado para la obtencin de imgenes a temperatura real de la fig.5.33, es de suponer que las diferencias de temperatura aparente se traduzcan en diferencias de temperatura real. Se observa de forma genrica como en los das que se realizaron los trabajos de campo (meses de noviembre generalmente) el bloque de hielo refleja emisividades infrarrojas ms bajas que su entorno cercano, ya sea el hielo de rehielo de los crioespeleotemas o las propias paredes de la cueva, con un contraste de temperatura aparente en torno a los 0,5C. Son los crioespeleotemas estacionales y perennes los que emiten una mayor temperatura aparente, mayor incluso que las paredes de la cavidad en sus primeros metros de altura (fig.5.36).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 340 Fig.5.36. Imgenes infrarrojas que muestran las diferentes temperaturas aparentes de distintos elementos de la SH (imgenes tomadas el 13 de noviembre de 2012). En la roca encajante de la cueva se aprecia un paulatino aumento de la temperatura aparente a medida que ascendemos hacia el techo de la misma, pasando de temperaturas aparentes levemente inferiores a 0C hasta situarse tambin levemente por encima pero sin superar los 0,3C en ningn momento. La pared, asumiendo una composicin litolgica uniforme, transmite en cambio distintas emisividades con sensibles cambios de temperatura aparente en funcin de sus irregularidades, hasta llegar a sus sectores superiores en los que se refleja una emisividad marcadamente superior al resto de la pared. Tales irregularidades se corresponden con diaclasas y fracturas de la cavidad (fig.5.37). La diferente exposicin de algunas de las paredes en relacin a la radiacin solar tambin manifiesta contrastes muy marcados. Pero tan slo se ha podido observar en las paredes ms cercanas al exterior (paredes de la rampa de nieve). Hacia el interior, a pesar de la claridad de algunos de los primeros sectores que nos encontramos en la cueva nada ms acceder a ella, como por ejemplo el piso inferior de la SH, tales contrastes ya no se atestiguan tan claramente (fig.5.38).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 341 Fig.5.37. Imgenes infrarrojas que muestran el gradual ascenso de la temperatura aparente en distintas paredes de la cavidad. b1, imagen en longitud de onda infrarroja; b2 imagen en longitud de onda visible. Imgenes tomadas el 13 de noviembre de 2012. Fig.5.38. Imagen infrarroja de la boca de entrada desde el in terior de la cavidad. Imagen tomada el 13 de noviembre de 2012. En la imagen infrarroja de la boca de entrada se aprecian unos valores altos, y muy contrastados con respecto a las paredes opue stas, en la pared que mayor radiacin ha recibido hasta el momento en que se tom la imagen ese da (las 17.00 h del 13 de noviembre del 2012). Su temperatura aparente por encima de los 0C estaba por encima de la temperatura de la pared opuesta. Las partes exteriores de la rampa reflejaban los

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 342 valores ms bajos. En la imagen, el tono negro uniforme que refleja el exterior de la cavidad se corresponde con temperaturas aparentes que quedan fuera del rango mnimo de -1,8C que en ese momento registraba la cmara, cotejables tales temperaturas perfectamente con las temperaturas exteriores expresadas en la fig.5.19, y que, por estar por debajo de las temperaturas aparentes del interior de la cavidad reflejadas en la propia imagen infrarroja, nos corrobora que en esos momentos (el 13 de noviembre de 2012) la cueva permaneca bajo un rgimen de termocirculacin abierta (periodo abierto Text
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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 343 remansadas las bolsas de aire clido en el techo de la SH. En la fig.5.39 se manifiesta con la imagen de temperatura real (imagen a .3) la diferencia de esas bolsas de aire clido encajadas en las irregularidades del tec ho, la cual apenas es de 0,5C con respecto a las temperaturas alcanzadas en sus reas ms inmediatas. El trabajo termogrfico, realizado en esta ocasin el 17 de noviembre de 2011, es perfectamente coherente con lo expresado anteriormente para el periodo cerrado de ese ao, en el que las temperaturas de la SH estaran homotrmicam ente en torno a los 0C (trampas de aire fro), con un ligero ascenso de las temperaturas a medida que nos acercamos al techo de la cavidad donde se acumulan las masas de aire clido. La precisin trmica de la cmara en este caso, mayor que la de los termorregistradores, capta matices trmicos mayores que sitan las temperaturas en algo menos de 0C en el momento de la toma (recordar que las temperaturas del interior de la cavidad con las que se ha trabajado son Tmd y Tabs). En este mismo sentido, el anlisis de datos cuantitativos tanto de los ortotermogramas como de las termografas de temperatura real nos permite tambin establecer la diferencia de temperaturas existente entre el bloque de hielo y su pared inmediata. En este caso se ha termografiado y escaneado a gran resolucin un sector de la SH del que se puede apreciar que la diferencia mxima registrada es de 0,8C. Analizando en detalle la termografa presentada en la fig.5.40 se aprecia en los distintos perfiles diferencias de temperaturas entre 0,6 y 0,8C, con un ascenso muy leve pero continuado de las temperaturas hacia las partes superiores de la pared ( =0,1C). Reflejado ello sobre todo en los perfiles LI.02 y LI.03, ya qu e en los otros dos las irregularidades del pared tergiversan en leve grado la tendencia de las temperaturas (sealados con las flechas a en la fig.5.40). En la termografa, desestimando los colores ms clidos que se dan en las dianas colocadas para el escaneo, la pared permanece ca si por entero en torno a -1C (sin subir de los -0,8C que se registran el punto SP.10 ), con esas diferencias ligeras debido a las irregularidades ya mencionadas; mientras que el bloque de hielo mantiene unas temperaturas menores que la pared pero no ms bajas de -1,4C como muestra el punto trmico SP.07. Diferencia entonces de 0,5C entre la temperatura real de la pared y la del bloque de hielo.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 344 Fig.5.40. Anlisis termogrfico de la SH de la cueva de Pea Castil. a, irregularidades en la pared que se reflejan en las term ografas, b; altura del cambio de tendencia trmica en los perfiles LI.02 y LI.03.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 345 Otro aspecto que se desprende del anlisis de la misma termografa, esta vez ms intuitivo a falta de ms trabajos termogrficos, es un ligero cambio de tendencia en los dos perfiles con menores irregularidades de la pared, perfiles LI.02 y LI.03, a partir aproximadamente del pixel 171-181. Mientras que en las partes inferiores de tales perfiles las temperaturas apenas superan -1C (y en ningn momento se elevan por encima de -0,8C), a partir de tales pixeles las temperaturas ya no bajan prcticamente en ningn punto por debajo de -1C, conservando una pauta o bien mantenida o ligeramente en aumento. Esto posiblemente pueda indicar el alcance de un potencial halo de fro expedido por el propio bloque de hielo. Pero no se puede afirmar con rotundidad tal cosa, a falta, como se ha di cho, de ms estudios termogrficos que lo puedan verificar. En tal caso, y apoyndonos en el ortotermograma realizado para ese mismo sector de la cavidad, ese posible halo de fro (fig.5.35) podra alcanzar una altura de 1 m (fig.5.41). Fig.5.41. Ortotermograma de una de las paredes de la SH. b, posible influencia trmica del bloque de hielo (halo de fro). Imgenes termogrficas realizadas el 13 de noviembr e de 2012. En amarillo las dianas del trabajo geodsico. 5.3.1.3.Circulacin del aire: flujos y modelo de circulacin. Estimacin de velocidad de las corrientes de aire Las evoluciones de los regmenes trmic os son consecuencia de las distintas circulaciones termodinmicas. De esta manera se entiende que aquellos momentos en

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 346 los que se dan las oscilaciones trmicas se corresponden con momentos de circulaciones de masas de aire (periodos abiertos); mientras que aquellos momentos en los que predomina un confinamiento estable de las mism as, las circulaciones de aire se reducen considerablemente (periodos cerrados). Asumiendo tal hecho, y atendiendo a lo expuesto por otros autores en trabajos microclimticos de cuevas heladas (p.e. Lism onde, 1981; Atkinson et al., 1983; Ohata et al., 1994a; Lismonde, 2002b; Luetscher y Jeannin, 2004a; Badino, 2010; Morard, 2011; Strug, 2011), se pueden estimar las velocidade s de aire para los periodos abiertos en funcin de la diferencia trmica entre Text y Tint. Los flujos de aire durante los periodos cerrados an pudiendo ser constantes son imperceptibles (Badino, 2010; Mavlyudov, 2009; Morard et al., 2010a), y en mayor grado si se trata de una cavidad esttica como es el caso. Con la aplicacin de la raz cuadrada de la diferencia de temperaturas entre el exterior y el interior de la cueva helada, T se puede estimar una velocidad media de flujo de aire entrante para la cavidad para los momentos en que Text
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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 347 suponer que las circulaciones de aire activas conformen corrientes fras en los tramos inferiores de la cavidad, mientras que en el techo, y fundamentalmente en el techo de la boca de entrada, se den circulaciones exhalantes de aire ms clido. vel. aire mx. en SH (m s-1) (2010-2013) periodo trmico 25/12/2010 2,52 A2 26/12/2010 2,69 A2 21/01/2011 2,67 A2 22/01/2011 2,51 A2 24/01/2011 2,52 A2 02/02/2012 2,55 A2 11/02/2012 2,51 A2 Tabla 5.17. Momentos de velocidades mximas del aire de entrada en la SH. Modelo de circulacin del aire En funcin de lo expuesto se puede afirmar que el sistema trmico instaurado en la cueva helada de Pea Castil se caracteriza por una circulacin significativa y unidireccional de masas de aire durante los periodos fros (periodos abiertos), sobre todo en comparacin con la nula circulaci n de las mismas durante los periodos cerrados, en los que no se dan variaciones trmicas reseables tanto espacial como temporalmente, lo que provoca un comportamiento trmico en la prctica totalidad de la cavidad tipo trampa de fro (“ cold air trap ”). Mientras que en los primeros se da, por tanto, una significativa transferencia de calor relacionada con la propia circulacin de aire (flujo y transferencia de calor sensible a lo largo de toda la cavidad), en los segundos, tal transferencia de energa se reduce al mnimo. La dinmica de conveccin establecida por tales movimientos de aire dur ante los periodos abiertos es el principal agente de intercambio de calor con el exterior y, derivado de ello, uno de los principales procesos fsicos en el rgimen trmico de la cavidad a lo largo de cada ciclo anual, y en consecuencia, tambin uno de los principales procesos en balance energtico de la cavidad. Por el contrario, la nula circulacin de aire durante los periodos cerrados hace que sea tambin prcticamente nulo el intercambio de calor. La excepcin a ello la manifiesta, aunque m uy levemente, la estancia ST en la que durante los periodos cerrados se ha podido comprobar que mantiene activa una leve circulacin de aire con ligeras oscilaciones de temperatura. La hipottica explicacin a ello quiz se pueda encontrar en que dicha estancia goce de un sistema de ventilacin ligeramente diferenciado del resto de la cavidad por mantenerse activa una ligera corriente de conveccin durante los periodos cerrados en relacin con una posible salida

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 348 al exterior del pozo vertical que tiene a techo. O simplemente se deba a un alejamiento de la influencia calrica emitida por el propio bloque de hielo. Ms estudios al respecto se hacen necesarios para poder aseverar una u otra cosa. Fig.5.43. Modelos de circulacin del aire en la CH. de Pea Castil. 5.3.1.4.Precipitaciones. El rgimen de precipitaciones presentado para el exterior de la cavidad se traduce en inputs para el interior que tan slo han podido ser estimados en cuanto a su evolucin cualitativa temporal, y no en lo que se refiere a su evaluacin cuantitativa. De esta manera, y siguiendo el grfico ombrotrmico presentado en las figs. 5.7 y 5.11, as como las observaciones en campo, se pudo comprobar que durante el periodo investigado las precipitaciones en forma de lluvia que se filtran al interior de la cavidad se concentran fundamentalmente durante la primavera y buena parte de las primeras fechas otoales. La filtracin de agua que se da durante estas fechas es frecuentemente en forma de un goteo muy continuado y en prcticamente todas las estancias de la cavidad, aunque de forma especial se ha nota do en las ltimas estancias, en la ST y en los pasillos precedentes. Desde mediados de otoo y durante el invierno, junto con alguna fecha temprana de primavera, las grandes nevadas, ya sealadas, proporcionan un input directo de nieve fundamental en alimentacin del bloque de hielo. Esta alimentacin en la cavidad de Pea Castil se hace de forma directa gracias a las dimensiones y exposicin favorable de la boca de entrada.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 349 Las entradas de nieve directas hasta el interior de la SH, donde se encuentra el bloque de hielo, se pueden dar de varias maneras: bien por cada directa en la vertical sobre los primeros metros de la rampa, acumulndose en ella y posteriormente deslizndose por gravedad y peso hacia las partes inferiores y la sala helada. Bien por la cada de la nieve que se pueda adherir en el propio cantil de Pea Castil. Bien por la entrada directa a travs de episodios de ventiscas de nieve con vientos procedentes del E-NE. O bien puede ser la propia acumulacin de nieve que se d en el pequeo jou que se localiza a la entrada de la cavidad. El cual, una vez la nieve rebasa sus lmites circundantes, cede parte de la nieve acumulada directamente a la rampa de entrada de la propia cavidad. No se ha detectado ningn otro punto de alimentacin nival ms en toda la cavidad. Cosa que si que ocurre en las otras dos cavidades a estudio. Fig.5.44. Los primeros crioespeleotemas se forman con la f iltracin de las lluvias otoales en conjuncin con las primeras bajadas de temperaturas. Las paredes de los corredores de la CH Pea Castil a mediados de noviembre de 2012. Las precipitaciones de carcter tormentoso que se registran en verano no contribuyen a la formacin criognica en el interior de la cavidad como consecuencia de las moderadas temperaturas. De tal manera no se ha observado la formacin de crioespeleotema alguno durante esos meses. Aunque tampoco se ha podido determinar el papel concreto que puedan jugar en la evolucin del bloque de hielo. Al contrario sucede con las primeras precipitaciones otoa les que empiezan ya a formar los primeros crioespeleotemas all por donde se hayan podido filtrar, a pesar de no encontrarse todava con los regmenes trmicos ms bajos.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 350 Fig.5.45. Imgenes de la SH de la cueva de Castil obtenidas con una cmara de trampeo instalada en el invierno 2013/14 de forma experimental (los datos de temperatura y presin atmosfrica no estn calibrados) De forma experimental se instal en el invierno 2013-2014 una cmara de trampeo en la entrada de la cueva de Castil. Aunque la informacin obtenida no se haya tratado de forma pormenorizada en la presente investigacin, se incluyen aqu algunas de las fotografas tomadas con las que se coteja la evolucin del manto nival sealada en el interior de la cavidad. Se puede observar como los aportes nivales de finales de otoo apenas perduran un da en la SH, no penetrando mucho en ella, y desaparenciendo casi por completo (1 al 3 de la fig.5.45). Estos endebles aporte nivales se acompaan sin embargo de un incremento del hielo estacional generndose ya en estos momentos los incipientes crioespeleotemas estacionales por el goteo filtrado desde el techo; los cuales van aumentado paulatinamente de volumen perviviendo hasta el final del periodo

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 351 abierto (mediados de primavera). Las nevadas de mayor entidad se registran en enero, febrero y marzo siendo ya son capaces de cubrir por completo la SH y con perdurabilidad mucho mayor, pudiendo ser incorporadas directamente al volumen del bloque de hielo dependiendo de cmo evolucione climticamente el ao (4, 5 y 7 de la fig.5.45). Algunas fusiones parciales, sobretodo de los crioespeleotemas, generan capas de rehielo sobre la superficie del bloque de hielo (6 y 7 de la fig.4.45). 5.3.2.La cueva helada de Altiz. La cueva helada de Altiz (-57+27 m; 124 m dllo.) localiza su boca de entrada principal en la pared NE de la Torre de Altiz a 2190 m de altitud. Se trata de la entrada inferior de la cavidad ya que 27 m por encima se ab re otra boca menor cuyo enlace vertical con la sima principal no ha sido explorado en profundidad. Las dimensiones de la entrada son reducidas (1,6x6 m), quedando en parte obturada por clastos procedentes de un cono de derrubios mixto en la pared exterior (vase cap. IV). Parte de los clastos se introducen en la cavidad colmatando en buena medida las repisas por las que se accede escalonadamente al pozo vertical principal que estructura casi por entero la totalidad de la cavidad. La distribucin interna de la cavidad se ha dividido en tres sectores principales (fig.5.46): Un sector o piso superior (PS) que abarca la boca de entrada y varias repisas pequeas estructurales que la suceden hasta llegar a la sima principal de la cavidad. A techo, en este sector, se observan los planos de estr atificacin de las calizas, y a media pared una marcada lnea de fractura que, siguiendo la misma orientacin de la estratificacin, atraviesa toda la sima hasta sobrepasar el pozo principal y a favor de la cual se estructuran las repisas existentes (vase cap. IV figs.4.14-4.16). Por encima, la vertical de la cavidad se contina con una sima de menor dimetro, inexplorada y que sale a la entrada superior de +27 m. Un sector o piso medio (PM) constituido endokrsticamente por la parte principal de la sima y que se abre a la cota -23 m (-50 m desde la entrada superior). Este sector conforma la sala helada de la cavidad albergando el bloque de hielo, o “Lago Helado” como se denominaba en las primeras topograf as de la cavidad (ASC, 1975). La sima

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 352 dibuja aqu una planta elipsoide irregular de ~15 m en su eje mayor, con un bloque de hielo que la tapona casi por entero y cuya superficie en el actualidad se encuentra completamente cubierta de clastos heteromtricos. stos son aportados o bien gravitacionalmente desde las repisas y paredes circundantes, o bien a travs de dos pequeos conos de derrubios que se desparraman hacia el centro hundido del bloque. Fig.5.46. Topografa y localizacin de los termorregistradores y termohigrmetro en la cueva helada de Altiz.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 353 Un tercer sector o piso inferior (PI) al que se accede tras descolgarse por un pozo vertical de 18 m (continuidad de la sima principal), con su base situada a cota de -57 m (punta de profundidad) precedida de dos rampas consecutivas y fuertemente inclinadas de nieve y rehielo estacional. En ella nos encontramos con dos pequeos pozos obturados de reducidas dimensiones: 3,1 x 6,7 m el pozo de la izquierda; y 3 x 5 m el de la derecha, cuyos suelos se encuentran colmatados de clastos y una capa variable de rehielo estacional. Queda colgado sobre este sector el bloque de hielo, pudindose apreciar desde aqu la morfologa conoidal de su base y su encajonamiento contra las paredes de la sima. A su base, suspendida 10,9 m desde el suelo de este tercer sector (junio de 2011), se adhieren espectaculares crioespeleotemas perennes imbricados y retorcidos que se descuelgan en formas variopintas de distintos tamaos y naturalezas. Este ltimo sector se conforma igualmente en planta elipsoide irregular y apenas tiene superficie libre de hielo o nieve. Una segunda forma de acceder a este sector inferior es a travs de una sima menor fuertemente inc linada que desciende desde las repisas de la entrada, aunque habitualmente se encuentra obturada por un cono de nieve y hielo de rehielo. Criolgicamente la cueva helada de Altiz se caracteriza por albergar un bloque de hielo con un volumen aproximado de 1000 m3 (10x10x10). El clculo exacto de su volumen no es factible debido a la imposibilidad de verlo en su totalidad. Dicha masa de hielo se divide en dos cuerpos, difere nciables solo desde el PI por la opuesta direccin de sus estratos (fig.5.47). En conjunto la masa de hielo se empotra encajadamente contra las paredes de la sima, lo que la mantiene colgada en el vaco sobre el PI. Se trata de una masa de hiel o de metamorfismo desde la que se desprenden grandes crioespeleotemas perennes y estacional es de rehielo. La evolucin negativa de su volumen durante el periodo de investigacin hace que cada vez sea mayor la separacin que mantiene con respecto a algunos puntos de sus paredes encajantes y mayor sea la potencialidad de basculacin y desequilibrio de todo el bloque. En base a criterios climatolgicos y a la estructuracin endokrstica (Luetscher y Jeannin, 2004b) la cavidad se podra entender dentro de la categora estndar de cueva helada dinmica con dos entradas localizadas a distintas altitudes y en la que la termodinmica y las bajas temperaturas del interior, propiciadas por el efecto chimenea,

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 354 constituyen un factor fundamental en el origen y mantenimiento del bloque de hielo12. Pero sin embargo, la realidad, como se ve r al final de este apartado, es algo ms compleja, respondiendo a una combinacin de cueva dinmica y esttica. Fig.5.47. Dos perspectivas distintas del bloque de hielo de la CH. de Altiz desde el piso inferior. Se distinguen dos cuerpos de hielo (a.1 y a.2) empotrados contra las parede s de la sima (d). De ellos se descuelgan grandes criomorfologas perennes (b). El bloque de hielo superior (a.1) queda frgilmente apoyado sobre una irregularidad de la pared de la sima con dos aperturas laterales por las que se accede al piso inferior (c). El acceso se hace tras rapelar un pozo de 18 m (P18). Un segundo acceso, ste directo desde el piso superior, se abre a la derecha del piso inferior (f, en la fotografa de abajo). Eventualmente son habituales las criomorfologas estacionales (e). Fotos J. Snchez 12 En muchos de los sistemas krsticos de la alta m ontaa el llamado efecto chimenea es el origen de la mayora de circulaciones de aire que se dan, debido a la habitual existencia de distintas entradas a diferentes altitudes (Lismonde, 2002; Luetscher y Je annin, 2004; Morard et al., 2010a). En Picos de Europa, la caracterizacin endokrstica generalizadamente vertical vista en el cap.III hace pensar que tambin sea el efecto chimenea el agente principal en la caracterizacin endoclimtica de las cuevas.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 355 Para el control trmico se han utilizado 3 termorregistradores iButton DS1921G-F5 programados para una toma cada 4 horas instalados de tal manera que se abarcase la mxima extensin de la sima posible. Se ubica ron en una de las primeras repisas (en el PS), sobre el bloque de hielo (en el PM) y un tercero colgado del techo de uno de los dos pozos obturados, en la base de la cavida d (en el PI). Sobre el bloque de hielo se instal tambin un termohigrmetro para el periodo 2011-2012 (fig.5.46). 5.3.2.1.Temperaturas. De la CH. de Altiz no existen registros previos de temperaturas de ningn tipo ni ninguna publicacin en la literatura cientfica especfica. Los resultados que se exponen a continuacin derivan, por tanto, de los primeros seguimientos realizados al efecto. a) Caracterizacin trmica general Temperaturas medias, absolutas y amplitudes trmicas Las Tma en la CH. de Altiz estn por debajo de los 0C en las estancias controladas PM, con -0,44C, y PI, con -0,74C. En el PS se registr una media para el ao 2011-2012 de 0,97C. La diferencia con respecto a las me dias exteriores oscila, dependiendo de la estancia, entre los 3 y 4C, siendo algo mayor a medida que descendemos (fig.5.48). En trminos absolutos, las Tmn.abs se alcanzan en los PS y PM con -8C, siendo en el PI de -5,5C. Tales registros se tomaron el 03 de febrero de 2012 a las 06:00 h, para los dos primeros, y el da 04 a las 03:00 h para el segundo. Las Tmx.abs, por su parte, se han registrado en el PS con 7,5C tomados el 02 de septiembre de 2011 a las 19:30 h, y en el PM con 1,65C registrados durante varios das del mes de septiembre de 2012. En el PI, sin embargo, las mximas nunca han superado los 0C (fig.5.48). En el interior de la cavidad se da una amplitud trmica en valores absolutos de Tabs= 15,5C; pequea, si es comparada con la exterior Tabs=33,64C (fig.5.48). Amplitudes bastante similares a las que se dan en las otras dos cavidades a estudio.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 356 Fig.5.48. Tma en la CH. Altiz para el periodo 2011-2013.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 357 Tabla 5.18. Tmm en la CH. Altiz 2011/13. PS, Piso Superior; PM, Piso Medio (o sala helada); PI, Piso Inferior; Ext. Atz, boca de entrada de CH. Altiz; n.d no datos. *Temperaturas estimadas con la aplicacin del gradiente trmico desde la EMA del Cable. Las mximas y mnimas del exterior de la cavidad se corresponden con las mximas y mnimas de las Tmd estimadas. Las mximas y mnimas del interior son registros absolutos. **Las Tma, as como Tmx y Tmn de estn supeditadas, en algunos casos, a la falta de datos (no est el mes completo) (sealados en rojo). Temperaturas mensuales En el interior de la cavidad se dan en to rno a 4-7 meses al ao, dependiendo del ao y la estancia, con Tmm 0C. Si se comparan los datos del ao 2011-2012, ao del que se disponen las series completas para las tres estancias, es en el PS donde se tiene un mayor nmero de meses por encima de tal umbral, 7 en total, por 6 meses en el PM y 5 meses para el PI, siendo en ste ltimo, adems, Tmm que no sobrepasan los 0C. La evolucin de estas Tmm, comparativamente con las exteriores, refleja un comportamiento relativamente parejo durante los meses ms fros, y marcadamente dispar durante los ms clidos (fig.5.49). Mientras que durante los primeros se marcan, grosso modo, los picos de mximos fros en las distintas salas de la cavidad,

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 358 fundamentalmente durante el invierno de 2011-2012, quedando bastante ms atenuados en el invierno de 2012-2013; la tendencia de las trmicas en el interior durante los meses ms clidos no refleja las oscilacione s significativas del exterior, adems de registrarse las mximas diferencias entre ambos. Fig.5.49. Evolucin de las Tmm en la CH. Altiz para las diferentes estancias y la boca exterior. En la fig.5.49 se aprecia la gradacin de temperaturas a medida que profundizamos en la cavidad, tanto en los meses estivales con Tmm menores cuanto ms alejados del exterior

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 359 y ms abajo nos encontremos (a); como en los meses invernales, en los que se invierte la gradacin, con Tmm menores cuanto ms cerca del exterior y ms arriba estemos (b). Las oscilaciones trmicas tambin son dispares en funcin de la estancia en la que nos encontremos, de tal manera que son mucho mayores a lo largo de todos los meses del ao en el PS, reducindose paulatinamente hacia el PI, donde las temperaturas varan escasamente en relacin con las medias mensuales. En ambos casos, interior y exterior de la cavidad, son los meses de verano, junto con inicios de otoo y finales de primavera, en los que se mantienen las Tmm>0C. Los meses ms clidos son los centrales del esto, agosto concretamente, con medias de 11,23 y 11,30C para la boca de entrada, siendo en el interior tambin los meses con mayores Tmm. Para el caso del PS se dan Tmm de 4,50C y 4,44C para agosto y septiembre de 2011, mientras que en el PM es el mes de septiembre de los dos aos el que registra las mayores medias. Con la salvedad de que aqu tambin durante los meses de octubre se mantienen medias muy cercanas a los meses precedentes. En esta sala, apenas se dan variaciones durante los meses del esto, oscilando tan slo en dcimas de grado. Lo que no ocurre en el PS donde puede oscilar hasta varios grados. En el PI, sin embargo, se da una homotermia en torno a los 0C durante los meses clidos. Los meses ms fros son los de febrero tanto dentro como fuera de la cueva y en los dos aos de control. Seguidos de los meses de marzo y abril para el ao 2011-2012, o marzo y enero para el caso del 2012-2013. Para el primer ao se llegaron a los -3,28C de media en el mes de febrero en el PM, cuando en el exterior se dieron -4,55C; siendo de nuevo en febrero del segundo ao cuando se alcanzaron las medias ms bajas: -1,79C en el PM y -4,83C en la boca de entrada (tabla 5.19). Comparativa meses ms fros en CH. Altiz (C) PS PM PI Exterior Ao 2011-12 1) febÂ’12 (-2,67) febÂ’12 (-3,28) febÂ’12 (-2,96) febÂ’12 (-4,55) 2) abrÂ’12 (-1,36) marÂ’12 (-1,59) marÂ’12 (-1,93) abrÂ’12 (-2,24) 3) marÂ’12 (-0,65) abrÂ’12 (-1,51) abrÂ’12 (-1,57) eneÂ’12 (-0,24) Ao 2012-13 1) n.d febÂ’13 (-1,79) n.d febÂ’13 (-4,83) 2) n.d marÂ’13 (-1,78) n.d marÂ’13 (-3,04) 3) n.d eneÂ’13 (-1,46) n.d abrÂ’13 (-0,81) Tabla 5.19. Los tres meses ms fros por ao en las distin tas estancias de la CH Altiz y la boca de entrada. Resaltados en tonos azules estn las dos Tmm ms bajas del periodo 2011-2013, para el interior y para el exterior de la cavidad.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 360 Distribuciones por rangos trmicos La distribucin de las Tmd por rangos trmicos refleja marcadas diferencias segn la sala en la que nos encontremos y el ao. Mientras que en las salas superiores, PS y PM, para el periodo 2011-2012 la gran mayora de los das tuvieron Tmd>0C, especialmente en el PS (221 das); en la sala ms profunda no se registr ningn da por encima de los 0C. Adems en esta sala, por debajo del umbral de los 0C, el grueso de los das se encuentra habitualmente en el rango trmico comprendido entre los 0 y -2C, reducindose considerablemente los das comprendidos en rangos trmicos ms fros (Tmd<-3C). Tan slo se dieron 15 das con Tmd<-3C en el PS, 20 das en el PM y 11 en el PI, durante el ao 2011-2012; y 8 das en el PM durante el ao 2012-2013 (fig. 5.50). El PI a pesar de tener picos menos profundos de temperaturas muy fras, se mantiene fro durante ms tiempo, al menos en comparacin con el resto de la cavidad y con el exterior. Por aos se aprecia igualmente una marcada diferencia ya que para durante el periodo 2011-2012 en el PM se registraron 157 das con Tmd<0C, aumentando hasta 221 das durante el aos siguiente. La distribucin temporal de los distintos rangos trmicos a lo largo del ao concentra los das con Tmd ms fras en los meses de febrero fundamentalmente. Y mientras que en las dos salas superiores se reparte algo ms el nmero de das con Tmd<-3C, entre los meses de diciembre a marzo, en el PI tan slo se dan das con tales temperaturas durante el mes de febrero. Adems se apreci a en el PM como se reduce el nmero de das con Tmd<-3C en los dos aos de seguimiento, pasando de 20 en el invierno de 2011-2012 a 8 en el invierno de 2012-2013. A pesar de que en el exterior sucedi al contrario, de 54 das se pas a 76 das.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 361 Fig.5.50. N de das por rangos trmicos en la CH. Altiz (2011-2013). b) Caracterizacin trmica temporal: dinmicas anuales y periodos trmicos En funcin de la evolucin de las Tint y Text se han distinguido tres periodos trmicos principales para la CH. de Altiz13. Un periodo abierto extendido por los meses ms 13 Para el discernimiento de los distintos periodos ha n sido tenidas en cuenta fundamentalmente las series de la sala helada donde se instala el bloque de hielo, el PM, por ser no slo las series ms completas del

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 362 fros, en el que las medias trmicas se mantie nen por debajo de 0C en el interior de la cavidad y genricamente tambin en el exterior, con Text
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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 363 amplitud entre ambas que de media no supera en ningn momento los 0,5C. El subperiodo abierto A1, para el periodo investigado, se extiende desde el mes de diciembre hasta mediados o finales de enero. Subperiodo abierto A2 : durante este periodo se alcanzan las temperaturas ms bajas de todo el ciclo anual con Tmd<0C en todo momento, a excepcin del PS donde puntual y levemente se sobrepasa, y casi siempre Tmd.ext<0C. Se trata del periodo ms fro con una Tm periodo que vara entre los -1,5 y los -2C, dependiendo de la estancia, pudindose llegar hasta los -7,0C de Tmd.mn. La evolucin de las temperaturas es bastante irregular, pero siempre gravitando en torno a los valores ms bajos y experimentando marcadas irregularidades consecuencia de entradas de aire fro en oleadas intensas y prolongadas en el tiempo (hasta cuatro semanas consecutivas en algn caso). Estas entradas de aire fro son la tnica dominante durante este subperiodo y las responsables de activar, por el conocido como efecto Balch (diferencias de presin y densidad entre el aire exterior e interior), los flujos de energa trmica en el interior de la cavidad en movimientos convectivos de calor, haciendo que las masa s de aire clido asciendan desplazadas en cotas inferiores por masas de aire ms fr o y denso. Tales clulas convectivas de transferencia energtica ya se dan durante el subperiodo A1, pero es en este subperiodo cuando alcanzan su mxima presencia. El perfil evolutivo de las Tint es muy irregular experimentando las oscilaciones mximas de todo el ciclo anual con desviaciones tpicas que casi superan en todas las estancias de la cavidad 1C. Por rangos trmicos es en este periodo en el que se da la mxima concentracin de das con Tmd<-3C. La amplitud trmica con respecto a las Text es la mnima de todos los periodos distinguidos siempre con un promedio 0,5C y, de forma general, se mantiene una buena sincrona en la evolucin de las Text y las Tint, con ndices de correlacin, para todo el conjunto del periodo abierto y para el PM, relativamente buenos de R2=0,6 y 0,5; sobre todo si se comparan con los ndices del periodo cerrado. El periodo abarcado por el subperiodo A2 va desde mediados o finales de enero hasta mayo o junio.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 364 Fig.5.51. Periodos trmicos de la CH. de Altiz y desglosados por estancias (2011-2013)

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 365 Fig.5.52. Periodos trmicos de la CH. de Altiz junto con diagramas de desviaciones (2011-2013) Periodo transicional Dentro de este periodo se han distinguido dos tipos diferentes. Se trata de dos periodos distintos y no subperiodos de uno ms general como sucede con el caso anterior.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 366 Periodo transicional tipo A (TrA) : el periodo transicional tipo A sucede al periodo abierto, inicindose en el momento en que dejan de entrar masas de aire fro al interior de la cavidad. Por tanto la pauta trmi ca generalizada entre ambos ambientes es Text>Tint. Durante este periodo la Tm.periodo, dependiendo del sector de la cavidad, vara de -0,5C hasta 1C, con Tint<0C y Text>0C mayoritariamente. Ya no se alcanzan temperaturas muy fras y se muestra una tendencia evolutiva ascendentemente escalonada hacia la isoterma de 0C; a excepcin del PS en que el incremento de temperaturas se caracteriza por marcadas oscilaciones. Se trata de un periodo de reequilibrio o rebalance de las temperaturas de la cavidad hacia un estado homotrmico estimulado por la desconexin con las temperaturas exteriores. Aqu las Tmd.mn no bajan de -1C y las Tmd.mx no sobrepasan habitualmente los 0C a excepcin del PS donde llegaron a alcanzar los 2,2C. Las entradas de aire fro son prcticamente nulas salvo alguna que se produzca de forma excepcional y con mnima intensidad y duracin, lo que otorga a la cavidad un predominio de estabilidad trmica generalizado con oscilaciones de temperaturas muy bajas, las me nores de todo el ciclo anual, de 0,2C de diferencia, a excepcin nuevamente del PS en el que se llegan a dar oscilaciones de hasta 0,7C. El cmputo de los das por rangos trmicos se encuentra algo ms repartido que en los dems periodos distinguidos aunque mayoritariamente estn por encima de 0C en el PS, y entre 0C y -2C en las otras dos salas, pero en ningn caso ya por debajo de -2C. Durante este periodo la descon exin con respecto a la influencia trmica exterior hace que las oscilaciones trmi cas en el interior queden completamente atenuadas en favor de un mayor protagonismo termodinmico de la energa calrica de las paredes de la cavidad y del propio bloque de hielo. El gradiente trmico entre las Text y las Tint vuelve a incrementarse superando los 5C, y la evolucin de las temperaturas tanto en el interior como en el exterior manifiestan dinmicas completamente separadas, fundamentalmente en los pisos inferiores de la cueva, acusando por lo general un desapego sincrnico. El periodo transicional de tipo A se extiende desde mayo o junio, dependiendo del ao, hasta mediados o finales de junio. Periodo transicional tipo B (TrB) : este periodo transicional precede a los periodos abiertos con Tm.periodo entre 0C y 4C (caso del PS); aunque las Tmd pueden descender de 0C en momentos puntuales y dependiendo de la estancia. A diferencia del periodo TrA, este periodo mantiene de forma genrica una tendencia descendente irregular y las entradas de aire fro se dan con mayor frecuencia; aunque debido a su escasa intensidad

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 367 y duracin los sectores ms profundos de la cavidad no se ven afectados. Es un periodo de contrastes tanto desde el punto de vist a espacial como temporal, con dinmicas completamente distintas dependiendo de la mayor o menor influencia que ejerzan las temperaturas exteriores, y por tanto dependiendo de la mayor o menor cercana a la boca de entrada. De esta manera mientras que a medida que descendemos en la cavidad la tendencia trmica que se impone es la evolucin homotrmica, en el PS se dan marcadas oscilaciones en sus temperaturas con amplitudes muy similares a las que se dan durante el periodo A1. Tambin si se compara de un ao a otro, la evolucin de las temperaturas durante este periodo vara. As por ejemplo se aprecia como en el PM durante el ao 2011 las temperaturas se sostienen por encima de 0C sin grandes oscilaciones, mientras que durante el mismo periodo del ao siguiente las oscilaciones son ms marcadas y sin sobrepasar en ningn momento 0C. Esto se refleja en unas desviaciones de temperatura que van desde me nos de 0,5C de diferencia, hasta superar en algunos casos 1C. El nmero de das por rangos trmicos es igualmente muy variable dependiendo de la estancia y del ao. A diferencia del periodo TrA, durante el periodo TrB la amplitud trmica entre Tint y Text no es tan marcada, con un TextTint<1C, y la evolucin comparativa entre ambas dinmicas (Text-Tint), an siendo bastante mala, es algo mejor tambin. La duracin de este periodo abarca desde finales de octubre hasta diciembre. Periodo cerrado (CA) : durante este periodo predomina la situacin trmica Text>Tint, extendindose por los meses ms clidos del ciclo anual (meses estivales fundamentalmente). En este periodo se alcanzan tanto en el interior como en el exterior de la cavidad las temperaturas ms elevadas con una Tm.periodo en el interior que va desde 0 a 4C. Las Tmd.int 0C mantienen un gradiente trmico y una dinmica perfectamente diferenciables entre los distintos sectores de la cavidad. Mientras que en aquellas zonas ms cercanas a la boca de entrada se dan Tmd mayores con una dinmica heterotrmica, a medida que descendemos las Tmd son menores y la dinmica se atena hasta mantenerse homotrmicamente en torno a 0C, cosa que ocurre en el PI. Por lo general, Tmd.mn no bajan de 0C, mientras que las Tmd.mx son las mayores de todo el ciclo anual habiendo alcanzado incluso 5,9C en el PS. En todo el periodo, y exceptuando el PS, predomina una estabilidad trmica completamente desconectada de la influencia de las dinmicas trmicas exteriores, lo que procura unas oscilaciones trmicas muy pequeas, que en el caso del PI llegan a ser nulas. Los ndices de correlacin entre las Text y las

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 368 temperaturas del PM para este periodo son tambin prcticamente nulas, R2=0,2 para el ao 2011 y R2=0,00008 para el ao 2012. La estabilidad trmica en los sectores alejados de la entrada, en los que se aloja el bloque de hielo, es reflejo de una mnima circulacin del aire lo que hace que la transferencia de energa calrica por adveccin quede anulada y las masas de aire se estanquen y estratifiquen en funcin de su densidad. La completa independencia de las condiciones ex teriores hace que el control trmico del interior lo ejerza la conduccin de las pa redes y del bloque de hielo. Lo que ya se percibieron muestras durante el periodo inmediatamente precedente, el periodo TrA. Este periodo se alarga desde mediados o finales de junio hasta finales de octubre. Fig.5.53. Correlaciones entre las Text y el PM de Altiz 2011-2013.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 369 Media Tmd (C) Desv.Strd. ( ) Mx Tmd (C) Mn Tmd (C) N das T 0C (%) PS PM PI Ext PS PMPI ExtPS PM PI Ext PS PM PI Ext PS PM PI Ext periodo CA (02/08/2011-19/10/2011) 4,5 1,0 0,0 10,70,50,10,03,6 5,9 1,5 0,0 18,03,20,80,01,4001000 periodo TrB (20/10/2011-01/12/2011) 1,3 0,4 0,0 2,21,00,40,02,73,51,0 0,07,0-0,9-0,7-0,1-3,012910023 periodo A1 (02/12/2011-25/01/2012) 0,0 -0,4 -0,5 0,40,90,70,43,41,10,4 0,08,7-2,8-3,2-1,8-6,9386010045 periodo A2 (26/01/2012-07/05/2012) -1,5 -2,1 -2,0 -2,0 1,51,30,84,8 0,7-0,9 -0,87,6 -6,8 -7,0 -4,9 -13,4 8810010070 periodo TrA (08/05/2012-11/06/2012) 0,9 -0,2 -0,5 7,40,70,30,14,52,20,0 -0,215,2-1,0-0,9-0,5-2,99461009 periodo CA (12/06/2012-27/10/2012) n.d. 0,6n.d. 8,8n.d.0,4n.d.4,7n.d.1,4 n.d.20,3n.d.-0,1n.d.-2,6011001 periodo TrB (28/10/2012-25/11/2012) n.d. -0,3n.d. 0,3n.d.0,6n.d.3,00,00,1 0,05,90,0-2,10,0-5,5n.d.55n.d.48 periodo A1(26/11/2012-10/01/2013) n.d. -1,1n.d. -0,5n.d. 0,8 n.d. 4,3 0,0-0,4 0,09,00,0-3,20,0-7,0n.d.100n.d.59 periodo A2 (11/01/2013-31/05/2013) n.d. -1,4n.d. -2,1n.d.0,8n.d.4,00,0-0,4 0,09,00,0-4,20,0-10,7n.d.100n.d.74 periodo TrA (01/06/2012-24/06/2013) n.d. -0,2n.d. 5,9n.d.0,2n.d.3,80,00,1 0,013,20,0-0,40,00,6n.d.74n.d.0 2011-2013 Media Tmd (C) Desv.Strd. ( ) Mx Tmd (C) Mn Tmd (C) N das T 0C (%) PS PM PI Ext PS PMPI ExtPS PM PI Ext PS PM PI Ext PS PM PI Ext periodo CA 4,5 0,8 0,0 9,70,50,30,04,1 5,9 1,5 0,0 20,33,2-0,10,0-2,6001000 periodo TrB 1,3 0,1 0,0 1,31,00,50,02,83,51,0 0,07,0-0,9-2,1-0,1-5,5123210036 periodo A1 0,0 -0,8 -0,5 0,00,90,80,43,91,10,4 0,09,0-2,8-3,2-1,8-7,0388010052 periodo A2 -1,5 -1,7 -2,0 -2,1 1,51,00,84,4 0,7-0,4 0,09,0 -6,8 -7,0 -4,9 -13,4 8810010072 periodo TrA 0,9 -0,2 -0,5 6,60,70,20,14,12,20,1 0,015,2-1,0-0,9-0,5-2,99601004 + C Gradacin Tmd -C Tabla 5.20. Temperaturas por periodos trmicos en la CH. Altiz (2011-2013)

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 370 Tabla 5.21. Cuadro resumen de los parmetros trmicos de cada periodo. Periodos trmicos en la CH. Altiz A1 A2 TrA CA TrB Tm Periodo entre 0 y -1C entre -1,5 y -2C entre -0,5 y 1C entre 0 y 4C entre 0 y 1,5C Tmd int <0C <1,5C mayorit. 0C 0C mayorit. 0C Tmd ext =0C <-2C >0C (puntualm.<0C) >0C >0C (puntualm.<0C) Tmd mn mn. no alcanzada (hasta -3C) mn. alcanzada (-7C) mn. no alcanzada (hasta -1C) mn. no alcanzada (hasta 0C) mn. no alcanzada (hasta -2,1C) Tmd mx mx. no alcanzada (hasta 1C) mx. no alcanzada (hasta 0,7C) mx. no alcanzada (hasta 2,2C) mx. alcanzada (5,9C) mx. no alcanzada (hasta 3,5) Estado trmico heterotrmico heterotrmico homotrmico (excep.PS) homotrmico (excep.PS) heterotrmico (excep.PI) Tendencia trmica variable en torno a valores fros variable en torno a los valores ms fros ascenso escalonado estable (excep. PS) descenso irregular Entradas de aire fro a la cavidad de escasa intensidad y duracin, en oleadas intensas y de larga duracin, en intensas oleadas puntuales y de muy escasa intensidad, no hay oleadas de aire fro no se da entrada de aire fro algo frecuentes pero de escasa intensidad y duracin Oscilaciones ( ) grandes (0,40,9C) mximas (>10C) pequeas (0,2C) (excep.PS=0,7C) pequeas (<0,5C) (excep.PI=nulas) pequeas (<0,5C) (excep.PS, grandes=1C) Ndas/rangos trmicos mayorit. entre 0 y -3C (excep.PS, mayorit.>0C) mx.concentracin ndas <-3C PI y PM entre 0 y2C mayorit. PS>0C mayorit. (nunca <-2C) nunca <0C muy variable Gradiente Trmico ( Tex t -Tin t ) 0,5C 0,5C (amplitud mn) >5C >5C (amplitud mx) <1C (excep.PS) Dinmica trmica dependiente Tex t -Tin t buena buena mala (excep. PS=regular) nula (excep.PS=regular) regular Fechas dic.mediados/finales enero mediados/finales enero mayo/junio mayo/junio mediados/finales junio mediados /finales junio finales oct. finales oct. dic.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 371 c) Comportamiento espacial diferenciado Caracterizacin trmica espacial El comportamiento trmico anual que se ha mostrado hasta el momento en la CH. Altiz presenta unas diferencias espaciales segn la zona de la cueva en la que nos encontremos. Para el periodo de seguimiento 2011-2013 se ha podido comprobar como las evoluciones trmicas de los diferentes pisos manifiestan un diferente grado de independencia con respecto a las evoluciones exte riores. En este sentido es el PS la zona de la cavidad que mayor ndice de correlacin mantiene con R2=0,7; mientras que a medida que descendemos la independencia va aumentando con R2=0,5 para el PM y R2=0,4 para el PI (fig.5.54). Fig.5.54. Correlaciones anuales entre las Tmd de las distintas salas de CH Altiz y las Text. Periodo agoÂ’11-agoÂ’13, a excepcin de PI y PS donde slo se registr el periodo agoÂ’11-agoÂ’12 (*). El descenso de las correlaciones a medida que profundizamos en la cavidad va asociado, en este caso, a una mayor atenuacin de los comportamientos trmicos. De esta manera, los pisos inferiores registran un menor calor durante los periodos ms clidos (periodos cerrados), pero tambin un fro menos intenso durante los periodos ms fros (periodos abiertos). El gradiente trmico es menor a medida que bajamos, siendo especialmente marcado entre el PS y el resto de la cavidad (vase fig.5.52).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 372 Grficamente tales diferencias espaciales se han recogido en las interpolaciones presentadas en la fig.5.55. Las diferencias de las Tma rondan 0,5C, siendo mayores entre la parte superior y el resto de la sima, que las que se mantienen entre el PM y el PI (fig.5.55c). De forma general, las Tma permanecen con valores negativos en los pisos inferiores de la cavidad con -0,74C en el PI y -0,44C en el PM; y con valores positivos en el PS con 0,97C; si bien es cierto que tan slo se han podido hacer registros trmicos para todo el periodo de investigacin en el caso del PM por fallo en los termmetros durante el segundo ao en las otras dos estancias. Esas diferencias en las Tma se mantienen gracias a las diferencias que se dan fundamentalmente durante el periodo cerrado como se puede apreciar en la fig.5.55b; ya que durante el periodo abierto no son tan manifiestas (fig.5.55a). Y es que durante el periodo cerrado la diferencia supera los 5C entre el PS y el resto de la cavidad, si endo mxima con respecto al PM (de 5,3C), y algo menor con respecto al PI (de 4,5C); mientras que durante el periodo abierto tan slo existe una diferencia de 0,5C entr e el PS y el resto de la cavidad, estando ligeramente por encima las temperaturas en el PS y mantenindose a una misma temperatura media los PM y PI. Durante el periodo abierto el mayor peso del aire fro entrante en la cavidad se desplaza en movimientos convectivos a las partes inferiores de la cavidad enfriando por adveccin los PM y PI fundamentalmente, lo que sumado a la influencia trmica del bloque de hielo hace que se den temperaturas medias similares desde el PM hasta la base de la sima (fig.5.55a); mientras que en el PS, y a pesar de estar ms expuesto a las influencias trmicas exteriores, el ascenso de las masas de aire clido es el que provocara que sus temperaturas medias durante tal periodo se mantuviesen ligeramente por encima. Sin embargo, durante el periodo cerrado la cavidad se comporta de forma diferente. Mientras que las zonas ms cercanas al bloque de hielo se mantienen en valores negativos y la base de la sima en torno a 0C, producto de un estancamiento de las masas de aire fro en las partes inferiores de la cavidad (recurdese que se da una homotermia acusada indicadora de escasos movimientos de aire durante este periodo) y de la influencia calrica emitida por paredes y bloque de hielo como suceda tambin en la CH. de Pea Castil; en el PS se da una me dia de 4,5C, que, junto con la heterotermia generalizada vista en el apartado anterior (ma yor influencia exterior + alejamiento de la

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 373 influencia energtica del bloque de hielo), nos indicara una circulacin de masas de aire en efecto chimenea con respecto a la pequea entrada superior, de tal manera que el aire fro fuese exhalado por la entrada principal de la cavidad. Fig.5.55. Mapas de temperaturas para la CH. de Altiz (2011-2013) Periodo agoÂ’11-agoÂ’13, a excepcin de PI y PS donde slo se registr el periodo agoÂ’11-agoÂ’12. La amplitud trmica entre las Tmmens.mx y Tmmens.mn (fig.5.55d) evidencia nuevamente de la diferenciacin espacial de la cavi dad, esta vez referida a su dinamismo. Ya estimado para estudios trmicos en otras cavidades (p.e. Pulina, 1999; Piasecki et al.,

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 374 2006), la Tmens.mx-Tmmens.mn calculada para la CH. de Altiz muestra como a medida que descendemos el dinamismo de sus trmicas se reduce. En consonancia esto con lo dicho en los prrafos anteriores y con lo expuesto a lo largo de todo el presente apartado, es atribuible tanto al alejamiento de la influencia exterior como a un acercamiento a la influencia termorreguladora del bloque de hielo. Particularidades trmicas espaciales Adems de la caracterizacin espacial genrica de la cavidad que se acaba de presentar, se detallan a continuacin un conjunto de especificidades que concretan an ms el comportamiento trmico diferenciado de las distintas zonas: 1) En el interior de la cavidad se da un gradiente trmico claramente perceptible durante los periodos cerrados y transicionales, y algo ms tenue en algunos momentos de los periodos abiertos, junto con una inversin del mismo dependiendo del periodo. Fundamentalmente durante los primeros la estratificacin de las masas de aire en funcin de densidades y temperaturas debido a situaciones Text>Tint hace que en el interior de la sima no se den corrientes conve ctivas de aire, provocando que el gradiente en el interior de la cavidad sea mximo con respecto a las temperaturas del PS que s se encuentran sometidas a una mayor influencia exterior. Sin embargo, durante los periodos abiertos, en los que el aire fro penetra por entero en el conjunto de la cavidad (Text
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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 375 Fig.5.56. Diferencias trmicas espaciales en el interior de la CH. Altiz. Gradiente trmico mximo durante los periodos abierto y transicional, aunque tambin presente durante los periodos abiertos en los momentos en los que las masas de aire fro del exterior no penetran en el interior de la cavidad (a). Y gradiente trmico mnimo, e invertido con respecto al anterior, durante los momentos en los que las masas de aire fro penetran en el interior de la cavidad. 2) Un segundo aspecto diferenciable es la atenuacin de las oscilaciones trmicas a medida que descendemos. Esto se manifi esta tambin fundamentalmente durante los periodos cerrados (a de la fig.5.57), y algo ms ligeramente durante los transicionales y abiertos (b de la fig.5.57). La mayor temperatura media que se da en el PS, superando los 4C en muchos momentos del periodo cerrado y los 2C durante los transicionales, hace que las oscilaciones trmicas del exteri or le afecten en todo momento, al contrario que sucede en el resto de la cavidad donde se preserva un mayor grado de homotermia con ligeras y puntales oscilaciones en el PM y nulas, durante tales periodos, en el caso del PI.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 376 Fig.5.57. Diferencias trmicas espaciales en el interi or de la CH. Altiz. Mayor homotermia cuanto ms profundicemos en la cavidad, y ms contrastada en los periodos abiertos (a), aunque tambin presente en los transicionales y cerrados (b). 3) Durante el periodo cerrado se aprecian dos tipos de repuntes ligeros de temperatura en el PM. Por un lado se distinguen aumentos trmicos positivos breves y leves, como los sealados tambin para la CH. de Pea Castil, ligados a momentos puntuales en los que cambia la circulacin de aire y a marcados y rpidos descensos en las Text (a en fig.5.58). Y por otro lado, repuntes negativos de temperaturas en el caso de que las entradas de aire fro sean lo suficientemente potentes como para ponerse por debajo de las Tint, experimentando muy breves repuntes de circulacin del aire (b en fig.5.58). Fig.5.58. Puntuales diferencias trmicas manifestadas en lig eros repuntes trmicos positivos y negativos en el PM.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 377 4) Aunque con una menor evidencia que para el caso de la CH. de Pea Castil, en el caso de Altiz tambin se observan ligeros desplazamientos en los tempos de las evoluciones trmicas. Estas asincronas se hacen especialmente evidentes entre el sector superior y el inferior de la cavidad. Tanto en los momentos de entrada de masas de aire fro como en aquellos en los que ascienden las temperaturas, el PS manifiesta una reaccin ms rpida y marcada que el PI (a y b respectivamente de la fig.5.59), hacindose fundamentalmente visible durante el periodo TrA. Durante este periodo se aprecia como las temperaturas del fondo de la cavidad tienen una inercia trmica bastante ms lenta hacia 0C, llegndose a prolongar incluso hasta un mes y medio el aumento de medio grado de temperatura (B en la fig.5.59). Fig.5.59. Asincronas en las evoluciones trmicas en las di stintas estancias de la CH. de Altiz. a) desfases temporales en la penetracin de aire fro hacia el interi or de la cavidad durante el periodo abierto, b) desfases temporales en los ascensos trmicos durante los periodos abie rtos; B) desfases de varias semanas durante el ascenso de temperaturas durante el periodo transicional. Zonificacin trmica Dentro de la CH. de Altiz y en funcin del comportamiento trmico diferenciado que se ha mostrado hasta ahora de sus distintos sectores se pueden distinguir las siguientes zonas trmicas: Zona templada exterior variable. Constituida por las estancias de la cavidad ms cercanas a la boca de entrada. En ellas la temperatura media se eleva por encima de 0C

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 378 aunque slo ligeramente, estando sometidas a las influencias de las evoluciones exteriores, al menos en mucho mayor grado qu e el resto de la cavidad. Durante todo el ao mantiene Tmd superiores al resto de las zonas controladas de la cavidad, aunque en los momentos de mximo fro el gradiente se invierte. El dinamismo de sus corrientes de aire se traduce en oscilaciones continuadas a lo largo de todo el ao, alejando al comportamiento trmico de esta zona del mantenido en el resto de la cavidad, especialmente durante los periodos ms clidos, y difuminando con ello la distincin de los distintos periodos. La escasa influencia del bloque de hielo y la alta que ejercen las temperaturas exteriores son los factores que dirigen la evolucin trmica anual de esta zona. Fig.5.60. Zonas trmicas en la CH. Altiz. Dentro de la zona fra de la cavidad se puede hacer la siguiente subdivisin: Zona fra I. Se corresponde con la zona ms inmediata al bloque de hielo. En ella se aprecia una temperatura media por debajo de 0C, con una evolucin anual fcilmente

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 379 divisible en periodos trmicos. Aqu dominan temperaturas fras aunque las oscilaciones y las medias por encima de 0C durante los periodos cerrados hace que no sean las temperaturas ms fras de la cavidad. Tam poco se mantiene una homotermia estricta durante los periodos cerrados, siendo habituales repuntes trmicos positivos y negativos y un cierto gradiente trmico durante todo el ao con respecto a zonas ms fras. Mientras que durante los periodos abiertos las Text ejercen una buena influencia, durante los periodos cerrados la homotermia marcada es producto de la influencia trmica del bloque de hielo y de la estratificacin de las masas de aire funcionando la cavidad estticamente o como trampa de fro. Las circ ulaciones de aire en esta zona se dan en mayor o menor medida a lo largo de todo el ao, aunque durante los periodos cerrados sean muy leves. Zona fra II. Las cotas inferiores de la cavidad se distinguen por un comportamiento estrictamente homotrmico durante los periodos cerrados (trampa de fro) y quedando completamente aisladas de las oscilaciones exteriores. Las temperaturas ms fras se dan en este sector, presentando las menores amplitudes trmicas de toda la cavidad entre sus mximas y mnimas. La influencia del bloque de hielo y el mayor alejamiento con respecto a la boca de entrada marcan su co mportamiento trmico anual. La dinmica del aire en esta zona queda en exclusiva restringida a los periodos abiertos. 5.3.2.2.Circulacin del aire: flujos y modelo de circulacin. Estimacin de velocidad de las corrientes de aire Las evoluciones trmicas sealadas para los periodos distinguidos hacen que la cavidad tenga diferentes corrientes de aire en funci n de la poca del ao. Si de forma general durante los periodos abiertos la fuerza de conveccin, activada por las diferentes densidades de aire cuando TextTint) la cavidad se comporta a modo trampa de fro, sobre todo en la sala helada y en el PI. Ello hace que durante los periodos abiertos en todas las salas se d una heterotermia generalizada co n la presencia de marcadas corrientes de aire; mientras que durante los periodos cerrados, con el comportamiento homotrmico (salvo en el PS), no son posibles tales, al menos de forma reseable como ya se ha sealado en trabajos previos para otras cavidades (p.e. Mavlyudov, 2009; Badino, 2010; Morard et al., 2010a).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 380 La determinacin de la velocidad de tales corri entes de aire puede obtenerse en base a la aplicacin de la ecuacin T (Lismonde, 1981; Atkinson et al., 1983; Ohata et al., 1994a; Lismonde, 2002b; Luetscher y Jeannin, 2004a; Badino, 2010; Morard, 2011). De esta manera tenemos que para la sala helada en la que se instala el bloque de hielo la media de velocidad para todo el periodo investigado es de 0,6 m s-1, contando con que las corrientes de aire en dicha sala son inestimables durante los periodos cerrados, y mximas durante los periodos abiertos, en torno a los 2-3 m s-1, e incluso por encima de los 3 m s-1 durante los das ms fros de febrero de 2013 (fig.5.61). Fig.5.61. Velocidad de las corrientes de aire en la CH. de Altiz. vel. aire mx. en SH (m s-1) (2011-2013) periodo trmico 02/02/2012 2,66 A2 03/02/2012 2,52 A2 11/02/2012 2,63 A2 12/02/2012 2,58 A2 11/02/2013 2,51 A2 23/02/2013 2,77 A2 24/02/2013 2,56 A2 27/02/2013 2,55 A2 13/03/2013 2,61 A2 05/04/2013 2,60 A2 Tabla 5.22. Momentos de velocidades mximas del aire de entrada en el PM. Modelo de circulacin del aire Las notables diferencias destacadas en los re gmenes trmicos en el interior de la cavidad, junto con las velocidades de las corri entes aire estimadas, nos dibuja el modelo de circulacin del aire expuesto en la fig.5.62. En los periodos abiertos todo el conjunto

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 381 de la cavidad se ve sometido a las fuerzas de conveccin. A las partes superiores de la cavidad asciende el aire clido y es exhalado al exterior, mientras que durante los periodos cerrados la cavidad se somete a una doble dinmica. Por una parte, las partes inferiores de la sima, sectores PM y PI, en las que se instala adems el bloque de hielo, se ven sometidas a una estratificacin de las masas de aire por densidades, y en funcin a su condicin de trampa de fro ( cold air trap ) las temperaturas permanecen en torno a 0C. Y por otra, en las partes superiores, en el PS, la dinmica del aire cumple la condicin de efecto chimenea en relacin con las diferencias altitudinales de las dos entradas lo que se refleja en las continuas oscilaciones de las temperaturas a lo largo de todo el ao en este sector de la cavidad, exhalando aire fro por la entrada inferior durante el periodo cerrado. Fig.5.62. Modelos de circulacin del aire en la CH. de Altiz.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 382 5.3.2.3.Precipitaciones. El rgimen ombrotrmico expuesto en las figs.5.9 y 5.12 se traduce en inputs de agua y nieve en el interior de la cavidad. A falta de datos cuantitativos relativos a la escorrenta til filtrada al interior de la cavidad y los problemas que, respecto al registro de precipitaciones y nieve, presentan las EMAs utilizadas, tan slo una estimacin cualitativa y temporal de tales inputs pued e ser establecida. De esta manera se puede apreciar en las figuras aludidas, y junto con las imgenes recopiladas del Mirador del Cable (Fuente D) para el seguimiento de manto de nieve durante el periodo de investigacin, como los momentos de mxima filtracin de agua en el interior de la cavidad se corresponden con las lluvias de mediados y principios de otoo, y mediados y finales de primavera, siendo ms abundantes durante los primeros, aunque las bajas temperaturas ya registradas en estos momentos no exime de que ya alguna precipitacin sea en forma de nieve (fig.5.12a). Las precipitaciones en forma de nieve se dan desde finales de otoo hasta principios de primavera, sucedindose 5-6 copiosas nevadas. Las escasas dimensiones de la boca de entrada principal a la cavidad, a lo que se le aade su localizacin en la base de un pequeo cono de derrubios y canal de aludes, hace que tras la instalacin del primer manto nival la entrada directa de agua y nieve se vea muy restringida. Con ello, los inputs directos de nieve se han de producir o bien con las primeras nevadas, o bien en aquellos momentos de finales de otoo e i nvierno en los que las primeras fusiones del incipiente manto nival se lo permitan (fig.5.12b y d), ya que el manto nival suele permanecer a estas altitudes bien formado hasta principios de verano. Pero sin embargo, as como durante las labores de campo se han observado pequeos neveros en el interior de la entrada principal acumulados en el sector de las repisas y en el pozo diagonal que desde ellas baja hasta los pisos inferiores; en los pozos que conectan la cavidad con la entrada superior no han sido apreciados. Ello nos pone sobre la pista de que la nica fuente de alimentaci n directa de nieve para el bloque de hielo se produce a travs de la boca principal, que adems, como ya se ha visto en el apartado de temperaturas, es un sector relativamente clido con respecto al resto de la cavidad lo que hace que tal alimentacin no se asegure ni a lo largo de todo el ao, ni todos los aos (en algunas jornadas de campo este sector de repisas estaba completamente desprovisto de nieve).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 383 De nuevo aqu, como ya se apunt para el ca so de la CH. de Pea Castil, el papel que juegan, desde un punto de vista criolgico, las precipitaciones tormentosas que se dan en los meses estivales no ha podido ser determinado. 5.3.2.4.Humedad. En la sala helada de la cueva (PM) se instal un termohigrmetro durante el periodo 2011-2012. En correlacin con la evolucin de las temperaturas se puede apreciar tambin distintos regmenes higromtricos. Durante los periodos cerrados y transicionales este sector de la cueva se encuentra casi completamente saturado de humedad, siendo habitual que no baje del 96% (HR = 96,7 1,3% y HR = 96,9 0,8% respectivamente). No se dan fluctuaciones remarcables en el rgimen higromtrico a lo largo de estos periodos, al igual que sucede con la temperatura, lo que es de nuevo indicativo de una falta de circulacin de aire. Ello sumado a las mayores temperaturas (entre 0 y 1C), proporciona una estable y continuada saturacin del aire (fig.5.63). Durante los periodos abiertos, sin embargo, la humedad de la sala se reduce considerablemente manteniendo humedades relativas entre el 80-40% (HR=81,2 1,5%), llegando a alcanzar registros extremadamente bajos como fueron los picos de 19% y 20% que se dieron el 07/03/2012 (HR=19,48%). A lo largo de este periodo, la humedad oscila continuamente y de forma si ncrnica con las fluctuaciones de aire fro provenientes del exterior (fig.5.63). La saturacin del aire se reduce considerablemente propiciando un clima, en torno al bloque de hielo, con una baja cantidad de vapor de agua en el aire y acompaado de las corrientes de aire ms fuertes. Ambiente propicio para procesos de sublimacin, como ya se ha demostrado en otras cavidades heladas (p.e. Racovi 1974; Mavlyudov, 1989, 1992; Eraso, 1991; Ohata et al., 1994; Lauriol et al., 1998; Rachlewicz y Szczucinski, 2004; Per oiu, 2004; Luetscher, 2005; Pflistch et al., 2006; Kadebskaya y Tchaikovskyi, 2009; Morard et al., 2010; Kern et al., 2011; Obleitner y Sptl, 2011; Belmonte et al., 2014).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 384 Fig.5.63. Humedad relativa en el PM de CH. de Altiz (2011-2012). Fig.5.64. Humedad relativa en el PM de la CH de Altiz y en la EMA El Cable (2011-2012)

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 385 5.3.3.La cueva helada de Vernica. La cueva helada de Vernica (-103+30 m; 255 m dllo.) abre su boca de entrada principal hacia el S a 2230 m, colgada en uno de los cantiles del umbral glaciokrstico de Hoyo Sin Tierra. Dispone de una entrada superior 30 m por encima, instalada a favor de una gran diaclasa en un relajamiento topogrfico del propio umbral, y que da pie a una sima vertical de unos 70 m, pero por la que raramente es posible acceder debido al nevero que la tapona de forma habitual (ver fig.4.27). Dentro de su compleja configuracin endokrstica (para ms detalle vase cap. IV), para la presente investigacin, en la cueva de Ve rnica se han distinguido varios sectores en funcin de su representatividad como cueva helada, decidiendo descartar aquellos que, a pesar de la espectacularidad de sus criomorfologas, apenas tienen relacin con el bloque de hielo que alberga la cavidad, adems de tener un acceso bastante ms complicado y no accesible todos los aos (p.e. Sala de los Fantasmas). De tal forma se ha diferenciado un primer sector compuesto por la rampa de nieve y porche de entrada expuesto directamente, como ya se vio, a las condiciones climatolgicas exteriores. Un segundo sector que se ha denominado Sala Ciega (SC), compuesta por una primera sala que nos topamo s tras descender la rampa de acceso y en el interior de la cavidad propiamente dicho. Un tercer sector que hemos denominado Meandro (Mnd), en consonancia con la morfologa meandriforme que presentan los tneles, pasillos y horadados a modo de cuevas de hielo en los restos de lo que en su da seguramente formase parte de un bloque de hiel o unitario en toda la cavidad. Tras l, y descendiendo un pseudopozo de 13 m (P13) abierto entre los restos de ese posible antiguo bloque de hielo y la pared, se accede a un cuarto sector conformado por una fuertemente inclinada segunda rampa de hielo que se alarga hasta el final de la cavidad. Y finalmente, y desde esta segunda rampa de hielo, los ltimos sectores distinguidos se corresponden con varias galeras heladas dispue stas en orientacin paralela pero a cotas altitudinales diferentes que son: a -95 m la denominada Gran Galera Helada (GH); y a la cota de -109 m una segunda galera he lada de menores dimensiones que hemos denominado como Galera Helada Menor (GHm). Es en estas dos galeras donde el bloque de hielo se puede apreciar con mayor facilidad y espectacularidad, armndose sendos muros de grandes dimensiones en los laterales de las mismas (fig.5.65).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 386 Fig.5.65. Topografa y localizacin de los termorregistradores y termohigrmetro en la cueva helada de Vernica. La complejidad topogrfica de la cavidad dificulta la concepcin global del bloque de hielo, pero los volmenes que se pueden observar tanto en las galeras heladas, como en el Mnd y, en ocasiones, bajo la rampa de nieve de la entrada y en los accesos interiores a la GH, nos hacen pensar en un bloque de hielo de enormes dimensiones. Mucho mayor, al menos, que los presentes en Castil y Altiz. Sin embargo, su cuantificacin hasta la fecha es totalmente imposible. Los estudios morfolgicos del propio bloque de hielo y los espeleolgicos realizados en la compleja configuracin de la cavidad hacen suponer que se trate de un bloque de hielo un itario que arranca desde la rampa de nieve de la entrada principal de la cavidad, fluyendo en un solo cuerpo hasta la GHm. En profundidad el bloque podra alcanzar cotas mayores de las topografiadas para la GHm ya que aqu se aprecia su continuacin por uno de sus laterales. Desde un punto de vista criolgico se trata de un bloque de hielo metamrfico estratificado con flujo que se acompaa de criomorfologas estacionales y perennes, y grandes cantidades de nieve repartidas por toda la cavidad. Son especialmente grandes y estticos los crioespeleotemas presentes en la llamada Sala de los Fantasmas, localizada

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 387 a la mxima profundidad explorada de la cavidad hasta la actualidad (-133 m). Pero aqu ya sin presencia del bloque de hielo. En funcin de la ubicacin de las entradas pr incipales, la cueva helada de Vernica se podra clasificar como una cueva dinmica (Luetscher y Jeannin, 2004b), disponiendo dos grandes entradas a diferentes cotas altitudinales. Si bien es cierto que ambas entradas se encuentran taponadas de nieve buena parte del ao y que la configuracin endokrstica en la que se alberga el bloque de hielo hace que la cavidad funcione termodinmicamente ms cercana a una cueva de tipo esttica Para su estudio trmico se han colocado 3 termorregistradores iButton DS1921G-F5 programados para una toma cada 4 horas e instalados de tal manera que los sectores clave del bloque de hielo fuesen abarcados. De esta manera se colocaron termorregistradores en la SC, Mnd y GH para los aos 2011-2013, junto con un termohigrmetro instalado en la SC para el ao 2011-2012 (fig.5.65). 5.3.3.1.Temperaturas. Como sucede en los casos anteriores la falta de estudios previos hace que los resultados que se presentan a continuacin para esta cavidad sean los primeros que existen hasta el momento. Aunque si bien es cierto que la falta de registros condiciona un control ms conciso de la caracterizacin trmica de la cavidad, es en la GH donde se presenta el principal “afloramiento” del bloque de hielo, y donde se ha obtenido un registro completo para todo el periodo investigado. a) Caracterizacin trmica general Temperaturas medias, absolutas y amplitudes trmicas Las Tma obtenidas en el seguimiento de las tres estancias controladas se mantienen por debajo de 0C, a excepcin del ao 2012-2013 para la GH en la que prcticamente es de 0C. Mientras que en la SC, ms cerca de la boca de entrada, la Tma registrada para el ao 2011-2012 fue de -0,93C, en la GH, de las salas controladas la ms alejada del exterior, la diferencia para el mismo ao es de casi 1C, con -0,14C. Si se extrapolasen los datos para el Mnd probablemente esta es tancia presentase medias anuales a medio camino entre las otras dos salas. Las diferencias con las Tma del exterior oscilan entre los 2-3C, siendo mayor a medida que profundizamos en la cavidad (fig.5.66).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 388 Tabla 5.23 Temperaturas medias mensuales en la CH. Vernica 2011/13. SC, Sala Ciega; Mnd, Meandro; GH, Gran Galera Helada; Ext. Ver., boca de entrada de la cavidad; n.d no datos. *Temperaturas estimadas con la aplicacin del gradiente trmico desde la EMA de Cabaa Vernica. Las mximas y mnimas del exterior de la cavidad se corresponden con las mximas y mnimas de las Tmd estimadas. Las mximas y mnimas del interior son registros absolutos. **Las temperaturas medias mensuales, as como las mxima s y las mnimas estn supeditadas, en algunos casos, a la falta de datos (no est el mes completo) (sealados en rojo). En cifras absolutas las Tmn.abs se alcanzaron en la SC con -10,08C en la noche del 3 al 4 de febrero de 2012, mientras que en el exterior fueron para esa misma noche de -15C, la temperatura ms baja de todo el periodo. Las diferencias son notables para el caso de las Tmn.abs de las otras dos estancias siendo de -5C para la GH, registrados en la noche del 12 de febrero de 2012, y de -5C en el Mnd el 1 de diciembre de ese mismo ao. La Tabs en el interior de la cavidad es de 11,6C en la SC, de 6C en el Mnd, y de 2,5C en la GH; no llegando ni a la mitad de la oscilacin que se da en la boca de entrada (34,33C).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 389 Fig.5.66. Tma en la CH. Vernica para el periodo 2011-2013. Temperaturas mensuales El nmero de meses por ao que la cavidad permaneci con Tmm<0C vara entre 3-6 meses, a excepcin de los 10 meses que estu vo el Mnd en el ao 2012-2013. Cifras muy parejas a las que se dan en el exterior, con 4 meses durante el 2011/2012 y 6 durante el ao 2012/2013 (fig.5.67). La evolucin de las Tmm interiores refleja cierta consonancia con la evolucin exterior durante los meses ms fros, fundamentalmente durante el ao 2011-2012; siendo bastante ms dispar durante los mismos meses del siguiente ao. Durante el primer ao es en la SC donde se registran los dos picos de fro exteriores, los cuales se ven atenuados en buena medida en la GH. Dura nte el segundo ao apenas se marcan picos de fro en ninguna de las salas en las que se registraron las temperaturas. Para los meses ms clidos, globalmente para los dos aos re gistrados y en toda la cavidad, se observa una independencia total en la evolucin Text y Tint.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 390 Fig.5.67. Evolucin de Tmm en la CH. Vernica 2011/13 con las desviacione s tpicas por estancias y en el exterior. Adems de que las Tma aumentan a medida que descendemos, las oscilaciones trmicas tambin se atenan, evidenciando la GH una tendencia ms homotrmica que en los otros dos sectores a lo largo del ao, y mucho mayor si es comparada con las oscilaciones de las Text. Mientras que las oscilaciones en las salas SC y Mnd pueden llegar a ser de varios grados dentro de va lores estandarizados (desviaciones tpicas), mucho mayores si se tienen en cuenta valores extremos de mximos y mnimos; en la

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 391 GH, lo habitual es que los valores se encuentren dentro de un rango de 0,5C; pudiendo llegar a 1C en los casos ms extremos. Los meses con Tmm ms bajas son febrero del 2012 con -4,98C registrados en la SC, y enero del 2013 con -2,23C registrados en el Mnd. Comparativamente en el primer ao se aprecia como los meses ms fros se registran en la estancia ms cercana a la boca de entrada, en la SC; mientras que en la GH no suelen superar ni la mitad de las medias que se dan aqu. En el exterior vuelve a ser el mes de febrero el ms fro para los dos aos (tabla 5.24). Las Tmm ms clidas, por su parte, nunca superan los 0,5C en ninguna de las estancias controladas manifestando una marcada homotermia. Comparativa meses ms fros en CH. Vernica (C) SC Mnd GH Exterior Ao 2011-12 1) febÂ’12 (-4,98) n.d febÂ’12 (-2,85) febÂ’12 (-5,17) 2) abrÂ’12 (-2,71) n.d marÂ’12 (-1,30) abrÂ’12 (-3,52) 3) marÂ’12 (-2,17) n.d eneÂ’12 (-0,28) eneÂ’12 (-0,91) Ao 2012-13 1) n.d eneÂ’13 (-2,23) dicÂ’12 (-0,96) febÂ’13 (-4,90) 2) n.d dicÂ’12 (-2,10) eneÂ’13 (-0,59) marÂ’13 (-3,11) 3) n.d novÂ’12 (-1,27) novÂ’12 (-0,21) novÂ’12 (-1,42) Tabla 5.24. Los tres meses ms fros por ao en las distintas estancias de la CH Vernica y la boca de entrada. Resaltados en tonos azules estn las dos Tmm ms bajas del periodo 2011-2013, para el interior y para el exterior de la cavidad. Distribuciones por rangos trmicos La distribucin de las Tmd por rangos trmicos evidencia marcadas diferencias segn la estancia. Mientras que en la SC se manifi estan entradas de masas de aire fro ms intensas y duraderas con hasta 52 das con Tmd<-3C, muy parejo a los das que se dieron en la boca de entrada; en el resto de la cavidad en ningn ao se sobrepasaron la veintena de das, 10 das para la GH dur ante el ao 2011-2012 y 18 para el Mnd en el ao 2012-2013. La mayora de los das en los que las temperaturas descendieron de los 0C se situaron en todas las salas entre los 0 y -2C, especialmente en el Mnd que lleg a permanecer durante 215 das dentro de es te rango trmico. A pesar de ello, la mayor parte del tiempo la cavidad permaneci con Tmd 0C, aunque si bien es cierto que las temperaturas apenas sobrepasaron en contadas ocasiones los 0,5C (fig.5.68). Si se toman las temperaturas registradas en la GH se aprecia como en los dos aos registrados la intensidad de fro de las masa s de aire se redujo de un ao a otro. Durante el primer ao se aprecia el pico de fro en febrero, en consonancia con las temperaturas

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 392 exteriores; quedando tal intensidad muy atenuada durante el segundo ao en el que, como se aprecia en la fig.5.68, las temperaturas no bajaron de -2C y su evolucin con respecto a las temperaturas exteriores fue ms dispar. En la SC sin embargo y durante el primer ao de control, se dio una evolucin similar a la seguida por las Text. Fig.5.68. N de das por rangos trmicos en la CH. Vernica (2011-2013).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 393 b) Caracterizacin trmica temporal: dinmicas anuales y periodos trmicos En la evolucin de las temperaturas de la CH. de Vernica para el periodo 2011-2013 se pueden distinguir de forma genrica los siguientes periodos trmicos: Un periodo abierto en el que las TextTint siendo las Text>0C, mientras que las Tmd.int estn entre 0,5 y -0,5C, y con evoluciones completamente independientes entre el exterior y el interior. Y unos periodos transicionales en los que la evolucin de las temperaturas, respondiendo o bien a un cese de aire fro en la cavidad o bien a las primeras entradas del mismo, asciende o desciende hasta ajustarse a los patrones caractersticos de los periodos contiguos. A un mayor grado de detalle tales periodos se pueden particularizar en los siguientes tipos y/o subperiodos trmicos (ver figs.5.69-71): Periodo abierto (A) En el periodo abierto se diferencian dos subperiodos: Subperiodo A1 : durante este subperiodo la cavidad se mantiene en temperaturas medias, dependiendo de la estancia, entre los -0,5 y los 2,5C; extendindose por aquellos meses en los que las Text
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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 394 diferencia de temperatura media con respecto a las Text no supera en ningn caso 1C. Este subperiodo abarca desde finales de novi embre y principios de diciembre hasta enero o mediados de enero. Subperiodo abierto A2 : si bien de forma habitual en las otras cavidades a estudio durante este subperiodo se alcanzaban sobradam ente las temperaturas ms fras en todos los ciclos anuales, en la CH. de Vernica este hecho se manifiesta solamente el ao 2012 quedando bastante ms atenuado en el ao 2013. Durante el subperiodo A2, tanto en el interior como en el exterior, las oleadas de aire fro son mucho ms intensas y duraderas, llegando incluso a superar el mes de duracin, o pudindose extender cerca de tres meses casi consecutivos con tan slo muy breves repuntes por encima de 0C como sucedi en 2012. Aunque en este ltimo caso no se viese reflejado del todo en el interior de la cavidad como se explicar ms adelante. Las temperaturas medias de este subperiodo oscilan entre -1 y -3,5C, mantenindose las Tmd.int mayoritariamente por debajo de 1,5C de diferencia, al igual que las Text. Se alcanzaron las Tmd.mn de todo el periodo de investigacin con -9,6C en la SC en febrero de 2012, no superando en ningn caso 0C las Tmd.mx. La tendencia evolutiva de las temperaturas es similar a la del subperiodo A1 dominando una fuerte heterotermia con las mayores oscilaciones de todo el ciclo anual (>1C). A pesar de no darse con exclusividad durante este intervalo de tiempo los rangos trmicos de <-3C, como suceda en las otras cuevas, s se da una concentracin importante de das por debajo de tal umbral, a excepcin de la GH donde se mantienen siempre entre 0 y -2C. El gradiente entre Text y Tint es pequeo no superando nunca 1,5C, aunque de forma genera l y para todo el periodo abierto en conjunto (A1+A2) la correlacin entre las evoluciones de ambos medios es muy baja como se puede apreciar en la fig.5.70 (R2=0,2). Al respecto, conviene resaltar la baja correlacin que se da para todos los periodos durante los dos aos estudiados, a pesar de dibujar tendencias caractersticas de las cuevas heladas y muy similares a las vistas para las otras dos cavidades tanto para los periodos abiertos como para los cerrados. Este subperiodo tiene una extensin muy dispar dependiendo del ao, alargndose desde principios y mediados de enero hasta febrer o y mediados de abril. La razn de esta variabilidad en su duracin no es otra que la propia nieve. A finales de tal periodo la cavidad queda bloqueada por la nieve que se acumula en sus entradas principales desvinculando las Tint de la evolucin trmica exterior. Este hecho fue especialmente notable desde finales de invierno hasta mediados de verano de 2013, como se comprob

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 395 en el trabajo de campo y como queda reflejado en las figuras de 5.68 a 5.70; adems de llevarnos a la propuesta de un tipo nuevo de periodo cerrado: cerrado tipo CB, que no se ha discernido en las otras dos cavidades a estudio. Periodo cerrado inducido (CB) : se trata de un periodo en el que el rgimen trmico de la cavidad queda condicionado por el taponamiento nival externo, desvinculndose por completo de la evolucin de las Text. Mientras que las Text mantienen las tendencias habituales de los subperiodos A2 con temperaturas muy fras y durante periodos muy prolongados de tiempo, las Tint se comportan homotrmicamente como corresponde a los periodos cerrados. Durante el periodo CB el binomio habitual que rige las condiciones trmicas de los otros periodos, y por entero tambin de las otras cavidades, Text>Tint=periodo cerrado y Text
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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 396 Fig.5.69. Periodos trmicos de la CH. de Vernica y desglosados por estancias (2011-2013).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 397 Fig.5.70. Periodos trmicos de la CH. de Vernica junto con diagramas de desviaciones (2011-2013). Las temperaturas medias para el periodo CB se mantienen muy cercanas a 0C (entre 0,6 y 0,2C), con Tmd.int que estn medio grado por encima o por debajo de 0C, y las Tmd.ext<0C mayoritariamente. Las Tmd.mn pueden alcanzar los -2,5C aunque esto tan solo se registr puntualmente a comienzos del periodo CB de 2012, no alcanzndose tampoco las Tmd.mx. Su estado homotrmico tan slo se desvirta levemente con las mnimas oscilaciones inversas registradas que ya se han comentado, lo que le

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 398 proporciona una tendencia evolutiva muy estable, experimentando tan slo un progresivo ascenso en los momentos iniciales del periodo. Esto desemboca, y solo para el inicio del periodo, en un incremento de sus oscilaciones (0,9C para la SC); que por lo general son bastante pequeas (0,3C). Al quedar bloqueada la cavidad, las oleadas de aire fro del exterior no tienen repercusin alguna en las Tint, lo que hace que la gran mayora de los das del ao sus temperaturas se encuentren dentro de un rango trmico entre 0,5 y -0,5C, con una paralizacin de la circulacin del aire en el interior y una estratificacin de las masas de aire segn sus distintas densidades. Se trata pues de un periodo de trampa de fro inducido por el taponamiento natural de la cavidad, en momentos en que debera de estar funcionando bajo el efecto chimenea. La diferencia trmica entre el exterior y el interior de la cavidad, de media, no es tan grande en contra de lo que cabra esperar de un periodo cerrado. En trminos medios Text-Tint<1,5C, ya que a pesar de mantenerse las Text muy por debajo de 0C durante los momentos iniciales del periodo, a finales del mismo, y ya entrados en la estacin estival, tales temperaturas bajas son contrarrestadas por las temperaturas altas propias de estos momentos veraniegos. La duracin de este periodo en los aos de investigacin se extiende desde febrero o mediados de abril hasta mayo o julio. Fig.5.71. Correlaciones entre las Text y la GH de Vernica 2011-2013.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 399 Media Tmd (C) Desv.Strd. ( ) Mx Tmd (C) Mn Tmd (C) N das T 0C (%) SC MndGH Ext SCMndGHExtSC MndGH Ext SC MndGH Ext SCMndGHExt periodo CA (02/08/2011-24/10/2011) 0,5n.d. 0,5 9,70,0n.d.0,03,9 0,8 0,0 0,5 16,60,30,00,5-1,30n.d.02 periodo TrB (20/10/2011-01/12/2011) 0,1n.d. 0,5 0,70,4n.d.0,03,20,8 0,00,57,7-1,00,00,5-7,158n.d.045 periodo A1 (02/12/2011-26/01/2012) -0,9n.d. 0,1 -0,20,8n.d.0,33,50,0 0,00,58,4-3,90,0-0,9-8,2100n.d.6148 periodo A2 (27/01/2012-15/04/2012) (en GH) -3,3n.d. -1,7 -2,6 1,9n.d.1,05,3 -0,6 0,0-0,86,5 -9,6 0,0 -4,8 -15,010010010069 (27/01/2012-28/04/2012) periodo CB (16/04/2012-13/05/2012) (en GH) -1,8n.d. 0,0 -0,90,9n.d.0,16,0-0,1 0,0-0,312,1-2,50,0-0,8-5,0 100100100100 (29/04/2012-13/05/2012) periodo CA (16/05/2012-26/10/2012) 0,0 0,0 0,4 8,20,00,10,24,7 0,0 0,5 0,5 19,30,0-0,30,0-4,210073195 periodo TrB (27/10/2012-25/11/2012) n.d. -0,9 -0,1 -0,8n.d.0,70,13,10,0 0,00,04,50,0-2,7-0,4-6,8n.d.10010050 periodo A1 (26/11/2012-02/01/2013) n.d. -2,3 -1,0 -2,1n.d.1,1 0,5 4,00,0 -0,70,07,8 0,0 -4,7 -2,0 -8,4n.d. 10010071 periodo A2 (03/01/2013-19/01/2013) (en GH) n.d. -2,2 -0,9 -1,0n.d. 1,1 0,44,90,0 -0,9-0,59,00,0-4,3-1,6-8,3n.d.10010066 (03/01/2013-03/02/2013) periodo CB (20/01/2013-06/07/2013) (en GH) n.d. -0,6 0,2 0,2n.d.0,20,4 5,8 0,0 -0,2-0,516,70,0-1,5-1,6-10,8n.d.10010057 (04/02/2013-06/07/2013) 2011-2013 Media Tmd (C) Desv.Strd. ( ) Mx Tmd (C) Mn Tmd (C) N das T 0C (%) SC MndGH Ext SCMndGHExtSC MndGH Ext SC MndGH Ext SCMndGHExt periodo CA 0,3 0,0 0,4 8,90,00,10,14,3 0,8 0,5 0,5 19,30,0-0,30,0-4,2507394 periodo TrB 0,1 -0,9 0,2 0,00,40,70,13,10,8 0,00,57,7-1,0-2,7-0,4-7,1581005047 periodo A1 -0,9 -2,3 -0,5 -1,20,81,10,43,80,0 0,00,58,4-3,9 -4,7-2,0-8,41001008060 periodo A2 -3,3 -2,2 -1,3 -1,8 1,91,10,7 5,10,0 0,0-0,59,0 -9,6-4,3 -4,8 -15,010010010067 periodo CB -1,8 -0,6 0,1 -0,40,90,20,3 5,9 0,0 0,0-0,316,7-2,5-1,5-1,6-10,8 10010010078 + C Gradacin Tmd -C Tabla 5.25. Temperaturas por periodos trmicos en la CH. Vernica (2011-2013).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 400 Tabla 5.26. Cuadro resumen de los parmetros trmicos de cada periodo. Periodos trmicos en la CH. Vernica A1 A2 CB CA TrB Tm Periodo entre -0,5 y -2,5C entre -1 y -3,5C entre -0,6 y 0,2C entre 0 y 0,5C entre -1 y 0,5C Tmd int <0C <1,5C entre 0,5 y -0,5C 0C oscilante en torno a 0C Tmd ext mayorit.<0C <1,5C mayorit.<0C >0C oscilante <>0C Tmd mn mn. no alcanzada (hasta -4,7C) mn. alcanzada (-9,6C) mn. no alcanzada (hasta -2,5C) mn. no alcanzada (hasta -0,3C) mn. no alcanzada (hasta -2,7C) Tmd mx mx. no alcanzada (hasta 0,5C) mx. no alcanzada (hasta 0C) mx. no alcanzada (hasta 0C) mx. alcanzada (0,8C) mx. no alcanzada (hasta 0,8C) Estado trmico heterotrmico heterotrmico homotrmico (oscilac.mn) homotrmico heterotrmico Tendencia trmica variable en torno a valores fros variable en torno a los valores ms fros estable (subidas puntuales sostenidas) estable variable entre 0,5 y -2C Entradas de aire fro a la cavidad variable en funcin del ao, en oleadas poco intensas intensas y de larga duracin, en intensas oleadas no se da entrada de aire fro no se da entrada de aire fro algo frecuentes pero de escasa intensidad y duracin Oscilaciones ( ) grandes (0,4 y 1,1C) mximas (>1C) pequeas (0,3C) (excep.SC=0,9C) pequeas (<0,5C) pequeas (0,4C) (excep.Mnd=0,7C) Ndas/rangos trmicos mayorit. entre 0 y -2C (excep.GH muy variable pero nunca <-2C) importante concentracin ndas <-3C (excep.GH entre 0 y -2C) mayorit.entre 0,5 y -0,5C (excep. GH siempre 0C) mayorit. 0C mayorit. 0C (excep. Mnd entre 0 y -2C) Gradiente Trmico ( Tex t -Tin t ) <1C (amplitud mn) <1,5C <1,5C >5C (amplitud mx) <1C Dinmica trmica dependiente Tex t -Tin t regular regular nula (inversa) nula regular Fechas dic./finales nov. ene./mediados ene. ene./mediados ene. febr./mediados abril febr./mediados abril – mayo/julio mayo/julio finales oct. finales oct. – dic.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 401 Periodo cerrado (CA) : sucediendo al periodo CB y una vez que las Text estn en los umbrales y comportamientos habituales de los meses estivales y las entradas de la cavidad se han desbloqueado de nieve (al menos parcialmente), las Tint se ajustan a los patrones caractersticos de los periodos ce rrados habituales. De nuevo el binomio trmico vuelve a ser Text>Tint = periodo cerrado, con Text siempre por encima de 0C y las Tint homotrmicamente = 0C o levemente por encima. Durante este periodo, y a diferencia del periodo CB, ya no se registraron inversiones trmicas. Las temperaturas medias tambin son ligeramente superiores con respecto al periodo inmediatamente precedente situndose entre 0 y 0,5C, con Tmd.int 0C y Text>0C; siendo las Tmd.mx= 0,8C, registrados en la SC en agosto de 2011, y las Tmd.mn ya no bajan de -0,3C. La evolucin de las temperaturas se mantiene estable dentro de la homotermia caracterstica, tan slo distorsionada someramente por oscilaciones pequeas de menos de 0,5C, registradas en las distintas sala s pero slo en la segunda mitad del periodo cerrado de 2012. Mayoritariamente el cmputo de das de este periodo se mantiene en rangos trmicos por encima de los 0C y la diferencia entre Text y Tint alcanza sus valores mximos, siendo mayor de 5C. La independencia entre las evoluciones de ambos mbitos es mxima y su duracin abarca desde mayo o julio hasta finales de octubre. Periodo transicional (TrB): las temperaturas medias del periodo transicional tipo TrB oscilan entre -1 y 0,5C dependiendo de la es tancia y el ao. La variabilidad de las Text se refleja en las Tint con las primeras entradas de aire fro en el interior de la cueva, pero an son oleadas no muy intensas ni duraderas, lo que hace que las Tmd.int flucten en torno a 0C, y las Text tambin sean bastante irregulares por encima y por debajo de tal umbral. El interior de la cueva se empieza a enfriar intermitentemente, pero sin llegar a alcanzar las temperaturas mnimas, y recupe rando rpidamente valores cercanos a 0C. Las circulaciones de aire se instalan en el in terior de la cavidad de manera reseable tras el estancamiento de los periodos cerrados, haciendo que domine un comportamiento evolutivo heterotrmico con temperaturas comprendidas entre los 0,5 y -2C, pero sin clarificarse una tendencia trmica en ascenso o descenso. Por rangos trmicos, se aprecia durante este periodo como mayoritariamente las salas SC y GH se mantienen con Tmd 0C, mientras que en el Mnd la mayor cantidad de los das se encuentran entre 0 y -2C. Las oscilaciones trmicas en las distintas estancias controladas varan, siendo pequeas en GH y SC ( =0,4C), y mayores en Mnd ( =0,7C). La correlacin con el

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 402 exterior es mayor que en los periodos cerrados, aunque todava se pueden dar homotermias con un grado absoluto de independencia en algunas estancias durante este periodo (caso de la GH durante el 2012). Esto hace que la amplitud trmica con respecto al exterior sea tambin variable, aunque de forma global se encuentre en valores bajos por debajo de 1C de diferencia. Este periodo transicional en la CH. de Vernica se alarga desde finales de octubre hasta diciembre. c) Comportamiento espacial diferenciado Caracterizacin trmica espacial El comportamiento trmico anual que se ha descrito hasta el momento vara dependiendo de cada estancia, teniendo adems en cada una de ellas una serie de particularidades que se resean a continuacin. Fig.5.72. Correlaciones anuales entre las Tmd de las distintas salas de CH Vernica y las Text. Periodo agoÂ’11-agoÂ’13, a excepcin de SC y Mnd donde slo se registraron los periodos agoÂ’11-julÂ’12 y agoÂ’12-jul.Â’13, respectivamente (*). La correlacin de las distintas salas controladas trmicamente con las temperaturas exteriores es muy baja, hacindose menor a medida que descendemos en la cavidad. As

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 403 tenemos que en la SC se da un ndice de R2=0,5; mientras que en los otros dos casos se reducen hasta valores de R2=0,2 en el Mnd y R2=0,1 en la GH (fig.5.72). La determinacin de los ndices de correlacin, como ya se ha dicho para el caso de las otras dos cavidades, est en funcin de la estimacin de gradientes altitudinales de temperaturas exteriores a partir de los datos de las EMAs lo que da como resultado esos valores tan bajos. Si se hubiese ubicado un termmetro al efecto en las bocas de entrada seguramente los ndices de correlacin hubies en sido bastante mayores. De cualquier forma, lo que s atestiguan los distintos ndices, al igual que suceda en el caso de la CH. de Altiz, es una mayor independencia de las temperaturas interiores respecto a las exteriores a medida que se desciende en la cavidad, traducido tambin en una mayor atenuacin, como queda reflejado en los mapas trmicos de la fig.5.73. Fig.5.73. Mapas de temperaturas para la CH. de Vernica (2011-2013). Periodo agoÂ’11-agoÂ’13, a excepcin de SC y Mnd donde slo se registraron los periodos agoÂ’11-julÂ’12 y agoÂ’12-jul.Â’13, respectivamente. Si se observan tales mapas, de forma general se aprecia como las Tma en el interior permanecen ms fras en aquellas estancias ms cercanas a la boca de entrada (SC), reducindose mnimamente en el Mnd, y rondando los 0C en la GH (fig.5.72c). Tales

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 404 diferencias entre las Tma de las distintas salas se presentan tambin durante los periodos abiertos y los cerrados, y aunque no estn vinculadas a marcadas diferencias entre las distintas estancias en los distintos periodos, como sucede en la CH. Altiz especialmente durante el periodo cerrado, s que se observa una mayor diferencia entre ellas, pero en este caso, durante los peri odos abiertos (seguramente debido al sellado que padece el interior de la cavidad duran te una considerable parte del ao como consecuencia de lo explicado para el periodo CB). Mientras que durante los periodos cerrados las diferencias entre las distintas sala s no sobrepasan 1C de diferencia; durante los periodos abiertos rondan 1,5C, y fundamentalmente entre las estancias SC y Mnd, con -2,39C y -2,22C respectivamente, y la GH que se mantiene en torno a -1C (fig.5.73a y b). Son, sin embargo, diferencias mnimas pudiendo tener que ver nuevamente con la mayor o menor influencia del bloque de hielo, ya que se observa una mayor homotermia a lo largo de todo el ao en torno a valores por debajo de 0C cuanto ms cercano este el bloque de hielo (en la sala GH). Aquellas salas algo ms alejadas del bloque, como la SC, registran una mayor heterotermia aunque tambin con valores negativos y ms fros como consecuencia de una mayor influencia de las condiciones externas. De esta manera, durante las entradas de aire fro a la cavidad en los periodos abiertos, las corrientes de conveccin caractersticamente activas en tales momentos en una cavidad de tipo dinmica haran que los primeros tramos de la cavidad fuesen los que ms se enfriasen, perdiendo paulatinamente energa calrica hacia el interior de la cavidad y ms an en la sala GH por su configuracin endokrstica casi cerrada y el papel termorregulador del bloque de hielo, pres ente en una mayor medida en esta sala. Tal situacin perdurara hasta el sellado de la cavidad por acumulacin de nieve en sus bocas de entrada principales (inicios del denominado periodo CB). Mientras que durante los periodos cerrados, de mayor duracin en esta cavidad debido al CB, la diferencia trmica entre las distintas estancias es ms tenue estratificndose las masas de aires como consecuencia de la ausencia de corrientes de conveccin, dejando de funcionar las clulas de conveccin presentes durante los periodos abiertos. Las oscilaciones leves, puntuales e inversas apreciadas durante estos periodos no pueden ser explicadas con los datos registrados hasta el momento. Pueden te ner relacin con las diferencias de presin atmosfrica exterior reflejadas en el interior de la cavidad. Este es uno de los mecanismos que puede generar movimientos de aire en el interior de una cueva aunque

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 405 de menor magnitud que en los casos habituales de termocirculacin de aire (Eraso y Pulina, 1994; Cuevas Gonzlez, 2013). Este tipo de circulaciones baromtricas suelen darse en cavidades de grandes volmenes y de una sola entrada de tamao reducido en su parte superior, de tal modo que las variaciones de presin atmosfrica provocan un movimiento de aire entre el interior y exterior de la cavidad para restablecer el equilibrio baromtrico entre los dos volmenes de aire (Eraso y Pulina, 1994; Cuevas Gonzlez, 2013). Cosa perfectamente aplicable a la CH.Vernica en los momentos en los que la cavidad queda sellada con mnimas aperturas abiertas tan slo entre los laterales del nevero instalado en la entrada superior de la cavidad. Por ltimo, la amplitud trmica entre las Tmmens.mx y Tmmens.mn (fig.5.73d) evidencia nuevamente la diferenciacin espacial de la cavidad en cuanto a su dinamismo. Ya estimado para estudios trmicos en otras cavidades (p.e. Pulina, 1999; Piasecki et al., 2006), la Tmens.mx-Tmmens.mn calculada para la CH. de Vernica muestra como a cotas inferiores el dinamismo de sus corrientes trmicas se reduce. En consonancia con lo que se viene diciendo en los prrafos anteriores, y lo expuesto a lo largo de todo el presente apartado, esto se podra achacar tanto al alejamiento de la influencia exterior como a la influencia termorreguladora del bloque de hielo. Particularidades trmicas espaciales A las condiciones trmicas espaciales genera les del interior de la cavidad se han de sumar una serie de especificidades que co ncretan en mayor grado su comportamiento diferenciado. A continuacin se detallan aquellas ms importantes: 1) Es apreciable un gradiente trmico con mayores temperaturas en las salas ms profundas y a lo largo de todo el ao. Tal gradiente es, con respecto a las temperaturas de la GH, de ~0,5C durante los periodos cerrados y transicionales, y mximo en los picos de mayor fro de los periodos abiertos; pudiendo sobrepasar aqu los 4C de diferencia. Al contrario que suceda en la cavidad de Altiz, pues, el gradiente trmico entre las estancias ms profundas y las ms s uperficiales de la cueva de Vernica se registra durante los periodos abiertos (a en la fig.5.74).

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 406 Fig.5.74. Diferencias trmicas espaciales en el interior de la CH. Vernica. Gradiente trmico mnimo durante los periodos cerrados y transicionales y mximos durante los periodos abiertos, especialmente en los momentos de mximos fro (a). 2) La atenuacin de las oscilaciones trmicas tambin se incrementa a medida que descendemos en la cavidad y a lo largo de los distintos periodos distinguidos (a en fig.5.75). Con excepcin de los repuntes trmicos inversos ya comentados para el periodo CB en la GH que confieren una leve irregularidad en la evolucin de las temperaturas, pero destacable con respecto a otras salas como por ejemplo el Mnd, donde se mantiene una perfecta homotermia (b en fig.5.75).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 407 Fig.5.75. Diferencias trmicas espaciales en el interior de la CH. Vernica. Mayor homotermia cuanto ms profundicemos en la cavidad, notable durante los periodos abiert os y transicionales (a), e inversa en la GH durante el periodo CB (b). Fig.5.76. Puntuales diferencias trmicas espaciales que se manifiestan en ligeros repuntes trmicos positivos y negativos que se dan en la GH fundamentalmente durante el periodo CB y que suponen leves inversiones trmicas con respecto a las temperaturas exteriores. 3) A tales repuntes trmicos negativos, en ocasiones, se les unen repuntes trmicos positivos como se ha observado en el periodo CB en la GH. Mientras que los primeros se registran con aumentos de la temperatura exterior, como ya se coment en la

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 408 explicacin del periodo CB (a en fig.5.76), los repuntes positivos se observan en situaciones idnticas a las que se dan en las otras dos cavidades: durante periodos de homotermia con bajadas bruscas y puntuales de las temperaturas exteriores (b en fig.5.76). En cualquiera de los dos casos representan inversiones puntuales con respecto a las temperaturas exteriores. 4) En consonancia con el incremento de te mperatura y la atenuacin de las oscilaciones a medida que descendemos en la cavidad tambin se observa una inercia trmica ms lenta en respuesta a los cambios del exteri or y con respecto tambin a las salas ms superficiales. A pesar de conservar evolucione s temporales parejas, las temperaturas de la GH denotan pequeas asincronas con respecto a las evoluciones de la SC y del Mnd en los momentos de circulacin del aire, con de sfases temporales de varios das tanto en las subidas como en las bajadas de temperaturas (a en fig.5.77). Fig.5.77. Asincronas en las evoluciones trmicas en las distintas estancias de la CH. de Vernica. Desfases temporales en la penetracin de aire fro haci a el interior de la cavidad de varios das 5) Un hecho puntual que conviene resear es la irregularidad apreciable durante el periodo CB del ao 2012. El sellado de la cavidad se refleja en el hecho de que la GH queda aislada completamente de la trmica exterior, todava con temperaturas negativas muy marcadas, mientras que la SC experimenta un crecimiento de sus temperaturas algo ms tenue y escalonada hasta los 0C (a en fig.5.78). Este aumento de las temperaturas

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 409 en la SC se debi a la gran acumulacin de nieve que sepult el termohigrmetro por completo, como se apreci en el trabajo de campo. Nieve proveniente tanto de la rampa nival de la boca de entrada como de los conos de nieve que flanquean una parte de la misma, y que amortigu las temperaturas hasta alcanzar la homotermia de 0C, aislndola de las bajadas consecutivas de temperatura del exterior (b en fig.5.78). Fig.5.78. Taponamientos nivales en el interior de la cavidad. Zonificacin trmica En la CH. de Vernica y en funcin del co mportamiento trmico diferenciado que se ha mostrado hasta ahora de sus distintos sectores se puede distinguir una zona fra genrica con las siguientes subdivisiones: Zona fra I. Se corresponde con la zona de la cavidad con la Tma menos fra, aunque mantenindose, en cmputo global, siempre por debajo de 0C. En ella las Tmd 0C contando con largos intervalos durante los periodos cerrados en los que se que pueden encontrar Tmd levemente por encima de 0C; pero pudindose distinguir de forma clara a lo largo de todo el ciclo anual los distintos periodos trmicos. Las oscilaciones de las temperaturas durante los periodos abiertos caracterizan su evolucin trmica pero no tan marcadamente como en las estancias inmediatamente superiores. Contrariamente, la homotermia impera durante los periodos cerrados aunque queda sutilmente desvirtuada por breves repuntes trmicos tanto positivos como negativos que obedecen a bajadas o

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 410 subidas bruscas de la temperatura exterior. Tales inversiones ligeras de temperatura en Vernica de momento tan slo han sido detectadas en el calificado como periodo cerrado tipo CB, estando ausentes en los periodos cerrados CA. Esta zona fra es la que menor amplitud trmica mantiene en su evolucin anual, siendo tanto su situacin y configuracin endokrstica en forma sala aledaa14, como la presencia masiva del bloque de hielo, los dos factores principales para tal hecho. En los aos de seguimiento de la cavidad esta zona trmica ha quedad o condicionada por el sellado nival de la cavidad, especialmente en el ao 2013. Fig.5.79. Zonas trmicas en la CH. Vernica Zona fra II. Este sector de la cavidad se distingue por unas Tma ms fras que en el resto de las estancias controladas, tambin siempre por debajo de 0C aunque en este caso con unas oscilaciones trmicas mucho ms marcadas durante los periodos abiertos y una homotermia tambin mayor durante los periodos cerrados. Las Tmd raramente sobrepasan los 0C y si lo hacen es de forma muy puntual y sin alcanzar temperaturas negativas muy reseables. Su cercana a la boca de entrada y un cierto alejamiento del 14 Con sala aledaa queremos hacer referencia al hec ho de que no se encuentra directamente en la misma direccin que sigue la progresin en profundidad de la cavidad, sino que a da de hoy y debido a la enorme masa de hielo queda abierta con si fuese una sala anexa.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 411 bloque de hielo deriva en una amplitud trmica mucho mayor a lo largo del ao mucho que en el caso de las estancias ms profundas. De igual forma que en el caso de la zona fra I, en esta zona se distinguen manifiestamente los periodos trmicos anuales quedando en buena medida condicionados por el sellado nival de la misma durante los periodos CB. Aunque en este caso ya no se atestiguan repuntes trmicos como en las estancias de la zona fra I y la dinmica del aire queda restringida, pues, y casi de forma estricta, a la escasa duracin de unos pe riodos abiertos muy condicionados por la presencia del periodo CB. 5.3.2.2.Circulacin del aire: flujos y modelo de circulacin. Estimacin de velocidad de corrientes de aire Para la estimacin de la magnitud de las co rrientes de aire se ha aplicado, a falta de instrumentacin anemomtrica, la ecuacin corroborada en otras cuevas y que ya ha sido aplicada en las otras dos cavidades a estudio: T (Lismonde, 1981; Atkinson et al., 1983; Ohata et al., 1994a; Lismonde, 2002b; Luetscher y Jeannin, 2004a; Badino, 2010; Morard, 2011). La determinacin de las corrientes de aire se ha llevado a cabo en la GH por ser esta sala donde el bloque de hielo tiene una mayor presencia, lo que ayuda a concretar sus condiciones microclimticas. La velocidad media de las corrientes de aire estimada para la GH de la CH. de Vernica es de 0,41 m s-1 para todo el periodo investigado. De ello, y contando con que las velocidades durante los periodos cerrados son mnimas, las velocidades mayores se alcanzan principalmente durante el periodo A2 (vase tabla 5.28 y fig.5.80), y dentro de stos en los meses de febrero con momentos de velocidades superiores a los 3 m s-1. La tnica habitual durante los periodos abiertos es que prevalezcan velocidades comprendidas entre 1 y 3 m s-1, superando muchos das consecutivos los 2 m s-1. Durante los periodos transicionales lo normal es que se no se superen los 2 m s-1. vel. aire mx. en GH (m s-1) (2011-2013) periodo trmico 27/10/2011 2,76 TrB 17/12/2011 2,79 A1 18/12/2011 2,77 A1 27/01/2012 2,77 A2 28/01/2012 2,63 A2 29/01/2012 2,82 A2 02/02/2012 3,40 A2 03/02/2012 3,30 A2

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 412 04/02/2012 2,92 A2 08/02/2012 2,98 A2 11/02/2012 2,89 A2 12/02/2012 3,09 A2 18/03/2012 2,66 A2 19/03/2012 2,57 A2 15/04/2012 2,77 A2 16/04/2012 2,82 A2 28/10/2012 2,52 TrB 11/11/2012 2,53 TrB 27/11/2012 2,78 A1 Tabla 5.28. Momentos de velocidades mximas del aire de entrada en la GH. Fig.5.80. Velocidad de las corrientes de aire en la CH. de Altiz. Modelo de circulacin del aire Las evoluciones trmicas que se han expuesto para la CH. de Vernica inducen distintos comportamientos en la dinmica del aire. Si de forma general se dan oscilaciones trmicas durante los periodos abiertos cons ecuencia de los intercambios energticos derivados de la fuerza de conveccin activada en su condicin de cavidad dinmica; durante los periodos cerrados, la circulacin y movimientos de aire se reducen a la mnima magnitud como se demuestra con las escasas oscilaciones trmicas y su homotermia. Pero sin embargo, a tal comportamiento genrico se le deben aadir ciertos detalles y un comportamiento diferenciado segn la zona en la que nos encontremos (fig.5.81). Durante el periodo abierto, mientras que en la parte superior y hasta la conexin con la

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 413 sima que nos dirige hacia la entrada superior (en el entorno del Mnd), la cavidad experimenta una succin de aire fro por la boca de entrada inferior y una exhalacin de aire clido por la superior en funcin de la s distintas altitudes de las entradas y de su termocirculacin en efecto chimenea; en los sectores inferiores se da una termocirculacin con corrientes de aire c onvectivas que hacen ascender las masas de aire clidas hacia techos y simas, y las fras se desplazan por el piso de las galeras y estancias. Durante el periodo cerrado, en funcin de una configuracin endokrstica similar a la CH. de Altiz, la cavidad debera de comportar dinmicamente en sus sectores superiores y estticamente en trampa de fro en sus sectores inferiores, pero el sellado interior que sufre a causa de los neveros presentes en ambas entradas principales hace que la cavidad se comporte como un re servorio de fro esttico, presumiblemente en todo su conjunto. Esto hace que sus masas de aire se estratifiquen segn densidad y temperatura, con la salvedad de que aqu la energa geotrmica (mayor cuanto mayor profundidad (Luetscher y Jeannin, 2004c) hace que las galeras heladas, como es el caso de la GH, registren temperaturas algo mayores que en las estancias superiores. Fig.5.81. Modelos de circulacin del aire en la CH. de Vernica.

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 414 5.3.3.3.Precipitaciones. El rgimen pluviomtrico presentado para la cueva de Altiz es el mismo que para el caso que nos ocupa y ya fue presentado grficamente con las figuras 5.8 y 5.11. Del mismo modo que en Altiz, las deficiencias en el registro de este tipo de parmetros en las EMAs existentes tan slo permite una definicin de aquellos aspectos cualitativos y temporales ms generales, aunque aqu con lig eras diferencias que se reflejan en inputs nivosos sustancialmente diferenciados. Los momentos de mayores filtraciones pluviomtricas se concentran a mediados y finales del otoo, junto con picos secundarios a mediados y finales de primavera. En ambos periodos las bajas temperaturas registradas en las EMAs probablemente transforme tales precipitaciones pluviales en precipitaciones nivales (vase fig.5.11). Las precipitaciones en forma de nieve se dan fundamentalmente tambin en este intervalo de tiempo, desde mediados-finales de otoo hasta finales de primavera, sucedindose del orden de 5 a 6 nevadas in tensas con fusiones parciales del manto acumulado fundamentalmente tras las primeras nevadas, y a estas altitudes, persistiendo ya de manera continuada desde mediados de l mes de enero (fig.5.11 f, g, h, i). Su fusin total no se da de forma generalizada hast a mediados del verano aunque dependiendo de las condiciones topoclimticas puede no darse. Y en tal tesitura se encuentran las dos bocas de entrada principales de la cavidad de Vernica. Las grandes dimensiones, la configuracin y la localizacin en sombra topogrfica tanto del Porche de la entrada inferior como de la diaclasa de la entrada superior hacen que se acumulen grandes cantidades de nieve durante todo el ao, y mxime en aquellos que hayan sido especialmente nivosos o en los que se hayan dado nevadas copiosas tardas como sucedi en el 2013. La CH. de Vernica en ambas entradas acumula una gran reserva de nieve, mucho mayor que en las otras dos cavidades a estudio, que la proporciona una alimentacin nival muy importante y continuada ininterrumpidamente a lo largo de todo el ao, al menos durante los aos de investigacin, llegando incluso, como ya se ha dicho, a taponar las bocas de entrada por completo y teniendo que desenterrarlas en parte para poder acceder a su interior como sucedi en dos de las tres campaas de campos realizadas en los meses de agosto.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 415 El input principal de nieve que alimenta a la cavidad se da a travs de la rampa de nieve de la entrada inferior, acumulndose y ape lmazndose en el fondo de la misma hasta llegar a cristalizar y formarse los primeros tramos estratificados del bloque de hielo. Desde este sector de entrada, slo en algunos aos visible, se conforma un continuo de hielo descendente (rampas de hielo) hasta las galeras heladas inferiores al que se le unen aportes secundarios de nieve desde otros puntos como sucede en el sector de la SC a travs de conos de nieve procedentes de simas verticales o en las inmediaciones del Mnd donde cae nieve acumulada desde la entrada superior. La influencia y la distribucin de las precipitaciones tormentosas estivales no han podido ser estimadas para la presente investigacin. 5.3.3.4.Humedad. Para la caracterizacin higromtrica de la cavidad se instal un termohigrmetro en la SC durante el ao 2011-12, tomndose automticamente datos cada cuatro horas hasta que desde finales de abril de 2012, con el periodo cerrado CB, l mismo qued sepultado bajo medio metro de nieve. El anlisis de sus registros tomados se presenta a continuacin: La cavidad, al menos en la sala controlada, muestra una HR elevada muy cercana a valores de saturacin. Sus valores mnimos nunca son inferiores al 90%. La evolucin a lo largo del ao es bastante constante, con una media para todo el periodo analizado de 96,6%, no notndose aqu, como suceda en la CH. de Altiz, regmenes muy diferenciados. Esta escasa variabilidad hace que se muestre muy dispar con respecto tanto a las evoluciones trmicas presentadas en el exterior e interior de la cueva, como a la evolucin higromtrica atmosfrica registrada en la EMA de Cabaa Vernica. Las oscilaciones registradas se corresponden c on variaciones mnimas diarias que apenas fluctan ordinariamente un punto porcentual (figs.5.82 y 5.83). Durante los distintos periodos trmicos se aprecian ligeras diferencias en la evolucin de la HR, pero de forma tan sutil que difcilmente tendrn repercusiones ni en los procesos ni en las criomorfologas de la cavidad. Mientras que en los periodos cerrado y transicional del 2011 la HR se mantuvo en una media del 95,7% con un ligero ascenso de la tendencia hacia los das centrales del invierno; durante el periodo abierto la media fue de 96,4% con una tendencia sostenida y momentos de leves descensos hasta

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 416 mnimos de 92,9%. En el periodo cerrado del 2012, de nuevo, la media se recuper hasta los 97%, siendo la ms alta del cicl o anual, con picos mximos de HR=100% y una tendencia, al igual que en periodo ce rrado del ao precedente, tenuemente ascendente. Fig.5.82. Humedad relativa en la SC de la CH de Vernica (2011-2012).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 417 Fig.5.83. Humedad relativa en la SC de la CH de Vernica y en la EMA Cabaa Vernica (2011-2012). Los momentos de menor HR durante el periodo abierto se corresponden con los momentos de mximo fro en el exterior e interior de la cavidad y mayores velocidades de las corrientes de aire (fig.5.82). Aunque sus descensos de humedad son muy leves como para mostrarse eficaces en s mismos dentro de procesos y criomorfologas de la cavidad (la mxima variacin se registr en el mes de febrero, siendo tan slo de un 4%). De forma genrica predomina una nula correlacin de la evolucin de la HR con respecto a parmetros exteriores e interiores, y un mantenimiento de valores muy elevados que hacen pensar en la inexistenc ia de procesos de sublimacin como sucede en Altiz en donde, con valores para las mismas fechas fras en torno al 50%, se dan marcados descensos de humedad parejos a ma rcados descensos de temperatura. Aqu, sin embargo, tales descensos trmicos no se encuentran vinculados a descensos relevantes de la HR, ni a stos tampoco parece afectar en demasa los descensos de la HR exterior. Una posible explicacin para el mantenimiento de una elevada y constante HR podra estar relacionado con lo demostra do para cuevas no heladas en las que las HR con valores cercanos a la saturacin podran estar en funcin de la activacin, debido a los episodios de lluvia, de goteos de infiltracin con procesos de splash (p.e. Cuevas, 2013); o con lo mantenido por Eraso y Pulina (1994) para cuevas glaciares, fenmenos ms cercanos al caso que nos ocupa segn los cuales la constancia de una HR subterrnea con valores de saturacin se puede atribuir a la evaporacin del agua proveniente de ros subterrneos, de agua de percolacin ( seepage ) o, en menor grado, a la sublimacin directa del hielo. Si tales te oras son estimadas para la CH. de Vernica

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Manuel Gmez Lende Captulo 5.Caracterizacin endoclimtica 418 se comprenderan las elevadas humedades durante todo el ao debido principalmente a una evaporacin de las aguas percoladas procedentes tanto de la abundante precipitacin exterior, como de las aguas de fusin proporcionadas por los neveros permanentes (externos e internos); como por posibles procesos de sublimacin de las nieves y hielos internos. Mientras que lo primero sucedera ms frecuentemente durante los periodos cerrados y transicionales (mayores temperaturas y mayor cantidad de precipitaciones en forma de lluvia, como ya se ha visto en los apartados precedentes), los aportes de humedad por sublimacin estaran vinculados, como se ha visto para Altiz, a aquellos momentos de los periodos abiertos con mnimas temperaturas, menores precipitaciones exteriores y mayores velocidades de las corrientes de aire. Muestra de ello quedara reflejado en la recr istalizacin adherida en los primeros metros de las paredes de la sala en la que se ubic el higrmetro, vista en todas las campaas de campo, y probablemente proveniente mayoritariamente del incesante y abundante goteo que caracteriza a la sala (fig.5.84). Fig.5.84. Cristalizacin de la humedad en los primeros metros de la pared de la SC, el intenso y abundante goteo de infiltracin se manifiesta en la disgregacin de la nieve y hielo en el piso de la sala (a). Detalle de la cristalizacin de la humedad adherida a las paredes (b).

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CAPTULO VI.AGUA, NIEVE Y HIELO EN EL INTERIOR DE LAS CUEVAS HELADAS: LAS CRIOMORFOLOGAS

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 421 6.1. Introduccin. La definicin de cueva helada seguida en el presente estudio implica la existencia en su interior de una masa de hielo perenne, el bloque de hielo, la cual puede o no verse acompaada de morfologas de menor entidad y perdurabilidad, y distinta naturaleza, los crioespeleotemas. Adems de ello, la nieve y otras morfologas asociadas a los procesos fros caracterizadores de este tipo de cavidades tambin pueden estar presentes. Todas ellas constituyen el conjunto de criomorfologas que se pueden encontrar en una cueva helada: bloques de hi elo, crioespeleotemas, morfologas nivales y otras formas periglaciares ms “tradicionales” ; las cuales se insertan dentro del mundo criosfrico, sometindose, a la vez que en cuentran su razn de ser, tanto en su endoclima como en su distribucin espacial en funcin de la configuracin endokrstica. El elenco de las criomorfologas presentes puede ser muy variado, pero siempre bajo el comn denominador del agua como agente fundamental en sus diversos estados y formas. Su estudio especfico en las cuevas heladas, al contrario que sucede con los estudios climticos o los referidos al origen, composicin o valor paleoambiental del propio bloque de hielo, ha ocupado siempre un papel secundario en las investigaciones especializadas. Tan solo unos pocos estudios publicados mayoritariamente en la ltima dcada, han tenido como objeto central el discernimiento, clasificacin, distribucin o importancia de las mismas (p.e. Citterio et al., 2003, 2004b; Bella, 2004, 2005, 2006; Per oiu, 2004; Luetscher, 2005; Citterio, 2005b; Trofimova, 2005; Mavlyudov, 2008; Morard, 2011); junto con alguna clasificacin propuesta en obras ms generales (p.e. Ford y Williams, 1989; Yonge, 2004).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 422 A continuacin, y partiendo de propuestas preced entes, se presenta introductoriamente una serie de clasificaciones en las que queda n recogidas todas aquellas criomorfologas que se han podido observar en las tres cavidades a estudio (fig.6.1). Posteriormente nos centraremos en la relacin pormenorizada de aquellas caractersticas definitorias de tales criomorfologas segn su naturaleza y los distintos procesos fsicos y termodinmicos involucrados en su formacin (apdos. 6.2 y 6.3 del presente captulo). Fig.6.1. Diversas clasificaciones para las criomorfologas en las cuevas heladas de Picos de Europa En funcin de su naturaleza las criomorfolog as de una cueva helada se pueden agrupar en cuatro grandes conjuntos:

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 423 Bloques de hielo : son los mayores volmenes de hielo presentes en este tipo de cavidades con una evidente estratificacin y mayoritariamente, para el caso de las cuevas heladas de Picos de Europa estudiadas, producto del metamorfismo de masas de nieve acumuladas en el interior de las mismas, junto con la recongelacin de las precipi taciones filtradas y aguas de fusin. El grado de metamorfismo, estructura interna y morfometra de los estratos vara en funcin de la profundidad del bloque de hielo a la que nos encontremos, siendo ms compactos y con caractersticas diferenciadas a medida que descendemos. Su presencia es definitoria de una cueva helada en la presente investigacin, manteniendo un carcter perenne, al menos a medio-largo plazo. Crioespeleotemas : son morfologas de hielo de un tamao considerablemente menor y estacionales mayoritariamente, aunque no se puede descartar la existencia crioespeleotemas perennes y, normalmente en este caso, de gran tamao. Su formacin puede derivar de las aguas filtradas o de fusin (tanto extrnsecas como intrnsecas), pudiendo dar lugar a criomorfologas de incisin o de acumulacin; o de los flujos de aire (habitualmente dando lugar a criomorfologas de fusin). Su estructura interna y transparencia depende de la carga mineral que contengan las aguas y de la velocidad con la que se hayan formado, no distinguindose en ningn caso estratificacin alguna. La gran variedad de formas que pueden adoptar los crioespeleotemas estn en funcin de su grado de desarrollo, de los flujos de aire y agua a los que se sometan durante sus periodos de origen, desarrollo y fusin, y de los procesos fsicos por el que se hayan formado. Morfologas nivales : la entrada directa de nieve al interior de las cavidades de Picos de Europa es algo frecuente pudiendo generar, a muy diversas profundidades, distintas morfologas nivales. Entre las ms frecuentes en las cuevas heladas estudiadas se encuentran las rampas o taludes nivales, generalmente localizados en las inmediaciones de las bocas de entrada, conos nivales a los pies de muchas de las simas que tienen conexin directa con el exterior, o las costras nivales que se adosan a las paredes del interior de la cavidad. Estas masas nivales tie nen diferente tamao y de nuevo, al

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 424 igual que los crioespeleotemas, pueden ser estacionales o perennes, encontrndose, en este ltimo caso, habitualmente endurecidas en un proceso inicial de metamorfismo o recubiertas por una capa de rehielo por encima. En cualquier caso su naturaleza definitoria se encuentra en la precipitacin nival exterior, y ya no en las precipitaciones filtradas o las aguas de fusin. Otras criomorfologas : a estos tres grandes conjuntos de criomorfologas se ha de aadir un cuarto conjunto de formas no tan frecuentes ni definitorias de una cueva helada, pero s consecuencia de la presencia de hielo en su interior. Se han encontrado algunas morfologas anlogas a las tradicionalmente estudiadas en el exterior en estudios de periglaciarismo y glaciarismo como pueden ser las estras que los bloques de hielo dejan en sus paredes encajantes, los scallops en roca producto de las aguas de fusin del propio bloque de hielo, tenues ordenaciones de finos, calcitas criognicas, diversos grados de fracturacin inducida por crioclastia, o exiguos conos de derrubios. Estas criomorfologas apenas tienen una reseable representacin en las cuevas aqu estudiadas, si bien es cierto que en otras cavidades alcanzan una variedad, presencia y tamaos ms considerables (p.e. Luetscher et al., 2005; Mihevc, 2009, 2014; Kosutnik, 2011). Aunque su estudio en la actualidad cuenta con interpretaciones paleoclimticas interesantes todava no existe un acuerdo consensuado en cuanto a su potencial cronolgico y paleoambiental (p.e. Richter et al., 2009; Luetscher et al., 2013; Sptl y Cheng, 2014). Segn la procedencia de los factores implicados en la formacin y el desarrollo de las criomorfologas se pueden distinguir: Criomorfologas extrnsecas : son aquellas criomorfologas en las que los parmetros externos de la cavidad constituyen su nica fuente de generacin y desarrollo; en este caso, las precipitaciones en forma de lluvia y nieve, junto con las temperaturas y humedad necesarias para su formacin. Por norma general suelen ser todas aquellas morfologas que tienen un carcter estacional, y la variacin de sus factores generadores condiciona su mayor o menor volumetra, e incluso su presencia.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 425 Criomorfologas intrnsecas : en cambio, hay criomorfologas que adems de estos parmetros extrnsecos necesitan de una serie de factores intrnsecos sine qua non y que son propios de la cavidad. Son los factores que caracterizan su endoclima: regmenes trmicos, humedades, flujos de aire y agua; y que hacen variar positiva o negativamente los balances energticos de calor y de masa de este tipo de criomorfologas, fundamentalmente de las perennes. Este tipo de criomorfologas suelen tener en las aguas de fusin de otras criomorfologas la fuente fundamental de su origen. Morfogenticamente y en funcin de los balances de masa que presenten las criomorfologas se puede distinguir entre: Criomorfologas de acumulacin : son aquellas que se materializan en un balance positivo de la masa de hielo, pudindose diferenciar entre morfologas derivadas de acumulacin de nieve (rampas, conos, costras); aquellas que son producto de la filtracin de agua en forma de goteo (carmbanos, estalactitas, estalagmitas) o en forma de flujo (tubos de rgano, banderolas); morfologas derivada s del rehielo de aguas de fusin como pueden ser diversos crioespeleotemas adosados a los bloques de hielo o algunas rampas de hielo; o las morfologas derivadas de la recongelacin del agua en estado gaseoso (p.e. es trellas y cristales de sublimacin). Criomorfologas de ablacin : consideramos criomorfologas de ablacin aquellas criomorfologas que representan balances negativos de masa de hielo, y que suponen, habitualmente y en consecuencia, formas en mayor o menor grado incisivas. Tales morfologas pueden tener su razn de ser o bien en la accin de flujos de aire y agua, en el goteo, en el estancamiento de agua, en la sublimacin o bien en la combinacin de varios de estos procesos (pozos de fusin, scallops, cuevas de hielo, biseles, eguttation pits, conulitos de hielo). Criomorfologas de fracturacin (criomorfologas mecnicas) : las criomorfologas pueden sufrir tambin fracturaciones en funcin de su peso o debilitamiento de masa, as como tambin debidas al propio flujo y movimiento al que se vea sometido el hielo. De tal manera, en las cuevas a

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 426 estudio se han observado fracturas en determinados crioespeleotemas, grietas en algunos bloques de hielo, o desprendimientos de hielo en forma de bloques o placas de crioespeleotemas debilitados. Criomorfologas mixtas : la combinacin de varios de estos procesos tambin pueden ser la causa de la formacin y desarrollo de ciertas criomorfologas. En este caso los propios bloques de hielo constituyen los ms claros ejemplos, ya que su desarrollo est supeditado a continuos procesos de acumulacin y ablacin, pudiendo mostrar tambin evidencias de fracturacin. Todo tipo de criomorfologas sealado hasta el momento se puede encontrar, en referencia a su situacin con respecto al bloque de hielo, tanto por encima del mismo, en este caso nos estamos refiriendo a criomorfologas suprayacentes en su interior que seran las criomorfologas intrayacentes o por debajo del mismo, para el caso de las criomorfologas infrayacentes La distincin de este tipo de morfologas tiene su importancia, como se ver ms adelante, ya que pueden reflejar el estado de desarrollo en el que se encuentra el bloque, o tambin de su posicin se puede concretar la propia naturaleza de la criomorfologa en s misma, ya que no es lo mismo las criomorfologas de aguas de fusin que se suelen concentrar sobre la superficie del bloque, que las que se dan debajo del mismo como consecuencia de la ablacin del bloque. Por otro lado, ya se ha venido incidiendo en la distincin entre criomorfologas perennes y estacionales Mientras que las primeras son aquellas morfologas que mantienen una perdurabilidad que sobrepasa el ao de duracin, las segundas mantienen su proceso completo de creacin, desarrollo y fusin dentro de un mismo ciclo anual. Lo habitual es que estas ltimas tengan una vinculacin directa con la duracin y caractersticas de las estaciones climticas externas y con los periodos endoclimticos de la cueva helada, pudiendo variar su volume n y presencia en funcin de ellos, con una respuesta ms o menos rpida. Mientras qu e las criomorfologas perennes, soportando una variacin tambin sensible a las distintas estaciones, su remanente de hielo las hace que no desaparezcan del todo en aquellos periodos menos favorables (incluso si se da el caso de que stos se alarguen ms de lo habitual). De forma genrica, las criomorfologas estacionales engloban mayoritariamente a todos los crioespeleotemas

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 427 de pequeo y mediano volumen, alimentados por las precipitaciones pluviales y las aguas de fusin nival; mientras que con criomorfologas perennes nos referimos, adems de al bloque de hielo, a aquellos crioespeleotemas que han conseguido un volumen considerable capaz de persistir vari os aos consecutivos y que, a pesar de sus variaciones en el balance de masa, se retroa limentan cada ao con los aportes tanto de la precipitacin pluvial y los aportes de nieve como de las aguas de fusin tanto extrnsecas como intrnsecas. Estos crioespeleotemas perennes se diferencian de los estacionales por tener en los aportes de las aguas de fusin de hielo y nieve internos de la cavidad, un elemento fundamental en su creacin, desarrollo y mantenimiento. Por ello pueden encontrarse en diferentes partes de la cavidad helada y a diferentes profundidades, mientras que las criomorfologas estacionales se localizan frecuentemente en aquellas zonas ms inmediatas a la influencia de las condiciones climticas exteriores. Por su parte, las morfologas nivales se encuentran en una tesitura similar a los crioespeleotemas, pudiendo mantener tambin un carcter estacional, si son depsitos de nieve que llegan a desaparecer po r completo en el transcurso de un ciclo anual, o perennes si perduran al menos durante varios aos consecutivos. Un tercer tipo de criomorfologas que cabe distinguir segn su duracin temporal son las criomorfologas efmeras que seran aquellas que no llegan a persistir tan si quiera una estacin entera (p.e. estrellas de sublimacin). Si atendemos al tamao se pueden distinguir micro-criomorfologas entre las que se podran encontrar ciertas secciones de alg unos crioespeleotemas, como pueden ser por ejemplo las digitaciones de algunos crioespeleotemas, las estrellas y cristales de sublimacin, o los cristales de hielo que conforman la estructura interna de una criomorfologa (por ejemplo, las estructuras hexagonales de los cristales de hielo, o las distintas formas de las burbujas de aire en el interior de una criomorfologa). En cualquiera de los casos suelen ser morfologas de un volumen nfimo, con escasos cm3 a lo sumo, y con una presencia, en ciertos casos, que se reduce a unas pocas semanas al ao, como puede ser el caso de las estrellas de sublimacin. Las meso-criomorfologas tienen una entidad ms destacable y no pasa n tan desapercibidas. Su volumen oscila entre los decmetros cbicos hasta algn cente nar, y no tienen una presencia temporal tan endeble, pudindose tratar en algn caso de morfologas perennes. En este caso se encuentran, por ejemplo, muchas de las cascadas, columnas, estalagmitas, o estalactitas estacionales o perennes, o algunos conos ni vales. El mayor volumen corresponde a las

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 428 macro-criomorfologas stas se mueven entre los centenares y los cientos de miles de metros cbicos, siendo los bloques de hielo los mximos exponentes. Aunque tambin nos podemos encontrar con grandes crioespeleotemas de millares de metros cbicos como puede ser el caso de alguna column a o cascada de hielo. Para estas ltimas criomorfologas la perennidad suele ser un rasgo definitorio. En los apartados que se exponen a continu acin (apartados 6.2 y 6.3) se detallarn las caractersticas de las criomorfologas observadas en las cuevas heladas de Pea Castil, Altiz y Vernica de manera conjunta y en funcin de las clasificaciones que se acaban de exponer. Para ello con el objeto de clarificar su exposicin se seguir un orden en funcin de su distinta naturaleza y de los diferentes procesos morfogenticos involucrados en su formacin y desarrollo, distinguiendo genricamente solo entre los bloques de hielo y crioespeleotemas.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 429 6.2. Los bloques de hielo. 6.2.1.Profundidades de los bloques de hielo. Las tres cavidades a estudio tienen sus respectivos bloques de hielo localizados hasta profundidades de -32 m en el caso de Altiz, -84 m en Castil y -109 m para Vernica. Cotas coherentes con los rangos habituales de otras cavidades de Picos de Europa, Pirineos (Sancho et al., 2012) y otras muchas reconocidas internacionalmente dentro de las regiones templadas de las latitudes medias (p.e. Ohata, 1994a; Citterio et al., 2003; Ischia y Borsato, 2004; Luetscher, 2005; Bella, 2006; Per oiu, 2011; Morard, 2011; Kern et al., 2011)(ver tabla 6.1). Si bien es cierto que para otras cavidades Maire (1990) manifest profundidades ms excepcionales entre los -200 y -300 m con desarrollos verticales de varios centenares de metros, como bien atestigua la cavidad HS4 cuyo bloque alcanza los -260 m de profundidad de momento (ASC, 2012). Profundidades de los bloques de hielo en cuevas heladas (m) Cuevas heladas en Jura Mountains hasta -100 m Luetscher, 2005 -Monlsi entre -20 y -30 m -St. Livres entre -16 y -45 m LCLO 1650 entre -80 y -95m Citterio et al., 2003 Diablotins -90 m Morard, 2011 Bor ig entre -44 y -68 m Kern et al., 2010 Ghe arul de la Sc ri oara -47 m Per oiu, 2011 Dobšinsk entre -19 y -49 m Bella, 2006;Tulis y Novotn, 2006 Lodowa Cave in Ciemniak entre -20 y -45 m Hercman et al., 2010 Fuji Fuketsu entre -25 y -30 m Ohata et al., 1994a Vukušic -30 m Kern et al., 2011b Cuevas heladas en Brenta Dolimites entre -20 y -160 m Ischia y Borsato, 2004 A294 entre -36 y -40 m Sancho et al., 2012 CH. Castil entre -31 y -84 m CH. Altiz entre -23 y -32 m CH. Vernica entre -59 y -109 m CH. HS4 mnimo hasta -260 m ASC, 2012 Tabla 6.1. Profundidades alcanzadas por los bloques de hielo en algunas de las cavidades heladas ms conocidas y las profundidades a las que se localizan en las cuevas estudiadas.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 430 Fig.6.2. Localizacin de los bloques de hielo en las cavidades de Vernica, Altiz y Pea Castil. En el caso de las cuevas de Castil y Vernica los bloques se inician en las inmediaciones de las bocas de entrada principales, en favor de amplias rampas expuestas a la acumulacin de nieve y con una marcada inclinacin, hasta conformarse, en un continuo, los primeros metros de los bloque de hielo. Sin embargo, en el caso de la cueva helada de Altiz, una configuracin y exposicin distinta y menos favorecedora de su entrada principal de cara a la acu mulacin nival hace que no se d un manto destacable ni continuo desde sta hasta el bloque de hielo, al menos en la actualidad, quedando situado a decenas de metro por debajo. Lo que hace que en ltima instancia su alimentacin directa nival se vea negativamente condicionada (fig.6.2).

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 431 6.2.2.El origen y la alimentacin de los bloques de hielo. El crecimiento de los bloques de hielo por congelacin de las aguas, por el hielo de rehielo ( teora de congelation ice ), y fundamentalmente por la congelacin de lagos subterrneos ( freezing lake seepage ), se ha sealado para el origen de algunas de las cuevas heladas de renombre estudiadas en la actualidad, contemplndose como causa principal, cuando no nica en algunas de ellas que se localizan a media y baja altitud de latitudes templadas y en las que la acumulacin nival y su permanencia no son tan importantes: la cavidad de Vukušic, localizada a 1470 m (Kern et al., 2011b), la Ghe arul de la Sc ri oara con la entrada a 1165 m (Silvestru, 1999; Per oiu y Pazdur, 2011), Fuji Fuketsu en el Mt. Fuji a 1120 m (Ohata et al., 1994a), Monlsi a 1135 m (Luetscher, 2005) o la cueva de Dobšin a 969 m (Bella, 2006). Aunque es cierto que este tipo de alimentacin se ha visto como el principal tambin en algunas cavidades heladas situadas en alta montaa como suce de con el bloque de hielo P50 de la cueva Lo Lc 1650, situada a 2030 m (Citterio et al., 2004b). En otras sin embargo, se mantiene la afirmacin de que es la diagnesis de la nieve acumulada ( teora de snow diagnesis ) la nica causa en la formacin de los bloques de hielo como sostiene Luetscher (2005) para la mayora de las cuevas heladas de las montaas del Jura (Suiza). Aunque este mismo autor, junto con otros ms (p.e. Racovita y Onac, 2000), sostienen tambin que los bloques de hielo de algunas cavidades (p.e. la cueva helada de St. Livres) pueden tener una causa poligentica ( teora poligentica ) en la que se suman la diagnesis de la niev e y la congelacin de las aguas. Caso, ste ltimo, ms coherente con las tres cavidades objeto de la presente investigacin. Los bloques de hielo en las tres cavidades a estudio son bloques de hielo metamrfico cuya fuente de alimentacin fundamental es la entrada directa de nieve desde el exterior. A ello se le aade la congelacin de las a guas de fusin extrnsecas (aguas de fusin del manto nival superficial que han percolado a la cavidad) e intrnsecas (aguas de fusin de criomorfologas interiores tanto de los crioespeleotemas como de los depsitos nivales); y la de los aportes de la escorrenta superficial filtrada. En funcin de ello, las tres cuevas a est udio, y dentro de la clasificacin genrica de cuevas heladas propuesta por Luetscher y Jeannin (2004b), se interpretan desde el punto

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 432 de vista glaciolgico como cuevas heladas con firn ( diagenesis snow ) y hielo de congelacin o tambin llamado de rehielo ( congelation ice ). 6.2.2.1.La nieve como input principal (teora de snow diagenesis). El manto nival acumulado en el exterior a es tas cotas altitudinales en Picos de Europa y la perdurabilidad de neveros en aquellos l ugares topoclimticos ms favorables, neveros permanentes en muchos casos, y de entre los cuales las cuevas y simas son de los lugares ms proclives a ello, es un rasgo definitorio, llegando a subsistir varios aos consecutivos en caso de que las precip itaciones nivales hayan sido especialmente cuantiosas1. Si a ello se le aade la amplitud de las bocas de entrada de algunas cavidades, la alimentacin nival del interior de algunas de ellas se vuelve notable en cantidad y en tiempo. Los tres casos a estudio son claros ejemplos y a la vez consecuencia directa de ello, con diferencias acusadas en funcin de la vari acin de tal factor condicionante. As, mientras que las amplias bocas de entrada de las cuevas heladas de Pea Castil y Vernica, muy similares en cuanto topografa, morfologa y amplitud, favorecen la acumulacin y persistencia de la nieve, protegidas de buena parte de la radiacin solar por unas amplas bvedas a techo pero a su v ez lo suficientemente expuestas como para acumular un considerable volumen de nieve; en el caso de la cueva de Altiz, su entrada, de reducidas dimensiones y en parte obturada por un cono de derrubios, apenas permite la acumulacin de nieve en su interior en cantidades reseables. A lo cual se debe aadir la circulacin dinmica del aire durante todo el ao en el PS de la cavidad, y la caracterizacin trmica diferenciada de este sector, ya vista, que hace que la masa de nieve sea tambin de escasa entidad y poco perdurable. Anualmente estos condicionantes topogrficos se traducen en la existencia de neveros permanentes en las cuevas de Vernica y Pea Castil, especialmente grande en el caso de Vernica; y en una reduccin al mnimo de la nieve, cuando no su completa desaparicin durante los meses estivales, en la entrada principal de la cueva de Altiz, como se pudo comprobar durante las campaas de campo de los aos 2011 y 2012. El 1 En la cueva helada HS4 presentada en el captulo IV la permanencia de un gran nevero instalado en su, de momento, nica entrada conocida y el gran volum en mantenido en los ltimos veranos debido a copiosas nevadas tardas ha impedido el acceso en los meses de agosto de 2013 y 2014.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 433 nevero instalado en esta cueva en agosto de 2013 persista fundamentalmente debido al invierno especialmente nivoso que le precedi con nevadas tardas copiosas (fig.6.3). Fig.6.3. Las diferencias en cuanto a los inputs directos de nieve que reciben las cuevas estudiadas estn determinadas por las circunstancias morfolgicas de sus bocas de entrada.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 434 Fig.6.4. El bloque de hielo de CH. Vernica se inicia en conexin con la rampa de nieve de su entrada (a). En aos poco nivosos se ha podido comprobar tal hecho en los ltimos metros de dicha rampa, en donde se hacen visibles los primeros estratos de hielo metamrfico (b en las fotos 1 y 3). Durante los aos de invest igacin estos primeros tramos del bloque de hielo estuvieron cubiertos por un copioso manto nival (d en foto 2) que penetraba en la cavidad fluyendo hasta la SC y las rampas de hielo inter iores (foto 2, flechas rojas). d) criomorfologas estacionales de rehielo. La flecha azul en la topografa en planta representa el flujo hipottico del bloque de hielo (foto 1, B. Hivert, 2008)

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 435 Fig.6.5. Alimentacin nival en la CH. de Pea Castil desde la rampa nival de entrada (a), y en contacto directo con el bloque d e hielo (b). 1) Ortoimgenes en las que se aprecian ondas de flujo en el blo que de hielo producto de la presin y la alimentacin directa ej ercida por la nieve acumulada en la rampa de acceso (flechas negras en 1a y 1b), siguiendo todas la misma orientacin (flechas azules). 2) fotografas de la acumulacin de nieve en la entrada y e l exterior de la cueva; 3) detalle de la diagnesis del bloque hielo a una cota de -15 m.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 436 La incorporacin directa a los bloques de hiel o de esta nieve acumulada en las entradas es evidente en los primeros metros de los mis mos en el caso de las cuevas de Vernica y Pea Castil. En ellas los bloques de hielo presentan una continuidad con las rampas nivales de sus entradas principales que a veces hace difcil discernir donde comienza uno y termina otro. Tanto en observacin directa de campo, en el caso de la cueva de Vernica, como haciendo uso de las investigaci ones geomticas para el caso de la cueva helada de Pea Castil se ha podido cotejar tal hecho. En la fig.6.4 se muestra tanto el espesor de nieve acumulada al final de la rampa de acceso de la cueva de Vernica como su estratificacin, pasando a formar parte desde ah del bloque de hielo y continundose ya de forma ininterrumpida hasta la cota de -109 m. En la CH. de Pea Castil grandes cantidades de nieve se acumulan permanentemente en la rampa de entrada, alimentando directamente, tambin, a su bloque de hielo. Los trabajos geodsicos con TLS realizados en noviembre 2012 (fechas en las que el manto nival se encuentra ms debilitado) han permitid o la observacin de ondas de flujo en los primeros metros del bloque, producto de la alimentacin y presin directa de la nieve acumulada sobre el bloque de hielo, manteniendo todos ellos una misma orientacin. (fig.6.5). Fig.6.6. La alimentacin nival de Altiz est muy condiciona da por las dimensiones y disposicin de las bocas de entrada (foto1). En el interior, en el presente, la nieve que penetra desciende casi directamente hasta el PI debido al debilitado bloque de hielo actual (foto 2), o a travs de la chimenea diagonal que conecta con el PS (foto 3). a) cono de nieve, b) capas de rehielo.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 437 Para el caso de la cueva de Altiz, sin embargo, estos mismos condicionantes nivales, pero puestos en negativo, determinan el meno r volumen relativo que tiene el bloque de hielo. El ms pequeo de los tres estudiados. No se da en el caso de la cueva helada de Altiz una alimentacin nival directa del bloque de hielo reseable; e incluso en los aos en los quedaban restos de pequeos neve ros acumulados tanto en la entrada de la cavidad como en el sector superior de las repisas (PS), la nieve acumulada tena poco espesor, especialmente si se compara con la s otras dos cavidades. Adems, debido a la configuracin de la cavidad y al debilitado estado en el que se encuentra a da de hoy el bloque de hielo, gran parte de esa nieve que se acumula en la entrada cae directamente desde el PS al PI o bien por los laterales del bloque de hielo, cada ao ms abiertos, o a travs de la chimenea diagonal que comunica ambos pisos, con lo que, de ninguna de las dos formas esa nieve se llega a incorporar al bloque de hielo (fig.6.6). 6.2.2.2.El agua como alimentacin del bloque: el rehielo de los bloques (teora de congelation ice). La segunda fuente de alimentacin de los bloques de hielo es la congelacin o recongelacin (en el caso de que se trate de aguas de fusin) de agua incorporada al interior de las cuevas. De esta forma se crea el hielo de rehielo ( congelation ice ), muy habitual, e incluso en ocasiones nica fuente, en la composicin de buena parte de las cuevas heladas estudiadas en otras zonas, y a su vez la principal naturaleza de los crioespeleotemas (Ford y Williams, 1989; Yonge, 2003), y que aqu, sin embargo, representa una fuente secundaria. Este hielo de rehielo, visto como input de alimentacin de los bloques de hielo, tiene dos orgenes principales en los casos estudia dos: las precipitaciones pluviales exteriores filtradas, y la fusin de los mantos y morfolog as nivales acumulados tanto en el interior como en el exterior de la misma. Un tercer origen, aunque algo menos importante en cuanto a la cantidad de agua aportada, se corresponde con las aguas de fusin provenientes de los criomorfologas en ablacin, crioespeleotemas estacionales fundamentalmente. Tales aguas incorporadas a la hidrologa subt errnea de la cavidad se convierten en una capa de rehielo sobre la superficie del bloque formando parte del mismo, solo en el caso de que su lugar de procedencia se encuentre por encima del mismo. De tal manera que

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 438 por ejemplo si se trata de aguas de fusin pr ocedente de la ablacin de crioespeleotemas estacionales stos han de ser crioespeleotemas suprayacentes, al igual que debe ocurrir con las formas nivales, y los goteos o flujos provenientes de precipitaciones exteriores. Aunque parezca una obviedad, se hace necesar io destacarlo ya que de los tres casos estudiados es en la cueva helada de A ltiz donde se dan los crioespeleotemas ms voluminosos pero son morfologas infrayacentes cuyo origen se encuentra en la fusin del propio bloque de hielo, y no repercuten, por tanto, positivamente sobre el balance de masa del bloque de hielo. A ello se ha de aadir que en este caso, la situacin en la que se encuentra actualmente la superficie de su bloque de hielo tampoco es demasiado propicia para la acumulacin de aguas que se puedan congelar o recongelar, y es que se encuentra cubierta por completo por un manto de clastos y con notables deformaciones, basculaciones y criomorfologas de fusin internas que no favorecen la permanencia y posterior congelacin del agua. En las otras dos cavidades, especialmente en el caso de la cueva de Pea Castil, se ha comprobado mediante observacin en campo e investigacin TLS como la congelacin y recongelacin de aguas de fusin y aguas filtradas forman cclicamente cada ao capas decimtricas de rehielo sobre la superficie del bloque; de tal manera que a lo largo de un ciclo anual se crean y fusionan tales ca pas en un proceso rtmico. Con ello es fcil entender que, en funcin de que se den pe riodos climticos ms o menos propicios para los balances de masa de hielo, el volumen total del bloque de hielo se pueda ver incrementado o no con la acrecin de estos estratos de rehielo sobre su superficie; pudindose destruir estratos de rehielo anuales, y por tanto crendose hiatos y discontinuidades estratigrficas en los bloques, en el caso de que los periodos climticos poco propicios se alarguen en el tiempo o tengan un carcter muy acusado. Sin embargo, para el caso de Vernica la contribucin al balance positivo de la masa de hielo de estas capas de rehielo es ms difcil de determinar, porque, si bien es cierto que se observa anualmente su formacin en los pisos de las salas GH y GHm, no se puede determinar de forma taxativa si estos pisos forman parte o no del bloque de hielo debido a la dificultad topogrfica tanto de la cavidad como del propio bloque.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 439 6.2.2.3.Ciclos en la gnesis anual del hielo: periodos de acumulacin y fusin de los bloques. Para las tres cavidades se pueden establecer, en conjuncin con los ritmos climticos vistos en el captulo V y las diversas observaciones en campo, fundamentalmente las referidas a la cueva de Castil, dos periodos pr incipales en la formacin del hielo dentro de un ciclo anual (fig.6.9). Periodo de acumulacin Comprendido desde mediados de octubre hasta mediados de mayo o principios de junio, se caracteriza climticamente por bajas Text y Tint y precipitaciones pluviales y nivales, pudiendo verse acompaadas de cadas notables de la HRint. Con las primeras nevadas a finales del periodo trmico TrB y comienzos del periodo abierto el manto eventual nival, que rpidamente se fusiona en el exterior, consigue acumularse poco a poco en el interior de la cavidad mediante la congelacin de esos primeros aportes de aguas de fusin. No es hasta la llegada de las nevadas ms copiosas cuando se hacen notables los inputs nivales en el interior y se empiezan a formar las primeras acumulaciones perdurables de nieve en la cavidad. En estos momentos, los neveros persistentes del peri odo de fusin anterior se ven reforzados tanto por nevadas dbiles como por las ms c opiosas a partir del mes de noviembre. En las entradas se empieza a acumular nieve y por gravedad buena parte de su masa se desliza sobre los primeros metros de los bloques de hielo (fig.6.7). Con el periodo trmico abierto las Tint alcanzan los valores mnimos, y a los aportes nivales se suman las precipitaciones pluviales y las aguas de las fusiones parciales del manto nival exterior. Todo ello se congela tanto sobre la superficie del bloque de hielo como en los niveles inferiores de la cavidad si se precipita por sus laterales hasta poder llegar a obturarlos de hielo o tapizar los sectores inferiores, pero sin tanto protagonismo de fusiones interiores parciales (fig.6.8). De igual manera, los crioespeleotemas van adquiriendo un volumen cada vez mayor. Con las nevadas ms copiosas y ventiscosas, la nieve llega a cubrir por entero la superficie del bloque de hielo como se ha visto en el caso de Castil. El contrarresto en estos periodos de acumulacin lo suponen los procesos de sublimacin producto de la entrad a en la cavidad de aire fro y seco; y que como se ha podido apreciar en Altiz pueden llegar a ser notables con descensos de la HR hasta el 20%. A finales de este periodo, co mienzos de junio, el volumen de hielo es mximo tanto en el bloque de hielo como en los distintos crioespeleotemas que se hayan

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 440 podido formar, siendo para esto fundamental el aporte de rehielo proporcionado por la fusin nival, mxima en esta poca del ao. Fig.6.7. El manto nival instalado en el bloque de hielo de Castil. En junio los inputs nivales directos consiguen penetrar, sobreimponindose al bloque, hasta la mitad de la SH y penetrando hacia las cotas inferiores por los laterales del bloque (flechas azules). En noviembre tan solo persiste el nevero permanente instalado en la parte inferior de la rampa de entrada. En lnea discontinua la separacin entre el bloque de hielo y la rampa nival de la entrada. Fig.6.8. La congelacin de agua en los laterales de los bloques de hielo puede llegar a cubrirles por completo en los momentos de mxima acumulacin de hielo, mes de junio (fotos CH. Pea Castil). Periodo de fusin Se extiende desde mediados de mayo o principios de junio hasta mediados de octubre. Durante este periodo los inputs que se registran en el interior de las cavidades son proporcionados por la escorrenta de fusin de las nieves que puedan quedar en superficie o aquellas alojadas en el interior de las cavidades, junto con los episodios tormentosos de verano y las lluvias estivales y otoales. Adems de ello, los flujos internos de agua en el interior de las cavidades pueden volverse reseables en funcin de la fusin que se d de los crioespe leotemas y de los estratos de rehielo que se desarrollados durante el periodo de acumulacin anterior. Pero las Tint mantenidas en la isoterma de 0C, o ligeramente por encima, hacen que estos aportes de agua no se congelen y por tanto se conviertan ms en un hndicap que un factor favorable para la acumulacin de hielo. En los momentos centrales de este periodo se han observado incesantes goteos y flujos de agua en sus diferentes sectores. Los bloques de hielo presentan su estado ms debilitado al final de este periodo, acompaados de una extensa variedad de criomorfologas de fusin sobre su superficie (molinos de fusin, canales de fusin, eguttation pits, etc.). Las acumulaciones de nieve interiores quedan en buena parte recristalizadas a finales de este periodo, endurecindose y sirviendo de plataforma para acumulaciones posteriores. Sobre la superficie del bloque de hielo es tambin a finales de este periodo cuando afloran los sedimentos finos y groseros que permanecan

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 441 cubiertos de rehielo en el periodo anterior y se precipita y decanta la calcita criognica que ms tarde puede pasar a formar parte del bloque de hielo. Fig.6.9. Diferentes morfologas de fusin en distintos moment os de los periodos de fusin. Foto izq. bloque de hielo de Castil; foto centro, GH de la cueva de Vernica; y foto dcha. superficie del bloque de Altiz. Fig.6.10. Periodos de balance de masa cualitativo en las cuevas a estudio. ***

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 442 Pero si se adoptan dos enfoques temporales distintos, escala estacional e interanual, estos procesos de acumulacin y fusin no son sucesivos a la perfeccin, ni mantienen comportamientos lineales en el balance de masa del hielo: A una escala temporal estacional, los dos periodos son en buena medida simultneos. Citterio et al. (2003) hablaban de una actividad simultnea refirindose a ambos procesos, dndose diferentemente uno u otro dependiendo de los distintos niveles de la cavidad. Es fcil entender que la fusin de los bloques de hielo, por ejemplo, procure el input fundamental para la creacin, desarrollo o mantenimiento de crioespeleotemas perennes al mismo tiempo, como se puede apreciar en el PI de la cueva de Altiz; o que cuanto mayor sean los procesos de sublimacin durante los periodos de fusin mayor podr ser la formacin de estrellas o cristales de sublimacin y la ablacin de las criomorfologas sublimadas A una escala temporal interanual, esto s dos periodos no se corresponden con un crecimiento puramente lineal como han expresado anteriormente otros autores (p.e. Silvestru, 1999; Frizs et al., 2004; Kern et al., 2011, Per oiu y Pazdur, 2011). Difcilmente se da una correspondencia de crecimiento de estrato por ao debido a un desequilibrio natural entre volmenes de hielo acumulados y fusionados, lo cual, de cara al anlisis e interpretacin isotpica paleoambiental supone un fuerte condicionante (Per oiu y Pazdur, 2011). Esto, a su vez, hace tambin que los estratos no tengan porque tener siempre una correlacin sucesiva con la evolucin temporal exterior (p.e. Holmlund et al., 2005; Per oiu et al., 2011; Luetscher et al., 2007). Por ello es imprescindible tener la cantidad de materia orgnica suficiente en el interior del bloque para poder datar, correlacionar y secuenciar adecuada y temporalmente los estratos y obtener unas interpretaciones paleoambientales fehacientes, adems de que los estratos no tengan excesivos pliegues o hiatos que lo impidan o compliquen. Deben de ser en este caso bloques de hielo originados por una sucesiva acumulacin de sus estratos que no hayan pasado por marcadas fracturaciones, basculaciones y recongelaciones en sus consecutivos periodos de ablacin y acumulacin (Citterio et al., 2004b). 6.2.3.La estratificacin del bloque: tipos de estratos. De forma general se pueden distinguir dentro de los bloques de hielo dos tipos de estratos con los interestratos correspondientes entre ellos:

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 443 Estratos de rehielo Son estratos cuya naturaleza fundamental es el hielo de rehielo y que no han sufrido un proceso completo de diagnesis ( congelation ice ). Su origen habitualmente se encuentra en la congelacin de lminas superficiales de agua instaladas sobre la superficie del bloque de hielo ( ponded ice o lake ice ), o en el suelo de la cavidad ( floor ice ). Ms frecuente este ltimo en el caso de que el bloque de hielo se encuentre en sus primeros estadios de fo rmacin. Tras sucesivas congelaciones, y si la progresin de alimentacin es positiva en cuanto a su balance de masa, se generara un bloque de hielo por completo. Este tipo de estratos de rehielo se caracteriza por una variabilidad de sus espesores y un color translcido que permite ver frecuentemente las burbujas de aire atrapadas en su interior. Estos estratos se han observado mayoritariamente en los primeros metros de los bloques de Castil, y en menor medida en los bloques de Altiz y Vernica. Al menos en los primeros 15 m de espesor del bloque de Castil se suceden estratos horizontales y subhorizontales de distinto espesor (10-30 cm) en los que se observan burbujas de aire de tamao milimtrico a centimtrico, por lo general con formas elipsoidales o circulares. La translucidez de estos estratos tambin deja ver en ocasiones las tensiones a las que se encuentra sometido el bloque de hielo, manifestadas en la presencia de microfracturas internas y recongelaciones en los estratos (fig.6.11), y en otras, incluso, permiten percibir desde la superficie del bloque de hielo marcadas fracturas que atraviesan el bloque de lado a lado (fig.6.13). La estructura interna de los estr atos de rehielo se forma en base a una cristalizacin geomtrica irregular formada por cristales hexagonales y pentagonales, que de forma general mantienen un dimetro variable entre los escasos centmetros y algn decmetro. La gran variabilidad del espesor de los estratos a lo largo del bloque y su acusada alternancia con los estratos de firn, hace que no se aprecie ninguna correlacin aparente entre el tamao de cristales de hielo y la mayor o menor profundidad a la que se encuentren, ni un mayor o menor espesor de los estratos tampoco, como contrariamente se ha manifestado para otras cavidades heladas (p.e. Citterio et al., 2003) (fig.6.12).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 444 Fig.6.11. Estratos de rehielo (a) en el bloque de hielo de Castil. Su textura translucida, y en ocasiones de tonos marcadamente azulados (fotografa 3), deja ver las tensiones a las que se somete el bloque de hielo y las burbujas de aire atrapadas en su interior (flechas y crculos en las fo tografas 1, 2 y 3). Este tipo de estratos se intercalan con estratos ms compactos y de hielo con un grado mayor de me tamorfismo (b de fotografa 1). La cristalizacin de los estratos de rehielo vara desde los escasos centmetros (foto 4) hasta alcanzar algn decmetro, pero siempre con una estructuracin geomtrica irregular en forma hexagonal o pentagonal (foto 4 y 5, bloque de hielo de Vernica). Fig.6.12. El espesor de los estratos, aparentemente, no ma ntiene ningn orden en funcin de su mayor o menor profundidad dentro del bloque de hielo. Por norma general ha y una gran variabilidad a lo largo de todo el bloque. En las fotografas: la sala GH (izq.) y la GHm (dcha.) del bloque de Vernica.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 445 Fig.6.13. La traslucidez de los estratos de rehielo deja ve r sedimentaciones de calcita y lquenes que pueden acabar incorporndose al conjunto del bloque de hielo, y grietas que atraviesan el propio bloque (bloque de hielo de Castil). Estratos metamrficos. La acumulacin de nieve en las cuevas estudiadas es un hecho frecuente y abundante como ya se ha sealad o. Ello procura que muchos de los estratos de los bloques de hielo sean producto de su diagnesis, del mismo modo que ocurre en muchas cuevas heladas alpinas. Lo normal, en los bloques observados, es una alternancia arrtmica de este tipo de estratos con los estratos de rehielo. La densificacin y opacidad de este tipo de estratos contrasta con las caractersticas sealadas para los estratos de rehielo, con un aspecto de su estructura interna en grano grueso y pudiendo adquirir tambin tonos azulados como ya se ha sealado para otras cavidades (p.e. Luetscher, 2005). El metamorfismo sufrido no deja lugar a la apreciacin de burbujas de aire y tampoco es fcil distinguir la geometra de su cristalizacin (fig.6.14). El espesor de este tipo de estratos es bastante ms variable que en el caso anterior, pudiendo ir desde los pocos decmetros hasta algn metro, y en muchos casos no es fcil tampoco distinguir sus lmites. A estos dos tipos de estratos se le aade otra tipologa cuya gnesis se encuentra a medio camino entre procesos de acumulacin y de fusin. Por su nitidez y porque habitualmente separan estratos de rehielo y metamrficos, se ha decidido distinguirlos con una categora aparte y referirse a ellos como interestratos diferencindolos en funcin de la carga sedimentaria que posean. De forma genrica los interestratos se crean en los periodos de fusin, momentos en los que, sobre la superficie del bloque de hielo, se acumulan sedimentos diversos o bien arrastrados y esparcidos, si son de grano fino, por los flujos de aire y agua, son los interestratos con sedimentaciones finas; o depositados por cada gravitacional, son los interestratos con sedimentaciones groseras En ambos casos la penetracin de la nieve tambin puede dar lugar a la incorporacin

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 446 de sedimentos finos y groseros en el interior de la cueva. Posteriormente son incorporados al conjunto del bloque de hielo con la sobrevenida del siguiente periodo de acumulacin. La potencia de los interestratos depender de la duracin de los procesos de fusin a la que se vea sometida la superficie del bloque de hielo. En los dos casos se puede distinguir entre una formacin laminar o una formacin concentrada en funcin de la forma en que hayan quedado acumulada s las sedimentaciones sobre la superficie del bloque y tambin en funcin de las irregul aridades que tenga la propia superficie del bloque. Fig.6.14. Estratos de hielo metamrfico en distintas partes de los bloques de hielo. En las fotografas sup. el bloque de hielo de Vernica en diferentes salas: 1) Mnd y 2) GH; en las fotografas inf. los dos cuerpos que componen el bloque de hielo de la cueva de Altiz vistos desde su base (fotos 2 y 3 de J.Snchez). De tal manera, si la superficie del bloque de hielo es homognea y la sedimentacin es de grano fino habitualmente se depositan sedimentos de origen terrgeno o calcitas criognicas, aunque tambin se pueden encontrar restos de materia orgnica. Los propios flujos de agua y aire formarn una lmina ms o menos extensa cubriendo gran parte de la superficie del bloque (fcilmente ob servable de forma genrica sobre toda la superficie del bloque de Castil). Si la superficie del bloque es irregular, la

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 447 sedimentacin de finos ser ms concentrada (observable en el caso de Castil sobre las criomorfologas de fusin). Para el caso de los interestratos con sedimentaciones groseras mayoritariamente clastos heteromtricos aunque con algn gran bloque de forma espordica, la acumulacin puede darse constituyendo un manto ms o me nos grueso como se aprecia sobre la superficie del bloque de Altiz. En este caso se colmata actualmente toda la superficie por un manto de clastos gravitacionales, c on algunos aportados por pequeos conos de derrubios y acumulaciones nivales. Pero tambin se han observado acumulaciones groseras concentradas en determinados puntos vinculados a cadas de clastos concretas y que acaban incorporndose a la masa del bloque de hielo como se aprecia en el muro de hielo de Vernica en la sala GH. Mientras que los interestratos con sedimentaciones laminares finas pueden formarse anualmente durante un periodo de fusin; los interestratos con sedimentaciones laminares groseras requieren de un peri odo ms prolongado de fusin del bloque. Esto nos proporciona informacin sobre el estado de “salud” del bloque de hielo, como claramente se observa en el caso de Altiz, donde toda la acumulacin de clastos que se da sobre su superficie es un sntoma ms de su debilitado balance de masas actual. Una mencin algo ms concreta requieren las acumulaciones de calcitas criognicas (interestratos con sedimentaciones finas). Este tipo de sedimentacin no cementada de carbonato clcico formada por la precipitacin de solutos, en las ltimas dos dcadas, est siendo tomada como indicador para las reconstrucciones paleoambientales mediante su datacin con series de U, 230Th, 14C y de sus isotopos estables 13C y 18O (p.e. Lauriol y Clark, 1993; Dickfoss, 1996; Žk et al., 2004, 2008; Lacelle, 2007; Lacelle et al., 2009; Richter y Riechelmann, 2008; Richter et al., 2009, 2010; Luetscher et al., 2013; Sptl et al., 2014; Sptl y Cheng, 2014). E incluso se han propuesto como un nuevo grupo de espeleotemas (Žk et al., 2008). En la cueva helada de Castil estas calcitas criognicas se aprecian fundamental mente a finales de otoo y comienzos de invierno acumuladas en criomorfologas de fusin sobre el bloque hielo, o formando lminas ms o menos extensas, aunque tambin se han visto depositadas, con un grano mayor y una textura diferente, sobre algunos scallops o en irregularidades de la pared a

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 448 escasos metros sobre la superficie del bloque de hielo (fig.6.15). Sin embargo, a da de hoy no han podido ser utilizadas como tales paleoindicadores. Fig.6.15. Calcita criognica acumulada laminarmente en los interestratos de los bloques de hielo de las cuevas de Vernica (1), Altiz (2), y Castil (3). En sta ltima adems se puede observar concentrada en el fondo de criomorfologas de fusin sobre la superficie del bloque de hielo (4), en scallops presentes en las paredes (5) o en pequeas repisas (6 y 7). Por norma general, los interestratos de sedimentacin fina apenas superan varios milmetros de espesor, pudiendo llegar ocasionalmente hasta varios centmetros. Habitualmente en los laterales de los bloques este tipo de interestratos sobresalen con respecto a sus estratos inmediatos debido a una leve erosin diferencial en los momentos de prdida de la masa de hiel o; mientras que quedan recubiertos por capas superficiales de rehielo en aquellos momentos de acumulacin (fig.6.16).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 449 Fig.6.16. Interestratos de calcita en diferentes momentos del ao. 1) interestratos en los laterales del bloque de Altiz en momentos de fusin del hielo sobresaliendo varios milmetros sobre el resto de los estratos; 2) interestratos de calcita en los laterales del bloque de Castil recubiertos, un iformemente junto con el resto de los estratos, por una capa de rehielo superficial a comienzos del periodo de acumulacin de hielo. Fig.6.17. Distintas mantos de derrubios cubriendo las superficies de los bloques de hielo (fotos 1-9) y su proceso de incorporacin en el bloque de hielo a travs, en este caso, de la creacin de estratos de rehielo (fotos 8-9). En ocasiones son nuevamente expulsados del bloque de hielo de jando huella en los estratos que los contenan (fotos 5-7).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 450 As como las sedimentaciones de calcita criognica pueden encontrarse ms fcilmente esparcidas por toda la superficie del bloque de hielo, en funcin del flujo de agua y de la pendiente, las sedimentaciones ms groseras suelen ser ms habituales en las inmediaciones de las bocas de entrada o en las bases de pozos, simas o conos de derrubios, caso, por ejemplo, de los numerosos bloques que colmatan la superficie del bloque de Altiz o el piso superior de la SH de Castil, o darse a la salida del conos de derrubios como el que est en uno de los extremos de la GH de la cueva de Vernica. Tambin se pueden encontrar clastos que han sido expulsados del interior del bloque de hielo por erosin lateral de ste como se ha observado en la GH de Vernica (fig.6.17). Hecho ya resaltado en otras cuevas heladas (Silvestru, 1999). 6.2.4.El dinamismo de los bloques de hielo: movimientos, flujos, deformaciones, fracturaciones y criokarst en sus estratificaciones. El estudio estratigrfico de los bloques de hielo, el cual en ocasiones puede servir no solo para la reconstruccin de secuenci as paleoambientales, sino tambin para la determinacin del origen del bloque de hielo (en funcin de si sus estratos siguen o no la topografa basal de la cavidad: teora de congelation ice o de snow diagenesis respectivamente (Holmlund et al., 2005; Hercman et al., 2010)), la gran mayora de las veces se ve dificultado por la complejidad de la topografa y del propio bloque, por los movimientos que haya experimentado ste (Turri et al., 2003), o por las distintas intensidades de sus procesos morfogenticos de acumulacin y fusin que haya sufrido durante sus diferentes estadios evolutivos. Fig.6.18. Estratificacin horizontal en el bloque de hielo de Pea Castil. Dichas dificultades derivan, como ocurre en los casos estudiados, no solo en una falta de exposicin adecuada de su estratificaci n, sino tambin, y sobre todo, en una notable

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 451 dinmica de sus bloques de hielo que consecuentemente conlleva una falta acusada y habitual de estratificacin horizontal (fig.6.18)2. A continuacin se expone todo un elenco de formas que, en los bloques estudiados, reflejan tal dinamismo: Pliegues y cuas de compresin : son angulaciones agudas de estratos de hielo provocadas por la confluencia de presiones de direcciones contrarias, y a las que se encuentra sometido el bloque de hielo en un punto determinado. Por lo general, tienen un vrtice muy apuntado ( cuas ), y son fcilmente apreciables en las disposiciones verticales de los estratos del bloque de A ltiz y Vernica; aunque tambin se pueden encontrar formando vrtices ms redondeados ( pliegues ), y tambin en estratificaciones horizontales y subhorizontales (menos frecuentes) (fig.6.19). A veces se pueden confundir con disconformidades existentes entre estratos, pero a diferencia de stas en las cuas y pliegues de compresin se mantiene siempre cierta continuidad en la estratificacin (4 y 5 en fig.6.20). Segurament e tales presiones se deriven del flujo del bloque de hielo, tendente, por gravedad, a rellenar espacios vacos de la cavidad, como se ha sealado para estratificaciones similares en otras cuevas heladas (Per oiu y Pazdur, 2011). Ello implica que los bloques se mueven generndose tales morfologas por lo que, anlogamente, en los glaciares se conoce como ice motion La longitud de estas cuas oscila entre el medio metro y el metro en su eje mayor. 2 Tan solo son apreciables determinados sectores en cada uno de los tres bloques de hielo en los que la estratificacin adquiere cierta horizontalidad, pero no suelen superar los diez metros aproximados de espesor en el mejor de los casos. Es en el bloque de Pea Castil en el que se aprecia la estratificacin horizontal ms continuada de los tres bloques de hielo estudiados. Concretamente durante las exploraciones espeleolgicas llevadas a cabo en una de las campaas de campo del ao 2011, a finales del periodo de fusin (mes de octubre), se pudo descende r por uno de los laterales de la SH hasta una profundidad de -15 m, aprecindose, hasta tal cota, un a marcada horizontalidad de los estratos en esta parte del bloque.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 452 Fig.6.19. Ejemplos de pliegues o cuas de compresin en diferent es partes del bloque de hielo de Vernica. a, cuas de compresin con vrtices agudos; b) pliegues de compresin con vrtices redondeados. Las flechas indican la direccin de los esfuerzos compresivos que generan tales morfologas. Hiatos y disconformidades : los momentos de acusada o prolongada fusin a los que se ve sometido el bloque de hielo son capaces de eliminar capas estratigrficas de hielo, dejando un cambio radical en la disposicin de los mismos y generando hiatos estratigrficos. En el caso de que el bloque de hielo se someta a movimientos (basculaciones, compresiones, flujos)3, previamente a haberse recuperado su balance de masa, tal hiato puede transformarse en una disconformidad dando lugar a un salto cualitativo en la estratificacin an mayor, y en el que las orientaciones de los estratos sucesivos adoptan ngulos diametralmente dispares. Hiatos y disconformidades son apreciables tanto en estratificaciones horizont ales como verticales, y habitualmente son fcilmente reconocibles por la formacin de interestratos con sedimentaciones finas. Ejemplos muy evidentes se han encontrado en diversos puntos del bloque de hielo de Vernica y en ocasiones confluyendo hasta varios planos de disconformidad (fig.6.20). 3 De nuevo aqu por un comportamiento anlogo a los glaciares seran deformaciones por flujo ( ice motion ).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 453 Fig.6.20. Hiatos (a) y disconformidades (b) en diversos puntos de la estratificacin del bloque de hielo de Vernica. Foto 1 en la sala Mnd; fotos 2-3 en la sala GH, fotos 4-5 en la sala GHm. En las fotografas 4-5 se aprecia ntidamente como un hiato puede derivar debido a marcadas fusiones y basculaciones del bloque en la formacin de una disconformidad en la que se da una orientacin de sus estratos inmediatos radicalmente opuesta. Estratificacin vertical: es frecuente en los bloques de Vernica y Altiz, y puede ser consecuencia de dos hechos fundamentalmente: a) una deformacin por flujo de la masa de hielo acorde con el carcter dctil del hielo y, de nuevo aqu, manifestando un comportamiento anlogo a una masa glaciar en superficie. b) Posteriormente, tras marcadas fusiones del bloque y prdidas notables de su volumen, la masa de hielo puede verse sometida a movimientos basculatorios en su conjunto como un cuerpo unitario, favorecidos por la gravedad, el peso del bloque y la falta de contacto con las paredes encajantes, e inclinando la orientacin de su estratificacin. Dependiendo de que en momentos posteriores el bloque recupere o no parte de su masa, los estratos

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 454 verticales pueden o no quedar flanqueados por nuevas estratificaciones ms o menos discordantes (fig.6.21). Fig.6.21. Diferentes vistas del bloque de Altiz desde abajo, pud indose apreciar la verticalidad de buena parte de sus estratificacin (fotografa dcha. Javier Snchez) Estratificacin ondulada : este tipo de estratificacin denota igualmente los esfuerzos compresivos similares a la estratificacin ver tical y el comportamiento dctil de la masa de hielo. Suelen ser habituales en la transicin de una estratificacin vertical a una estratificacin horizontal, pudindose dar de forma abrupta a travs de planos de disconformidad o de forma ms gradual con una orientacin de los estratos progresivamente ms horizontal. Es esta ltima forma la ms frecuente y en la que es ms fcil de reconocer los esfuerzos plsticos compresivos a los que se ve sometido el bloque de hielo en determinados puntos y momentos (fig.6.22 y 6.23), los cuales pueden llegar a tener tal intensidad que provocan estr atificaciones concntricas circulares (foto 2 en fig.6.23). Fig.6.22. Estratificacin en el bloque de hielo de Altiz. a, deformacin compresiva de la estratificacin vertical; b, cuas o pliegues de compresin; c, bloques y cantos intersticiales. La estratificacin del bloque de hielo pasa de una disposicin vertical a una horizontal hacia la parte central del bloque.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 455 Fig.6.23. Ondulaciones en la estratificacin del bloque de hi elo de Vernica producto de marcados esfuerzos de compresin. En algunos casos recorren todo el bloque de hielo indicado un flujo conjunto de su masa (a); en otros los esfuerzos son de tal magnitud que se forman ondulaciones circulares concntricas (b). Sala GH (foto1), y sector inicial del bloque de hielo inmediatamente bajo la rampa nival de entrada (foto2). En los estratos horizontales tambin a veces se distinguen ondulaciones, aunque en muchas ocasiones son fcilmente confundidas con biseles o scallops tallados en las paredes de los bloques de hielo (Citterio et al., 2004) (fig.6.24).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 456 Fig.6.24. La aparente ondulacin de los estratos dispuestos horizontalmente muchas veces es producto de los scallops y biseles tallados por los flujos de aire en las paredes expue stas de los bloques de hielo (a). Fotografa 1 en la GHm de Vernica; fotografa 2 en el sector Mnd de Vernica (fotografa de Javier Snchez); fotografa 3 en la GH de Vernica. Canales, tneles y cuevas de hielo criokrsticas : morfologas de muy diversos tamaos abiertas criokrsticamente en el interior de los bloques de hielo y que pueden o no rellenarse posteriormente con rehielo. En ocasiones se forman, en los casos de mayor magnitud, cuevas de hielo, en sentido estricto, dentro del bloque de hielo, generndose cuevas de hielo en el interior de cuevas heladas. Tambin se ha observado como el rehielo lleva asociado una familia de ondulaciones en los estratos circundantes producto de la presin que ejerce (foto 5 en fig.6.25). En todos los casos son reflejo de momentos de fusin muy acusados y del dinamismo que la masa de hielo sufre a lo largo de su evolucin. Los canales y tneles intrayacentes pueden tener su origen en la evolucin de pozos de fusin, como se ha visto en el caso de Altiz, en cuyo bloque se pudo observar en 2013 la evolucin de uno de ellos, originado por goteo sobre la superficie del bloque que acab horadndolo hasta uno de sus laterales (fig.6.26). Aunque tambin pueden desarrollarse como consecuencia de la evol ucin de tneles de fusin provocados por flujos de aire y agua, generando las cuevas de hielo mencionadas, como ocurre en el sector Mnd de la cueva de Vernica.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 457 Fig.6.25. Diferentes ejemplos de morfologas criokrsticas intrayacentes en el bloque de hielo de Vernica. En ocasiones forman cuevas de hielo en el interior del propio bloque (fotos 1, 3 y 4) en el sector Mnd; en otras se forman canales producto de la evolucin meandriforme en funcin del contacto con la pared, como puede verse en el sector Mnd de Vernica (foto 2). La colmatacin con hielo de rehi elo de algunos tneles (foto 5, en la sala GH) se hace visible en ocasiones en los laterales del bloque pudindo se distinguir incluso ondulaciones provocadas en los estratos inmediatos por las diferentes densidades del hielo (a y b en foto 5). Fig.6.26. La generacin en la superficie del bloque de pozos de fusin por goteo puede colmatarse de nuevo con hielo de rehielo (fotografa 2), o desarrollarse hasta formar un tnel intrayacente que acabe por desaguar en los laterales del bloque (fotografas 1). Ambos casos observados en el bloque de hielo de la cueva de Altiz en agosto de 2013, y sobre todo el ltimo de ellos denota un estado actual muy debilitado de la masa de hielo.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 458 Fig.6.27. Tnel intrayacente labrado en el interior del bloque de hielo de la cueva de Castil. Ondas de flujo : sobre la superficie de los primeros tramos del bloque de hielo de Castil y los ltimos de la rampa de nieve de acceso se han observado, y de forma perfectamente ntida mediante la aplicacin de TLS, una serie de arcos con el mismo grado de curvatura y orientacin entre ellos, cuyo origen atribuimos a la presin ejercida por la propia alimentacin de nieve y hielo que recibe en este punto de la cueva el bloque de hielo (punto de mxima alimentacin), y favorecido por la topografa inclinada de la entrada. Desde una visin cenital de los modelos tridimensionales realizados para la cavidad se aprecian 7 arcos de flujo, 3 en los ltimos metros de la rampa nival y otros 4 sobre la superficie de los primeros tramos del bloque de hielo en la SH. La direccin de tales ondas de flujo sigue la curvatura en planta de la cavidad hasta toparse contra una de las pare des laterales de la misma (fig.6.28). Estas ondas junto con las fisuras se que comentarn a continuacin ya han sido presentadas en trabajos previos derivados de la presente investigacin (Gmez Lende et al., 2014), y su apreciacin, observacin y anlisis hace pensar en un sistema de abastecimiento y comportamiento del bloque de hielo algo ms complejo que la simple acumulacin de nieve en su interior: 1) En un primer momento el bloque se alimenta, fundamentalmente, con los input nivales directos incorporados desde la rampa de entrada. Aqu la nieve, sin transformar, no mantiene el suficiente metamorfismo en sus tramos iniciales como para deformarse en arcos y su presencia vara en funcin de los periodos

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 459 de alimentacin y fusin. Se podra considerar estos primeros momentos como una fase o zona de alimentacin 2) A medida que descendemos, en los ltimos metros de la rampa, una mayor densidad, sumada a la accin de la gravedad y al peso acumulado, propician el flujo de la misma y la formacin de los primeros arcos. La formacin de estos primeros arcos manifiesta la naturaleza dctil de la masa y por tanto su transformacin ya en firn o hielo metamrfico, al menos en sus niveles inferiores, como se ha podido apreciar adems en algunas morfologas de fusin que horadan estos sectores inferiores de la rampa a finales del periodo de fusin. Estos primeros arcos son sucedidos, dentro ya del propio bloque de hielo, por otros que denotan que el flujo de la masa iniciado en las partes inferiores de la rampa se contina. Se da un transporte del bloque en la misma direccin, empujndolo tanto hacia el interior de la cavidad como en profundidad. Este flujo del bloque constituira una fase o zona de transporte 3) A estas dos fases o zonas cabra aadir una tercera fase o zona de ablacin del bloque de hielo en las partes basales del bloque. Esta ltima no se puede cotejar fehacientemente en la actualidad por observacin directa, aunque podra corresponderse a lo observado en la base del bloque de hielo de Altiz. Fig.6.28. Ortoimagen de la entrada a la cueva helada de Pe a Castil en la que se distingue un conjunto de ondas de flujo. Se aprecian de forma ms ntida mediante perspec tivas cenitales del TLS que en la observacin directa de campo. Tales ondas se dan tanto en los ltimos metros de la rampa nival de acceso (a) como en los primeros del bloque de hielo (b), manifestando en ambos casos un flujo de la masa de hielo, sometido a la presin ejercida por la propia alimentacin de nieve y hielo que recibe la cavidad desd e la rampa de entrada. c, representa los vacos de cada estacionamiento realizado con el TLS.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 460 El establecimiento de estas tres fases o zonas nos lleva a pensar en un comportamiento general de la cueva, desde el punto de vist a criomorfolgico, en forma de sistema. Un sistema estructurado, y una vez ms por analoga con el funcionamiento glaciar en superficie, en: alimentacin, transporte y ablacin de la masa de hielo; y que se podra concebir como: sistema gentico de los bloques de hielo endokrsticos En otras cavidades sea ha destacado el flujo de la masa de hielo, y su deformacin consecuente, en funcin de una topografa favorecedora (Holmlund et al., 2005; Tulis y Novotn, 2006; Per oiu y Pazdur, 2011); e incluso en algunas se ha cuantificado la velocidad de tal flujo (3 cm/ao para el caso de la cueva helada de Sc ri oara en las ltimas dcadas (Per oiu y Pazdur, 2011). Fisuras de flujo : se han observado concretamente dos fisuras de distinta anchura (entre los 10-15 cm en ambos casos) que atraviesan por completo la superficie del bloque de hielo en el piso inferior de la SH. La misma curvatura y orientacin que las ondas de flujo observadas nos hacen pensar en un mismo origen relacionado con la alimentacin, presin y flujo al que se puede ver sometido todo el bloque en su conjunto. Pero la imposibilidad de observar el interior de la masa de hielo no deja descartar que tales fisuras puedan ser la respuesta quebradiza de las capas de rehielo superficiales (con una naturaleza ms rgida) a los flujos que el bloque de hielo metamrfico experimenta por debajo de las mismas (con un comportamiento ms dctil). O consecuencia directa, como una tercera hiptesis, a debilitamientos internos o fusiones basales del bloque. Estas fisuras del bloque de Castil tambin se han observado, al igual que las ondas de flujo, mediante el TLS (fig.6.29).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 461 Fig.6.29. Ortoimgenes de la SH de la cueva de Pea Castil. Desde una perspectiva cenital se aprecian fisuras en la superficie del bloque. Fracturas internas : adems de estos ejemplos que muestran el dinamismo que mantienen y han mantenido a lo largo de su evolucin los bloques de hielo de las cuevas a estudio, tambin se dan, aunque no hay demasiados ejemplos de ello como para discernir clarificadoramente su origen, desplazamientos parciales del bloque de hielo materializados en pequeas lneas de fractur a que atraviesan una sucesin de estratos. Este tipo de fisuras tan solo se ha observado en uno de los laterales del bloque de hielo de la cueva de Vernica, en los estratos inmediatamente inferiores de la rampa nival de

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 462 acceso, pero sin poderse determinar si se extiende hacia el interior del bloque, o por el contrario se corresponde simplemente con una lnea de fractura superficial (fig.6.30). Fig.6.30. Fractura en el bloque de hielo de Vernica. Puede ser seales de neotectnica o simplemente consecuencia de reajustes en la masa de hielo Se han observado tambin fracturas evidentes en algunos de los grandes crioespeleotemas perennes de rehielo que penden de la base del bloque de hielo de Altiz (fig.6.31). Para stas, morfolgicamente similares a lo que Luetscher (2005) seala para la cueva helada de la Monlsi como “ neotectonic signatures ”, no se puede determinar tampoco un origen taxativamente, aunque, para el caso que nos ocupa y atendiendo al sentido estrictamente geolgico del trmico neotectnico, no nos parece apropiada tal interpretacin, siendo ms bien la respuesta a la ablacin de la morfologa y a la accin de la gravedad. Para el primer caso sin embargo, las fracturas internas del bloque, el origen probablemente se encuentre en los reajustes de la masa de hielo como respuesta a los flujos y deformaciones que experimenta el bloque.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 463 Fig.6.31. Fracturas en los crioespeleotemas perennes del PI de la cueva de Altiz que recuerdan a otras sealadas en cavidades de los Alpes (fotografa de la izq. de Javier Snchez; fotografa de la dcha. de Bernard Hivert). *** De forma conjunta, este elenco de estructuras manifestadas por los cuerpos de hielo son indicadoras de su gran dinamismo producto de la sucesin de periodos pasados de fusin y de acumulacin, marcados contrastes en los balances de masas y, sobre todo, acusadas deformaciones por flujo de la masa de hielo en su conjunto. En algunos casos, producto de momentos o procesos de fusin de forma unitaria; en otros, afectados por todos ellos de forma conjugada. 6.2.5.Estructura interna de los bloques de hielo: prospecciones GPR en la cueva helada de Pea Castil. Las tcnicas geofsicas para el estudio de bloques de hielo en cavidades heladas han sido empleadas, hasta la fecha, en contadas ocasiones. En la gran mayora de los casos han buscado la cuantificacin de sus volmenes (Geczy y Kucharovi, 1995; Novotn y Tulis, 1995; Behm y Hausmann, 2007; Podsuhin y Stepanov, 2008; Colucci et al., 2012; Rojšek, 2012; Stepanov et al., 2014, 2014; Garaši 2014). En otros casos han servido para localizar los mayores espesores de hiel o adecuados para su posterior sondeo (Kern et al., 2010; Colucci et al., 2014). Pero pocas han sido las veces que se han utilizado con

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 464 el objeto de analizar la estructura interna del bloque o determinar las propiedades fsicas del hielo (Behm y Hausmann, 2008; Behm et al., 2010; Hausmann y Behm, 2011). En este sentido, incluso se han llegado a efectuar prospecciones de georradar sobre bloques de hielo en cuevas con la finalidad de comprobar las potencialidades de tal tcnica instrumental en la bsqueda de agua o hi elo subterrneo en exploraciones marcianas (Ciarletti et al, 2013a, 2013b). Para el caso de Picos de Europa la citada fa lta de aplicacin de tales tcnicas se agudiza. La complejidad endokrstica del medio en el que se instalan los bloques de hielo imposibilita en la gran mayora de los casos la aplicacin adecuada de tcnicas geofsicas elctricas o electromagnticas, ms fcilmente aplicables, en otros campos de estudio criosfricos en superficie (en el helero del Jou Negro, Del Ro, et al., 2009; Serrano et al., 2010, 2011; o en los depsitos lacustres de liva, Paniagua et al., 2004; Serrano et al., 2012). Fig.6.32. Aplicacin del GPR para la prospeccin geofsica del bloque de hielo de Castil.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 465 Fig.6.33. Radargramas interpretados obtenidos en la prospeccin con georradar del bloque de hielo de la cueva de Pea Castil.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 466 Con el objeto de obtener un conocimiento ms preciso de la estructura interna y alcance del bloque de hielo alojado en la cueva helada de Pea Castil, y siendo sta la nica en la que ha resultado factible hasta la fecha la aplicacin de GPR, se realiz, en agosto de 2014, una prospeccin de georradar sobre la superficie del bloque de hielo en los dos pisos de la SH. Para la eleccin de la fecha de campo se tuvieron en cuenta las condiciones en las que se encuentra el bloque de hielo en esta poca (periodo cerrado), en las que la cantidad de nieve y de agua sobre la superficie del bloque son mnimas y permiten un trabajo y un desplazamiento ms adecuado del GPR sobre las, todava persistentes, capas de rehielo superficiales acumuladas desde el periodo de acumulacin. De dichas prospecciones, y usando una ante na de 400 MHz de frecuencia, estimada como adecuada a la vista de los resultados obtenidos en cuevas alpinas (Hausmann y Behm, 2011), se obtuvo un total de 9 radargramas interpretados: perfiles 1-6 para el piso inferior de la SH; y perfiles 9 y 10 para el piso superior4, aplicando velocidades de propagacin de 120 ns, y tomando los parmetros fsicos estndares para hielo propuestos por Hubbard y Glasser (2005) (tabla 6.2). Parmetros fsicos del hielo estndar Material Permisividad elctrica relativa( r) Conductividad elctrica ( ) (ms m-1) Velocidad ( V ) (x108 ms-1) Constante de Atenuacin () (dB m-1) Hielo 3-4 0.01 1.67 0.01 Tabla 6.2. Parmetros fsicos del hielo tomados de Hubbard y Glasser (2005) En el anlisis e interpretacin de tales radarg ramas se ha prestado especial atencin a las cualidades fsicas que se han podido estimar para el bloque de hielo prospectado, as como a la estructura interna del mismo y al potencial espesor de hielo. Anlisis visual de los radargramas Todos los radargramas muestran, distintas y variadas reflectividades en el medio prospectado y la disposicin e intensidad de las mismas cambia a lo largo de todos ellos con un marcado y repetitivo bandeado apreciable en todas las profundidades y en todos los perfiles. 4 En realidad se realizaron un total de 12 perfiles, pe ro 3 de ellos se descartar on finalmente debido a una falta de resolucin adecuada.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 467 En la gran mayora de los radargramas, con un distinto grado de nitidez, se pueden distinguir genricamente dos grandes conjuntos o unidades de reflexiones (fig.6.33): a) Unidad A: unidad con una disposicin subhorizontal y/o levemente cncava, continuadas unitariamente a lo largo de buena parte de los perfiles (unidad A en fig.6.33). Se trata de un conjunto caracterizado por una relativa homogeneidad en las seales de retorno, siendo stas bastante tenues en su reflejo y en las que de forma espordica destacan algunas seales ntidas de distinta orientacin. En esta unidad tambin es frecuente apreciar distintas hiprbolas de difraccin formando arcos muy laxos repartidas de forma individualizada aunque con trazo ms marcado que el conjunto de seales de las que se rodean (a.1 y a.2 respectivamente en fig.6.33). b) Unidad B: conjunto de reflexiones caracterizadas por marcados trazos en hiprbolas individualizadas de ngulo cerrado, e incluso muy agudo (fig.6.33). En esta unidad el bandeado subhorizontal es difcil de discernir. Las hiprbolas son una de las caractersticas de los perfiles y adems de corresponderse con objetos muy diferentes al entorno, suelen presentarse en los bordes de diferentes tipos de materiales, fracturas y cambios de propiedades muy marcadas. Observables son tambin dentro de la un idad B hiprbolas en arcos muy laxos repartidas individualizadamente pero aqu tan solo se encuentran en algunos de los perfiles (p.e. perfil 2). Dentro de la unidad A, las seales de reflexin muestran una menor intensidad y una mayor homogeneidad con respecto a las seales reflejadas en el grupo B, en el que aparentemente se da una reflexin algo ms catica e irregular, pero con seales mucho ms enrgicas. Adems de estos dos grandes conjuntos de reflexiones, indistintamente repartidos a lo largo de todos los radargramas, se observan puntos de difraccin muy marcada formando ngulos muy agudos. Estos puntos difractantes se muestran o bien de forma individualizada reflejando seales especialmente intensas en los primeros centmetrosmetro de la superficie, aunque en algunos perfiles se manifiestan a profundidades mayores y con intensidades de onda menos intensa (vanse los perfiles 1, 2, 3 y 9); o bien formando todo un conjunto de reflexiones siguiendo una traza vertical muy marcada que parece prolongarse a mayores profundidades (vanse los perfiles 1, 2, 3, 4 y 9).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 468 De igual manera, en todos los radargramas inte rpretados para el piso inferior de la SH son apreciables ntidamente seales rectilneas con buena intensidad y paralelas entre s a distintas profundidades (flechas amarillas en los perfiles del 1 al 6). Al no presentar hiprbolas de difraccin corresponden a refl ectores continuos, homogneos. Forman un continuo en la seal reflejada con una apreciable inclinacin hacia el centro de los perfiles (el centro del piso inferior de la SH). En alguno de los perfiles, incluso, se aprecia como tales seales llegan a formar un amplio arco que cruza por entero toda la superficie prospectada (perfil 2). Aunque en la mayora de los casos la seal queda tergiversada en profundidad por la profusin de las hiprbolas antes comentadas. Tales seales no se ven reflejadas, sin embargo, en el piso superior de la SH (perfiles 9 y 10). En la parte superior (los primeros nanosegun dos de reflexin de georradar) de todos los perfiles se reflejan las conocidas como ondas de aire hasta profundidades de 10-20 cm aprox., que no han desaparecido del todo con el filtrado, pero en una visin ms detallada se dan determinados sectores en los que se localizan marcadas bandas paralelas y perfectamente horizontales hasta un metro de profundidad, introduciendo una fuerte discordancia con las ondas de aire y el resto del cuerpo de hielo prospectado (recuadros verdes en fig.6.33). Profundidad y volumen del bloque de hielo A la vista de los resultados plasmados en los radargramas, no se ha podido identificar ntidamente el sustrato basal de la cavidad y por tanto tampoco un espesor definido del bloque de hielo. Todas las prospecciones realizadas muestran una continuidad del bloque de hielo hasta al menos 7 m de profundidad, sin diferencias reseables de espesores. En ningn caso se han apreciado cambios en las ondas reflejadas consecuencia de interfases basales hielo-roca, ni pisos rocosos intrayacentes en el propio bloque, lo que proporciona un indicio ms de la continuidad vertical tanto del bloque de hielo como de la propia cavidad. Ello resulta coherente, al menos por el momento, con los 54 m de espesor mnimo propuestos para el bloque de hielo tras trabajos previos topoespeleolgicos (GELL, 1995, CES-Alfa, 2011, Gmez Lende et al., 2012), lo que hace por tanto no deses timar tampoco la propuesta de al menos 33.000 m3 para su volumen (Gmez Lende et al., 2014).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 469 Configuracin endokrstica de la cavidad A pesar de no observarse en los perfiles GPR un piso basal rocoso, s se aprecian en ellos, sin embargo, cambios en la reflexin de onda claros en ciertos mrgenes de la SH, correspondindose con ese conjunto de hiprbolas agudas dispuestas en una traza vertical (B en la fig.6.33). En sintona con las zonas donde se encuentran en cada radargrama y en funcin de la configuraci n de la cavidad, interpretamos tal conjunto de hiprbolas, por un lado, como la reflexin emitida por el contacto del bloque de hielo con el final de la rampa de nieve de la entrada, claramente apreciable en las capas superficiales de los perfiles 1 al 4 (ver fig.6.34), y en donde la acumulacin de clastos en los primeros estratos del bloque de hielo se refleja en los radargramas con numerosas seales hiperblicas agudas (consecuente con las observaciones en campo). Fig.6.34. Perfiles en los que se aprecia la pared encajante de la sima en la que se localiza el bloque de hielo de Castil. Y por otro lado, y bajo estos clastos que se acaban de sealar, se contina una seal disarmnica con el resto del bloque de hielo que se corresponde con la continuidad verticalizada y en profundidad de la pared en cajante de la propia cavidad. Estas seales reflexivas de la pared encajante se observan en los extremos de casi todos los perfiles, tanto en los del piso inferior (perfiles 1, 2, 3, 4 y 5), como en los del piso superior (perfil 9). En ambos casos se podran corresponder con la interfase hielo-roca dibujando una continuacin prolongada hacia las cotas inferiores, y mostrndonos que la configuracin

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 470 de la cavidad en la que se encaja el bloque de hielo es la de un amplio pozo vertical (coherentemente con la caracterizadora configuracin endokrstica vertical explicada para Picos de Europa en el cap.II) (fig.6.34). Estructura interna del bloque Adems de las reflexiones de onda que consideramos procedentes de la roca encajante, en los perfiles se registran otras reflexiones con distinta disposicin y naturaleza. Mientras que, por una parte, tenemos puntos de reflexin tambin con ngulos muy agudos como en el caso anterior, pero esta vez localizados indistintamente por las partes centrales de la sala y que se reflejan con una menor intensidad; por otra, se dan tambin reflexiones trazando amplias hiprbolas individualizadas pero mucho ms ntidas y localizadas en sectores ms profundos de los perfiles (c y a.1 respectivamente en la fig.6.33). En el caso de las primeras se corresponde, igualmente que en el caso anterior, con clastos intersticiales en el bloque de hielo tanto en las capas superficiales como en estratos inferiores (con seales menos ntidas). Seales similares han sido reconocidas de tal manera en estudios llevados a cabo en los bloques de hielo de otras cuevas heladas (Hausmann y Behm, 2011; Colucci et al., 2014), y en los trabajos de campo realizados en la cueva heladas de Pea Castil es frecuente vislumbrar bloques y clastos insertos a lo largo de los primeros estratos de rehielo del bloque prospectado (fig.6.35). Fig.6.35. Los clastos y bloques insertos en las capas de hielo ms superficiales emiten hiprbolas ntidas con ngulos muy agudos (c) tanto en el piso superior (foto de la derecha) como en el piso inferior (foto de la izquierda) de la SH. Algo menos ntidas son las seales de los mismos en estratos del bloque ms profundos.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 471 Para el caso de las segundas, el origen es algo ms difcil de determinar. Su gran profusin a partir de 2-3 m de profundidad en casi todos los perfiles y la marcada nitidez de su seal, en conjuncin con los trabajos espeleolgicos efectuados en el ao 2011 (CES-Alfa, 2011), nos hace pensar en dos posibles orgenes: Bien una gran cantidad de tneles criokrsticos del tipo del que se pudo observar al descender 15 m del bloque por unos de sus laterales (ver fig.6.27); y que de forma similar se repartiran abundantemente por el interior del bloque de hielo, pudiendo estar o no obturados por hielo de rehielo como los existentes en la cueva de Vernica5. O bien se puedan corresponder con la existencia de grandes y numerosos bloques intrayacentes. Esta hiptesis puede ser la ms lgica ya que en el primer caso no se aprecia un cambio llamativo en las ondas reflej adas que se disponen por debajo de las hiprbolas. Hecho que cabra esperar si se tratase de tneles infrayacentes (fig.6.36). Seales similares formando hiprbolas tan ntidas han sido interpretadas como clastos enterrados en los bloques de hielo (p.e. Hausmann y Behm, 2011; Colucci et al., 2014)6. Fig.6.36. Hiprbolas individualizadas de ngulo laxo que posiblemente se correspondan con bloques intrayacentes. Bajo el trazado de la hiprbola no se aprecia un cambio en las seales subhorizontales reflejadas por el conjunto del bloque de hielo, sino todo lo contrario, en algunos de e llos las reflexiones paralelas subhorizontales se continan ntidamente. 5 Seales parecidas en hiprbolas laxas como la s aqu analizadas son achacadas tambin a tneles intraglaciares en algunos estudios de georradar llevados a cabo en masas glaciares (vase por ejemplo Hubbard y Glasser, 2005). 6 Y tambin se han asimilado seales parecidas para la ex istencia de clastos enterrados bajo el hielo en los estudios realizados en el helero del Jou Negro (Del Ro et al., 2009).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 472 Fig.6.37. Ejemplos de distintas intensidades de reflexin de los estratos. En amarillo estratos con fuerte carga de calcita criognica (nitidez de reflexin de onda claramente apreciable), en blanco estratos de menor carga de sedimentos (nitidez de reflexin de onda menor). En ambos casos la disposicin es paralela o subparalela. En la fotografa se aprecia la alternancia de los distintos tipos de estratos.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 473 Por su parte, las reflexiones rectilneas en pl ano inclinado detectadas en algunos perfiles del piso inferior de la SH reflejan una dens a estratificacin desde los primeros metros de los radargramas. stas se suceden en prof undidad en disposicin paralela-subparalela, identificndose con ligeras ondulaciones con distinto grado de nitidez, e incluso curvaturas que atraviesan por entero el co njunto del bloque de hielo (por ejemplo, perfil 2 en la fig.6.38). La diferente nitidez en su reflexin la atribuimos a la distinta carga de sedimentos en los estratos, de tal manera que aquellos con mayor carga de calcita criognica son los que manifiestan una refl exin de onda ms notoria. Es de suponer que sean sedimentaciones finas ya que en el caso de que fuesen interestratos de sedimentacin grosera la seal sera ms irre gular y las hiprbolas de reflexin ms agudas y ms semejantes a las reflejadas por los clastos internos. Tal consideracin adems sera coherente con las observaci ones realizadas durante la exploracin espeleolgica del 2011 en la que se discernan claramente interestratos de sedimentacin fina con distintas cargas de calcita criognica (fig.6.37). Estas ntidas seales de onda no se pueden corresponder con las fracturas internas del bloque que se aprecian desde la superficie (l as llamadas fisuras de flujo) (ver fig.6.30) por el hecho de que su disposicin y angulacin es paralela o subparalela al resto de los estratos que caracterizan a las partes superiores de los radargramas. Aunque contrariamente, en estudios similares, Ciarletti et al. (2013b) atribuyen a fracturas internas del bloque de hielo seales muy par ecidas. Sin embargo aqu, incluso el hecho de que se dispongan, en ocasiones, cruzadamente con el resto de la estratificacin tampoco entra en contradiccin con el origen propuesto, ya que en este caso podran estar acompaadas de marcados hiatos en la estratificacin, similares a los destacados para los bloques de hielo en algunas cavidades de los Alpes Julianos (Colucci et al., 2014), y apreciadas en los bloques de Altiz y Vernica frecuentemente como ya se ha comentado (crculo negro en fig.6.37). El resto de las reflexiones de onda continua s y menos ntidas, paralelas o subparalelas a stas tan marcadas que se acaban de come ntar, caracterizan por entero a los primeros metros de todos los radargramas, y en algunos puntos concretos continan vislumbrndose en profundidad. En una visi n de conjunto se puede observar como estas lneas junto con las anteriores, dibujan amplios y sucesivos arcos, combados en las partes centrales de la sala (perfil 2 en fig.6.38). Ello refleja, adems de la fuerte

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 474 estratificacin del bloque de hielo, una notable deformacin del mismo en sus zonas centrales debida posiblemente, y en consonancia con la configuracin en forma de sima que ya ha sido mencionada, al desplazamiento gravitacional, y al propio peso de la masa de hielo, derivado de una potencial fusin y/o debilitamiento del bloque de hielo por su base. La curvatura de estas reflexiones recuerda a la curvatura que padece, en su parte central, el bloque de hielo de Altiz. La falta de observacin de este ltimo h echo nos impide afirmar con rotundidad que se den fusiones basales en el bloque de hielo de Altiz, pero sera congruente con otras muchas cuevas estudiadas y con lo observado para la cueva de Altiz. La confirmacin de tal hiptesis, adems, contribuira a afianzar el denominado anteriormente como “sistema gentico de los bloques de hielo e ndokrsticos” con sus tres fases principales de alimentacin, flujo y ablacin basal. Fig.6.38. La estratificacin combada del bloque de hielo se muestra claramente en alguno de los radargramas. En las partes superficiales de los perfiles obtenidos, identificamos estratos superficiales de rehielo, correspondindose, acordemente con las observaciones de campo, con los primeros centmetros de la superficie. En todos los radargramas se ve que a partir, claramente, de los primeros 20 cm la reflexin de onda cambia. En estos primeros centmetros, y tras esos primeros 10-20 cm derivados de las seales emitidas por las ondas de aire y las ondas directas, los rada rgramas reflejan una continuidad homognea

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 475 a lo largo de toda la superficie del bloque de hielo. Dicha homogeneidad tan solo es tergiversada en aquellas zonas donde se encuentran clastos superficiales, en el contacto del bloque de hielo con la rampa de acceso o con el sustrato encajante, o en unos puntos concretos en los que son reflejadas, discordantemente con tal homogeneidad, una serie de bandas paralelas de cierta nitidez. Estas bandas, sealadas en la fig.6.33 con recuadros verdes, tienen su origen en morfologas de fusin que se dan sobre la superficie del bloque, y que posteriormente son colmatadas con rehielo muy habituales durante los periodos de fusin (canales de agua de fusin, pozos superficiales de fusin, etc.). Algunas de ellas llegan incluso a profundizar hasta ms de un metro como se puede observar tanto en los radargramas como en las fotografas de campo (ver fig.6.39). Fig.6.39. Estratificaciones bandeadas homogneas y disconformes con las estratificaciones horizontales superficiales. En las fotografas los posibles orgenes de tales estratificaciones una vez saturadas de nuevo con rehielo. Compactacin del bloque de hielo Si es correcto el supuesto de que las amplias y laxas hiprbolas de reflexin se corresponden con grandes clastos internos, y no con tneles o cavidades intrayacentes,

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 476 se puede considerar el bloque de hielo de la cueva helada de Pea Castil, al menos hasta las profundidades prospectadas, como una masa de hielo compacta. Las fisuras de flujo vistas especialmente claras en trabajos de campo en algunas pocas del ao (periodos de fusin) y con los trabajos TLS, no se manifiestan de forma evidente en los radargramas interpretados. Ello indicara su posible carct er superficial y que, al menos en los 7 m de espesor, el bloque de hielo forma una masa bastante unitaria. Tambin la ausencia reseable en determinados trazos de algunos perfiles en los primeros 5-6 m (no se refleja hiprbola alguna) redunda en el car cter homogneo que posee la masas de hielo (fig.6.40). Fig.6.40. La estratificacin del bloque de hielo en determina dos sectores se caracteriza por su homogeneidad y falta de clastos intrayacentes lo que manifiesta una naturaleza bastante compacta y unitaria del mismo. 6.2.6.La estimacin de los volmenes de los bloques de hielo. La dificultad mencionada para la progresin en las cavidades derivada de la verticalidad y de la configuracin del endokarst de Picos de Europa se ve acentuada an ms con el obstculo que suponen los bloques de hielo y la nieve acumuladas en el interior de las cuevas heladas. Tal dificultad se traduce en un impedimento para la observacin del bloque de hielo en su totalidad, lo que obstaculiza el clculo de sus volmenes concretos. Tan solo se han podido estimar las cuantas volumtricas aproximadas para los casos de Altiz y Castil, siendo completamente imposible dar tan si quiera una cifra aproximada para el bloque de hielo de Vernica. Para la cavidad de Altiz se ha estimado un bloque de hielo de unos 1000 m3 en funcin de las dimensiones lineales del bloque de hielo tomadas mediante un distancimetro y expuestas topogrficamente.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 477 En la estimacin de los 33.300 m3 del bloque de Castil nos hemos apoyado tanto de nociones dadas por topografas y exploraciones espeleolgicas previas (GELL, 1995) (54 m de espesor del bloque), como del clculo preciso de su superficie obtenido mediante TLS (629 m2). Para su estimacin, adems, se ha interpretado que la cavidad se contina en profundidad en forma de una sima de grandes dimensiones y sin obstculos de sustrato rocoso reseables como muestran las prospecciones GPR realizadas. Los bloques de las cuevas de Vernica y la HS4 sin embargo tienen unas dimensiones mucho mayores, a juzgar por las topografas y por los trabajos espeleolgicos, pero no ha sido posible estimar una cifra concreta. En cualquiera de los casos estos volmenes de hielo que albergan las cuevas heladas a estudio no desmerecen con respecto a los volmenes estimados para otras cuevas heladas de reconocido renombre, encontrndose cuantitativamente a la cabeza a nivel internacional (tabla 6.3). Ejemplos de volmenes de algunos bloques de hielo en cuevas heladas Cavidad Localizacin Vol. hielo (m3) Referencia Dobšinsk Du a mt. (Eslov.) 145000 Silvestru, 1999 Silicka Tatra Mountains (Rep.Che) 110100 Bella, 2006 Ghe arul Sc ri oara Apuseni Mts. (Rum.) 100000 Per oiu, 2011 Schellenberger Berchtesgaden (Alem.) 60000 Grebe et al., 2008 Glacire Monlsi Jura Mts. (Fra.) 7000 Luetscher, 2005 Eisriesenwelt Dachstein Mts. (Aus.) 33000 Silvestru, 1999 Pea Castil Picos de Europa (Esp.) 33300 Gmez Lende et al., 2012 Svarthammarhola Mejfell-Fauske (Nor.) 24000/32000 tomado de Kern y Per oiu, 2013 Ghe arul Focul Viu Apuseni Mts. (Rum.) 25000 Kern et al., 2004 Ledena Jama v Fridrihstaniskem Mt. Stojna (Eslov) 20000 Kosutnik, 2011 Glacire St. Livres Jura Mts. (Fra.) 1200 Luetscher, 2005 Ledenica in Bukovi Vrh Mt. Velebit (Croacia) 7000 Garaši 2014 Fuji Fuketsu Fuji Mountain (Japan) 3000 Ohata et al., 1994 Gavranova pit Velebit Mt. (Croacia) ~1500 Bo i et al., 2014 Kugina Velebit Mt. (Croacia) 1500 Bo i et al., 2014 Jaskinia Lodowa w Ciemniaku Tatra Mountains (Pol.) 1500 Rachlewicz y Szczucinski, 2004 Casteret Marbor-Perdido Pirineos (Esp.) 1042 Maire, 1990 Altiz Picos de Europa (Esp.) 1000 Gmez Lende et al., 2012 Kungur Urales (Rus.) 350 Silvestru, 1999 A294 Cotiella-Pirineos (Esp.) 250 Belmonte et al., 2012 Candelaria Nuevo Mxico (EEUU) 90/283 Dickfoss, 1996

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 478 Japagina 3 Velebit Mt. (Croacia) 150 Bo i et al., 2014 Merrill NE California (EEUU) 137 tomado de Kern y Per oiu, 2013 Diablotins Fribourg Prealpes (Suiza) 100 Morard, 2011 Štirova a Velebit Mt. (Croacia) 100 Bo i et al., 2014 Tabla 6.3. Volmenes de los bloques de hielo de algunas cuevas heladas recientemente estudiadas. 6.2.7.Las edades de los hielos en las cuevas heladas de Vernica y Altiz. Introduccin Determinar el momento y la duracin de los hielos acumulados en las cavidades krsticas es una de las grandes incgnitas a despejar en el estudio de las cuevas heladas. Ello proporciona la llave sine qua non para una correcta interpretacin paleoambiental de los registros contenidos en sus estratos. Sin embargo, la datacin del hielo en las cuevas heladas y la consideracin de tales registros paleoambientales ha seguido una trayectoria gnoseolgica ntimamente ligada a la evolucin de sus estudios disciplinares. De esta manera, solo ha sido en las ltimas dcadas cuando, favorecido por un avance notable en el conocimiento del fenmeno y en la evolucin, refinamiento y expansin de los mtodos de datacin, se han multiplicado los estudios especficos referentes al tema7. Y es que a pesar de ser un fenmeno conoci do desde siglos atrs, como se vio en el primer captulo, todava es poco conoci do el rango de edad y el alcance de su potencial como archivo paleoclimtico (Luetscher et al., 2007); lo que redunda en una escasa representacin actual dentro de los estudios crio-paleoclimatolgicos (Per oiu et al., 2011). Metodologas empleadas Los diferentes tipos de anlisis realizados en las ltimas dcadas intentan calibrar cul es el mtodo ms adecuado y de cul poder sacar la mayor y ms precisa informacin paleoambiental (Luetscher et al., 2007; Kern et al., 2010). As se han sucedido, mediante correlacin cronolgica con dataciones directas (radiometra del carbono habitualmente) o indirectas (estudios dendrocronolgicos por ejemplo), desde anlisis de 14C a partir de muestras de CO2 contenidas en el propio hielo (Wilson, 1998), hasta 7 Kern et al. (2004) explicitan que probablemente fues en Serban et al. (1967) los que llevaron a cabo los primeros estudios isotpicos en un a cavidad helada: Serban et al., 1967; Lauriol et al., 1988; Lauriol y Clark, 1993; Achleitner, 1995; Dickfoss, 1996; Wilson, 1998; Yonge y MacDonald, 1999; Silvestru, 1999; Mais y Pavuza, 2000; Viehmann et al., 2004; Kern et al., 2004b; Luetscher, 2005; Holmlund et al., 2005; Filipov, 2005; Citterio et al., 2005; Vrana et al., 2006; Clausen et al., 2006; Stoffel et al., 2009; Feurdean et al., 2011; Per oiu et al., 2011; May et al., 2011; Maggi et al., 2012; Sancho et al., 2012; Sptl et al., 2013.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 479 correlaciones con los contenidos isotpicos de los estratos (los ms frecuentes en la ltima dcada). Dentro de estos ltimos, los ms habituales son los estudios de los istopos estables del agua 18O y 2H comparados con estndares de aguas metericas ocenicas globales (GSMOW) o locales (LSMOW), o con testigos de hielo referenciales como los de Groenlandia (p.e. GISP2, Grootes et al., 1993), por ejemplo Frizs et al. (2004), Citterio et al. (2004), Kern et al. ( 2004), Luetscher (2005), Clausen et al. (2006), Per oiu (2011) y Sancho et al. (2012). Otros estudios, sin embargo, se centran en el anlisis y comparacin con picos estandarizados conocidos de istopos radiactivos identificados en series histricas registradas en superficie, como es el caso de Kern et al. (2006) o May et al. (2010), quienes comparan las cantidades de 137C encontradas en el interior de algunos hielos con los picos alcanzados en la atmsfera tras las pruebas nucleares de 1963; o los niveles de determinados metales pesados como el plomo (210Pb, Luetscher, 2005). El uso como trazador ambiental de los istopos radiactivos naturales no estables del hidrgeno como el tritio (3H) suele ser tambin habitual aunque su horquilla temporal es bastante reducida (Kern, et al., 2004, 2006, 2008; Luetscher, 2005). Tambin es frecuente la correlacin cronolgica mediante estudios dendrocronolgicos de rboles cercanos a la cavidad a estudiar o de troncos insertos en los estratos del bloque de hielo. En este sentido varios trabajos se han centrado en dar a conocer su potencial metodolgico para la reconstruccin paleoclimtica correlacionndolo con la radiocarbonometra y anlisis isotpicos estables (Schlatter et al., 2003; Citterio et al., 2005; Kern, 2010). En los ltimos aos se han concretado investigaciones utilizando como registro pa leoclimtico la sedimentacin de polen en los estratos de los bloques de hielo (Viehmann et al., 2004; Citterio et al., 2005; Grebe et al., 2008; Per oiu, 2011), aunque ya fueron hechas antao ciertas estimaciones paleoambientales en este sentido (Pop y Ciobanu, 1949). Ms recientemente an se estn utilizando los anlisis isotpicos de las calcitas criognicas sedimentadas en las cuevas heladas (p.e. Per oiu et al., 2007; ÂŽk et al., 2008; Per oiu y Bojar, 2012; Luetscher et al., 2013; Sptl y Cheng, 2014). Escasez de dataciones en las cuevas heladas espaolas Como se puede apreciar, la determinacin de las edades de los hielos subterrneos y su potencial paleoclimtico puede ser multivariab le. Pero sin embargo, para el caso de las cuevas heladas a estudio la cosa se complica bastante ms. stas adolecen fundamentalmente, al igual que sucede en el resto de las cavidades heladas espaolas

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 480 conocidas, tanto de tradicin cientfica previa, como de algunos factores esenciales para su correcta interpretacin. La estimacin cronolgica y paleoambiental de las cuevas heladas espaolas se reduce, en la actualidad y para el contexto espaol, tan solo a los estudios realizados en la cueva A294 (Cotiella, Pirineos Centrales), propuesta adems como la cueva con uno de los bloques de hielo ms antiguos de los hasta ahora conocidos: 5.51670 BP (Sancho et al., 2012). Rangos de edad de los hielos subterrneos La falta de este tipo de estudios en nuestro contexto, al igual que sucede en muchas de las cavidades heladas conocidas fuera nuestras fronteras, es consecuencia de la inadecuacin de los propios bloques de hielo para obtener una secuenciacin cronolgica apropiada, ya sea por la difi cultad derivada de su, muchas veces, enrevesada organizacin estratigrfica o por la falta de exposicin topogrfica del propio bloque de hielo a muestrear. A lo que se ha de aadir en algunas cavidades, como es el caso concerniente, la falta de materia orgnica apta para ser datada radiomtricamente y que sirva de referente correlativo para el establecimiento de una adecuada secuenciacin isotpica o polnica. El rango cronolgico abarcado por los hielos subterrneos se restringe a unos periodos temporales relativamente cortos y recientes. Por norma general aquellas cavidades en las que se han datado sus bloques de hielo la s cifras comunes se mueven entre varios siglos y los pocos milenios. Solo en algunos casos, como el ya comentado de los Pirineos Centrales, se han obtenido regi stros mayores pudiendo llegar a los 5.51670 BP (Sancho et al., 2012), cercanos andan los 5180130 BP estimados para Eisgruben (Achleitner, 1995), o los 3400-5300 cal BP de la Eisriesenwelt (May et al., 2011). Aunque recientemente se han expuesto casos de gran excepcionalidad como son los 58.000 BP explicitados para Ledenica in Bukovi Vrh (Croacia) (Garaši 2014) (tabla 6.4). Edades absolutas de algunas cuevas heladas Cavidad Localizacin Edad (mtodo datacin) Referencia Ledenica in Bukovi Vrh Mt. Velebit (Cro.) 58000 BP (14C) Garaši 2014 A294 Cotiella-Pirineos (Esp.) 551670 cal BP(14C) Sancho et al., 2012 Eisgruben Sarstein (Aus.) 5180130 BP (14C) Achleitner, 1995

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 481 Eisriesenwelt Dachstein Mts. (Aus.) 3400-5300 cal BP (14C) May et al., 2011 Schellenberger Eishhle BerchtesgadenUntersberg (Ale.) 3000 (polen) Grebe et al., 2008 Bolshaya Baidinskaya Pribaikal (SiberiaRus.) 271030 BP no cal. (14C) Filipov y Shevelev, 2011 Hundsalm Innsbruck (Aus.) 2000 BP (14C) Sattler et al., 2013 Ghe arul Focul Viu Apuseni Mts. (Rum.) 179030 BP(14C) Citterio et al., 2005 Candelaria ice cave Nuevo Mxico (EEUU) 178060 BP(14C, a partir de muestras de CO2) Dickfoss, 1996 Reno Ice cave Reno (EEUU) 1700BP (14C, a partir de muestras de CO2) Wilson, 1998 Castelletto di Mezzo Brenta Dolomites (Ita.) 1500 (tritium y estratos) (14C) Borsato et al., 2004 Caverne Glace 85 Yukon (Can.) 1300100 BP (14C) Lauriol et al., 1988 Glacire St. Livres Jura Mts. (Fra.) 120045 706-754 AD (14C) Luetscher, 2005 Svarthammarhola Mejfell-Fauske (Nor.) 1200 AD Lauritzen et al., 2005 Dobšinsk Du a mt. (Eslov.) 116828 88873/109AD (14C) Clausen et al., 2006 Bor ig Apuseni Mts. (Rum.) 115060 780-970 AD (14C) Kern et al., 2010 Ghe arul Sc ri oara Apuseni Mts. (Rum.) 111035 BP (101064 cal BP(14C) 100050 cal BP (986-1048 AD) (14C) Holmlund et al., 2005 Feurdean et al., 2011 Mammuthhle Dachstein Mts. (Aus.) 69535 1259-1352 AD (14C) Kern et al., 2011 (tomado de Mais y Pavuza, 2000) Kremeshetskaya Irkutsk (Siberia-Rus.) 51530 BP (14C) Filipov, 2005 Rieseneishhle Dachstein Mts. (Aus.) 500 (polen) Viehmann et al., 2004 Demnovsk Tatra Mts. (Eslov.) 400-500 BP (estimacin) Droppa, 1957 (tomado de Piasecki, 2006) Ledena Pit Mt. Velebit (Cro.) 500 cal (Tritium y 14C) Kern et al., 2008 Jaskinia Lodowa w Ciemniaku Tatra Mountains (Pol.) 290 cal BP (14C) Herrmann et al., 2010 Vukuši Mt. Velebit (Cro.) 19750 cal BP (1640AD) (14C) Kern et al., 2010 LoLc 1650 Grigna Sept. (Ita.) 18530 BP (14C) Citterio et al., 2005 Tabla 6.4. Algunas de las dataciones registradas en cavidades heladas Muestreo en los bloques de Altiz y Vernica Tanto la prctica ausencia de materia orgnica como la enrevesada topografa de los bloques de hielo y las cuevas no han permitid o extraer, a da de hoy, gran cantidad de registros. Tan solo se han podido datar por radiometra 14C muestras de materia vegetal depositadas en el bloque de Altiz, a ~1 m de profundidad con respecto a la actual superficie del bloque (muestra Altiz1), y dos en Vernica, a 65 y 79 m de profundidad del bloque (muestras Vernica1 y Vernica2) (fig.6.42 y tabla 6.5). Tampoco se ha sido posible extraer muestras isotpicas en los bloques muestreados para su correlacin y secuenciacin paleoambiental debido al enrevesamiento manifiesto en sus respectivas estratificaciones (morfologas de flujo y dinamismo de los bloques de hielo anteriormente expuestas).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 482 Fig.6.41. Restos de materia orgnica sobre los bloques de hielo. 1 al 4, bloque de Castil; 5, bloque de Altiz. Fig.6.42. Muestras de materia orgnica recogidas para su datacin mediante radiometra 14C AMS. 1) y 2) muestras extradas del muro de hielo en las salas GH y GHm de la cueva de Vernica, respectivamente; 3) muestra del bloque de hielo de Altiz extrada del PM.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 483 En un futuro quizs se pueda continuar esta lnea de investigacin accediendo a sectores estratigrficamente mejor ordenados o a pisos inferiores en los que poder encontrar mayor cantidad de registros orgnicos, sobret odo en la cueva de Castil, la cual adems posee un mayor potencial paleoclimtico por mantener una relativa horizontalidad en la ordenacin de sus estratos (como se ha apreciado en campo y con las prospecciones GPR). Las edades de los hielos subterrneos en Altiz y Vernica Las muestras recogidas han sido datadas en 14ChronoCenter (Queens UniversityBelfast) por radiocarbono convencional mediante AMS y calibradas mediante intcal.09.14c (Reimer et al., 2009) (tabla 6.6): Dataciones de radiocarbono en las cuevas heladas de Vernica y Altiz Cdigo Muestra Cdigo Lab. Material muestra Profundidad En cueva En bq. Hielo Cal a AD 1 SIGMA Cal a AD 2 SIGMA AMS 13C Edad cal. 14C a. BP Altiz1 UBA-19412 hoja 25 0,8 1660-1681 1644-1695 -23.0 19735 Vernica1 UBA-19413 hoja 95 65 1668-1682 1662-1692 -21.9 17623 Vernica2 UBA-19414 rama 109 79 1314-1356 1300-1368 -26.5 59424 Tabla 6.5. Dataciones absolutas obtenidas de para bloques de hielo en las cuevas de Vernica y Altiz (14Chrono Centre, Belfast) A la vista de los resultados se puede afirmar que los hielos de las cuevas a estudio se encuentran dentro de los rangos cronolgicos comunes de otras cavidades heladas. Mientras que en el caso de Vernica la mues tra ms antigua data de comienzos del siglo XIV, con una edad de 1314-1356 cal a AD (muest ra Vernica2); los otros dos registros presentan edades de mediados del XVII: 1668-1682 cal a AD y 1660-1681 cal a AD, para Vernica1 y Altiz1, respectivamente. Interpretacin de las edades y encuadre evolutivo en los periodos climticos histricos El lugar en el que fueron muestreados los sedimentos orgnicos junto con las configuraciones endokrsticas de las propias cavidades y de los bloques de hielo nos hace tomar estas dataciones como edades mnimas. En ambos casos no fueron muestras recogidas de las partes basales de sus re spectivos bloques. En Altiz se presentan dificultades para muestrear tales zonas aunque permanezcan a la vista, y en el caso de Vernica el bloque mantiene una presumible continuacin en profundidad aunque a da de hoy se encuentra por completo obturada entre el piso de la galera y el bloque de hielo.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 484 Para el caso de Vernica su registro ms profundo, localizado en una de las cotas finales del bloque de hielo, nos hace pensar en que todo ese gran volumen de hielo extendido hasta la misma rampa de entrada (imposible de cuantificar como ya se ha dicho) se ha tenido que formar en los ltimos siete siglos. Al menos desde finales del "ptimo Climtico Medieval o MWP8 (900-1300 AD, Mann, 2002), y abarcando toda la PEH hasta la actualidad. Para el caso del bloque de hielo de Altiz, sin embargo, la situacin del registro muestreado inserto en estratos cercanos a la actual superficie del bloque, y teniendo en cuenta la posicin colgada que mantiene el bloque en la actualidad con respecto a la cota final de la cavidad en el PI, nos induce a pensar que la parte basal del mismo sea probablemente algo ms longeva, pudindose haber prolongado el bloque de hielo hasta la base de la misma sima en tiempos precedentes. Su registro orgnico nos arroja una edad mnima del bloque desde mediados de la PEH, lo que nos indica que tambin, como en el caso de Vernica, el bloque de hielo se desarroll o al menos estuvo formado durante todo este periodo climtico histrico. El desarrollo y existencia de los bloques de hielo durante el recrudecimiento climtico histrico de la PEH es una tnica habitual en muchas cavidades heladas (Holmlund et al., 2005; Filipov, 2005; Kunaver, 2009; Hercman et al., 2010; Kern, 2010; Per oiu, 2011; Per oiu y Pazdur, 2011). Para el caso que nos ocupa, atendiendo fundamentalmente a la cueva de Vernica, tan solo se puede conjeturar por el momento, y teniendo en cuenta tanto la configuracin de la cavidad como el lugar donde fue tomada la muestra ms longeva, que la cavidad previamente a la edad registrada pudo en buena medida estar libre de hielo, preservando tan solo pequeos resquicios posiblemente en los sectores ms profundos. Ello implicara o bien que el bloque de hielo se form ex novo durante la PEH, o bien que las condiciones climticas imperantes durante el MWP derritieron la gran mayora de una masa de hielo formada bien durante los eventos fros del MWP o durante periodos fros anteriores al mismo (en el caso de que los estratos del bloque de hi elo que se pierden en la profundidad de la cavidad fuesen mucho ms longevos). 8 Se han propuesto distintas denominaci ones para tal periodo climtico desde Medieval Climatic Optimum hasta Little Climatic Optimum Medieval Warm Epoch o Medieval Warm Period como la ms extendida (Mann, 2002). Aunque en la actualidad la literatura especfica lo suele referenciar ms frecuentemente como Medieval Climate Anomaly (MCA) (Mann et al., 2009).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 485 Teniendo en cuenta que a las condiciones climticas del periodo MWP, en un contexto principalmente europeo, se le atribuyen una menor frecuencia de inviernos severos, y menos extremos que los de la PEH, con veranos ms secos al menos durante su episodio ms lgido comprendido entre 1080-1200 (Mann, 2002), y con temperaturas medias anuales extrapoladas en torno a los ~0,3C por encima de la PEH (Mann et al., 2009; Daz et al., 2011), no estara desencaminado pensar que un fenmeno criosfrico tan sensible a los cambios climticos y con un carcter tan cclico como lo son las cuevas heladas fuese afectado en gran medida por las condiciones del MWP. De tal manera que durante este periodo se fusionasen los bl oques en su mayora y de nuevo, con el recrudecimiento de las condiciones climticas de la PEH o durante los eventos algo ms fros del propio periodo MWP, se acrecentasen o volviesen a formar los bloques de hielo. Tal hecho no puede ser estimado para las cuevas a estudio precisa y cuantitativamente por falta de dataciones y an lisis ms concretos, pero para el caso de Vernica s que se puede afirmar que la inmensa mayora del bloque de hielo apreciable en la actualidad se tuvo que formar durante la PEH. Sin embargo, argumentaciones referentes a la acumulacin de hielo de los periodos PEH y MWP estiman ratios de acumulacin relativamente similares para ambos periodos (Per oiu, 2011; en la cueva Sc ri oara). Para el norte de la Pennsula Ibrica se ha corroborado en investigaciones recientes la duracin del periodo MWP as como sus particularidades climticas con estudios especficos desarrollados para el noroeste de Espaa (Martnez Cortizas et al., 1999), y con dataciones paleoambientales de espeleot emas en cavidades muy cercanas al mbito de estudio (Cueva del Cobre en la Montaa Palentina, Martn-Chivelet et al. (2011). Estos estudios sealan temperaturas medias durante el MWP ~1,9C por encima de las actuales, mientras que durante la PEH fueron de ~1,7C por debajo (Martnez-Cortizas et al., 1999). Datos que respaldaran los 0,7-0,9C menos propuestos para un ltimo repunte de la PEH en Picos de Europa, concretado desde las primeras dcadas del XIX hasta 1890, y estimados a partir de la rec onstruccin de las paleoELAs (Gonzlez Trueba et al., 2008). Martn-Chivelet et al. (2011) sealan la existencia durante el MWP de eventos relativamente fros localizados hace ~1250 BP y ~850 BP. Tales episodios posiblemente se correspondieron con momentos positivos para el balance de masa de hielo de las cuevas heladas a estudio, proc urando, para el caso ms probablemente del

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 486 ltimo evento, la acumulacin de los estratos que forman las ms profundas capas del bloque de hielo de Vernica, de donde se obtuvo la muestra de Vernica2 de 59424 BP (1314-1356 cal a AD). Capas stas que nos hacen pensar que los estratos ms profundos hasta ahora visibles o bien se pueden corresponder con las ltimas reminiscencias de un bloque de hielo fuertemente debilitado por el transcurso de todo el MWP, o bien con los primeros estratos de un bloque de hielo formado ex novo con los repuntes de fro del MWP y reforzado durante la PEH (fig.6.43). Fig.6.43. Periodo abarcado probablemente por los bloques de hiel o de Altiz y Vernica dentro de las cronologas y paleotemperaturas estimadas para los periodos histricos del MWP y PEH. Las paleotemperaturas son estimadas para el Hemisferio Norte por Mann et al. (2008), las series acumuladas de 13C son sacadas del anlisis geoqumico de una estalagmita en la Cueva del Cobre (Montaa Palentina) por Martn-Chivelet et al. (2011). (Modificado a partir de Martn-Chivelet et al., 2011).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 487 Correlacin con los comportamientos y evoluciones planteadas en otras cavidades Similares evoluciones a las que se acaban de exponer se han estimado tambin para la dinmica histrica de bloques de hielo en otras cavidades estudiadas (Wilson, 1998; Frizs et al., 2004; Kern et al., 2004; Kern, 2010; Holmlund, 2005; Clausen et al., 2006; Luetscher et al., 2005, 2007; Stoffel et al., 2009; Kunaver, 2009; Hercman et al., 2010). Hercman et al. (2010), por ejemplo, exponen, de modo similar a nuestros planteamientos, que el bloque de hielo de la cueva Lodowa in Ciemmniak (Polonia) seguramente se form en su gran mayora durante la PEH subrayando que los registros orgnicos datados se depositaron durante el MWP, y suponiendo, al igual que en la cueva de Vernica, anteriores desarrollos de hielo en estadios fros entre el periodo Atlntico y el MWP. A este ltimo respecto se podra interpretar, como lo creemos posible para los bloques de hielo aqu tratados, que bien el bloque de hielo se pudo formar en esos estadios fros entre el periodo Atlntico y el MWP, pudiendo desaparecer por completo cclicamente a lo largo de tales periodos, o pudo no desaparecer del todo (aun manteniendo balanc es de masa dispares muy marcados) preservando en sus estratos ms antiguos y profundos posibles registros de ello. Estudios futuros, en caso de que se abries en nuevos pasajes en las cavidades a estudio podran ayudar a esclarecer dicha evolucin, pero a da de hoy tal postulado no se puede asegurar. La idea de que los bloques de hielo de las cavidades se encuentren sometidos a fuertes balances de masa de manera cclica, de sapareciendo y regenerndose completamente bajo condiciones propicias no es nueva. Browne (1865) y Balch (1900) mencionaban sobre la Chaux-les-Passavant una desaparicin completa de su masa de hielo, volvindose posteriormente a recuperar; y Maire (1990) se refiri a tales dinmicas del hielo en las cuevas como ciclos de renovaci n. ste mismo cita a Sittler (1971) diciendo que estableca una renovacin del hielo de unos 50-100 aos para la cueva de Monlsi. Segn Lilienberg et al. (1980) estos ciclos de renovacin se extendan hasta los 500 aos en la cueva Snezhnaya, o varios siglos para las cuevas de Scarasson, Eisriesenwelt, Sc ri oara o Dobšinsk. Sobre esta misma evolucin cclica vuelven a incidir autores ms recientemente como por ejemplo Silvestru (1999) o Hercman et al. (2010). Ello certifica el imperante carcter dinmico y la sensibilidad a los cambios ambientales del hielo en las cuevas heladas, no solo a nivel estacional e interanual, como se puede comprobar en la produccin de hielo (en los crioespeleotemas y el rehielo sobre los

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 488 bloques, ms fcilmente), sino a una escala secular como se acaba de explicitar. Lo cual estara en consonancia por lo mantenido, por ejemplo, por Luetscher et al. (2005) para gran parte de las cuevas heladas de las m ontaas del Jura, para las que estiman edades de sus bloques de hielo que no exceden los cientos de aos como consecuencia de los relativamente rpidos balances de masa. Comportamientos todos ellos no muy dispares a los que se ven en las cuevas de Vernica, Altiz y Castil. Coexistencia con los glaciares de la PEH y los heleros actuales y su significacin. La presencia de estos bloques de hielo dur ante la PEH supone su coexistencia con glaciares histricos (Gonzlez Trueba, 2007c). El recrudecimiento de las temperaturas en Picos de Europa, y en toda la Pennsula en general tanto en ambientes mediterrneos como en los atlnticos, conllev la sucesin de periodos con intensas nevadas y el incremento generalizado del fro con un aumento consecuente de los glaciares (Gonzlez Trueba et al., 2008). En Picos de Europa durante este periodo seis pequeos glaciares se desarrollaron tras un periodo previo de deglaciacin ocupando una superficie aproximada de 26 has, y reparti dos entre las ms altas cumbres del Macizo Central (Jou Negro -5,2 has-, Trasllambrin -6,1 hasy La Palanca -4,1 has-) y el Macizo Occidental (La Forcadona -3,2 has-, Cemba Vieya -3,5 hasy Pea Santa -3,8 has-). Las bajas cotas altitudinales de sus frentes y sus ELAs (300 m por debajo de la Lnea de Equilibrio Glaciar Media (M.E.L.A.), al igual que el lmite inferior del permafrost calculado en torno a 2.350 m para aquel entonces, era consecuencia de su localizacin geogrfica en la fachada ocenica atlntica y de sus efectos topoclimticos (Gonzlez Trueba, 2006a). Comparativa grandes cuerpos de hielo de la PEH Glaciares durante PEH Cuevas heladas estudiadas en la actualidad Superficie (has) Alt. frentes (m) Alt. ELA (m) Vol. estimado (m3) Alt. mn. bq.hielo (m) Alt. bocas entrada (m) Jou Negro 5,2 2.235 2.287 Castil 33.300 2.011* 2.095 Llambrin 6,1 2.320 2.381 Alt iz 1.000 2.158 2.190 La Palanca 4,1 2.300 2.356 Vernica ? 2.121* 2.230 Pea Santa 3,8 2.190 2.242 HS4 ? 2.090* 2.350 Cemba Vieya 3,5 2.225 2.257 La Forcadona 3,2 2.210 2.259 Tabla 6.6. Comparativa de grandes volmenes de hielo duran te la PEH (datos de los glaciares tomados de Gonzlez Trueba et al., 2008). *Cotas mnimas, continuacin en profundidad imposible de apreciar.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 489 La presencia de cuevas heladas con sus cons ecuentes bloques de hielo durante la PEH representara un segundo elemento de peso en la criosfera histrica de Picos de Europa. Si se comparan, forzando su equivalencia, lo s parmetros presentados en la tabla 6.6, y estimando adems un mayor volumen de hielo en las cuevas que el actual junto con la suma de los volmenes aportados por las potenciales cuevas heladas existentes de las que se tiene constancia, las cuevas heladas aportaran grandes volmenes de hielo al mosaico criosfrico de aquella poca, comp lementando las superficies ocupadas por los glaciares. Adems desde un punto de vista trmico y glaciolgico, y salvando las distancias mantenidas en la presente investigacin en tre glaciares y cuevas heladas, durante la PEH, si se tiene en cuenta una mayor presen cia de los hielos cavernarios y el hecho de que este tipo de cavidades constituyen un elemento ms de la criosfera como elementos periglaciares indicadores de ambientes de permafrost (siguiendo lo expuesto en el captulo III y a la vista de las condiciones trmicas presentadas en el captulo V y la profundidad actual de los bloques de hielo), la existencia de cuevas heladas conllevara en lo referente a la “organizacin altitudinal”9 de los pisos morfogenticos fros una modificacin de la cota altitudinal de tres de sus aspectos bsicos10: En primer lugar, la existencia de cu evas heladas confirmara una anomala trmica y una excepcionalidad puntual, pero muy reseable, de unos 100-200 m en lo referente a la isoterma 0C en superficie, propuesta durante la PEH en 2.341 m para aquellas zonas topoclimticas ms favorables (MELA de los glaciares histricos del Macizo Central) (Gonzlez Trueba, 2006a). Ello no significa una reduccin de conjunto de tal lnea genrica de superficie, ya que el hecho de que las cuevas a estudio se encu entren por debajo de tal temperatura no implica que se encuentren todas las cavid ades localizadas a altitudes similares. No todas las cavidades por encima de los 2.000 m son cuevas fras o cuevas heladas; y de hecho por debajo de la misma tambin en superficie se localizaban los glaciares de la PEH (concepto generalista de la isoterma 0C). No se puede 9 En profundidad las condiciones endoclimticas dist intas con respecto a las de superficie hacen tomar esta afirmacin con reservas. Es conveniente recordar que las cuevas heladas suponen anomalas trmicas a las condiciones exteriores. 10 Una cota altitudinal en trminos mnimos ya que la PEH supondra las condiciones adecuadas para el desarrollo de un mayor nmero de cavidades heladas, a la vez que para su localizacin a cotas inferiores con respecto a la actualidad.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 490 estimar que la isoterma 0C se encontrase, ni entonces ni en la actualidad, a la cota de las cavidades estudiadas, ya que las mismas representan, como se ha venido diciendo, modificaciones o anomalas concretas con respecto a las condiciones de superficie. En segundo lugar, la cota inferior de lo calizacin de los hielos permanentes se reducira, siendo los bloques de hielo los que marcasen, de forma subterrnea, las altitudes mnimas. La altitud de los fre ntes de los glaciares histricos, por encima de los 2.190 m (Gonzlez Trueba, 2006a), quedara reducida teniendo en cuenta las profundidades alcanzadas por los bloques de hielo subterrneos (y salvando las distancias entre ambos fenmenos criosfricos). Y en tercer lugar, lo mismo suceder a con las cotas calculadas para el lmite inferior de permafrost. Calculado en 2.350 m (Gonzlez Trueba, 2006a). Al respecto, seran las salas heladas de las cavidades heladas, con temperaturas medias por debajo de 0C y entendidas como ambientes de permafrost, las que marcasen los lmites inferiores en este caso. Y de igual manera que para el primer caso, aproximadamente entre 100 y 200 m. Estas tres implicaciones consecuencia de la presencia de las cuevas heladas representaran en todos los casos matizaciones o “anomalas trmicas”, como en otros casos se han denominado para referirse a las condiciones trmicas de este tipo de cavidades con respecto a las condiciones exteriores (p.e. Lismonde, 2002; Luetscher y Jeannin, 2004; Luetscher, 2005; Kadebskaya y Tchaikovskyi, 2009; Mavlyudov, 2009), y no lneas o lmites continuos ya que, como se aprecia en la actualidad, las cuevas heladas no se distribuiran tampoco por aquel entonces de manera continuada a lo largo de una franja altitudinal. En este mismo sentido, si bien durante el MWP una temperatura media cercana a 1C por encima de la media de la PEH implicaba un ascenso de la paleo-MELA regional hasta los 2700-2750 m, no posibilitando por tanto las condiciones suficientes para la gnesis de glaciares (Gonzlez Trueba, 2006a:252); bajo la superficie, en el mundo endokrstico, si se estima que el bloque de hielo de Vernica se pudo empezar a formar antes del inicio de la PEH (en alguno de los ltimos eventos fros del MWP, por ejemplo), s que se reunan las condiciones necesarias para la generacin de cuerpos de

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 491 hielo. Aunque fuese de modo muy marginal y siendo representante esencial del fuerte carcter topoclimtico que la criosfera presenta en Picos de Europa. Fig.6.44. Comparacin y encuadre temporal de las cuevas heladas y los glaciares histricos de Picos de Europa durante la PEH y el MWP. 1) Edades de los bloques de Alt iz y Vernica dentro de los distintos periodos climticos en base a la secuencia climtica de Fagan (2000) (modi ficado de Gonzlez Trueba et al., 2008). 2) Glaciares histricos y cuevas heladas durante la PEH y el MWP (datos de los glaciares de Gonzlez Trueba, 2006a). En relacin con ello, si atendemos al hecho de que las dataciones de las cuevas heladas nos llevan a pensar, por tanto, que algunos bloques eran precedentes a la PEH, y que los glaciares histricos en Picos de Europa se generaron durante dicho periodo, permaneciendo anteriormente deglaciados (Gonzlez Trueba, 2006a:251), algunas

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 492 cuevas heladas podran albergar los cuerpos de hielo de mayor antigedad de Picos de Europa, antecediendo a los glaciares de la PEH (fig. 6.44). En la actualidad los glaciares de la PE H han mermado su masa y fosilizado su movimiento, quedando reducidos a heleros enterrados o semienterrados en cuatro de los seis casos. Los otros dos han desaparecido por completo (tabla 6.7). La superficie total abarcada por estos cuatro heleros es actualmente de ~2 has (Gonzlez Trueba et al., 2008). Ello nos permite conjeturar que, teniendo en cuenta los mismos parmetros antes expuestos acerca de la potencial existencia de ms cuevas heladas y que los volmenes de los bloques en Vernica y HS4 superan con creces los estimados para las otras dos cavidades, las cuevas heladas a da de hoy probablemente alberguen los mayores volmenes de hielo en Picos de Europa. Comparativa grandes cuerpos de hielo en la actualidad Heleros actuales Cuevas heladas Superficie PEH (has) % reduccin superf. Superficie actual (2008) (has) Estado actual Vol. estimado (m3) Jou Negro 5,2 11,2 0,6 semienterrado Castil 33.300 Llambrin 6,1 13,3 0,8 semienterrado Altiz 1.000 La Palanca 4,1 7 0,2 enterrado Vernica ? La Forcadona 3,2 12,1 0,4 enterrado HS4 ? Tabla 6.7. Comparativa de grandes volmenes de hielo durante la PEH (datos de los heleros tomados de Gonzlez Trueba et al., 2008). 6.2.8.Evoluciones recientes de los balances de masa. Prdida de volmenes generalizada en las cuevas heladas El clculo de los balances de masa de hielo en las cuevas heladas es uno de los tpicos ms frecuentes en el estudio de estos fenmenos criosfricos. Dichos balances responden a la diferencia neta existente en tre las fusiones y acumulaciones de hielo, haciendo acopio de todos los balances parciales que, estacional y cclicamente, marcan el volumen de hielo dependiendo de la intensidad y duracin de los procesos termodinmicos y criolgicos experimentados durante los distintos periodos. Para ello, fijarse en la respuesta que tiene el bloque de hielo en funcin de su localizacin, y de la idiosincrasia endokrstica en la que se localic e, se convierte en factor decisivo y en el antecedente necesario para discernir el futuro inmediato de su condicin como cueva helada y como fenmeno criosfrico.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 493 La idea de que los bloques de hielo se encuentran sometidos a fuertes balances de masa cclicos, desapareciendo y regenerndose co mpletamente bajo condiciones propicias, ya fue sealada en pioneros estudios (Browne, 1865; Balch, 1900). En la actualidad tales patrones de comportamiento han sido rese ados para muchas cavidades a escala interanual e intranual (Ohata et al., 1994a, 1994; Turri et al., 2003; Rachlewicz y Szczucinski, 2004; Holmlund et al., 2005; Luetscher et al., 2005; Trofimova, 2005, 2006; Kern et al., 2008; Morard et al., 2010, 2012b; Per oiu, 2011; Belmonte et al., 2014; Kern y Thomas, 2014). Insistentemente se llama la atencin tambin a la importancia, y urgencia de su estudio, que tienen este tipo de estudios cuantitativos ante una tendencia general regresiva que pueda desembocar en la desaparicin total de sus masas heladas, y por tanto en la prdida de su potencial como archivos paleoambientales (p.e. Kern y Per oiu, 2013). A da de hoy, las estimaciones de balances de masa para la gran mayora de las cuevas heladas registran una tendencia generalizada negativa independientemente del tipo de cavidad (cavidades calcreas, abiertas en tubos de lava, de medias latitudes o de medias o altas altitudes, estticas, dinmicas) seala da en numerosas ocasiones (Ohata et al., 1994b; Turri et al., 2003; Borsato et al., 2004; Rachlewicz y Szczucinski, 2004; Holmlund et al., 2005; Luetscher et al., 2005; Trofimova, 2006, 2007; Kern et al., 2008, 2011; Per oiu, 2011; Behm et al., 2009; Kern y Per oiu, 2013; Belmonte et al., 2014; Kern y Thomas, 2014). Aunque con excepcionales casos en los que se han sealado, para las ltimas dcadas, incrementos volumtricos como manifiestan Morard et al. (2010) para la cueva helada de Diablotins (con una leve reduccin del nivel de hielo entre los aos 2009 y 2010); Bo i et al. (2014) para algunas cuevas de los Alpes Dinricos, o Kern y Thomas (2014) para la cueva helada volcnica de Skull, sin percibirse adems tampoco para esta ltima oscilaciones estacionales reseables (tabla 6.8). Para el contexto cercano de las cuevas que nos ocupa no se cuenta con registros cuantitativos de la evolucin de sus hielos en ninguna de las cavidades conocidas, con la excepcin reciente de la tendencia negativa sealada en Pirineos para la cueva A-294 (Belmonte et al., 2014).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 494 Evolucin de las masas de hielo Cueva Localizacin Fusiones anuales estimadas (cm o m3) Periodo Mtodo Referencia Glacire Monlsi Jura Mts. (Fra.) 11 m3 1917-2004 varillas Clculo propio a partir de Luetscher et al., 2005 Glacire St. Livres Jura Mts. (Fra.) 52 m3 1960-2004 topos, fotos y observ. Croix-Rouges Jura Mts. (Fra.) 18 m3 1988-2004 topos, fotos y observ. Glacire du Couchant Jura Mts. (Fra.) 13 m3 1989-2004 topos, fotos y observ. Glacire de Bellevue Jura Mts. (Fra.) 52 m3 1982-2004 topos, fotos y observ. Mammuthhle Dachstein Mts. (Aus.) 7 cm 1996-2011 Kern et al., 2011 Ghe arul Sc ri oara Apuseni Mts. (Rum.) 45 m3 1947-2012 Kern y Per oiu, 2013 Ledena Pit Velebit Mts. (Cro.) 18 cm 1962-2007 topos Kern et al., 2008 Vukuši Velebit Mts. (Cro.) 0,4 cm 1962-2007 topos Kern et al., 2008 Jaskinia Lodowa w Ciemniaku Tatra Mountains (Pol.) 27 m3 1922-2004 topos, marcas en cavidad y teodolito Rachlewicz y Szczucinski, 2004 Moncodeno (LoLc 1650) Grigna Settentrionale (Ita.) 10 cm 1973-2003 Turri et al., 2003 Grotta del Castelleto di Mezzo Brenta Dolomitas (Ita.) 20 cm 1997-2003 Borsato et al., 2004 Grotta dello Specchio Brenta Dolomitas (Ita.) 9 cm 1997-2003 Borsato et al., 2004 Iya PriolhonieSiber. (Rusia) 7,5-14 cm 1977-1997 Trofimova, 2005 Bolshaya Baidinskaya PriolhonieSiber. (Rusia) 12 cm 1995-2005 Trofimova, 2005 Malaya Baidinskaya PriolhonieSiber. (Rusia) 1,7 cm 1995-2005 Trofimova, 2005 Mechta PriolhonieSiber. (Rusia) 3,2 cm 1995-2005 Trofimova, 2005 A294 CotiellaPirineos (Esp.) 12,5 m3 2008-2013 varillas, distos Belmonte et al., 2014 Svarthammarho la Mejfell-Fauske (Nor.) 30-50 cm 1995-2010 marcas en cavidad Laurtizen et al., 2010 Fuji Fuketsu Fuji Mt. (Jap.) 10 m3 1927-1992 fotos, varillas Kern y Per oiu, 2013 a partir de Ohata et al., 1994 Candelaria N. Mxico (EEUU) 40-80 m3 1924-1996 fotos Dickfoss, 1996 Merrill Lava Beds (EEUU) 10,6 cm 1990-2006 varillas Clculo propio a partir de Kern y Thomas, 2014 C-270 Lava Beds (EEUU) 5,2 cm 1990-2012 varillas M-310 Lava Beds (EEUU) 3,5 cm 1990-2012 varillas L-800 Lava Beds (EEUU) 1,5 cm 1990-2012 varillas

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 495 M-470 Lava Beds (EEUU) 129,1 cm 1990-2006 varillas M-374 Lava Beds (EEUU) 3,6 cm 1990-2009 varillas Skull Lava Beds (EEUU) +5 cm 1990-2014 varillas Clculo propio a partir de Kern y Thomas, 2014 Diablotins Fribourg Prealpes (Suiza) incremento (sin especificar) (fusin 4 cm) 1994-2010 (2009-2010) varillas, observ., documentos Morard et al., 2010 Tabla 6.8. Evoluciones de las masas de hielo en algunas cuevas heladas. Instrumentacin empleada en las cavidades estudiadas Para la estimacin de los balances de hielo en las cuevas de Castil, Altiz y Vernica se han aplicado, dependiendo de las caractersticas de cada una de ellas, distintos mtodos. Mientras que en el caso de Vernica y Alt iz se han instalado varillas en algunas caras de sus bloques de hielo; en Castil ha sido posible un control ms exhaustivo con el escaneo dos veces por ao de la superficie de su bloque mediante TLS, lo que nos ha permitido el clculo de las variaciones de hi elo estacionales e interanuales. Adems para esta cueva, se cuenta tambin con referencias de exploraciones espeleolgicas precedentes en las que se dejaron marcas de spits en una de las paredes en el ao 1997. Los escaneos en esta cavidad se han llevado a cabo desde 2011 hasta 2013, realizndose todos los aos dos escaneos: uno en los mese s de noviembre y diciembre para registrar los niveles mnimos de hielo durante el periodo de fusin, y otro en los meses de junio para registrar los niveles mximos durante los periodos de acumulacin. Para la estimacin de las variaciones de hielo en el caso de esta cueva se realizaron modelos tridimensionales precisos de cada uno de los escaneos realizados y se tomaron 4 puntos de control como referencia para la evaluaci n cuantitativa de la evolucin del hielo en funcin de su separacin con respecto al nivel del hielo (P1-P4 en la fig. 6.46). Para el caso de las cuevas de Vernica y Altiz las varillas estuvieron instaladas desde 2011 hasta 2013, siendo posible su control solo durante las campaas de campo realizadas en los meses de agosto. La ubicacin de tales varillas obedeci a las localizaciones ms accesibles de las nicas caras expuestas de sus respectivos bloques de hielo y a la representatividad de stas dent ro del balance de masa general. En agosto de 2011, se instalaron dos varillas por cavidad. En la GH de la cavidad de Vernica se instal una varilla en el muro de hielo a una altura de 1,5 m y separada 0,5 m de la varilla instalada en el suelo de rehielo; y en el PM de la cueva de Altiz se instalaron

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 496 sobre la superficie recubierta de clastos de l bloque de hielo y en uno de sus laterales a distancia de 39 cm del borde de la superficie (fig.6.45). Fig. 6.45. Localizacin de las varillas de control volumtrico en Altiz y Vernica durante el periodo 2011-2013.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 497 Fig. 6.46. Ortoimgenes con la localizacin de los puntos de c ontrol volumtrico seleccionados para el trabajo de TLS.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 498 Variaciones de masa estacionales e interanuales La estimacin de balances de masa para el periodo 2011-2013 se ha de tomar como una estimacin parcial debido a la imposibilidad de un clculo completo y exacto para cada uno de los bloques (hecho frecuente, por otra part e, en la inmensa mayora de las cuevas heladas conocidas). De tal manera, nicam ente se han podido estimar variaciones de hielo para aquellas caras expuestas de los bloques, habiendo sido posible tan solo en el caso de la cueva de Altiz el control de dos de sus caras (su superficie y uno de sus laterales). En los tres casos se han estimado las variaciones interanuales de hielo, siendo en Castil donde se han determinado adems las variaciones estacionales debido a un mayor nmero de observaciones. Los resultados de ello se exponen a continuacin. Registros estacionales: marcadas fluctuaciones en el nivel de hielo de Castil. Un mayor control volumtrico con TLS sobre la superficie del bloque de Castil nos ha permitido observar las variaciones estacionales que sufre a lo largo del ao. Segn los datos registrados, y tomando como referencia los niveles que el hielo presentaba en el primer escaneo realizado (octubre de 2011), los mnimos de hielo se presentan durante los periodos de fusin, siendo a finales de otoo (finales del periodo termodinmico cerrado/principios del periodo abierto) cuando se dan los niveles de hielo ms bajos. Mientras, los volmenes mximos se alcanzan a finales del periodo de acumulacin, concretamente a finales del periodo termodinmico abierto (finales de primavera). La variacin de la superficie del bloque entre un periodo y otro oscila, dependiendo del lugar de la cavidad en el que nos encontremos, entre 6-7 cm en los puntos ms alejados de la boca de entrada, lo que da lugar a una variabilidad de volumen estimado de entre 37 y 47 m3 (partiendo de una superficie estndar estimada en 629 m2); siendo mucho mayor en los sectores ms cercanos a la boc a de entrada, con un incremento de hasta 29 cm como los registrados en junio de 2013 (variacin de volumen estimado de 182 m3). De forma general sobre toda la superficie se ha detectado una variacin estacional sin irregularidades espaciales reseables, preservando una tendencia homognea en la que se acumula mayor cantidad de hielo en las partes ms exteriores del bloque de hielo, reducindose paulatinamente hacia el interior de la cavidad. Tan solo se registran irregularidades marcadas sobre la superfi cie en los sectores basales de algunas criomorfologas estacionales y fundamentalmente durante los meses de junio (tabla 6.9).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 499 Las variaciones de volumen del bloque de hielo de Castil tambin se perciben en la distinta anchura del bloque con respecto a la pared, aprecindose como se da una menor apertura en los meses de junio. A excepcin de punto r2 en el que apenas se han registrado variaciones reseables en los aos investigados. Las oscilaciones mximas entre los periodos de fusin y acumulacin son de 36 cm en r1, 22 cm en r2 y 87 cm en r3 (tabla 6.9). Los crioespeleotemas igualmente sufren vari aciones de volumen. Para el sinforme estalagmtico perenne ubicado entre el piso infe rior y superior de la SH las oscilaciones durante el periodo investigado se encuentran en torno a 1 y 3 m3. Mientras, algunas de las columnas de hielo estacionales que se han escaneado muestran en los meses de junio unos volmenes mximos de hielo que van desde los 5 a 18 m3, caso de la primera columna que se forma en el interior del piso inferior (dependiendo del momento del ao en que se escane), y los 26 m3 para la columna que se forma sobre el sinforme estalagmtico (tabla 6.9). Por observaciones de campo, las fluctuaciones estacionales sobre la superficie del bloque de hielo y sus laterales se deben fundamentalmente a las variaciones en la cantidad estacional de rehielo acumulado. Provenientes stas o bien de la incorporacin directa de nieve desde la entrada principal, o bien de las aguas de fusin que desde la misma se distribuyen uniformemente por encima de la superficie del bloque, lo que sera congruente con la tendencia homognea hacia un menor espesor de hielo a medida que nos adentramos en la cavidad. La s fluctuaciones volumtricas de los crioespeleotemas escaneados se corresponde n, sin embargo, con aportes recibidos por la filtracin de aguas desde el techo de la cavidad. Las cuales son mayores durante los periodos de acumulacin. Registros interanuales: comportamientos diferenciados en las tres cavidades. Si se atiende a la evolucin interanual durante el periodo investigado 2011-2013 en las tres cuevas se pueden distinguir tres comportamientos diferenciados: a) Bloque de hielo de Castil: variacin interanual sostenida en los ltimos aos aunque marcadamente regresiva en las ltimas dos dcadas

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 500 Para el periodo 2011-2013 los escaneos TLS registraron como la superficie del bloque de hielo de Castil se ha incrementado levemente. Si bien se trata de un incremento escaso, 0,2 cm si se comparan noviembre de 2011 y diciembre de 2013 (momentos equiparables en cuanto a los niveles mnimos de hielo), s que ha sido un aumento generalizado en todos los puntos de contro l y registrado durante todos los escaneados realizados. Aunque con las fluctuaciones esta cionales ya sealadas pero sin llegar a ser en ningn momento inferior al nivel escaneado en octubre de 2011. Fig. 6.47. Testimonios de antiguos niveles del bloque de hiel o: 1) pared pulimentada; 2) marcas de spits de las exploraciones espeleolgicas llevadas a cabo en 1997. Ntese que ambos testigos tienen una altura muy similar lo que podra hacerles concordar en tiempo, aunque disminuyendo homogneamente a medida que nos adentramos en la cavidad debido a una mayor acumulacin de hielo en la entrada (lnea de puntos). Hecho tambin registrado en los escaneos realizados. Sin embargo, atendiendo a una escala temporal mayor, para el caso de esta cavidad se cuenta con el registro espeleolgico del grupo GELL de 1997. En ese ao descendieron por uno de los laterales del bloque (r1) hasta la punta actual de la cavidad (-84 m), y de ello queda actualmente constancia en la pared con las marcas de spits instalados para su

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 501 descenso el 12 de agosto de 1997 (com. personal Enrique Ogando, grupo GELL). En funcin de esta referencia, y teniendo en cuenta que a da de hoy distan hasta ellas aproximadamente 3,5 m desde la superficie del bloque de hielo (a fecha de diciembre de 2013), es estimable que la superficie del bloque de hielo haya reducido su nivel ~2 m en los ltimos diecisis aos11, lo que hace una media ~12,5 cm a-1, que supondra una prdida de volumen ~7.862 m3 a-1. Tales estimaciones son congruentes con las marcas que estran una de las paredes de la SH en su piso inferior y que, tambin perfectamente visibles en la actualidad, se elevan 2 m aproximadamente sobre el nivel actual del bloque de hielo (fig.6.47)12. b) Bloque de hielo de Altiz: variacin interanual fuertemente regresiva Las varillas de control instaladas en el bloque de hielo de Altiz muestran un retroceso evidente de su volumen de hielo. Tal retroceso se manifiesta tanto sobre la superficie como en el lateral en los que se instalaron las varillas. En ambos casos la variacin desde agosto de 2011 a agosto de 2013 es de -22 cm en la superficie y -32 cm en el lateral, lo que procura una media anual de fusin de hielo de 11 cm a-1 y 16 cm a-1 respectivamente (tabla 6.10). Dichas cifras reflejan estimaciones mnimas ya que en los dos casos, y en casi todas las tomas de c ontrol volumtrico, se encontraron las varillas totalmente fuera del bloque (ver fotos de fig.6.48). La estimacin del volumen de hielo fusionado derivado de estos descensos de los niveles de hielo se ve dificultado al no haber sido posible calcular el volumen exacto del bloque. En base a clculos genricos en los que suponemos unas dimensiones aproximadas del bloque de 10x10x10 m, se puede extrapolar que el volumen de hielo perdido entre los aos 2011 y 2013 ha sido de 22 m3 (11 m3 a-1) en la superficie del bloque, y de 32 m3 (16 m3 a-1) en el lateral del bloque controlado, lo que supondra un total de 54 m3 (27 m3 a-1) para ambas caras. De nuevo en este caso se han de tomar como prdidas totales de volumen mnimas ya que es de suponer que en las otras caras del bl oque se hayan perdido volmenes de hielo cuantitativamente equiparables a juzgar por las observaciones realizadas en campo. A ello adems se deben aadir las fusiones internas que a da de hoy horadan el bloque, como lo atestiguan varios pozos de fusin de reseable envergadura. 11 A los 3,5 m se debe restar aproximadamente un 1,5 m, altura aproximada en la instalacin de los spits. 12 Los movimientos internos y de flujo de los bloques de hielo, en los casos estudiados apreciables en el pulimento de determinados sectores de las paredes, son factores que se han tenido en cuenta para la estimacin de los balances de masa en otras cavidades (p.e. Holmlund et al., 2005; Per oiu, 2011).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 502 Variaciones en bloque de Castil (2011-2013) (TLS) BLOQUE DE HIELO CRIOESPELEOTEMAS superf. media estimada (m2)* superficie del bloque evolucin de los laterales del bloque (m) sinforme estalagmtico perenne columnas hielo estacionales variaciones en el nivel de hielo (cm)** variacin volumen estimado (m3)** variacin homognea de superficie r1 r 2 r3 vol. aprx. (m3) vol. aprx. (m3) oct 2011 629 s 3,29 2,21 5,50 15,16 nov 2011 +0,2 +1,26 s 3,22 2,21 5,50 14,79 jun 2012 +6 +37,74 s*** 3,21 2,2 4,78 15,97 5,117 (entrada) nov 2012 +0,3 +1,89 s 3,12 2,21 4,94 14,84 jun 2013 +7,5 (29 en entrada) +47,18 (+182,41 en entrada) s*** 2,83 1,99 4,63 16,63 18,77 / 26,78 (entrada/sinforme hielo) dic 2013 +0,4 +2,52 s 3,28 2,21 4,89 13,14 *Superficie media estimada con el TLS a partir de las medici ones realizadas en oct11; nov11; nov12 y dic13. **Variaciones con r especto a la medida inicial (oct2011). ***Excepto las zonas inmediatas a las columnas de hielo. Tabla 6.9. Resultados de los escaneos realizados con el TLS sobre la superficie del bloque de Castil (2011-2013). Variaciones en los bloques de Vernica y Altiz (2011-2013) (varillas) VER"NICA ALTIZ variacin lateral bloque (cm) variacin suelo GH (rehielo) (cm) variacin superficie bloque (cm) variacin lateral bloque (cm) ago2011-2012 -1 +5 -16 -16 ago2012-2013 -6 +3 -6 -16 ago2011-2013 -7 +8 -22 -32 Tabla 6.10. Resultados sobre las variaciones de hielo en los bloques de Altiz y Vernica (2011-2013).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 503 Fig. 6.48. Variacin de los bloques en funcin de las var illas instaladas en Vernica (izq.) y Altiz (dcha.). Centrndonos en una escala temporal mayor, en las paredes de Altiz tambin se aprecian sectores con abrasin. En este caso en sectores inmediatamente por encima del bloque de hielo y en otros cercanos a la boca de entrada principal. Ello nos indica una masa de hielo muchsimo ms grande en el pasado que cubrira prcticamente por entero la sima principal que articula la cavidad. Sin embargo, sin la existencia de referencias cronolgicas se hace imposible precisar en que momento la cueva se encontraba en tal situacin, y por tanto tampoc o determinar las etapas evolutivas de su fusin hasta el momento presente, ni sus ratios de fusin (fig. 6.49). Fig. 6.49. Abrasin en las paredes de entrada a la cavidad de Altiz.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 504 c) Bloque de hielo de Vernica: variacin interanual moderadamente regresiva Para la cueva helada de Vernica no se pue de afirmar con rotundidad que su bloque de hielo tenga en la actualidad una tendencia regresiva a juzgar por los resultados obtenidos. El gran volumen de su bloque de hielo y su dificultad criotopogrfica impiden cuantificaciones concretas de sus e voluciones a da de hoy, adems de tampoco mostrarnos ntidamente ni su envergadura ni la superficie del mismo. Tan solo en base a un control parcial del muro de hielo de la GH se registra un retranqueo, pero con cifras mucho menores que en el caso anterior. Mientras que en el primer ao de control (20112012) apenas sufri variacin, se observ 1 cm menos de hielo, en el segundo ao el retranqueo fue ms acusado con 6 cm de dife rencia (tabla 6.10). Ello refleja una media de 3,5 cm a-1, lo cual si se prolongase regularmente para toda la superficie del muro sumara una prdida de hielo total en los dos aos de 11,9 m3 (5,95 m3 a-1)13. El suelo de esta sala ha experimentado un crecimiento de 8 cm en los dos aos investigados, siendo de 5 cm en el primer ao y de 3 cm en el segundo (tabla 6.10). Al igual que sucede en caso de Castil, por observaciones de campo sabemos que se trata de capas de rehielo acumuladas en el piso de la sala, y que seguramente, en funcin de la topografa de la cavidad y del bloque, no formen parte del bloque de hielo. De esta manera es lgico pensar que las fusiones del muro de hielo se recongelan en el piso de la sala, recreciendo su nivel de rehielo (fig. 6.48). Nuevamente en esta cavidad se han apreciad o abrasiones en la caliza encajante en los sectores superiores de la cueva. En una de las paredes laterales de la rampa de acceso a la cavidad se observan pulimentos siguiendo la misma direccin e inclinacin que mantiene en la actualidad la rampa de nieve de la entrada. Ello nos indicara un volumen de hielo mucho mayor en el pasado, a la vez que hara coherente la afirmacin, ya manifestada, de que el enorme bloque de hielo pueda alojarse inmediatamente bajo el manto nival acumulado en la rampa, como se ha visto en fotografas realizadas en el final de dicha rampa (fig. 6.50). 13 Regularizando la superficie del muro en unos 170 m2 aproximadamente (30,6 x 5,5 m).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 505 Fig. 6.50. Abrasin en las paredes de entrada a la cavidad de Vernica. Evoluciones temporales de los balances de masa en las tres cavidades. Basndonos en los resultados obtenidos se puede contemplar la evolucin reciente de los bloques de hielo desde tres periodos temporales distintos: a) Evoluciones en periodos estacionales : desde este punto de vista los bloques de hielo estudiados responden a los periodos de acumulacin y fusin inducidos por las condiciones climticas exteriores, los cuales ya han sido sealados anteriormente (ver fig.6.10). Se ha corroborado con los trabajos geomticos realizados sobre la superficie del bloque de Castil unos niveles mnimos a pr incipios del periodo abierto (finales del otoo/comienzos del invierno); y unos niveles mximos a finales del periodo abierto/comienzos del periodo cerrado. Tales fluctuaciones se conforman como un rasgo distintivo de las cuevas heladas con respecto a otros fenmenos criosfricos de superficie en los que las mximas volumetras de hielo se dan en aquellos momentos ms fros (fechas centrales de los periodos fros) como han sealado Ohata et al., 1994. La diferencia volumtrica entre ambos periodos de alimentacin es destacable, pero sin superar el decmetro. Los distintos niveles de hielo detectados en los diferentes periodos varan de ao a ao y, a pesar de que se hayan registrado en ocasiones niveles extraordinariamente mayores con respecto a aos inmediatos (junio de 2013), las variaciones interanuales apenas han camb iado durante el periodo de investigacin. Hechos similares de grandes acumulaciones de hielo en un ao concreto y sin tener grandes repercusiones dentro de las tendencias generales de los balances de masa se han sealado en otras cavidades estudiadas (Kern et al., 2008). A pesar de darse una

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 506 marcada fluctuacin durante los distintos periodos de acumulacin y fusin, el bloque de hielo de Castil mantiene un balance neto estable debido a que fundamentalmente son niveles de rehielo los que se forman estacionalmente, fundindose prcticamente del todo durante los periodos de fusin. Ello hace que no se incremente el volumen del bloque, al menos reseablemente, y no se llegue n a formar estratos nuevos anuales. Para el caso de las otras dos cavidades, extrapolando que los niveles mnimos estacionales observados en la cueva de Castil se dan durante los meses de noviembre y teniendo en cuenta que las varillas se encontraron fuera, o casi fuera, de los bloques de hielo en los meses de agosto, es lgico pensar que los niveles de hielo registrados no se correspondan con los mnimos. stos, presumiblemente, se darn ms cerca de los meses de noviembre como sucede en Castil. b) Evoluciones en periodos interanuales : tomando esta escala temporal se ha observado un distinto comportamiento de las evoluciones en las tres cavidades. Para el caso de las evoluciones positivas registradas en el bloque de Castil se ha de sealar que por el momento tan solo se pueden contemplar como capas de rehielo a la vista del corto periodo de control que se ha llevado a cabo. Sin poder afirmarse como tendencia para su futuro ms inmediato. En el caso de que esta evolucin positiva contine su diagnesis podra contribuir al aumento volumtrico del bloque. Sin embargo, si nos atenemos a las estimaciones marcadamente regresivas contempladas desde el ao 1997 es lgico pensar que el periodo investigado tan solo se corresponda con un breve periodo en el que el balance de masa ha quedado relativamente es tabilizado dentro de una tendencia general fuertemente negativa (fig.6.51). Estas tendenc ias ralentizadas en periodos cortos actuales tambin han sido destacadas en los ba lances de masa de otras cavidades como son los casos mencionados de la cueva de Skull (Kern y Thomas, 2014) y Diablotins (Morard et al., 2010)14; o en tendencias marcadamente negativas como exponen Kern et al. (2008) para Ledena Pit. En cualquier caso constituyen casos excepcionales dentro del comportamiento generalizado de las cuevas heladas en la actualidad, y en la cavidad que nos ocupa sera muy interesante continuar con el control de sus balances de masa para poder ratificar tal tendencia. 14 Para el primer caso inserta en una evolucin de la masa de hielo mantenida en las ltimas dos dcadas; y en el segundo dentro de una tendencia de leve fusi n entre los aos 2009 y 2 010, aunque bajo un fuerte incremento desde 1994 (Morard et al., 2010)

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 507 Fig. 6.51. Evolucin del nivel de hielo en el bloque de Castil (1997-2013). En el caso del bloque de Altiz se observan fusiones evidentes tanto en su superficie como en sus laterales, con un retranqueo para todo el bloque de hielo evidenciado visualmente durante las observaciones de campo. La prdida de masa de hielo hace que la separacin del bloque con respecto a las paredes de la cavidad se haya incrementado durante los aos de investigacin. De esta manera, el bloque encuentra cada vez menos puntos de apoyo, lo que hace que su basculacin y cada sobre el PI quizs no se haga esperar en el tiempo. Es el nico caso de los tres estudiados en el que se da una prdida de volumen tan marcada que, junto con la situacin inestable del bloque, sus destacables morfologas de fusin y su escasa masa de hielo (comparativamente a los otros dos casos), nos induce a estimar una desaparicin del bloque de hielo previa a las otras dos cavidades. O al menos en el basculamiento de todo el bloque en un futuro no demasiado lejano. Factores decisivos en esta escasa volumetra de hielo, y por tanto en su potencial basculacin y desaparicin, a juzgar por lo presentado en la presente investigacin, se pueden encontrar tanto en la propia idiosincrasia termodinmica de la cavidad, con las marcadas sublimaciones experimentadas durante los periodos abiertos, como en su configuracin endokrstica, en tanto y cuanto la procura una entrada principal por la que no se pueden dar grandes alimentaciones nivales. Factor como se ha visto muy condicionante.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 508 Fig. 6.52. Comparativa de las evoluciones de los volmenes de hielo en las cavidades a estudio durante el periodo 2011-2013. Las evoluciones en el bloque de Vernica sin embargo, son menos evidentes habindose cotejado un retroceso de su muro de hielo menor que en el caso de Altiz, y sin poder saber si tal disminucin afecta de igual manera al conjunto del bloque. El suelo de la sala en la que se instal la varilla ha experimentado un aumento con rehielo inversamente proporcional al retranqueo de la pared del bloque de hielo. Pero posiblemente como dicho suelo no es parte integrante del propio bloque tal incremento no contribuye al balance positivo de la masa del bloque ya que no es otra cosa que la recongelacin de las aguas de fusin depositadas laminarmente y provenientes tanto del propio bloque de hielo como de la fusin de otras criomorfologas inmediatas. Sera necesario continuar con el control del balance de masa en la sala en la que se ha llevado a cabo, y tratar de llevar los mismos controle s en otros puntos del bloque de hielo en el momento en que ste lo permita, para cons tatar las tendencias actuales del bloque de Vernica. c) Evoluciones en periodos remotos En las tres cavidades se han apreciado, en determinados sectores, abrasiones de sus pa redes encajantes que nos indican volmenes de hielo pretritos mucho mayores. En el caso de Pea Castil se han podido correlacionar, en parte, con huellas de exploraciones espeleolgicas anteriores; pero sin embargo para las estras apreciadas en Vernica y Altiz no ha sido posible determinar ni cronologa ni evolucin concreta alguna. Ta n solo, en funcin de su localizacin en partes muy externas de las cavidades, podemos pensar en tiempos ms remotos que las encontradas en Pea Castil, pero sin poder lle gar a definir nada ms. Lo que s resulta

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 509 evidente, en cualquiera de los tres casos, es que tales pulimentos son muestra, adems de ese mayor recubrimiento de hielo en el pasado, del desplazamiento y flujo de la masa de hielo causante de tales abrasiones. Las evoluciones de balances de masa y la s fusiones basales, las superficiales y las deformaciones por flujo. El corto periodo de tiempo empleado para el control de los balances de masa en la presente investigacin no nos permite esta blecer tendencias o patrones evolutivos taxativos de los hielos como los manifestados para otras cavidades (p.e. Turri et al., 2003; Luetscher et al., 2005; Kern y Per oiu, 2013; Kern y Thomas, 2014). En ninguno de los tres casos podemos determinar si los registros actuales se corresponden con periodos coyunturales o son muestra de un comportamiento generalizado. Aunque para el caso de Altiz parezca que la evolucin inmediatamente precedente debi ser igual de negativa que la apreciada en la actualidad15, y en el caso de Castil las marcas de exploraciones espeleolgicas indiquen evoluciones similarmente negativas a las experimentadas en Altiz, no se puede sentenciar ello rotundamente. Ni tan siquiera en el caso de la tendencia negativa de las ltimas dcadas experimentada por el bloque de Castil se puede afirmar con rotundidad que dicha prdida registrada desde 1997 resulte enteramente de la fusin superficial del bloque de hielo. Como reflejan los radargramas del GPR, la masa de hielo muestra una estratificacin combada que puede ser consecuencia de un movimiento en la vertical del bloque de hielo provocado por diferentes factores, aunque a da de hoy no se hayan podido determinar: a) fusiones basales del bloque, como las evidenciadas en el caso de Altiz; b) fusiones internas del bloque que se den en aquellas cotas del bloque a las que las prospecciones de GPR no llegaron; o c) debido a importantes deformaciones del bloque propiciadas por el flujo y comportamiento dctil de su hi elo, como muestran los arcos apreciados en las imgenes TSL, o de forma mucho ms ntida los muros del bloque de Vernica en las salas GH y GHm. 15 En ninguna de todas campaas de campo realizadas se pudo observar ni la ms leve capa de rehielo estacional acumulada sobre la superficie del bloque de hielo; estando siempre cubierta por un manto de clastos.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 510 La posibilidad de que la configuracin de la cavidad de Castil en forma de gran sima (intuida tambin en funcin de los resultados de la investigacin GPR) se vea acompaada de fusiones basales del bloque que propicien el desplazamiento en la vertical de gran parte del mismo es algo que se ha sealado en otras cavidades (Holmlund et al., 2005). Ello supondra, por tanto, que no tiene porque corresponderse plenamente el descenso del nivel superficial del bloque de hielo con fusiones superficiales, sino que podran entrar en juego las fusiones basales del bloque de hielo, esas fusiones internas sealadas, o inclus o hipotticos desplazamientos del bloque de hielo hacia sectores inferiores no conocidos como se ha reseado para otras cuevas sealando desplazamientos de la masa de hielo hacia sectores perifricos de la cavidad (Holmlund et al., 2005; Per oiu, 2011). Exploraciones futuras que nos ayuden a discernir la importancia de un tipo u otro de fusin y de los flujos y desplazamientos del bloque dentro de los balances de masa de las cuevas a estudio, al igual que se han dife renciado en otras cavidades (Ohata et al., 1994; Silvestru, 1999; Rachlewicz y Szczucinski, 2004; Holmlund et al., 2005; Kern et al., 2008; Morard et al., 2010) quedan aqu pendientes.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 511 6.3. Los crioespeleotemas. 6.3.1.Introduccin. En la presente investigacin consideramos los crioespeleotemas como aquellas morfologas de hielo de carcter preferentemente estacional cuyo origen puede derivarse o bien de la congelacin del agua filtrada o la recongelacin de las aguas de fusin (pudiendo ser stas ltimas tanto extrnsecas -aguas corrientes procedentes de la fusin de la nieve exteriorcomo intrnsecas -proced ente de la fusin del hielo interno de la cueva-); o bien de la incisin de los flujos y/o goteos de estas mismas aguas o de los flujos de aire. No es descartable, as mism o, considerar dentro de los crioespeleotemas aquellas criomorfologas que por haber alcanzado un volumen considerable o mantener una fuente de alimentacin ms o menos constante mantengan un carcter perenne. Los crioespeleotemas son, junto con los bloques de hielo, los elementos definitorios de las cuevas heladas, y aunque no constituyan una fuente paleoambiental de primer orden como los bloques, su estudio y anlisis puede reportar informacin acerca de las distintas condiciones microclimticas que se dan en una cavidad. Su estudio a da de hoy, consecuencia posiblemente de su nulo peso dentro de las reconstrucciones paleoclimticas y de su carct er estacional, adolece de investigaciones y derivado de ello de un consenso epistemolgico generalizado. Obviando las observaciones puntuales, aunque precisas y acertadas, que Thury (1861) realiz sobre la cristalizacin hexagonal y algn crioespe leotema en forma de columna, pocos han sido los esfuerzos encaminados al anlisis y clasificacin dentro de la literatura cientfica especfica (fundamental y actualmente Bella, 2003, 2004, 2005, 2006). Ello

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 512 acarrea consecuentemente confusiones habituales y una falta de acuerdo tanto para sus nomenclaturas como para su representacin semitica16. Carencias stas de las que no adolecen, sin embargo, otras disciplinas afines al mbito de estudio y ms asentadas cientficamente como pueden ser por ejemplo la glaciologa o la karstologa. Teniendo en cuenta tales lagunas, a conti nuacin se presenta una relacin de todos aquellos crioespeleotemas estudiados en las cuevas heladas de Castil, Altiz y Vernica, en funcin de los procesos de congelacin, fusin, sublimacin, fracturacin o mixtos; y con el apoyo en ocasiones de algunas morfologas que por su espectacularidad y singularidad han sido reconocidas en la HS4. Para ello se han tomado de referencia parcialmente clasificaciones previas ya propuestas por Bella (2004, 2005, 2006), y algunos otros estudios precedentes en los que se han hecho menciones concretas o realizado estudios especficos sobre algn tipo de crioespeleotema determinado (p.e. Racovi 1992; Citterio et al., 2003, 2004b; Per oiu, 2004; Luetscher, 2005; Piasecki et al., 2005; Citterio, 2005b; Trofimova, 2005, 2006; Ford y Williams, 2007; Mavlyudov, 2008; Yonge, 2004; Khudenkih y Naumkin, 2008; Mihevc, 2009; Morard, 2011). De ellas se ha tenido en especial consideracin las terminologas empleadas. La falta de un bagaje cientfico versado en castellano sobre el fenmeno de las cuevas heladas, nos ha obligado, para referenciar alguno de los crioespeleotemas analizados, a adoptar y adaptar denominaciones tomadas de ciencias afines, adjetivndolas para poder diferenciarlas de las disciplinas de las que han sido tomadas; o incluso a reproducir extranjerismos empleados en clasificaciones precedentes. Para cada uno de los crioespeleotemas relacionados se explicita la zona de la cavidad en la que se han encontrado, as como la poca del ao y su tamao relativo, junto con una descripcin fsica de la misma, su duracin y una explicac in de su origen. Aspectos estos bsicos en la comprensin de su gnesis y representatividad, as como en la caracterizacin climtica de la cavidad. Todo se describe manteniendo el orden y las clasificaciones presentadas en fig.6.1. Al margen se han dejado las criomorfologas nivales, as como otras morfologas periglaciares por su escasa representatividad dentro de las cuevas tratadas. 16 Un ejemplo claro de ello lo constituye el empleo del trmino aufeis para referirse en ocasiones a los bloques de hielo de una cavidad helada (Trofimova, 2008).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 513 6.3.2.Los criospeleotemas segn la naturaleza de su gnesis y balance de masa 6.3.2.1.Crioespeleotemas de acumulacin a.1.crioespeleotemas derivados de la congelacin de agua a.1.1.congelacin de flujos o laminar : la penetracin de flujos de agua en las tres cavidades es algo habitual, siendo preferentemente apreciada durante el periodo cerrado. Tales flujos de agua en el interior de las cuevas heladas se dan o bien de forma laminar o de forma concentrada, siendo en ambos casos producto o de la percolacin de aguas superficiales de precipitacin atmosfrica o de la fusin de los neveros exteriores o de las criomorfologas interiores. Se han observado los dos ltimos casos durante las exploraciones efectuadas en la cavidad de Vernica, debido a la fusin de los neveros permanentes instalados en las dos bocas de entrada principales, hasta el punto de poder apreciar en determinados sectores pequeos regueros de agua continuos (sector Mnd). Coladas de hielo : son congelaciones de flujos de agua laminares cuyo espesor oscila entre varios centmetros y algn decmetro. Se trata de una lmina de hielo cuya gnesis se encuentra en los procesos de rehielo que se dan durante los periodos de acumulacin. Son crioformas por tanto muy transparentes y habitualmente suprayacentes pudindose extender o bien sobre alguna irregularidad marcada de la superficie del bloque de hielo, o bien fluyendo a lo largo de las paredes o piso de la cavidad siguiendo y marcando a lo largo de su extensin los distintos planos de inclinacin. Su temporalidad frecuentemente es estacional, aunque en determinados sectores se preservan perennemente. En estos casos la alimentacin ha bitual de la morfologa es la fusin de los propios bloques de hielo y dems criomorfologas (en Pea Castil la colada de rehielo de acceso al Po, en Altiz recubrie ndo conos nivales y el acceso al PI, y en Vernica sobre las rampas de hielo). En ocas iones, cuando este tipo de formaciones se encuentra con algn cambio brusco de pendiente, producto de grietas o de fuertes inclinaciones, se acompaan de hileras estalactticas que tapizan su pie o talud. Las coladas pueden adquirir, en funcin de la morfologa sobre la que discurran, distintas disposiciones: coladas en forma de cono bajo a los pies de columna de hielo como es el caso de las existentes en las sala GH y GHm de Vernica, formando lminas uniformes sobre una rampa de hielo recubriendo talude s nivales como sucede en Altiz, o con formas sinuosas como sucede en el piso del sector Mnd de Vernica. Sobre este tipo de mantos de rehielo los materiales detrticos, tanto restos de hielo como desprendidos de la propia cavidad se deslizan a favor de la mxima pendiente siendo depositados en las

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 514 topografas ms deprimidas. En ocasiones estas coladas de rehielo se recubren por entero de finos y pueden dar lugar tambin a cierta ordenacin de los materiales sedimentados sobre el hielo, depositando los clastos ms pesados a los pies de la colada de hielo. Fig.6.53. Coladas en forma de cono generadas por procesos de rehielo en la GH de la cueva de Vernica. Fig.6.54. Colada en forma de cono recubierta por sedimentos finos y con clastos deslizados y acumulados a su pie en la GH de la cueva de Vernica. Tubos de rgano : se trata de un tipo diferenciado de coladas que presentan un aspecto tubular en la vertical con un hielo muy transparente y adheridas a la pared. Por su semejanza morfolgica con los espeleotemas conocidos como tubos de rgano se ha decidido proponer tal denominacin. Son crioformas estacionales formadas en los

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 515 periodos de acumulacin por la congelacin de lminas de agua parietales y por lo general presentan una textura suave muy pulimentada por el lavado de tal flujo. Sus dimensiones verticales pueden alcanzar la decena de metros, con un grosor aproximado de 5-8 cm. Se ha observado una cristalizacin hexagonal compositiva poco marcada, aunque reconocible. Este tipo de formaciones han sido observadas tan solo en la cueva de Castil, en una estancia ciega adyacente al piso superior de la SH y en las paredes terminales de la ST. Fig.6.55. Colada en tubos de rgano en la cueva helada de Castil. Gradillas de hielo : se trata de flujos laminares congelados formando pequeos escalonamientos o una especie de terracillas con desniveles milimtricos. Se forman por procesos de rehielo durante los periodos de acumulacin y sobre superficies de hielo levemente inclinadas por donde las aguas de fusin discurren lentamente. Son micromorfologas suprayacentes, aunque tambin se pueden formar sobre crioespeleotemas independientemente de l bloque de hielo. Mantienen un carcter efmero ya que en observaciones realizad as en el mismo periodo no se volvieron a apreciar. A medida que la pendiente se relaja el tamao de la grada se hace ms ancha, pasando de los escasos centmetros a varios decmetros. El desnivel de cada uno de los escalones apenas supera los escasos milmetro s. Recuerdan, en cuanto a su morfologa y disposicin, a los espeleotemas que se conocen como gours, pero con un menor tamao, y sin formar diques propiamente dichos ni rema nsos de agua. En las cuevas a estudio se han observado sobre los primeros tramos del bloque de hielo de Castil y sobre los contrafuertes estalagmticos de algunas de sus grandes columnas a finales del periodo

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 516 cerrado. Racovi (1972) tambin las seal como criomorfologas en la cavidad de Sc ri oara. Fig.6.56. Gradillas de hielo conformadas sobre masas de hi elo y a favor de pendientes de moderada inclinacin. Capas o estratos de rehielo : de forma muy similar a lo que sucede con los llamados falsos suelos dentro de los espeleotemas calcreos convencionales, en las cuevas heladas cuando el flujo laminar suprayacente se distribuye ms o menos sobre toda la superficie del bloque de hielo se crean, las conocidas como capas o estratos de rehielo. stas, junto con el metamorfismo de la ni eve que se incorpora directamente, son las fuentes fundamentales que alimentan el de sarrollo del bloque de hielo. Presentan una masa compacta de hielo transparente, en ocasiones en tonalidades azuladas, superando varios decmetros de potencia en sus mome ntos de mayor volumen, principios de junio. Es en estos momentos cuando otorgan a la superficie sobre la que se instalan un perfil regular y muy homogneo. Mantienen generalmente un carcter estacional, aunque en el caso de que perduren interanualmente su condicin perenne har que lleguen a formar parte del bloque de hielo. Son macroformas m uy frecuentes en las cuevas heladas que se dan durante los periodos de acumulacin. Se han observado sobre el bloque de hielo de Castil, aunque tambin pueden formarse sobre superficies menores fuera de la superficie del bloque de hielo, como sucede en los pisos de las salas GH y GHm de la cueva de Vernica.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 517 Fig.6.57. Estratos de rehielo sobre la superficie de los bloques de hielo (fotografa 1, Castil), o sobre el piso de galeras (fotografa 2, Vernica) (Fotografa 2, Bernard Hivert). Cortinas de hielo : crioespeleotema vertical laminar que despegado de la pared o de la criomorfologa de la que provenga, forma un tapiz en voladizo de escasos decmetros de espesor. Su origen, por tanto, puede derivars e de la congelacin de aguas filtradas o del rehielo de la fusin de otras criomorfologas Su carcter puede ser estacional o perenne, presentando dimensiones superficiales grandes por lo general. Dentro de las cuevas a estudio se han observado descolgados desde la base del bloque de hielo de Altiz, siendo grandes concreciones de hielo perenn es, y en la GH de Vernica. Existen otros

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 518 casos de cortinas encontradas en la cuev a HS4 que derivan de la coalescencia de mltiples y largos carmbanos completamente transparentes. Fig.6.58. Cortinas de hielo (a) en las cueva de Altiz (foto1), Vernica (foto 2) y HS4 (foto3) (fotografas de Javier Snchez, 1; y Bernard Hivert, 2 y 3). Cascadas de hielo : son formaciones verticales producto de la congelacin de un flujo de agua concentrado y de volumetra considerable (macroformas). Es una de las formaciones de hielo ms frecuentes en las cuevas a estudio. La cristalizacin del hielo

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 519 presenta una estructura hexagonal muy caracterstica y fcilmente identificable. Mayoritariamente suelen ser crioformas estacionales formadas durante el periodo de acumulacin, aunque existen casos de cascada s perennes alimentadas durante todo el ao por la recongelacin de aguas de fusin y filtraciones. En este caso suelen presentar un marcado abultamiento morfolgico en su base a modo de contrafuerte que sostiene el conjunto del crioespeleotema. Por encima, la cantidad de agua aportada es tal que hace que el flujo congelado quede despegado de las paredes de la cavidad. Las cascadas pueden llegar a adquirir considerables volmenes (hasta algunos cientos de Hm3). Uno de los ejemplos ms bellos y espectaculares de cavidades heladas de Picos de Europa se encuentra en la cueva HS4 (fig.6.62); aunque tambin pueden verse, con un menor tamao pero perennes de igual modo, en difere ntes estancias de la cueva de Vernica (SC o GHm), o en el sector PI de Altiz (en este caso alimentado perennemente por la fusin del bloque). Con una temporalidad estacional, se observan habitualmente en las entradas de Castil y Vernica. Fig.6.59. Cascadas de hielo estacionales (fotos superiores) en las entradas de Castil (1 y2) y de Vernica (3). Cascadas de hielo perenne en la SC y GHm de Vernica (4 y 5 respectivamente). En el recuadro de la 4, detalle de la cristalizacin hexagonal caracterstica de las cascadas.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 520 Fig.6.60. Contrafuerte en la base de una de las cascadas de hielo perenne (a) en el sector PI de la cueva helada de Altiz (fotografa Bernard Hivert).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 521 Fig.6.61. Cascada perenne en la cavidad HS4 (fotografa Bernard Hivert).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 522 Fig.6.62. Cascada de hielo en la cavidad HS4 (fotografa Bernard Hivert).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 523 Banderolas de hielo : se trata de una concrecin de hielo vertical de trazado sinuoso en cuya formacin se conjuga la filtracin del agua por goteo, el curso de un mnimo flujo que sigue la disposicin de la pared en la que se adhiere, y las corrientes de aire que son las encargadas ltimas de configurar el trazo sinuoso final. De esta manera uno de sus lados queda siempre conforme con la pared marcando sus irregularidades y su inclinacin, mientras que el otro crece de forma perpendicular. Mientras que en la parte anexa a la pared las banderolas cristalizan he xagonalmente, en el extremo exterior la morfologa adquiere un aspecto filamentoso a favor de la cristalizacin del hielo en forma de agujas. Es difcil discernir si en tal aspecto filamentoso tienen algo que ver procesos de capilaridad y de sublimacin. Las que se han podido observar en las cuevas a estudio tienen una anchura que no sobrepasa la decena de centmetros, pudindose alargar por la pared varios metros. El exiguo tamao y aspecto frgil nos pensar en que su pervivencia es efmera. Son crioespeleotemas que no tienen relacin alguna con el bloque de hielo, pudindose encontrar indistintamente en cualquier sala de la cavidad, frecuentemente durante los periodos de acumulacin. Aunque tambin se han observado adheridas a la base del bloque de Altiz, si endo alimentadas en ste caso por las aguas de fusin del bloque y con una perdurabilida d, en este caso, mayor. Las mejor y ms habitualmente observadas se encuentran adosadas a las paredes del Po y de la SH en la cueva de Castil. Morard (2011) ha sealado tambin su existencia en la cueva de Diablotins bajo la denominacin francesa de “ draperies de glace ”. Fig.6.63. Banderolas de hielo en la cueva de Castil. a) cristalizacin hexagonal, b) cristalizacin en agujas perpendicular a la inclinacin de la pared.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 524 a.1.2.congelacin de goteo : los goteos de agua son incesantes en las tres cuevas estudiadas y en la mayora de sus estanc ias, lo que hace que las criomorfologas vinculadas al mismo sean bastante frecuentes. Algunas de ellas empiezan a crecer a principios del periodo abierto (meses de noviembre o diciembre) constituyendo texturas suaves y hielos muy transparentes, y poco a poco a medida que ganan volumen, la transparencia se va reduciendo hacia opacida des blancas (caso de los carmbanos de hielo que se transforman en estalactitas). Pero de igual manera que el goteo puede derivar en la formacin de crioespeleotemas de acumulacin, tambin, como se ver ms adelante, puede dar lugar a morfologas de fusin. Carmbanos de hielo : son formaciones verticales puntiagudas producto de goteos concentrados y puntuales, procedentes habitualmente de la filtracin por alguna oquedad de escasas dimensiones en los techos de la cavidad. Aunque en ocasiones se puedan derivar tambin de la fusin de otras criomorfologas. El volumen raramente sobrepasa el metro cbico (micro o mesoformas), lo que las proporciona una transparencia caracterstica. Se comienzan a formar con las primeras filtraciones y entradas de aire fro en el interior de la cavidad a comienzos del periodo de acumulacin. Aunque a finales del periodo de fusin se han visto tambin formadas incipientemente. Son crioespeleotemas con una temporalidad efmera, pudindose transformar, en caso de que se contine abasteciendo de agua, en estalactitas de hielo al cabo de varias semanas. En el caso de que sus aguas originarias las proporcione la fusin de otras morfologas su temporalidad puede ser perenne. Su gnesis habitual se encuentra en la filtracin desde las grietas parietales, aunque tambin se pueden formar a partir del agua que transcurre por encima de otras criomorfologas o de las aguas de fusin. De forma general son criomorfologas que se pueden encontrar tanto en zonas suprayacentes como alimentados interyacente mente por la base de bloques de hielo. Algo ms raramente se pueden formar interyacentemente en el interior de alguna fractura o morfologa de fusin. La ascensin de las masas de aire clidas hacia los techos de las cavidades hace que no sean morfologas muy frecuentes, y de ah tambin en parte su carcter efmero. Los carmbanos de hielo se pueden presentar individualmente o formando distintas y muy variadas agrupaciones. Carmbanos de hielo efmeros se han observado en los meses de noviembre habitualmente en la cavidad de Castil, y de forma perenne descolgados del bloque de hielo de Altiz.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 525 Fig.6.64. Carmbanos de hielo en distintas formaciones. 1) carmbanos unitarios a favor de pequeas fisuras en los techos de la cavidad; 2) carmbanos en alineacin a favor de lneas de debilidad o fracturas en los techos; 3) carmbanos en los pices de banderolas de hielo incipientes; 4) carmbanos en ramillete a favor de puntos de filtracin no alineados; 5) carmbanos a partir de la fusin de otras criomorfologas; 6) o en las bases de la fracturas internas de los bloques de hielo; 7) carmbanos creados a pa rtir del goteo de fusin del bloque de hielo de Castil; 8 y 9) carmbanos de mayor entidad y perdurabilidad a favor de una mayor alimentacin consecuencia de su localizacin infrayacente con respecto a algunos bloques de hielo. (Fotos 1-7: carmbanos en la SH de Castil; Fotos 8 y 9: carmbanos pendientes directamente del bloque de hielo en el PI de la cueva de Altiz). Estalactitas de hielo : se trata de crioformas verticales derivadas habitualmente de la evolucin de los carmbanos. Su morfologa conserva los mismos patrones que los carmbanos, aunque menos apuntadas, y su cristalizacin adopta, en la mayora de los casos observados, una textura ms opaca y con cristales hexagonales irregulares. En algunos ejemplares rotos y desprendidos se ha podido observar una estructuracin interna de su cristalizacin concntrica, adquiriendo los hexgonos una deformacin alongada a favor de cambios en los planos de inclinacin de la propia criomorfologa. Sin embargo, en algunas otras (como las que penden de la base del bloque de hielo de Altiz), su tamao y transparencia es mucho mayor con una cristalizacin hexagonal prcticamente ausente. Sus volmenes son mucho mayores, siendo normal que superen

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 526 el m3. El desarrollo mximo de las estalactita s se da a finales del periodo abierto. Los lugares en los que se forman pueden variar con respecto a aquellos puntos donde se desarrollan los carmbanos, ya que stas neces itan de un abastecimiento de agua algo mayor. A pesar de su mayor volumen, la gr an mayora de las estalactitas observadas mantienen un carcter estacional y una local izacin suprayacente independientemente del bloque de hielo. En ocasiones, cuando son estalactitas infrayacentes que se descuelgan de un bloque de hielo, su temporalidad puede ser perenne. Son frecuentes en las entradas principales o primeras estancias de las cuevas de Castil y Vernica a lo largo de todo el periodo de acumulacin, y estn presentes durante todo el ao bajo el bloque de hielo de Altiz. En este caso presentan unas terminaciones molduradas por procesos de sublimacin que contornean y pulimentan a su aspecto apuntado. Este ltimo retoque en las criomorfologas ha sido sealado tambin para otras cuevas heladas (p.e. Morard, 2011). Fig.6.65. Estalactitas en las cuevas de Castil (fotos 1, 2 y 3) y Altiz (foto 4). Mientras que en el caso de las primeras se trata de estalactitas estacionales evolucionadas a partir de carmbanos por goteo; en el caso de las estalactitas de la foto inferior son formaciones perennes alimentadas por la fusin del bloque de hielo de Altiz, y cuyas terminaciones quedan contorneadas por procesos de sublimacin. En las fo tos 2 y 3 se aprecia la estructura interna hexagonal y concntrica. Estructura no tan apreciable para el caso de las estalactitas de la fotografa inferior.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 527 Carmbanos ramificados : este tipo de crioespeleotemas se caracteriza por un desarrollo antigravitacional con una disposicin colgada horizontal o subhorizontal. Mantienen una naturaleza frgil y transp arente. En su formacin, adems de la congelacin del goteo inicial, interviene la capilaridad del agua y las corrientes de aire. Se trata de crioespeleotemas de temporalidad efmera y frecuencia excepcional, que no se han podido observar todos los aos. En todos los casos que se han encontrado se forman como apndices de otras criomorfologas (carmbanos habitualmente). En Castil y Vernica son apndices sobresalientes de estalactitas y coladas de rehielo, mientras que en el caso de la HS4 son apndices de una masa estalagmtica sinforme. Su fuente de alimentacin es, por tanto, la filtracin de agua desde superficie (caso de las vistas en Castil) o el agua de fusin (caso de las encontradas en Vernica o en la HS4). En algunos casos recuerdan a los descritos por Chenn y Morris (2011) como “ branched icicles ”, de ah su denominacin. Fig.6.66. Carmbanos ramificado en Castil (a), Vernica (b) y HS4 (c).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 528 Estalagmitas de hielo : son concreciones de hielo verticales con una morfologa inversa a las estalactitas. De igual manera que en el caso de las estalactitas, su gnesis est vinculada mayoritariamente a puntos de goteo desde fisuras parietales. Su estructura interna radialmente concntrica con cristales hexagonales irregulares conserva un patrn similar al de las estalactitas. En muy pocas ocasiones se han apreciado estalagmitas que hayan sobrepasado el ao de duracin, adoptando los mximos volmenes a finales del periodo abierto, y presentando un aspecto casi sinforme a principios del periodo cerrado, en el caso de que haya perdurado la formacin. En funcin de su volumen son meso o macromorfologas (algn centenar de m3). En los casos en los que han pervivido ms de un ao han adquirido proporciones ba stante grandes para el comn de las estalagmitas (fig.6.68). Su frecuencia es bastante menor que la de las estalactitas, y las que se han observado en las cuevas estudiadas mantienen una localizacin habitualmente suprayacente con respecto a los bloques de hielo. Se han encontrado estalagmitas en las que el constante lavado, fundamentalmente debido a la propia fusin del crioespeleotema, las procura una textura pulimentada y transparente, lavando todas las impurezas y la calcita que se acumula en la morfologa y depositndolas en su base (donde se conserva la cristalizacin he xagonal y una textura ms opaca) (vase fig.6.68). Las estalagmitas de hielo se encuentran presentes de manera estacional sobre la superficie del bloque de hielo de Castil, y en algn caso tambin se han observado en Vernica pero con un carcter perenne. Fig.6.67. Estalagmitas de hielo en avanzado estado de ablacin en la cueva helada de Castil. Fotografa de la dcha. estructura interna de una estalagmita de hiel o en la que se aprecia un crecimiento radial.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 529 Fig.6.68. Estalagmitas perennes de gran tamao en un estado inicial de ablacin (1) y otra en un estado algo ms avanzado (2), ambas en la cueva helada de Vernica. Fig.6.69. Pequeas estalagmitas que recuerdan a las estalagmitas bamboo observadas en la cueva helada de Castil en la SH. Un tipo especfico de estalagmitas que ha sido reseado en estudios precedentes para otras cuevas heladas es el de la estalagmita bamboo (Racovi 1972; Luetscher, 2005). En las cuevas a estudio no se puede aseverar con rotundidad su presencia, si bien es cierto que se han observado algunas estalagmita s de pequeo tamao en la cueva helada de Castil que recuerdan, si no lo son al caso, a tales crioespeleotemas (fig.6.69).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 530 Sinformes estalagmticos de hielo : se trata de masas estalagmticas de hielo que apenas preservan la morfologa caracterstica de una estalagmita. Son formaciones de hielo por goteo que han evolucionado a partir de estalagmitas previas. Se forman y desarrollan durante los periodos de acumulacin, a favor de sectores en los que el abastecimiento por goteo es abundante y persistente (filtracin o fusin de otras criomorfologas). Alcanzan volumetras de centenares de m3, destacables por encima de la gran mayora de las criomorfologas de acumulacin, aunque sin dejar de someterse a variaciones estacionales en sus balances de masa. En los sinformes ms grandes se han apreciado sus pices somitales, romos a da de hoy, en un estado de ablacin avanzado con morfologas de fusin que las horadan. El mismo goteo que les proporciona su volumen durante los periodos de acumulacin, les fusiona durante los de ablacin. Aunque en todos los casos observados se conservan de ao a ao manteniendo un carcter perenne. En ocasiones se han observado sinformes que no han pervivido ms de dos aos consecutivos (en Vernica, por ejemplo). Su localizacin puede ser infrayacente, como sucede con los espectaculares sinformes presentes en la Sala de los Fantasmas en Vernica17, o suprayacente como el sinforme estalagmtico de la SH de Castil. Se han reseado casos en los que este tipo de formaciones estalagmticas, con el congelamiento del goteo y el incremento paulatino de su volumen, han supuesto el origen de un bloque de hielo de grandes dimensiones (para la cueva de Sc ri oara, Holmlund et al., 2005). Fig.6.70. Sinformes estalagmticos en la SH de la cueva de Castil. 17 Durante los aos que ha durado la presente investigacin, ha sido impos ible acceder a esta sala debido a las diferentes obturaciones de hiel o que impedan su acceso. A pesar de ello las excelentes descripciones y extraordinarias fotografas ofrecidas por el club CE S Alfa y ASC han servido, como lo han hecho a lo largo de todo este estudio en muchos otros as pectos, para documentar tales crioespeleotemas perfectamente. Una verdadera lstima no haberlas podi do contemplar hasta ahora de forma directa.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 531 Fig.6.71. Sinforme estalagmtico en la Sala de los Fantasmas (cueva helada de Vernica) (prof. -133m) en el que se aprecia el estado de ablacin en el que el goteo pasa de ser el input de alimentacin al input de fusin creando grandes incisiones verticales (fotografa de Roberto Cerdeo).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 532 Fig.6.72. Espectaculares sinformes estalagmticos en la Sala de los Fantasmas de la cueva helada de Vernica (prof. 133m). Su fuente de alimentacin es el goteo de fusin del bloque de hielo (fotografas de Roberto Cerdeo). Columnas de hielo : es la conjuncin de una estalagmita y una estalactita. El goteo que conforma inicialmente el desarrollo de una estalactita se interrumpe cuando alcanza la concrecin estalagmtica y a partir de ese momento los aportes de agua recrecen la columna discurriendo laminarmente por las paredes de la formacin ensanchndola. Por eso, este tipo de crioespeleotemas se podra relacionar dentro de las formaciones por

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 533 flujo laminar en lugar de por goteo. Su presencia en las cuevas heladas estudiadas es frecuente y su temporalidad puede ser tanto estacional (en las rampas de entrada de Vernica y Castil, y en la SC de Vernica), como perenne (para las columnas observadas en el PI de Altiz). Los tama os alcanzados por las columnas son muy variables, aunque por lo general presentan volmenes de decenas de m3, pudiendo alcanzar algn centenar. En su base, al igua l que ocurre en las estalagmitas o en las cascadas de hielo, se forma frecuentemente un c ontrafuerte de hielo por el cual el agua se fluye lenta y radialmente formndose en ocasiones gradillas de rehielo. En algunas ocasiones, se ha observado que los puntos de contacto entre las formaciones estalagmticas y estalactticas son tan frgiles qu e los flujos de aire han hecho fluctuar al hielo subhorizontalmente, llegando incluso a fracturarlo. En modo similar a lo que seran los conocidos como anemolitos en las concreciones calcreas ms ortodoxamente espeleogenticas. Son morfologas que se cr ean y desarrollan a lo largo de todo el periodo de acumulacin, con los mximos volmenes al final del mismo, a excepcin de las originadas por las aguas de fusin de otras criomorfologas, que se pueden abastecer de rehielo durante periodos ms extensos. Se encuentran representadas en las tres cuevas a estudio, aunque slo en Alt iz se han observado columnas perennes abastecidas por las aguas de fusin del bloque (sector PI). Fig.6.73. Columnas de hielo en la cueva helada de Castil. En ambos casos se aprecia un contrafuerte estalagmtico en la base que recibe los aportes que discurren por la columna y se desparraman radialmente.1 y 3 misma columna en distintos estadios de evolucin; 2, detalle del punto de c ontacto entre estalactita y estalagmita en el mismo caso; 4, columnas menores formadas en el Po.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 534 a.1.3.congelacin de agua estancada : bajo esta categora se conciben las criomorfologas cuyo input fundamental es la congelacin de una masa de agua estancada y que, para los casos presentados, proviene de la fusin de otras crioformas. Pueden darse tanto por encima de los bloques de hielo, como sobre el piso rocoso de la cavidad. Se ha credo conveniente diferenciar esta categora dentro de los crioespeleotemas de acumulacin porque, si bi en para el caso de los suprayacentes no representan ms que contribuciones secundarias a la formacin de estratos en el bloque de hielo, en los observados sobre el piso rocoso s que se distinguen cristalizaciones de hielo no observadas en el resto de los crioespeleotemas de acumulacin descritos. Congelacin de aguas estancadas : se trata de lminas de agua estancada que se congelan colmatando pequeas irregularidades o depresiones topogrficas que se tallaron sobre la superficie del bloque de hielo durante el periodo de fusin. Las criomorfologas observadas apenas superan el medio metro de dimetro las ms grandes con espesores someros de varios decmetros Son crioespeleotemas suprayacentes que con su formacin, durante los periodos de acumulacin, contribuyen a homogeneizar la superficie del bloque de hielo. Mantienen una marcada estacionalidad, con una textura muy transparente, y se han visto frecuentemente en las cuevas de Castil y Vernica. En Altiz, sin embargo, no se han apreciado en ningn ao (denotando ello su estado de ablacin actual). En el caso de las ms gra ndes observadas sobre el bloque de hielo de Castil, llegan a introducir discordancias dentro de la estratificacin del bloque de hielo, habiendo sido detectadas las ms superficiales en los radargramas. En muchas ocasiones se distinguen bien este tipo de formaciones, incluso por debajo de los primeros centmetros de los estratos estacionales del bloque de hielo, porque en ellas se concentra una notable cantidad de calcita criognica. A consecuencia del lavado superficial del bloque en los momentos de fusin, tambin en ellos se puede concentrar mayor cantidad de materia orgnica. En ese sentido recuerda n a lo que podra ser la formacin de las calcitas flotantes. Otros autores se han referido a este tipo de criomorfologas como “ freezing of ponded ” (Ford y Williams, 2007), destacando tanto su transparencia como su contenido en burbujas de aire. Factores caracterizadores tambin de las observadas en la cueva de Castil.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 535 Fig.6.74. Congelamientos de aguas estancadas sobre el bloque de hielo de Castil, en las que se concentra agua de fusin junto con la decantacin de calcita, posteriorment e congelndose y pudiendo a llegar a formar parte de los estratos del bloque. En la fotografa inferior se aprecia como en estas balsas superficiales, que se congelan y descongelan estacionalmente, se acumula la materia orgni ca que los flujos de agua transportan por encima del bloque de hielo (en la foto, aspecto tras descongelarse). Hielo laminar en pozos obturados : son lminas de hielo que se superponen en pequeos pozos obturados. Presentan una estr uctura de cristalizacin hexagonal muy quebradiza, formando, por lo general, delgadas capas de grosor milimtrico. La alimentacin nica son las aguas de fusin de otras morfologas. La presencia de stas es poco frecuente, abarcando superficies variables en torno a varios metros en su eje mayor. En conjunto, todas las lminas superpuestas llegan a alcanzar espesores considerables cercanos a dos metros. Se forman durante los periodos de acumulacin, experimentando sus espesores grandes fluctuaciones de ao a ao y dependiendo del periodo. En el Po de Castil y en uno de los pozos terminales del PI de Altiz, permanecen perennemente aunque con esa marcada variacin de espesores. Otro de los pozos terminales del PI, sin embargo, mantiene un carcter ms estacional. La fusin de estos pozos procura de igual manera la conc recin, adosada a las paredes, de pequeas repisas de hielo que, escalonadamente, marcan los niveles sucesivos de congelacin de las lminas superpuestas. Se ha podido observa r en el Po de Castil que tales repisas aun

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 536 siendo criomorfologas de pequeas dimensiones pueden mantenerse durante varios meses pese a estar en contacto directo con la roca encajante, ya que al darse a finales del periodo cerrado, inicios del abierto, probablemente el calor geotermal de estas salas no es el suficiente para fundir rpidamente estos restos de hielo a pesar de su fragilidad. Igualmente, en las paredes de estos pozos, se ha observado el labrado que ejerce el agua obturada y las lminas de hielo sobre la caliza, quedando talladas en ellas muescas onduladas en sucesin vertical y recubiertas por calcita. Fig.6.75. Hielo laminar en pozos obturados. 1, 2, y 3 pozo obturado (Po) en la cueva de Castil en distintos estados: 1: con lmina de agua, 2: en el inicio de su deshielo, 3: completamente descongelado y con las repisas de hielo adheridas por la pared. 4, detalle de la cristalizacin hexagona l de agua congelada. 5, detalle de las repisas. 6, detalle del espesor de las lminas. 7, 8 y 9 pozos de obturacin en la cueva de Altiz, con detalle de las muescas talladas en la roca por la sucesin de lminas de agua y rehielo (7). Hielo laminar de sublimacin en remansos: se trata de lminas de hielo remansadas sobre irregularidades del piso de rehielo de una estancia que presentan una cristalizacin geomtrica rectangular centimtrica de aspecto filamentoso. El agua de fusin se remansa en irregularidades del piso de rehielo, congelndose y sometindose a procesos

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 537 de sublimacin. Forma lminas efmeras de es pesor milimtrico muy quebradizo. No se han observado todos los aos, siendo una criomorfologa muy poco frecuente. Tan slo se ha visto de forma excepcional sobre el pi so de la GH de Vernica. Aqu, el remanso en el que se da sigue el trazado, en planta, de un escaln dibujado por el techo de la sala. En los momentos en los que se ha observado la peculiar cristalizacin geomtrica de la criomorfologa, una endeble capa de cristales de sublimacin tapiza el mencionado techo, lo que nos hace pensar en que en su formacin pueda intervenir el calor geotermal expedido por la roca encajante. Fig.6.76. La cristalizacin del hielo laminar de sublimacin en remansos difiere de la caractersticamente hexagonal que se da en la gran mayora de los crioespeleotemas, siendo aqu de aspecto filamentoso y con cristales rectangulares (a). Sobre este tipo de cristalizacin se presentan, adheridos en el techo de la sala, cristales de sublimacin (b). Esta cristalizacin se ha observado en agosto de 2012 en la sala GH de Vernica (fotografas de Javier Snchez). a.1.4.crioespeleotemas de escarcha : este tipo de crioespeleotemas se encuentra muy poco representado en las cuevas a estudi o, habindose observado tan slo en puntos concretos y abarcando superficies muy reducidas. En ellos el proceso de formacin es la deposicin directa de la humedad atmosfrica contenida en la cavidad. Segn su morfologa y cristalizacin han sido diferenciadas las tipologas que a continuacin se presentan. Escarcha : se trata de pequeos cristales de hielo materializados tras la deposicin del vapor de agua. Son crioespeleotemas efmeros y poco frecuentes en las cuevas estudiadas, compuestos de cristales milimtricos adheridos a paredes y techos. Al enfriarse la humedad atmosfrica de la cavidad, desciende por densidad hacia el piso de

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 538 las estancias, y bajo la influencia del hielo del fondo se enfra ms hasta cristalizar adhirindose a la roca encajante. Se han observado en el mes de agosto (periodo cerrado) formando mantos opacos continuos de 2-3 m2 de superficie sobre techos (caso de las salas GH y GHm de Vernica) y paredes (caso de la SC de Vernica), y taponando pequeas grietas a techo la cueva de Altiz. A pesar de haberse observado durante los meses de agosto, es probable que durante los periodos abiertos los procesos de sublimacin contribuyan a formaciones mayores de escarcha. Fig.6.77. Cristales de escarcha en algunas de las cavidades a estudio. 1 y 2 en las estancias GH y GHm de Vernica; 3, a techo en uno de los pozos obturados de Altiz (fotografa 2 Javier Snchez). Fig.6.78. Cristales de escarcha formando una fina costra adherida a la pared de varios metros de altura en la sala SC de la cueva helada de Vernica (a) (fotografa de Javier Snchez). En la cueva helada LoLc1650 (Grigna Septentrional-Italia) Citterio et al. (2004) han reconocido, en fechas similares a las aqu expuestas tambin, cristalizaciones semejantes a las encontradas en las salas SC y GHm de Vernica (fig. 6.68-2 y 6.69), aludiendo a un posible origen mixto entre procesos de congelacin de lminas de agua

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 539 parietales y la sublimacin, formando lo que ellos llaman una costra de hielo En otras cavidades el hielo de escarcha est ms pr esente, formando cristalizaciones hexagonales de tamao mucho mayor y siendo habitualmente relacionadas con los procesos de sublimacin del hielo (p.e. Lauriol, 1988; Lauriol y Clark, 1993; Trofimova, 2006). Estrellas aciculares de escarcha : son crioespeleotemas de escarcha de forma estrellada con cristalizacin acicular y ramificacin radial en la que se dispersa desde un centro comn un ramillete de finas agujas decimtricas (~10 cm). Se trata de un tipo singular de cristalizacin que tapiza una s uperficie muy concreta de ~4-5 m2, recubriendo, formando un manto ms o menos continuo, nicamente scallops tallados en la pared. Es difcil discernir si en su gnesis tienen o no importancia los procesos de sublimacin, o si juega un papel la morfologa cncava de los scallops, aunque s se ha comprobado que el tamao de sus acculas est en funcin del tamao del scallop, siendo ms grandes cuanto mayor es este (fig.6.79). Su carcter efmero se encuentra acorde con su nfimo volumen; manteniendo una presencia excepcional. Tan slo se han podido apreciar en el piso superior de la SH de Ca stil a finales del periodo abierto y a principios del mismo, pero no todos los aos. Fig.6.79. Estrellas aciculares de escarcha adheridas a los scallops tallados en las paredes del piso superior de la cueva de Castil. Foto izq. estrellas con acculas mayores en scallops decimtricos; foto dcha. estrellas con acculas centimtricas en scallops menores y formando un manto ms continuo. 6.3.2.2.Crioespeleotemas de fusin b.1.crioespeleotemas de fusin por flujos de aire : las distintas circulaciones de aire de las cuevas heladas a estudio, vistas en el captulo V, favorecen la formacin de crioespeleotemas de fusin.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 540 Ventanas : en algunos crioespeleotemas de acumulacin se abren ventanas producto de la ablacin trmica ejercida por flujos de aire perseverantes. Una mayor temperatura de los flujos de aire horada criomorfologas con temperaturas inferiores. Los casos ms representativos se encuentran en la cueva helada de Vernica en los restos del bloque de hielo que, en forma de “quilla de barco”, se encajan en la segunda rampa de hielo. En este caso, a pesar de que la gnesis inicial se pueda atribuir a flujos de agua por la disposicin y orientacin que mantienen las ventanas, a da de hoy, el ensanchamiento apreciado durante los aos de investigacin se debe a flujos de aire como nos indica su posicin colgada fuera ya de alcance de las corrientes de agua. No son criomorfologas muy frecuentes, habindose observado otras ventanas tan slo en las cortinas de hielo de la sala GH y en algunos crioespeleotemas descolgados del bloque de hielo de Altiz. Bella (2006) se refiere a estas criomorfologas como “ ablation windows ”. Fig.6.80. Ventanas abiertas en distintas criomorfologas de la cueva helada de Vernica. Foto superior en la llamada “quilla de barco” (restos probablemente individualizados de un mayor bloque de hielo anterior al actual); fotos inferiores: evolucin de una ventana abierta en una de las cortinas de hielo de la galera GH. Scallops : incisiones cncavas en forma de cuchara en las paredes de los bloques de hielo abiertas a favor de flujos de aire y procesos de sublimacin. Son pequeas depresiones perpendiculares a la direcci n del flujo, y por lo general formando agrupaciones. En algunos casos se disponen siguiendo ntidamente la direccin del flujo de aire (foto 2 de la fig. 6.81). Son crioespeleotemas de fusin frecuentes y con una temporalidad perenne. Aunque pueden superar lo s dos metros de altura (foto 1 de la fig.6.81), lo habitual es que sus dimensio nes oscilen entre 0,5-1 m. Se trata de criomorfologas que se tallan en los laterales de los bloques, sin haberse observado sobre otras superficies. Estas morfologas se encuentran en las galeras GH y GHm de Vernica, y con un menor tamao pero en una mayor cantidad en uno de los laterales del bloque de Castil. En este caso su trazo es ms fresco y hendido que los vistos en Vernica, y se acompaa de scallops en la pared de la cueva. En stos la sublimacin del hielo por el calor geotrmico de la pared se suma a los flujos de aire, como un proceso fundamental en su formacin. Los scallops de la pared de los que se acompaan en este sector de la cavidad se originan por disolucin a partir de flujos lentos de agua

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 541 fra aportados por la fusin del bloque de hiel o. Lo que, teniendo en cuenta que a da de hoy se reparten por la pared varios metros por encima del nivel actual del bloque de hielo tanto en el piso inferior como en el superior, permite hipotetizar sobre la existencia de antiguos niveles de bloque de hielo. Este tipo de crioespeleotemas ha sido referido en otras cavidades heladas bajo la denominacin de “ sublimation scallops ” (Piasecki et al., 2005; Bella, 2006) o simplemente como scallops (p.e. Citterio et al., 2004; Belmonte et al., 2014). Fig.6.81. Scallops tallados en los bloques de hielo por flujos de aire y sublimacin en las galeras GH y GHm de Vernica siguiendo la direccin de los flujos de aire (fotos 1 y 2, recuadros rojos); y en el piso inferior de la SH de Castil (fotos 3 y 4). En este caso los scallops de disolucin de la pared se generan por flujos lentos de agua fra generados por la sublimacin (calor geotrmico) y la fusin del bloque por corrientes de aire. b.2.crioespeleotemas de fusin por goteo: mucho ms frecuente y representativo de las cuevas heladas estudiadas que las ventanas de ablacin, sobre todo durante el periodo comprendido entre finales del periodo cerrado y comienzos del periodo abierto (momentos en los que el bloque de hielo se encuentra ms debilitado, y los balances de masa sufren sus mnimos volumtricos), son las morfologas talladas por

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 542 el goteo de agua. Este tipo de crioespeleotemas de fusin son frecuentes sobre las superficies de los bloques de hielo, pudindose encontrar tambin, ms ocasionalmente, sobre crioespeleotemas de acumulacin (sinformes estalagmticos, por ejemplo). En la prctica totalidad de los casos tienen una temporalidad estacional, rellenndose de agua y recongelndose de nuevo durante los periodos de acumulacin. Anlogamente se asemejan a muchas morfologas de criokarst, y distintas tipologas de lapiaz sobre materiales calcreos. Piletas de fusin por goteo o eguttation pits18: son depresiones decimtricas abiertas en el hielo por la accin de un goteo repetitivo e incesante sobre un mismo punto. En funcin de la distribucin del goteo y de la pendiente sobre la que se abran pueden tomar diferentes morfologas (redondeadas, alongadas,Â…). El impacto del goteo abre una hendidura sobre las primeras capas de hielo, propiciando simultneamente su estancamiento de agua. Habitualmente horadan capas de rehielo estacional que se forman todos los aos durante los peri odos de acumulacin, aunque pueden llegar a penetrar en estratos ms profundos en el caso de que la acumulacin precedente no haya sido lo suficientemente copiosa o las condiciones meteorolgicas externas hayan sido ms pluviosas. Dependiendo de si el goteo se concentra en un punto muy concreto o se abre abarcando una superficie mayor, se darn piletas mayores, o incluso coalescentes, en el caso de que los goteos sean cercanos o que durante el periodo de fusin las corrientes de aire consigan desplazar variablemente la cada del mismo. En estos casos pueden alcanzar dimetros de fusin de varios metros en su eje mayor. Los eguttation pits son criomorfologas de carcter estacional colmatndose por completo de nuevo con hielo durante los periodos de acumulacin, incluso en aquellos casos de mayores dimensiones. Este tipo de criomorfologas de fusin introducen anomalas en la estratificacin del bloque de hielo, como se ha cotejado con las prospecciones de GPR, y en los ms profundos se pueden observar hasta distintas fases evolutivas. Muchas veces actan de nichos donde se acumulan material detrtico (clastos o calcita criognica). Los eguttation pits son las criomorfologas de fusin ms frecuentes, estando presentes suprayacentemente en los tres bloques de hielo estudiados. Aunque por los motivos de accesibilidad a la cueva que ya se han comentado, han sido ms fcil 18 La toma literal de tal denominacin para referirse a estos crioespeleotemas se ha credo conveniente a razn de los trabajos realizados por Bella (2004, 2006).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 543 e innumerablemente observados sobre la superficie del bloque de hielo de la cueva de Castil. Fig.6.82. Diferentes eguttation pits sobre el bloque de hielo de Castil. a) colmatados de calcita criognica en los que se aprecia la ordenacin y clasificacin por tamao de la pr opia calcita con los sedimentos ms pesado en el fondo de la pileta (foto sup.izq.). b) piletas con clastos en su interior. Fig.6.83. Eguttation pit coalescente en la entrada de la cueva de Pea Castil, sobre los primeros metros de su bloque de hielo. A pesar de ser de dimensiones considerables mantiene un carcter estacional. Su mxima apertura se da siempre a comienzos del periodo abierto (noviembre-diciembre), tras haber soportado toda la fusin del periodo cerrado. Son perfectamente visibles en su interior distin tas fases sucesivas en la fusin del hielo, manifestando distintas duraciones en sus sucesivos estancamientos de agua. a) aliviadero criokrstico meandriforme de la pileta. Los eguttation pit se acompaan frecuentemente de un criolapiaz generado por el agua acumulada en su interior que ha sido distinguido como una criomorfologa de fusin diferente (vase criolapiaces meandriformes en criomorfologas de fusin por flujos de

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 544 agua). Estos canales de fusin tallan, a favor de la mxima pendiente, un criolapiaz meandriforme que hace las funciones de aliviadero (a en fig.6.82). Dependiendo de la forma y de la profundidad Bella (2006) ha clasificado los eguttation pits en distintos tipos: en forma de sartn, en forma de tetera, agujeros, depresiones. Otros estudios se han referido a estas morfologas, aunque de forma ms somera, con “ pan water ” (Citterio et al., 2003, 2004). Conulitos de hielo : son criomorfologas negativas cnicas formadas por goteo sobre la superficie del hielo a modo de antiestalagmita. Mantienen un desarrollo ms vertical que horizontal, alcanzado hasta varios metros de profundidad. Son criomorfologas frecuentes en las cuevas de Altiz y Castil, manteniendo un carcter estacional. Se abren durante los periodos de fusin y se colmatan de hielo durante los periodos de acumulacin, aunque en algn caso llegan a desarrollarse tanto que se convierten en criomorfologas perennes que no llegan a saturarse de hielo nuevamente. Habitualmente los conulitos se desarrollan a lo ancho como consecuencia de la coalescencia de varios de ellos, llegando a sobrepasar el metr o y medio de apertura. Sin datos que lo corroboren se puede hipotetizar con que una ca pa superficial de nieve o clastos sobre el hielo horadado pueda contribuir a que el goteo profundice en lugar de estancarse como sucede con los eguttation pits; lo que repercutira en favor de su desarrollo vertical y no tanto el horizontal (como se ha apreciado en los conulitos observados). Se ha tomado la denominacin de conulito de hielo por la falta de literatura especfica al respecto y la semejanza morfolgica que tienen con los espeleotemas calcreos. Fig.6.84. Conulitos coalescentes en la superficie del bloque de hielo de Castil (foto. izq.). En las fotografas de la dcha. evolucin de un conulito sobre el bloque de Altiz hasta atravesarlo por completo en 2013.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 545 Fig.6.85. En ocasiones los conulitos perennes alcanzan dimensiones mtricas llegando a horadar por completo el bloque de hielo. En las fotografas se aprecian las dimensi ones de un conulito de hielo en el bloque de Altiz como consecuencia de la coalescencia de otros menores y como alcanza una de las caras laterales del bloque pasando ya a tener una configuracin ms propia de un pozo de fusin (fotografa inferior izquierda). En agosto de 2013 el conulito estaba completamente desmantelado debido al desarrollo alcanzado. Pozos de fusin : se trata de morfologas negativas horadadas verticalmente en el bloque de hielo a modo de pozos. Su proceso gentico primignico es el goteo y suelen ser la evolucin habitual de criomorfologas de fusin como los conulitos, como se apreci en el bloque de Altiz en el 2013 (fig.6.84 y 6.85). Aunque en aquellos ms evolucionados la fusin por circulacin de aire y agua tambin entra juego agrandando su hechura. Si bien su tamao no es comparable al de otras morfologas que en otras disciplinas se conocen bajo este mismo denominativo (pozos en karstologa, espeleologa, o anlogamente a los molinos de fusin en criokarstologa), este tipo de morfologas dentro de las cuevas heladas puede alcanzar ta maos en la vertical de alguna decena de metros, como ocurre en el bloque de hielo de Altiz, e incluso dimensiones extraordinarias (para el conjunto de las cuevas heladas en general) como sucede con el pozo de fusin de la cueva HS4 que llega a alcanzar 60 m de profundidad con una seccin de 2 m de eje mayor en sus zonas ms anchas. Se trata inicialmente de morfologas suprayacentes que evolucionan por tanto a intrayacentes, con una temporalidad perenne y una presencia poco frecuente en las cuevas heladas estudiadas, solo observadas en el bloque de Altiz y en la HS4.

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 546 Fig.6.86. Expresin mxima de un pozo de fusin en la cueva helada HS4. Una verticalidad cercana a 60 m con alrededor de 2 m de eje mayor en su seccin (fotografa de Claude Sobocan, Goulus Club). Antiestalagmitas : son criomorfologas cilndricas de seccin centimtrica que quedan individualizadas dentro el bloque de hielo por la fusin de varios goteos a su alrededor. Alcanza una profundidad cercana al medio metro ocupando en planta unos 20-30 cm. Se forman durante los periodos de fusin, conservando una temporalidad estacional cuando no efmera, dependiendo del tamao alcanzado por la morfologa. Pueden evolucionar hacia conulitos o eguttation pits en funcin los cambios en la intensidad y distribucin del goteo. Es un tipo de criomorfologa de fusin poco frecuente, habindose visto tan slo en la cueva de Castil en junio de 2013. Fig.6.87. Antiestalagmitas de hielo sobre el bloque de Castil.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 547 Criolapiaz en pinculos : son morfologas residuales en forma de pinculos agudos decimtricos abiertos sobre masas crioestalagmticas sinformes. Se forman a comienzos del periodo de fusin por la accin de un intenso goteo. Slo han sido observados en la ST de Castil, y no todos los aos. En ella un sinfn de pinculos muy agudos se reparten sin orden alguno tapizando masas de rehielo acumuladas sobre los bloques y clastos, dando a todo ello un aspecto cortante. Su presencia es excepcional y su temporalidad efmera, formando el estadio evolutivo final de la ablacin de las masas estalagmticas sinformes. Estas mismas formas han sido mencionadas por Bella (2006) bajo el apelativo de “ ablation pinacle karren” Fig.6.88. Criolapiaz en pinculos en sinformes estalagmticos est acionales en la cueva de Castil. Las tres fotografas se corresponden con el mismo punto de la ST de la cueva. En la foto 2, detalle de las dimensiones de los pinculos. b.3.crioespeleotemas de fusin por flujos de agua : dentro de esta clasificacin se incluyen las morfologas de fusin generadas sobre el hielo por la accin de flujos de agua. Se han distinguido dos tipos: los criolapiaces meandriformes generados habitualmente a partir de las piletas de goteo; y los biseles, morfologas de fusin de mayor entidad generadas por flujos de agua ms lentos. Criolapiaces meandriformes : son surcos criokrsticos que inciden la superficie del bloque de hielo a favor de la mxima pendiente. Son producto de la fusin de un flujo de agua concentrado y que normalmente funciona como aliviadero de las piletas de fusin. En estos casos el flujo de agua proviene del agua remansada en su interior. Dependiendo de la pendiente son ms o menos meandriformes, trazando arcos ms amplios si la pendiente es mnima. Son cr iomorfologas de longitudes variables en funcin el abastecimiento de agua y la morfologa de la superficie; y su incisin tambin es variable en funcin de la volumetra del flujo y de la profundidad de la pileta en el

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 548 caso de que funcione como su aliviader o. Por norma general, los criolapiaces observados tienen una profundidad entre los 10-20 cm, pudiendo llegar a los 40 cm en el caso de las piletas ms desarrolladas. Su temporalidad es estacional, abrindose durante los periodos de fusin. Se han observado muy frecuentemente todos los aos sobre la superficie del bloque de Castil. En algunos estudios se han referido a ellos como “ meandering bdire ” por la semejanza gentica que guardan con estas morfologas glaciares (Citterio, 2005b), y en otros como “ ablation rinnekarren ” por la similitud con las morfologas exokrsticas (Bella, 2006). Fig.6.89. Criolapiaces meandriformes sobre la superficie del bloque de Castil. Las flechas indican la direccin del flujo de agua. Biseles : son amplias morfologas cncavas que achaflanan las paredes del bloque de hielo. Se originan por la fusin de aguas estancadas, formndose en perpendicular a la direccin de los escasos flujos que mantienen tales aguas. Tienen un trazo vertical rectilneo de hasta 3 m de altura, con una te mporalidad perenne. Se han podido observar frecuentemente en los laterales del bloque de Vernica, especialmente en sus dos galeras heladas principales, GH y GHm. Bella (2006) se refiri a ellas como “ ablation bevels ”.

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 549 Fig.6.90. Diferentes biseles en las paredes del bloque de hielo de Vernica. b.4.crioespeleotemas de fusin de gnesis mixta : dentro de esta categora se engloban las criomorfologas de fusin que han sido generadas por la combinacin de varios procesos. Ya sean flujos de aguas, de aire o la transmisin de calor geotrmico. Lo habitual es que sean, pues, criomorfologas que se encuentren o bien en los laterales de los bloques de hielo u horadando su interior. Frecuentemente son las criomorfologas de fusin de mayor tamao. Cuevas de hielo : son cavidades criokrsticas formadas en el interior de un bloque de hielo a causa principalmente de flujos de agua y corrientes de aire. En los casos observados adquieren grandes dimensiones con secciones de hasta 10 m de ancho. Mantienen un carcter perenne, con las mayores fusiones durante los periodos de fusin, aunque no son muy frecuentes. En el sector Mnd de la cueva de Vernica se dan formando un cruce de galeras horizontales abiertas en el hielo horadando las

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 550 reminiscencias de lo que en el pasado form parte de un bloque unitario en toda la cueva. Su estado de ablacin es avanzado, y a pesar de que su apertura inicial fue causada por flujos de agua, en la actualidad son las corrientes de aire las encargadas de agrandarlas. Este tipo de criomorfologas intrayacentes de fusin mixta tambin se han apreciado, con menores dimensiones, en tneles incipientes abiertos en el interior del bloque de Castil, y en la cueva HS4. Fig.6.91. Pasajes intrayacentes formando cuevas de hielo en el bloque de hielo de Vernica (fotos 1-3) y de HS4. Aunque de menores dimensiones tambin se encuentran oquedades criokrsticas en el interior del bloque de Castil (fotos 5 y 6). (fotografa 3 de Javier Snchez; fotografa 4 de Bernard Hivert). Muros de hielo : se trata de paredes de dimensiones decamtricas verticales o subverticales que se conforman en los la terales de los bloques de hielo. Pueden presentar ondulaciones en funcin del grado de fusin que mantengan. No es muy frecuente ver tales muros, o bien porque el bloque de hielo no tiene las dimensiones suficientes o por las dificultades topogrficas de la cavidad. Representan el retranqueo del bloque de hielo tanto por flujos de aire y agua, como por la ablacin directa por el calor geotrmico emitido por las paredes encajantes. Esto ltimo al menos en las primeras fases de su retranqueo. Se han observado tan slo en el bloque de hielo de Vernica en las galeras GH y GHm. Otros autores denominan a tales muros como ice cliffs o exposed walls (p.e. Per oiu y Pazdur, 2011; Hausmann y Behm, 2011).

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 551 Fig.6.92. Dos perspectivas distintas del muro de hielo del bloque de Vernica que se levanta en la estancia GH (fotografas de Bernard Hivert). Falsas rimayas : por analoga con los neveros se ha denominado as a las aperturas entre el bloque de hielo y la pared encajante, que dando el trmino de rimaya glaciar lejos, en cuanto a procesos morfogenticos y dimensiones se refiere, de las aqu presentadas. En su formacin confluyen la fusin geotrmica emitida por las paredes encajantes y los flujos de aire principalmente. No se ha podido corroborar si, al igual que ocurre con las

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 552 rimayas de los glaciares o con las falsas rimayas de los neveros, el desplazamiento de la masa de hielo es un factor a tener en cuenta en su formacin, influyendo en la separacin con respecto a la pared y por tanto tambin en su mayor o menor fusin geotrmica y en las corrientes de aire que el bloque de hielo percibe. Tambin dependiendo de la anchura que tengan se pueden obturar estacionalmente con flujos de agua y con hielo de rehielo colmatndose hasta su superficie, y quedando nuevamente vacas durante los periodos de fusin. Tales variaciones estacionales de hielo y el trnsito de flujos de agua (muy marcadas en algunas de las falsas rimayas de Castil) quizs influyan, aunque sin comprobacin alguna realizada, en el ensanchamiento de la criomorfologa generando en la pared del bloque de hielo una fusin mecnica que pueda contribuir a su debilitamiento. En la he lada de Altiz se ha comprobado en los aos de estudio como la anchura de la falsa rimaya se ha incrementado, permaneciendo casi invariable interanualmente para el ca so de Castil. Aunque sean criomorfologas muy frecuentes y se puedan observar en todos los bloques de hielo a estudio, no se ha podido cotejar que se d un tipo de hielo distinto al resto del bloque de hielo como proponen otros autores (Citterio, 2005b). Otros autores se han referido a ellas como “ rimayes ” (Luetscher, 2005). Fig.6.93. Cambios estacionales en una de las falsas rimaya s de Castil. Dependiendo del periodo la misma puede quedar obturada por completo por agua y hielo, o completamente libre y expuesta a la circulacin de agua, aire y calor geotrmico. 6.3.2.3.Crioespeleotemas de gnesis mixta Coraloides de hielo : son crioespeleotemas de aspecto bulboso imitando la morfologa de perlas adheridas a una superficie de hielo. Por lo comn forman un manto continuo de pequeos glbulos individualizados (2-5 cm de dimetro). Se han denominado como coraloides de hielo por su semejanza morfolgica con las concreciones calcreas conocidas como brotoides (un tipo de coraloide globuloso). Se trata de un crioespeleotema de origen mixto en el que una masa de rehielo formada previamente se somete a un proceso de fusin por goteo y flujo de agua. Y en el que la cristalizacin

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 553 hexagonal del rehielo sobre el que se forman quizs tenga su funcin. En la ST de Castil, una pequea masa estalagmtica sinforme de rehielo que se crea sobre los clastos depositados en su piso, durante el periodo de fusin, se somete a un goteo incesante y muy repartido por toda la estancia. Los goteo s filtrados desde el techo de la cavidad caen desde grandes alturas lo que provoca una nebulizacin originada por la salpicadura de las gotas de agua sobre la masa estalag mtica que explicara la extensin continuada de la crioforma a lo largo de toda su superficie. En un primer momento la masa estalagmtica se conforma como un criolapiaz en pinculo (foto 1 de la fig.6.94), pero a medida que continua su ablacin se suman al proceso de fusin la generacin de pequeos flujos de agua que contribuyen a fusionar el criolapiaz individualizando poco a poco pequeos glbulos en un manto continuo (foto 3 de la fig.6.94). Quizs en la circulacin de esos pequeos flujos de agua influya inicialmente la cristalizacin hexagonal de las masas estalagmticas pudiendo guiar en parte su curso. Son crioespeleotemas de temporalidad efmera que han sido observados solo a finales del periodo de fusin en dos puntos concretos de la cueva helada de Pea Castil: en la ST y sobre el sinforme de hielo del piso superior. Fig.6.94. Crioespeleotemas en forma de coraloides en la sala ST de la cueva helada de Castil. Imgenes del proceso evolutivo: 1, recubrimiento estalagmtico de rehielo durante del periodo de acumulacin; 2, solo se dan concreciones coraloides de forma incipiente en algunos puntos deter minados durante esta poca (a); 3, formaciones coraloides individualizadas tapizando buena parte del piso de la es tancia a finales del periodo de fusin; 4) en un estado avanzado de fusin los coraloides quedan muy individualizadas y en estado casi ya licuado. Fig.6.95. Los coraloides en hielo sobre el sinforme estalagmtic o del piso superior de la SH en la cueva de Castil. 1, estado de formacin inicial (periodo de acumulacin); 2, coraloide con los glbulos individualizados (finales del periodo de fusin).

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Manuel Gmez Lende Captulo 6.Las criomorfologas 554 CRIOESPELEOTEMAS frecuencia temporalidad tamao relacin con el bq.hielo zona de cavidad momento de su gnesis a) Acumulacin Congelacin de flujos o laminar: -Colada de hielo frecuente estacional / perenne mesoforma suprayacente indistinta periodo acumulacin -Tubos de rgano poco frecuente estacional mesoforma no re lacionado indistinta periodo acumulacin -Gradillas de hielo poco frecuente efmera microforma no relaci onado entrada cavidad periodo acumulacin -Estratos de hielo muy frecuente estacional / perenne macroforma suprayacente salas heladas periodo acumulacin -Cortinas de hielo frecuente estacional / perenne macroforma no relacionado salas inferiores periodo acumulacin -Cascadas de hielo frecuente mayorit. estacional (perenne HS4) macroforma no relacionado indistinta periodo acumulacin -Banderolas de hielo frecuente efmera mesoforma no relacionado indistinta periodo acumulacin Congelacin de goteo: -Carmbanos de hielo frecuente mayorit. efmera micro / mesoforma no re lacionado primeras estancias periodo acumulacin -Carmbanos ramificados excepcional efmera microforma no relacionado primeras estancias / estancias inferiores periodo acumulacin -Estalactitas de hielo frecuente estacional (perenne rehielo Altiz) meso / macroforma no relacionado primeras estancias / estancias inferiores (Altiz) periodo acumulacin -Estalagmitas de hielo poco frecuente estacional / perenne meso / macrofor ma suprayacente primeras estancias periodo acumulacin -Sinformes estalagmticos de hielo frecuente perenne macroforma supra / infrayacente primeras estancias / estancias inferiores (Vernica) periodo acumulacin -Columnas de hielo frecuente estacional / perenne macroforma no relacionado primeras estancias / estancias inferiores (Altiz) periodo acumulacin Congelacin de agua estancada: -Congelacin de aguas estancadas frecuente estacional mesoforma suprayacente salas heladas periodo acumulacin -Hielo laminar en pozos obturados poco frecuente estacional / perenne mesoforma no relacionado estancias prximas a salas heladas periodo acumulacin -Hielo laminar de sublimacin en remansos excepcional estacional mesoforma no relacionado estancias prximas a salas heladas periodo acumulacin Crioespeleotemas de escarcha: -Cristalizacin en escarcha poco frecuente efmera microforma no relacionado estancias prximas a salas heladas periodo acumulacin

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Las cuevas heladas en Picos de Europa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 6.Las criomorfologas 555 -Estrellas aciculares de escarcha excepcional efmera microforma no relaci onado suprayacente periodo acumulacin b) Fusin Fusin por flujos de aire: -Ventanas poco frecuente perenne mesoforma no relacionado estancias inferiores periodo fusin -Scallops frecuente perenne meso/macroforma intray. (later.bq.hielo) salas heladas periodo fusin Fusin por goteo: -Piletas o Eguttation pits muy frecuente estacional mesoforma suprayacente salas heladas periodo fusin -Conulitos de hielo frecuente estacional / perenne mesoforma suprayacente salas heladas periodo fusin -Pozos de fusin poco frecuente perenne macroforma supra/intrayacente salas heladas periodo fusin -Antiestalagmitas poco frecuente efmera mesoforma suprayacente salas heladas / primeras estancias periodo fusin -Criolapiaz en pinculo excepcional efmera mesoforma no relacionado salas terminales periodo fusin Fusin por flujo de agua: -Criolapiaces meandriformes muy frecuente estacional mesoforma suprayacente salas heladas periodo fusin -Biseles frecuente perenne macroforma intray. (later.bq.hielo) salas heladas periodo fusin Fusin mixta: -Cuevas de hielo poco frecuente perenne macroforma intrayacente salas heladas periodo fusin -Muros de hielo poco frecuente perenne macroforma intray.(later.bq.hielo) salas heladas periodo fusin -Falsas rimayas muy frecuente perenne macroforma intray.(later.bq.hielo) salas heladas periodo fusin c) Gnesis mixta -Coraloides de hielo poco frecuente efmera mesoforma no relacionado indistinta periodo fusin Tabla 6.11. Cuadro resumen de los crioespeleotemas observados en las cuevas heladas a estud

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CAPTULO VII.SNTESIS Y DISCUSI"N: EL FEN"MENO DE LAS CUEVAS HELADAS EN EL MACIZO CENTRAL DE PICOS DE EUROPA

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.Sntesis y discusin 559 7. SINTESIS Y DISCUSI"N FINAL El anlisis detallado aqu presentado sobre aspectos fundamentales de las cuevas de Pea Castil, Altiz y Vernica permite sume rgirse en la comprensin del fenmeno de las cuevas heladas, desmenuzando aquellos factores imprescindibles para el entendimiento de su origen, desarrollo, configuracin, evolucin y funcionamiento endoclimtico; as como para su concrecin epistemolgica dentro de los estudios disciplinares de los medios fros. A continuacin se discuten los principales conocimientos extrados para este conjunto representativo de las cuevas heladas de la alta montaa de Picos de Europa. a) La alta montaa rocosa de Picos de Europa, un marco endokrstico adecuado para el desarrollo de cuevas heladas. Geomorfolgica y topoclimticamente el piso de la alta montaa rocosa de Picos de Europa es favorable no slo de cara al desarrollo de un amplio endokarst, sino que tambin constituye un marco adecuado para la existencia de las cuevas heladas. La amplia extensin y potencia de las calizas en Picos de Europa permite una concentracin excepcional de simas de ms de 1000 m de profundidad de reconocido prestigio y un entramado favorable a la apertura de mltiples bocas de entrada que facilitan en ltima instancia la activacin de las circulaciones termodinmicas del aire imprescindibles para el alojamiento y preservacin de hielos cavernarios. Sin embargo su imbricada localizacin endokrstica, su difcil entramado interno y su verticalidad complican el acceso y la progresin por el interior de las cavidades, haciendo cuanto menos incmoda su exploracin, lo que induce desafortunadamente, y como seal Maire (1990) refirindose al conjunto de las cuevas heladas de la alta

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 560 montaa en general, a un menor nmero de investigaciones y por tanto a una base epistemolgica precedente para el caso de Picos de Europa totalmente nula. El desarrollo y la verticalidad que alcanza el endokarst en Picos de Europa imponen varias caractersticas ms a sus cuevas helada s. Por un lado, y en base a ello, favorece la profundidad alcanzada por sus bloques de hielo, facilitando grandes desarrollos volumtricos que sobrepasan los 100 m de profundidad, como ocurre en la cueva helada de Vernica (hasta los -109 m), o incluso que lo doblan extraordinariamente como ocurre en la HS4 (hasta los -260 m). En ambos casos adems con ms que probables continuaciones. Tales cifras, a excepcin de lo extraordinario de la HS4, se encuentran dentro de rangos habituales de otras cuevas heladas. En las cuevas heladas del Jura frecuentemente sus bloques de hielo no profundizan ms de 100 m (Luetscher, 2005), el bloque de la cueva suiza Diablotins llega a los 90 m (Morard, 2011), en el macizo de Brenta algunos de los hielos estudiados profundizan hasta los 160 m (Ischia y Borsato, 2004), y en el macizo tambin italiano de Grigna el bloque de hielo de la cueva LCLO 1650 se sita entre los 80 y 95 m (Citterio et al., 2003). Menores profundidades a da de hoy mantienen Sc ri oara y Bor ig (en Apuseni-Rumania), Dobšinsk (en Du aEslovaquia), Lodowa Cave in Ciemniak (en Tatra-Polonia) o Vukušic (en VelebitCroacia), que en ningn caso estn por debajo de los 68 m (Per oiu, 2011; Kern et al., 2010; Bella, 2006; Hercman et al., 2010; Kern et al., 2011b, respectivamente). En Pirineos la cueva helada A294 tiene su bloque de hielo localizado entre los 36 y 40 m (vase tabla 6.1). Mientras que por otro lado, la verticalidad de las cavidades facilita, los movimientos y flujos de las masas del hielo como muestran clarificadoramente las mltiples disposiciones de los estratos del bloque de Vernica. Dinamismo que dificulta decisivamente el establecimiento de evolucione s paleoclimticas a partir del anlisis de sus hielos, condicionando su potencial como geoindicador paleoambiental al no hacer corresponder secuencialmente un ao por cada estrato (Silvestru, 1999; Frizs et al., 2004, Turri et al., 2003). Procesos caracterizadores del endokarst de Picos de Europa como lo es la erosin inversa ( hidden shafts ) imponen tres condicionantes fundamentales para el desarrollo de cavidades heladas como se ha observado en las tres estudiadas. Por un lado, la condicin categrica de cuevas heladas dinmicas como aquellas cuevas con entradas principales localizadas a distintas altitudes que facilitan el efecto chimenea a lo largo de

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 561 todo el ao, se encuentra condicionada, cuando no impedida, por las reducidas dimensiones de sus entradas superiores como sucede en Altiz y Vernica, y en Castil probablemente, con bocas superiores de muy reducidas dimensiones que quedan taponadas algunos meses durante los periodos abiertos, restringiendo su circulacin termodinmica. Por otro lado, unas reducidas dimensiones de las bocas de entrada principales, a pesar de que se abran en su interior simas de gran tamao (como impone habitualmente el horadado endokrstico en hidden shaft ), hacen que la alimentacin del bloque de hielo por inputs directos de nieve quede muy mermada y con ello la evolucin y el desarrollo del bloque. Como ocurre en la cueva de Altiz y el estado de ablacin actual de su bloque de hielo. Y por ltimo, derivado tambin de este tipo de karstognesis, se encuentra el hecho de que an siendo sus entradas principales de grandes dimensiones, caso de la cueva de Ve rnica, no sean lo suficiente para dar cabida a una voluminosa acumulacin nival anual, instalndose sobre ellas neveros permanentes que bloquean la cavidad y por tanto, y sobre todo, la circulacin termodinmica durante largos periodos de tiempo. Lo que las hace quedar selladas como sucedi en Vernica en el ao 2013, generndose el aqu denominado como periodo cerrado inducido Teniendo presentes estos ltimos aspectos se ha observado que aquellas cavidades en las que las bocas de entrada son menos favorables, geomorfolgica y topoclimticamente, para a la acumulacin nieve, presentan bloques de hielo actualmente peor alimentados y con volmenes menores, caso de Altiz, sobre todo en relacin con las otras dos en las que se dan las condiciones contrarias. Se puede considerar por tanto, a la vista de ello, la propia idiosincrasia de las bocas de entradas de las cavidades como un factor bsico en el desarrollo y evolucin de los bloques de hielo y sus balances de masa. Otra consecuencia derivada de la configuracin endokrstica caracterstica de Picos de Europa en forma de sucesin de simas verticales, es que las entradas principales, tanto las inferiores como las superiores, se encuentran altitudinalmente por encima de las estancias en las que se instalan los bloques de hielo Este hecho induce un comportamiento diferenciado de la termocirculacin en funcin de las distintas zonas de las cavidades. De tal manera, en las salas heladas, donde se localizan los bloques de hielo, se registra un comportamiento en forma de trampas de fro en los periodos

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 562 cerrados (caractersticos de las cuevas estticas ); mientras que los sectores comprendidos entre las bocas de entrada inferior y superior el comportamiento termodinmico caracterizador es ms propio de cuevas dinmicas Aunque esto siempre bajo caracteres propios de cada cavidad, ya que por ejemplo en el caso de Castil no se ha podido determinar fehacientemente un comportamiento dinmico en sus sectores ms elevados aunque se intuya la existencia de pequeas entradas superiores. Matizaciones similares a clasificaciones gene rales climticas de las cuevas heladas (Luetscher y Jeannin, 2004b) han sido manifestadas para otras cavidades. Kern et al. (2011) dentro de Mammuthhle (Dachstein-Austria) han sealado como a pesar de que la cavidad se pueda clasificar como una cueva helada dinmica, su sala Saarhale registra un comportamiento termodinmico esttico. Aunque en esta ocasin sin aludir al porqu de este hecho diferenciador. A pesar de que en las caracterizaciones endoc limticas de las cuevas heladas y en sus clasificaciones genricas siempre se subray an sus configuraciones endokrsticas como condicionantes en la formacin y desarrollo de los hielos (p.e. Maire, 1990; Luetscher y Jeannin, 2004a, 2004b; Malyudov, 2008; Mihevc, 2014); no se ha prestado demasiada atencin a los aspectos inducidos por la ver ticalidad de las cuevas que se acaban de presentar para el caso de Picos de Europa. Es presumible que los hechos sealados se den igualmente en sistemas krsticos de fuer te componente vertical como se ha visto para las cuevas heladas estudiadas, matizndose con ello tales clasificaciones generales como se ha reseado en alguna ocasin (Kern et al., 2011; Buzjak et al., 2014). b) Endoclima de las cuevas heladas b.1.Caracterizacin termohigromtrica La caracterizacin endoclimtica de las cuev as heladas de Pea Castil, Vernica y Altiz est condicionada directamente po r sus configuraciones endokrsticas, que son, en ltima instancia, condicin fundamental para hacer de este tipo de cavidades fenmenos nicos frente a los otros cientos de cavidades vecinas que no albergan hielos perennes en su interior. A ello hay que aadir su localizacin en una alta montaa templada como Picos, como factor simbitico junto con la configuracin endokrstica, para la satisfaccin de las

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 563 necesidades climticas demandadas por este tipo de cuevas para su formacin y pervivencia. La precipitacin nival, la pluviosidad y la rigurosidad trmica que a estas cotas altitudinales caracteriza a la alta montaa de Picos de Europa permiten los abastecimientos adecuados y el endoclima propicio para el desarrollo y la permanencia a da de hoy de los volmenes de hielo. No se ha corroborado la existencia de cuevas heladas en Picos de Europa por debajo de lo s 2.000 m, ni en otras montaas cantbricas fuera de los macizos Central y Occidental de Picos de Europa. Solo en la Montaa Palentina ha sido apuntada la posibilidad de la existencia de ambientes de permafrost en posibles cuevas heladas en el sector del Ves con la cavidad CV-1 (2045 m), y en la ladera nororiental del Espigete, con la Sima de las Chovas (1910 m), con una potencial existencia aqu de cuevas similares por encima de los 2000 m (Pellitero, 2012). Desde el punto de vista trmico, todas las cavidades permanecen con temperaturas medias para el periodo investigado inferiores a 0C a excepcin tan slo de leves repuntes registrados en el sector PS de la cu eva de Altiz en el que se dieron cifras positivas pero sin llegar a superar 1C. Las distintas estancias que han sido controladas trmicamente muestran temperaturas medias que varan entre los -0,3C registrados para la ST de la cueva de Castil hasta los -0,9C en el sector Mnd de la cueva de Vernica. Las Tabs.mn y Tabs.mx se extienden variablemente dependiendo de la caracterizacin termodinmica que se haya registrado en cada una de ellas, abarcando desde los 9,6C tomados en el PM de Altiz como la mxima de todas las estancias controladas, hasta los -10,8C en la SC de Vernica. La amplitud trmica anual entre los meses ms clidos y los ms fros no supera en ningn caso los 8C. El mximo se registra en el sector PS de Altiz con 7,9C, y los ms bajos superan levemente los 2C en el caso de las tres cavidades. En cualquier caso, ello muestra unas variaciones trmicas menos extremas que las registradas en superficie, lo que hace que el estrs trmico en el interior de las mismas sea ms atenuado y las morfologas ms caractersticas de ambientes periglaciares en el exterior, en estos ambientes no se encuentren representadas. Estos datos reflejan tanto el carcter fro general como la amortiguacin trmica presentes en las tres cuevas heladas a estudio. Patrones de comportamiento generales comn a muchas cu evas heladas estudiadas pero que se matizan en cada una de ellas como se ha sealado en mltiples ocasiones (p.e. Choppy, 1984; Racovita, 1984; Mavlyudov, 1997; Lauriol et al., 1988; Silvestru, 1999; Pflitsch y Piasecki, 2003; Per oiu, 2004; Piasecki et al, 2006; ÂŽk et al., 2010).

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 564 En las cuevas heladas estudiadas la cantidad de das en los que las Tmd 0C es amplia En las salas en las que se alojan los bloques de hielo se sobrepasan los 300 das, cuando no son todos los das como ocurre en la SH de Castil en los tres aos de investigacin. En los casos en los que se registra una menor cantidad de das con Tmd 0C, en la cueva de Altiz de forma generalizada, no se baja de los 120 das registrados (en el PS de dicha cavidad). En aquellas estancias con Tmd>0C, tales das se distribuyen a lo largo de los meses estivales, aunque en algunos ca sos se puedan repartir durante todo el ao como sucede en el PS de la cueva de Altiz, como consecuencia de su funcionamiento trmico dinmico tanto durante los periodos abiertos como los periodos cerrados. En estancias como el PS de Altiz la caracterizacin climtica amortiguada y las medias anuales por debajo de 0C se desvirta es tando muy influenciada por las condiciones exteriores y perdiendo, por tanto, su condicin de cueva helada y ambiente de permafrost. La correlacin existente entre las temperaturas internas de las cavidades y las externas a pesar de no mantener excelentes ndices debido a la calidad de los registros de las EMAs y de la falta de toma de datos directamente en los exteriores inmediatos de las cavidades, muestra una sincrona cclica anual entre ambos ambientes. En este sentido las evoluciones trmicas exteriores dirigen las evoluciones trmicas interiores fehacientemente durante los meses en los que se establece la condicin TextTint los ndices de correlacin son nulos y las cavidades mantienen un comportamiento homotrmico cercano a los 0C y completamente independiente de las condiciones exteriores. Rasgo comn que comparten las cuevas heladas. b.2.Periodos termodinmicos En base a estas evoluciones y a las temperaturas registradas en cada momento se han distinguido, con ligeros matices dependiendo de la cavidad y la estancia de cada una de ellas, tres periodos termodinmicos principales Los periodos abiertos ( periodo A ) en los que permanece el binomio trmico Text
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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 565 contacto de masas de aire con diferentes temperaturas y densidades. El interior de las cavidades se enfra irregularmente siguiendo las oleadas de fro que penetran desde el exterior. La extensin del periodo abierto pue de variar ligeramente en funcin de la cavidad, de la estancia y del ao pero hab itualmente abarca desde finales de noviembreprincipios de diciembre hasta comienzos de mayo, pudindose distinguir en las tres cavidades dos subtipos ( periodo A1 y A2 ), fundamentalmente en funcin de la diferente amplitud de las oscilaciones trmicas, las temperaturas mnimas alcanzadas y las tendencias que muestran sus temperaturas. A pesar de que los periodos abiertos, en bue na parte de los estudios endoclimticos de las ltimas dcadas son habitualmente distinguidos para estas mismas fechas y bajo los mismos desencadenantes y comportamientos, aunque bajo distinta nomenclatura (Maire, 1990; Ohata, 1994a; Lauriol y Clark, 1996; Racovi y Onac, 2000; Luetscher y Jeannin, 2004a; Piasecki et al., 2006; Kadebskaya y Tchaikovskyi, 2009; Morard, 2011; Per oiu, 2011; Korzystka et al., 2011; Belmonte et al., 2014; Meyer et al., 2014); la divisin de estos dos diferentes subtipos no cuenta con precedentes en otros estudios a excepcin de Maire (1990). Este autor distingua dentro de lo que denomin como invierno subterrneo semejantemente a como se ha registrado en las cuevas estudiadas, un periodo comprendido entre noviembre/diciembre y febrero/marzo en el que las cavidades heladas de alta montaa actan como trampas de fro con las primeras formaciones de rehielo (equivalente al aqu propuesto como periodo abierto A1). Y un segundo periodo entre los meses de marzo y mayo con desarrollos de rehielo mximos (equivalente al aqu propuesto como periodo abierto A2). En los periodos cerrados ( periodos CA) el binomio trmico se invierte registrndose Text>Tint y con las mayores temperaturas tanto en el interior como en el exterior de las cavidades. Durante estos periodos se reduce al mximo el intercambio energtico entre la cavidad y el exterior con una estanqueidad y estratificacin de las masas de aire en el interior en funcin de sus densidades. Ganan en protagonismo tanto la influencia geotrmica de la roca encajante como el papel amortiguador de los bloques de hielo. Principalmente en las salas heladas se registra una homotermia mxima en torno a 0C producto tanto de la falta de insolacin como del carcter termorregulador del bloque de hielo. A medida que nos alejamos de los bloques de hielo o bien las temperaturas adquieren una homotermia algo mayor o bien, en el caso de que estn influenciadas por

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 566 algn movimiento de aire en efecto chimenea, la homotermia queda tergiversada. Las oscilaciones trmicas, en caso de que se den, son las ms pequeas de todo el ciclo anual sin sobrepasar nunca los 0,5C. Los periodos cerrados abarcan desde junio-julio hasta finales de octubre-comienzos de noviembre. Al igual que ocurre con los periodos abiertos, en la gran mayora de los estudios endoclimticos recientes se diferencia el periodo cerrado como uno de los periodos principales bajo las mismas caracterstic as que se acaban de exponer (Maire, 1990; Lauriol y Clark, 1996; Ohata, 1994a; Racovi y Onac, 2000; Luetscher y Jeannin, 2004a; Piasecki et al., 2006; Kadebskaya y Tchaikovskyi, 2009; Morard, 2011; Per oiu, 2011; Korzystka et al., 2011; Belmonte et al., 2014; Meyer et al., 2014). Pero sin embargo, y a pesar de que durante los periodos cerrados no se han distinguido subperiodos precisamente por su comportamie nto homotrmico generalizado, s que se ha discernido, y slo para el caso de la cueva de Vernica, un periodo diferenciado que hemos denominado periodo cerrado inducido ( periodo CB). En este caso, la obturacin del interior de la cavidad por la acumulacin de nieve en sus dos bocas principales provoca un sellado que modifica el comporta miento termodinmico caracterstico de los periodos cerrados. El binomio termodinmico habitual queda trastocado dndose Text
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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 567 tanto, pudiendo influir en el mantenimiento o desaparicin de los bloques de hielo en su interior. La influencia de estos taponamientos nivales en las circulaciones de aire internas y el aislamiento de las cavidades se ha sealado en anteriores ocasiones (p.e. Maire, 1990; Morard et al., 2012; Kunaver, 2009), pero hasta ahora no se haba destacado que tal sellado conllevase un periodo de tiempo tan ma rcado en el que la termocirculacin del interior de la cavidad se viese afectada, ni tampoco se haba individualizado de forma especfica tal periodo. Maire (1990) dentro de lo que conceba como veranos subterrneos (equivalente a los periodos cerrados) s que diferenciaba, en funcin de los grados de fusin del hielo, dos subperiodos distintos: entre junio y agosto uno, y entre septiembre y noviembre otro; pero nada tiene que ver ninguno de los dos casos ni con las fechas ni con las causas que se exponen aqu para los periodos cerrados inducidos. Entre los periodos cerrados y abiertos se distinguen los periodos transicionales en los que las condiciones trmicas de las cavidad es registran tendencias de ajuste a las condiciones homotrmicas y heterotrmicas imperantes en los otros dos periodos principales. Durante los periodos transicionales se reconocen tendencias heterotrmicas o bien en ascensin escalonada al pasar del periodo abierto al periodo cerrado con unas Text por encima de 0C y por tanto cesando la entrada de aire fro a la cavidad ( periodo TrA), o bien descendentemente algo ms bruscas en el caso contrario, en el que se registran las primeras entradas espordicas de aire fro en el interior de la cavidad ( periodo TrB). Los periodos transicionales han sido distinguidos como uno de los periodos principales en las caracterizaciones termodinmicas de las cuevas heladas dentro de muchos estudios (Ohata, 1994a; Luetscher y Jeannin, 2004a; Morard, 2011; Per oiu, 2011; Korzystka et al., 2011; Belmonte et al., 2014; Meyer et al., 2014), si bien slo en muy pocos se han distinguido especficamente dos tipos de periodos transicionales distintos (Belmonte et al., 2014). En este caso coincidiendo genricamente con las caractersticas y duraciones aqu expuestas. A estos periodos temporales se suma una serie de particularidades que diferencian el comportamiento en detalle de las distintas estancias, a la vez que complican la configuracin endoclimtica de las cuevas estudiadas. Se ha comprobado cmo dependiendo de la estancia las temperaturas medias son levemente ms elevadas en

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 568 aquellas que tienen mayor influencia de la s condiciones exteriores ya sea por su cercana a las bocas de entrada o por registrar circulaciones termodinmicas ms heterotrmicas a lo largo del ao. A lo que se le aade la lejana con respecto al bloque de hielo. En relacin a ello se ha visto que los gradientes trmicos tambin varan segn el sector de la cavidad, de tal manera que se observan generalmente contrastes trmicos ms atenuados aunque variables en funcin del periodo termodinmico, cunto ms nos alejemos de las influencias exteriores o con la profundizacin de la cavidad. Tambin se han registrado puntuales y leves inversiones trmicas positivas durante los periodos cerrados que modifican sucintamente las tendencias homotrmicas, correspondidas con bajadas bruscas y puntuales de las temperaturas exteriores. Estos pequeos repuntes trmicos positivos han sido sealados en las tendencias homotrmicas de los periodos cerrados en otras cuevas heladas (Mavlyudov, 2009; Morard et al., 2010a), con la particularidad de que para el ltimo de los casos se corresponde con cuevas heladas dinmicas (Morard et al., 2010). Tambin estos ltimos autores sealan reacciones ms lentas en la recuperacin de las temperaturas dependiendo de la estancia como los que se han observado en las cuevas heladas a estudio. En stas, los tempos seguidos por las evoluciones de las distintas estancias varan, registrndose inercias trmicas ms lentas en aquellas ms alejadas de las condiciones exteriores, con desfases incluso de varios das hasta alcanzar las temperaturas de los sectores ms externos. b.3.Zonificacin trmica. En base a las condiciones y dinmicas trmicas que se han observado en las distintas estancias se ha establecido una zonificacin trmica para cada una de las cuevas heladas estudiadas. De tal manera, y de forma genrica para los tres casos, se han diferenciado dos grandes zonas trmicas: zonas fras que son aquellas zonas que se comportan dentro de los estndares habituales trmicos de las cuevas heladas en cuanto a periodos y caractersticas trmicas se refiere. En ellas se alojan los bloques de hielo y su configuracin y situacin endokrstica dentro del conjunto de la cavidad las hace comportarse, desde el punto de vista climatolgico, como estancias estticas, funcionando como trampas de fro homotrmicas en torno a los 0C durante los periodos cerrados y enfrindose en funcin de las condiciones exteriores heterotrmicamente durante los periodos abiertos. Para las cuevas heladas de Vernica y Altiz se han diferenciado dos tipos de zonas fras: zonas fras I y II, siendo stas

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 569 ltimas en las que se registran temperaturas medias ms fras con un comportamiento termodinmico ms estandarizado y sin darse los repuntes trmicos puntuales que se registran en las zonas fras I. Las zonas templadas mantienen un comportamiento ms acorde con las evoluciones exteriores con un grado mayor de heterotermia. En ellas se registran las temperaturas medias ms elevadas y el mayor nmero de oscilaciones. Pueden darse en las estancias ms cercanas topogrficamente a las bocas de entrada (zonas templadas exteriores) como por ejemplo sucede en el PS de Altiz, o en sectores interiores (zonas templadas interiores); pudi ndose diferenciar stas ltimas, segn la variabilidad de las oscilaciones, en zonas temp ladas variables y estancas, caso de la ST y Po de la cueva de Castil, respectivamente. En general son zonas donde el ambiente periglaciar se atena y el bloque de hielo no est presente, aunque s los crioespeleotemas estacionales. Estas zonas funcionan desde el punto de vista de la circulacin de las masas de aire, en algunos casos de forma muy evidente como sucede en el PS de Altiz, como cuevas dinmicas. El estudio de las zonificaciones propuestas pa ra las tres cavidades estudiadas debera continuarse con estudios en otras cavidades heladas cercanas, con el fin de concretar ms sus comportamientos y dinmicas caracterizadoras, y contrastarlas con otras propuestas establecidas (Racovi 1975; Choppy, 1984; Lauriol et al., 1988; Mavlyudov, 1997; Serban y Racovita, 1991; Silvestru, 1999; Per oiu, 2004; Citterio et al., 2004; Pflitsch et al., 2006; Piasecki et al., 2006; Grebe et al., 2009; Kadebskaya y Tchaikovskyi, 2009; Žk et al., 2010; Korzystka et al., 2011). De esta manera se contribuira as a estandarizar las distintas nomenclaturas expuestas y los procedimientos y factores a tener en cuenta en las clasificaciones ofrecidas en las diferentes propuestas. En la mayora de las zonificaciones propuestas (meroclimticas o microclimticas segn el autor) se identifican las salas heladas donde se alojan los bloques de hielo (con distintos apelativos), junto con otras zonas donde los parmetros son ms cercanos a las condiciones exteriores y zonas de transicin entre ambos ambientes. Siguiendo criterios trmicos como los que se han seguido para la zonificacin propuesta en las cuevas a estudio, Piasecki et al. (2006), por ejemplo, y apoyndose en propuestas de Pulina (1999), distingue cuatro zonas microclimticas, en las cuales las criomorfologas permanentes se encuentran dentro de las “ II climatic zone ”, que se

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 570 corresponden a lo aqu propuesto como zonas fras. Zonas en las que las Tma permanecen por debajo de 0C. Kadebskaya y Tchaikovskyi (2009) distinguieron estas zonas con un nominativo ms expresivo: “ zone of negative temperature anomaly” Sin embargo, dentro de esta categora fra presente en las tres cavidades, se han podido diferenciar para las cuevas heladas de Altiz y Vernica los subtipos de zona fra I y zona fra II, en base a que la segunda z ona registra un comportamiento con menores amplitudes trmicas a lo largo del ao y una homotermia estricta durante los periodos cerrados, adems de presentar las temperatur as ms fras; y en la que a pesar de no alojarse el bloque de hielo se conservan gr andes crioespeleotemas perennes (caso del PI de Altiz). Una subdivisin de estas zonas cuyas temperaturas permanecen por debajo de 0C son las manifestadas por Racovi (1975), Silvestru (1999) y Per oiu (2004). Autores que dieron el nombre de “ glaciary meroclimate zone ” para referirse a zonas con las caractersticas expresadas aqu para la zona fra I, y “ periglaciary meroclimate zone ” para referirse a zonas con las caractersticas de la zona fra II. Al objeto de lo expresado al principio de la presente investigacin acerca de las confusiones terminolgicas que acarrean habitualmente los estudios de las cuevas heladas entre lo glaciar y lo periglaciar, se ha preferido para las zonas aqu distinguidas denominaciones ms aspticas. Las “ III, IV y V climatic zones ” propuestas por Piasecki et al. (2006) son las zonas del interior de la cavidad y las ms cercanas a la boca de entrada que se corresponden con las aqu llamadas zonas templadas, tanto interiores como exteriores y que se han distinguido en la cueva de Castil y de Altiz. En ellas, las Tma o bien superan los 0C, caso del PS de Altiz, o en el caso de que no lo hagan, las Tm del periodo cerrado s lo superan, presentando adems las amplitudes trmicas ms grandes. Caso de la sala ST de Castil. Denominadas por Kadebskaya y Tchaikovskyi (2009) como “ transition zone ”. Racovi (1975), Silvestru (1999) y Per oiu (2004), por ejemplo, se refirieron a zonas de este tipo como “ transition meroclimate zone ” para las zonas templadas ms cercanas a las entradas de las cavidades y como “ steady meroclimate zone ” (Silvestru, 1999) o “ temperate meroclimate zone ” (Racovi 1975; Per oiu, 2004), para las zonas templadas interiores. Para la caracterizacin trmica de la cu eva helada de Pea Castil se han aplicado tcnicas geomticas y termogrficas, y la combinacin de ambos ha permitido la

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 571 elaboracin de los ortotermogramas Procedes hasta ahora nunca aplicados en los estudios endoclimticos de las cavidades he ladas y que han permitido la observacin de algunos detalles concretos imposibles de apreciar con procedimientos habituales. Las termografas, entendidas como imgenes bidimensionales, han permitido la apreciacin en la vertical de la distribucin de las distintas masas de aire en funcin de su densidad/temperatura. Se ha comprobado cmo el aire clido se distribuye por las distintas irregularidades del techo en forma de bolsas de aire caliente rodeado de aire ms fro en sectores inferiores durante los periodos cerrados y confirmando as la condicin esttica de la cavidad en tales mo mentos. Adems de estas observaciones en la vertical, imposibles de determinar tan fcilmente con la aplicacin de mtodos e instrumentacin tradicional, la toma y tratado de termografas ha servido tambin para determinar las distintas energas calricas emitidas por las diferentes criomorfologas y los distintos ambientes de la cavidad. Con la s termografas se ha observado, al menos en los periodos cerrados que fue cuando se llev a cabo la investigacin termogrfica, cmo crioespeleotemas en la cueva de Castil como el sinforme estalagmtico o distintos crioespeleotemas estacionales, emitan una temperatura sensiblemente mayor que el bloque de hielo, y en ambos casos temperaturas menores que sus paredes encajantes inmediatas. Mediante la elaboracin de los ortotermogramas tambin se puede conjeturar (son necesarios ms estudios similares para poder confirmarlo) acerca el halo de fro del bloque de hielo y su posible alcance. Los perfiles extrados directamente de los ortotermogramas elaborados, parecen dibujar un halo de fro de 1 m de alcance en la vertical, a partir del cual la temperatura podra quedar bajo una mayor influencia de las condiciones impuestas por el calor geotrmico de la pared. Ello podra confirmar el papel del bloque de hielo como agente termorregulador. La diferencia trmica entre el bloque de hielo y la pared registrada en el momento en que se realiz el trabajo termogrfico estuvo en torno a 1C en los registros ms extremos, aumentando paulatinamente a medida que se gana altura. Estos datos suponen los primeros acercamientos cuantitativos a las posibles influencias trmicas de los bloques de hielo que han sido presentados en publicaciones recientes a raz de la presente investigacin (Berenguer et al., 2014). Con la realizacin de este tipo de estudios y la elaboracin de ortotermogramas se abre la posibilidad de es tablecer el alcance cuantitativo del halo de fro que el bloque de hielo tiene con su entorno ms inmediato y de poder visualizarlo grficamente, haciendo posible con ello acercarnos a la compresin que juega en la preservacin de su hielo y de temperaturas en torno a 0C. Influencia ya reseada

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 572 cualitativamente como un factor a tener en cuenta en la formacin y mantenimiento de este tipo de cuevas en investigaciones pr ecedentes (p.e. Silvestru, 1999; Piasecki et al., 2006; Meyer et al., 2014). Otros estudios termogr ficos estn siendo llevados a cabo en cuevas heladas y en tornos a fines (Pflistch et al., 2012b, 2012c; Meyer et al., 2014; Pflistch y Holmgren, 2014), pero en ningn caso combinndolos con las ortoimgenes, necesario para poder tener patrones directamente medibles. b.4.Higrometra El anlisis de los comportamientos higromtricos de las cavidades de Vernica y Altiz ha permitido determinar cmo las evoluciones de la humedad relativa, en el cmputo de un ciclo anual, estn tambin conformes, al menos durante los periodos abiertos, con las condiciones imperantes en el exterior de la cavidad. El grado de humedad vara considerablemente de una cavidad a otra segn el periodo temporal, a pesar de mantener una HR media anual muy alta en ambos casos. Durante los periodos cerrados se aprecia una estabilidad en el grado de humedad en ambas cavidades en sintona con las evoluciones trmicas interiores, con valores medios por encima 95%, rozando la saturacin del aire, y mnimos que no bajan del 90%. Es durante los periodos abiertos cuando se registraron bajadas considerables, que en el caso de la cueva de Altiz llegaron a valores extremos de hasta Hrmn=19,48%; mientras que en la cavidad de Vernica fueron mucho ms moderados con Hrmn=92%. Los valores extraordinariamente bajos registrados en la cueva de Altiz durante los periodos fros, no registrados tan bajos generalmente en otras cavidades estudiadas, son indicativos de la ocurrencia durante estos periodos abiertos de marcados procesos de sublimacin como se ha comprobado en otras cavidades (p.e. Racovi 1974; Mavlyudov, 1989, 1992; Eraso, 1991; Ohata et al., 1994; Lauriol et al., 1998; Rachlewicz y Szczucinski, 2004; Per oiu, 2004; Luetscher, 2005; Bella, 2006; Pflistch et al., 2006; Kadebskaya y Tchaikovskyi, 2009; Morard et al., 2010a; Kern et al., 2011; Obleitner y Sptl, 2011; Korzystka et al., 2011; Belmonte et al., 2014); y que adems seran congruentes, como un factor contribuyente ms, con el estado debilitado que presenta en la actualidad su bloque de hielo. Muestras morfolgicas de los procesos de sublimacin quedan en la formacin de scallops y en las formaciones cri okrsticas en el interior de los bloques de hielo como se ha observado en las tres cuevas a estudio. Eraso (1991) y Per oiu (2004) destacan un umbral de HR para que se den procesos de sublimacin del 85%, por

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 573 debajo del cual es fcilmente que se desen cadenen. La HR media para el periodo abierto en la cavidad de Altiz es de 81%, pero los picos tan bajos son extraordinarios en comparacin con los registros en otras cavidades (por ejemplo Morard et al. (2012) observaron picos mnimos de HR de ~50%; Luetscher (2005) de 85%; Per oiu (2011) de 75%; Belmonte et al. (2014) de ~25%). La explicacin al porqu de la diferencia de HR entre estas dos cuevas cercanas no se ha podido determinar. Tal vez la humedad aportada a la estancia en la que se ubic el termohigrmetro en Vernica (sala SC) por la cantidad de nieve acumulada en la misma y los aportes de flujos de agua y por goteos incesantes a lo largo de todo el ao con la activacin de procesos de splash sea el factor que mantenga los valores de HR altos (p.e. Cuevas, 2013). Aunque tambin podra ser consecuencia de la condensacin de los procesos de sublimacin (siguiendo nociones para cuevas glaciares de Eraso y Pulina (1994), lo que estara en sintona con la cristalizacin de hielo en forma de escarcha adherida a las paredes y observada en es tancia en todas las campaas de campo (morfologas similares producto de la congelacin de la sublimacin han sido reseadas para la cueva helada LoLc1650 por Citterio et al., 2004). En Altiz, sin embargo, la HR media ms baja y esos picos mnimos tan marcados, procuran una sequedad atmosfrica mucho mayor que en Vernica que podra no proporcionar, quizs, la humedad suficiente para la formacin y desarrollo de criomorfologas de sublimacin. O al menos con la presencia y perduracin observada en Vernica y Castil. Respuestas concretas a estos porqus higromtricos y a si las cadas tan marcadas de humedad conllevan o no fuertes procesos de sublimacin con formacin notable en escarcha, y su peso dentro de los balances de masa de hielo de estas cuevas, requiere de la continuacin de ms estudios especficos. c) Naturaleza y periodos de alimentacin de los hielos cavernarios. c.1.Naturaleza de los bloques de hielo La naturaleza de los bloques de hielo alojados en las cavidades a estudio tiene una causa poligentica Por tanto, en su formacin se combina la diagnesis de la nieve acumulada transformndose en hielo metamrfico ( teora de diagenesis snow ) y la formacin de estratos de rehielo ( teora de congelation ice ) dimanada de la congelacin de aguas de fusiones o precipi taciones percoladas. Aunque en base a

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 574 observaciones de campo se puede afirmar que es el primero de los procesos de este binomio el factor fundamental: Tanto en el caso de Castil como de Vernica es evidente, desde los sectores inferiores de las bocas de entrada principales, que la acumulacin de nieve ( teora diagenesis snow ) en forma de grandes neveros permanentes deja paso inmediato a los tramos iniciales de los respectivos bloques de hielo (metamorfismo de la nieve en los ltimos sectores de las rampas de entrada). En Vernica los estratos del bloque de hielo se localizan inmediatamente bajo las ltimas capas del gran nevero permanente de su entrada, y en el caso de Castil se ha dete rminado, a travs de la observacin directa desde los laterales del bloque y con la inves tigacin geomtica del TSL (ondas de flujo), como tambin en los ltimos tramos de la rampa nival se localizan los primeros estratos del bloque. En ambos casos las dimensiones y la exposicin de las bocas de entrada estn acorde con una abundante alimentacin ni val, preservando grandes cantidades de nieve en forma de neveros permanentes. Y en ambos casos tambin sus bloques de hielo cuentan con grandes volmenes. En el caso contrario se encuentra la cavidad de Altiz, con un bloque de muy reducidas dimensiones (comparativamente con respecto a los otros casos), pero negativamente condiciona do por la hechura de sus bocas. Una menor acumulacin nival directa en el interior de las bocas de entrada est en sintona con una masa de hielo bastante menor que en los otros casos, no dndose en ninguno de los aos de investigacin ningn nevero permanente de entidad. A excepcin del 2013 en el que en el mes agosto todava persista en el interior de la misma un pequeo nevero debido a las nevadas copiosas tardas que se dieron ese ao. La formacin y alimentacin de un bloque de hielo por acumulacin y diagnesis nival en su interior como proceso fundamental se ha reseado para otras cavidades. Luetscher (2005) seala que es la causa principal, cua ndo no la nica, de los bloques existentes en la mayora de las cuevas heladas de las mont aas del Jura. Para las cuevas heladas aqu estudiadas es la acumulacin directa de niev e desde las expuestas rampas de entrada (o a travs de grandes fracturas en el fondo de jous como sucede en el caso de HS4), y su flujo y desplazamiento por peso y gravedad, el factor fundamental en la formacin y alimentacin de los bloques.

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 575 Frente a la acumulacin directa de nieve, de forma secundaria, son suministrados aportes de rehielo a los balances de masa de los bloques ( teora congelation ice ). El hecho cualitativo de que se produzcan se ha podido determinar mediante las observaciones de campo y la aplicacin de instrumental fotogrfico y geodsico, al menos como se ha comprobado en Castil con las capas de rehielo que se forman estacionalmente sobre la superficie de su bloque. En las otras dos cavidades la estimacin cualitativa de la incorporacin de aportes de rehielo a la masa del bloque es ms difcil de determinar. En Vernica, en el piso de las GH y GHm, pese a que se acumulen capas de rehielo estacional, su intricada topografa no permite concretar si tales capas pasan a formar parte del bloque de hielo. En Altiz no se ha podido ver en ninguna campaa de campo capa de rehielo alguna cubriendo el manto de clastos que, casi por completo, cubre la superficie del bloq ue de hielo. Indicativo de que en el caso de que se den acumulaciones de este tipo son tan exiguas que no perduran un ciclo anual y, por tanto, no se incorporan al balance de masa. En Castil, sin embargo, las capas de rehielo se desarrollan estacionalmente de forma notable. Se ha observado mediante trabajo de campo, y en los sondeos GPR tamb in aparece reflejado en algunos perfiles, y confirmado cuantitativamente su espesor mediante TSL, que durante los periodos de acumulacin (fundamentalmente a finales del invierno y principios de verano) sobre toda la superficie del bloque de hielo se crea una capa decimtrica de rehielo. En su formacin intervienen las aguas filtradas, pero sobremanera las aguas de fusin nival que se percolan desde el exterior y desde la rampa de entrada. Cuando la fusin del manto nival es mxima, la capa de rehielo sobre el bloque alcanza su mximo espesor. sta a pesar de repartirse homogneamente por toda la superficie de la SH, como muestran los modelos tridimensionales de TSL, se reduce paulatinamente hacia las zonas ms internas de la SH. Los mximos espesores registrados fueron de 29 cm en junio de 2013 en los sectores de la SH ms cercanos a la rampa de entrada (de 6-7 cm en los puntos ms alejados) (congruente co n que este tipo de rehielo sea aportado fundamentalmente por las aguas de fusin nival del exterior). Sin embargo, a pesar de su entidad, se trata de capas estacionales que durante el periodo de fusin desaparecen por completo. La repercusin de estas capas de rehielo sobre el volumen actual del bloque, a pesar de que no se ha observado que lleguen a formar parte del mismo (llegndose a conformar por tanto como estratos de rehielo), puede ser la de amortiguacin de su fusin, ya que, como se ha visto el bloque mantiene en los tres aos de estudio una tendencia volumtrica de su superficie estable.

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 576 A parte de esta repercusin del rehielo sobr e la superficie del bloque de Castil derivada de las aguas de fusin nival, en las tres cavidades la formacin de crioespeleotemas perennes y estacionales se debe al rehi elo proveniente de aguas de fusin tanto extrnsecas (fusin nival o filtraciones en forma de goteo o flujo) como intrnsecas (fusin de otros crioespeleotemas o de los bloques de hielo). Y que en casos como el PI de Altiz representan un notable remanente de hielo en el interior de la cavidad. Aqu las aguas de fusin del bloque son el abastecimiento principal de los grandes crioespeleotemas que se descuelgan de su base. Pero de igual manera a cmo sucede con las capas de rehielo sobre la superficie de Castil, la gran mayora de los crioespeleotemas de rehielo mantienen un carcter estacional, no influyendo sobre los balances de masa de los bloques. En muchas cavidades se ha sealado que los aportes de rehielo tienen un mayor protagonismo en la formacin y desarrollo de bloques de hielo que el metamorfismo de la nieve, cuando no la nica. As ha sido sealado, por ejemplo, para las cuevas de Vukušic a 1470 m (Kern et al., 2011b), Sc ri oara a 1165 m (Silvestru, 1999; Per oiu y Pazdur, 2011), Fuji Fuketsu a 1120 m (Ohata et al., 1994a), Monlsi a 1135 m (Luetscher, 2005), Dobšin a 969 m (Bella, 2006), o algunas en la zona del Baikal a 300 m (Trofimova, 2006; Filipov y Shevelev, 2 011). O incluso para cuevas ms elevadas como proponen Citterio et al. (2004) para LoLc a 2030 m, o Kern et al. (2011a) para Mammuthhle a 1828 m. Por lo general, se trata de cavidades con menores altitudes que las estudiadas aqu y en las que, por tanto, los aportes nivales directos se reducen. En ellas los bloques de hielo se desarrollan a pa rtir de la congelacin de sucesivos “lagos” interiores desde las bases de las cavidades (“ lake ice stage ” o “ floor ice stage ”) lo que hace que sus estratos mantengan una disposic in acorde con la topografa basal de la cavidad sobre la que se instalen (Holml und et al., 2005; Hercman et al., 2010). Hecho imposible de corroborar en los bloques de Castil, Vernica y Altiz. La teora poligentica ( congelation ice + snow diagenesis ) vista en la formacin y desarrollo de los bloques de hielo de Al tiz, Vernica y Castil, ha sido sostenida tambin para otras cavidades. Por ejemplo, Luetscher (2005) para la cueva de St. Livres, o Belmonte et al. (2014) para la cueva A294. Interpretando para esta ltima cavidad que el mecanismo principal en la formacin del bloque es el metamorfismo de la nieve

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 577 acumulada y arrastrada por el viento desde el exterior; con un papel secundario del rehielo. En la presente investigacin los aportes de hielo por congelacin de vapor atmosfrico interior (escarcha) no han sido tenidos en cu enta por la escasa presencia que tienen en las cuevas estudiadas y ms an en los balanc es de masa de los propios bloques (a pesar de s haberse reconocidos dentro de la cl asificacin propuesta de crioespeleotemas). c.2.Periodos de alimentacin. En base a las observaciones de campo, la s estimaciones evolutivas extradas de las imgenes de las cmaras de Fuente D y Castil, de los diagramas ombrotrmicos derivados de las series obtenidas de las EMAs, y de las evoluciones trmicas ya explicitadas para cada una de las cavidades, se pueden discernir dos periodos cclicos en cuanto a la alimentacin de hielo de las cavidades. Un periodo de acumulacin de hielo extendido durante los periodos abiertos y transicionales, concordante con el periodo de nevadas, las aportaciones pluviomtricas directas e infiltradas y las temperaturas ms bajas en el interior de las cavidades. Las imgenes extradas de la cmara instalada en Castil durante este periodo han permitido observar una acumulacin de nieve en el interior de la cavidad en sintona con la evolucin nivolgica exterior, de tal manera que tras las primeras nevadas de principios de invierno que suelen fundirse rpidamente, son las nevadas ms copiosas de mediados del invierno junto con las nevadas tardas de comienzos de primavera, las que forman una capa perdurable y, por tanto, susceptible de incorporarse directamente al conjunto del bloque. La introduccin de la nieve en este caso llega a cubrir casi por completo la superficie de la SH, o bien de forma directa, o bien por los aportes desplazados desde la rampa de entrada. Durante este periodo de acumulacin el desarrollo de crioespeleotemas y la acumulacin de morfologas nivales adquieren entidad hasta alcanzar volmenes mximos a finales de primavera, dependiendo de los ritmos de fusin nival y de cundo y cmo de copiosas hayan sido las nevadas tardas. Es entonces cuando con la fusin nival exterior (e interior de las morfologas de nieve acumuladas) se procura un input continuado de aguas de fusin (periodo termodinmico transicional TrA) que hace que los crioespeleotemas, que se han ido desarrollando desde las primeras lluvias otoales (periodo transicional TrB) y durante todo el invierno y

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Manuel Gmez Lende Captulo 7.-Sntesis y discusin 578 parte de la primavera, adquieran su volumen mximo; junto con las capas de rehielo que se instauran sobre la superficie del bloque de hielo. La mxima acumulacin de hielo en las cavid ades heladas a finales de los periodos de acumulacin producto de la suma de los apor tes de hielo del invierno y de las fusiones generalizadas del manto nival en superficie, ha sido sealada por otros autores (p.e. Luetscher, 2005; Per oiu, 2011; Korzystka et al., 2011). Incluso Korzystka et al (2011) distinguen esta mxima acumulacin de hiel o acontecida en primavera, y durante las fusiones nivales parciales del invierno, como un periodo diferenciado distinto de las dos fases generales habitualmente distinguidas, denominndola “ ice creation phase ”. Para ellos la alimentacin directa por nieve durante el invierno, “ winter phase ”, en la cueva Dobšinsk no es a tener en cuenta, manifestando que durante buena parte del invierno incluso la filtracin de agua es nula o limitada. En las cuevas a estudio, a pesar de esa mxima volumetra de los hielos manifestada en los meses primaverales, no se ha credo oportuno diferenciar como un periodo individualizado, debido a la importancia que en ellas s tiene la acumulacin de nieve. Dentro de estos periodos de acumulacin no se han podido evaluar cuantitativamente los procesos de sublimacin, y su importancia dentro de los balances de masa, durante estos periodos invernales, a pesar de la marcada entidad con la que se han registrado en la cueva de Altiz. Pero estos procesos no desarrollan grandes y extendidos crioespeleotemas de sublimacin como ocurre en otras cavidades heladas, lo que podra ser indicio de que no son tan severos o no se encuentran tan presentes en las cavidades estudiadas. A partir de los meses de mayo-junio, y durante todo el periodo trmico cerrado la cavidad reduce sus volmenes de hielo durante el periodo de fusin El incremento de temperaturas hace que la formacin de crioes peleotemas de las aguas infiltradas o de los remanentes de aguas de fusin nival exterior quede mermada, actuando los flujos de agua y goteos que se concentran en el interior de las cavidades como agentes de fusin sobre las criomorfologas formadas durante el periodo anterior o sobre el propio bloque de hielo. En los meses centrales de este periodo son constantes los goteos de agua e incluso el discurrir de flujos concentrados que dan lugar a todo el elenco de crioespeleotemas de fusin descritos. Durante este periodo las acumulaciones de nieve

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Las cuevas heladas en Picos de Euro pa: clima, morfologas y dinmicas Captulo 7.-Sntesis y discusin 579 internas pueden (re)cristalizar lo que ha ce que perduren de ao a ao. Las capas de rehielo estacionales se fusionan prcticamente por completo, incluso las de mayor entidad como las de Castil, quedando sobre la superficie de los bloques de hielo los clastos y la sedimentacin fina que el bloque alberga de estaciones anteriores. Adems tambin se acumulan durante este periodo de fusin restos vegetales arrastrados al interior de la cavidad por corrientes de aire, y que se van acumulando por la accin de la escorrenta en las zonas deprimidas del bloque, y sedimentaciones de calcita criognica decantada principalmente en el interior de las criomorfologas de fusin. De igual manera todos los crioespeleotemas estacionales se funden por completo, y los perennes reducen su volumen, aportando en todo caso aguas que pueden actuar en la fusin del bloque de hielo (en caso de que se trate crioespeleotemas suprayacentes) o en el mantenimiento de otros (como ocurre con lo s crioespeleotemas que penden del bloque de Altiz). A ello contribuyen tambin las aguas aportadas por las tormentas de verano y las provenientes de aquellas lluvias otoales cuando todava la temperatura de la cavidad no est por debajo d