007

J.L. Peña, L.A. Longares y M. Sánchez (Eds.) ISBN: 84-96214-29-X Geografía Física de Aragón. Aspectos generales y temáticos Universidad de Zaragoza e Institución Fernando el Católico. Zaragoza, 2004

DATOS CRONOLÓGICOS DE LAS MORRENAS TERMINALES DEL GLACIAR DEL GÁLLEGO Y SU

RELACIÓN CON LAS TERRAZAS FLUVIOGLACIARES (PIRINEO DE HUESCA)

J.L. Peña (1), C. Sancho (2), C. Lewis (3), E. McDonald (4) y E. Rhodes (5)

(1) Geografía y Ordenación del Territorio. Universidad de Zaragoza (2) Ciencias de la Tierra. Universidad de Zaragoza

(3) Los Alamos National Laboratory. Los Alamos, NM. USA (4)Desert Research Institute.Reno, NV. USA

(5) Research School of Earth Sciences. The Australian National University. Canberra. Australia

Resumen. Se aportan nuevos datos geomorfológicos y cronológicos sobre la zona terminal del glaciar del Gállego, en donde pueden diferenciarse al menos tres fases de máximo avance glaciar: Sabiñánigo, Aurín y Senegüé, cuyas edades, obtenidas mediante dataciones OSL, son de 155,8; 85 y 35,7 Ka BP. Por otra parte, se correlacionan estas acumulaciones glaciares con las terrazas fluvioglaciares y fluviales correspondientes a estas mismas etapas a lo largo del valle del Gállego.

Palabras clave: Cuaternario, glaciar, dataciones, Pirineos, río Gállego

Abstract. In this paper, new geomorphological and chronological data on the terminal reach of the Gállego valley glacier are proposed. Three stages (Sabiñánigo, Aurín and Senegüe phases) of maximum glacier advance can be differentiated. By OSL dating technique the obtained ages are 155.8, 85.0 and 35.7 ky respectively, these glacial records are correlated with different dated fluvioglaciar and fluvial terraces along the Gállego river valley.

Key words: Quaternary, glacial, Dating, Pyrenees, Gállego river.

Introducción Los depósitos de origen glaciar ocupan una gran extensión en la vertiente surpirenaica, desde

el macizo de Aldudes-Quinto Real (Navarra) hasta las sierras de Canigó-Costabona (Cataluña). Su estudio, iniciado hace ya más de un siglo, ha proporcionado una notable información sobre la extensión y geomorfología de los procesos de génesis fría. Desde los años 70, se han realizado varias síntesis que correlacionan total o parcialmente las formas y depósitos glaciares, como son los de Martí-Bono et al (1977), Bru et al (1985), García-Ruiz y Martí-Bono (1994), Chueca y Lampre (1994), Peña (1994), Serrano y Martínez de Pisón (1994), Serrat et al (1994), Peña et al (1998a), Chueca et al (1998), al tiempo que se realizaban tesis doctorales y estudios acompañados de cartografía a distintas escalas (Serrat, 1980; Vilaplana, 1983; Bordonau, 1992; Chueca, 1992; Martí-Bono, 1996; Serrano, 1998). Sin embargo, el establecimiento de una cronología de las

72 J.L. Peña, C. Sancho, C. Lewis, E. McDonald y E. Rhodes

glaciaciones pirenaicas ha chocado siempre con la dificultad de localizar elementos susceptibles de ser datados, directa o indirectamente, mediante algunos de los métodos radiométricos habituales, por lo que estos trabajos reúnen muy pocos datos a ese respecto, basándose en cronologías obtenidas en la vertiente francesa (Mardones, 1982; Jalut y Mardones, 1983; Mardones y Jalut, 1983) y en algunas dataciones de depósitos de obturación glaciar (Vilaplana et al, 1989; Bordonau, 1992) que dejan claro que el Último Máximo Global no está representado más que en zonas altas de la cordillera y que la edad del máximo tiene que estar entre 38.000 y 70.000 años.

En este trabajo se exponen las primeras aportaciones cronológicas sobre la edad del glaciarismo en el valle del río Gállego, que se enmarcan dentro de un plan general de correlación cronoestratigráfica que comenzó con los depósitos glaciares, fluvioglaciares y fluviales de los ríos Cinca y Gállego y que actualmente se está ampliando hacia el río Aragón, en un intento de precisar lo mejor posible la edad de las glaciaciones que afectaron a los valles surpirenaicos durante el Pleistoceno.

Fig. 1. Situación de la zona de estudio y marco geológico regional

1. EL COMPLEJO GLACIAR Y FLUVIOGLACIAR DE SENEGÜÉ-SABIÑÁNIGO La cabecera del río Gállego se sitúa en el ámbito paleozoico de la Zona Axial Pirenaica,

formada por pizarras, cuarcitas y calizas paleozoicas, además de los macizos graníticos de Balaitús y Panticosa. La red fluvial forma un amplio entramado de afluentes, que durante las fases frías cuaternarias concentraba una masa de hielo suficientemente grande como para configurar un glaciar de valle, cuya lengua atravesaba las Sierras Interiores (Telera, Tendeñera) generando cubetas y umbrales en función de la dureza litológica. A partir de la Ribera de Biescas la lengua se ampliaba enormemente al alcanzar los materiales blandos del flysch y las margas eocenas, creando

Datos cronológicos de las morrenas terminales del glaciar del Gállego 73 y su relación con las terrazas fluvioglaciares (Pirineo de Huesca) una cubeta de sobreexcavación que alcanzaba hasta la Depresión Media Pirenaica, terminando entre las localidades de Senegüé y Sabiñánigo, a alturas entre 830 y 807 m.sn.m. (Fot. 1)

En esta zona terminal se localiza uno de los complejos glaciares, fluvioglaciares y glaciolacustres más importantes del Pirineo meridional, sólo comparable por su importancia geomorfológica con los depósitos glaciares de la cubeta terminal de Villanúa-Castiello de Jaca, en el valle del Aragón, o con las morrenas del glaciar del río Querol, en La Cerdanya.. Por ello, la Ribera de Biescas ha merecido la máxima atención de los investigadores desde antiguo, primero con los trabajos pioneros de Mallada (1878) y Penck (1883), seguidos por los de Dalloni (1910), Panzer (1926), Vidal Box (1933), García Sáinz (1941), Solé Sabarís (1942), Casas y Fontboté (1945) y Fontboté (1948), siguiendo los planteamientos clásicos definidos por Penck y Brückner en los Alpes y manteniendo un claro esquema teórico poliglaciarista.

Fot. 1. Valle en artesa de la Ribera de Biescas desde el collado de Larrede

Desde los primeros trabajos se señala la gran extensión que alcanzan las morrenas laterales y

depósitos de obturación en las ampliaciones que la lengua de hielo generaba al penetrar en los valles afluentes, especialmente en el barranco de Sía, y la presencia de un arco morrénico terminal en Senegüé, aunque también se cita la posible presencia de otras acumulaciones de génesis glaciar aguas debajo de esta localidad, a las que apenas se les dedicó atención, excepto por Panzer (1926). En trabajos posteriores, como los de Barrère (1966, 1971) se realiza una primera cartografía detallada y señala la existencia de un montículo (tipo “drumlin”) junto al río Aurín y materiales morrénicos en el polígono industrial de Sabiñánigo. Estos depósitos aislados son ya claramente definidos como morrenas en los trabajos y cartografías de García-Ruiz y Martí-Bono (1994), Serrano y Martínez de Pisón (1994), Martí-Bono (1996), Serrano (1998), Chueca et al (1998), Peña et al (1998s). Igualmente, se señala por numerosos autores la posibilidad de que los abundantes bloques de la llanura que bordea Sabiñánigo puedan pertenecer a otra etapa glaciar más antigua y así aparece en las reconstrucciones paleogeográficas de Serrano (1998).


Fig. 2. Mapa geomorfológico de las acumulaciones cuaternarias del área de confluencia de los ríos Gállego y

Aurín

Datos cronológicos de las morrenas terminales del glaciar del Gállego 75 y su relación con las terrazas fluvioglaciares (Pirineo de Huesca)

En el último año se han realizado cartografías de detalle en esta zona, que han aportado nuevos datos acerca del funcionamiento del complejo glaciar de Senegüé-Sabiñánigo. En primer lugar, por haber tenido la posibilidad de confirmar la presencia de till en la morrena de Aurín, al haberse realizado cortes para extracción de áridos y, en segundo lugar, por la aparición de materiales glaciares durante el acondicionamiento del nuevo campo de golf en la zona de Latas, que han sido interpretados como un cordón latero-frontal. Junto a estos depósitos hay que añadir, además, la aparición de un umbral con pulido glaciar en la localidad de Sabiñánigo (Fot. 2). Todo ello aporta información más precisa sobre los límites meridionales de las distintas fases del glaciar del Gállego. Por otra parte, se han estudiado en detalle las terrazas fluvioglaciares de la zona de Sabiñánigo y de Ipiés, así como las terrazas fluviales situadas aguas abajo, en los sectores La Peña, Murillo de Gállego, Marracos y Gurrea de Gállego. La cartografía y ordenación de estos datos se realizó dentro de un estudio general de las acumulaciones cuaternarias del valle del Gállego, centrado en el establecimiento de una cronología detallada a partir de dataciones OSL, C14, nucleidos cosmogénicos y de evolución de suelos, en el marco de varios proyectos de la National Geographic Society, la U.S. National Science Foundation y la CICYT. El objetivo es llegar a una correlación general de los depósitos glaciares-fluvioglaciares-fluviales de todo el valle para comparar posteriormente con los datos obtenidos en la cuenca del Cinca, en la que ya se han realizado varios trabajos (Lewis et al., 1999, 2001, 2003; Sancho et al., 2000, 2003, 2004; McDonald et al, 2003).

Fot. 2. Umbral erosivo de la presa de Sabiñanigo

76 J.L. Peña, C. Sancho, C. Lewis, E. McDonald y E. Rhodes Como puede apreciarse en la Fig. 2, los depósitos cuaternarios cubren la mayor parte de la

cubeta desde Biescas hasta el sur de Sabiñánigo, donde el valle se estrecha bruscamente al atravesar la alineación estructural de areniscas eocenas de Los Capitiellos. Las morrenas laterales penetran en los valles de Aso de Sobremonte, Sía, Escuer, Orós y Oliván, formando entre dos y tres cordones paralelos, correspondientes a pulsaciones glaciares que fueron decreciendo en altura y amplitud del hielo a lo largo de su evolución. En la mayor parte de los casos, a pesar de la fuerte incisión de la red fluvial, se conserva incluso una parte de los rellenos de obturación glaciar. Al sur de los barrancos de Escuer (orilla derecha) y de Oliván (margen izquierdo), las acumulaciones laterales prácticamente desaparecen, reducidas a las proximidades de Larrede, y dejan paso a la presencia del arco morrénico de Senegüé, formando una colina alargada (832 m) y arqueada en el fondo del valle, con una morfología muy bien conservada y que constituye el límite glaciar de la Fase Senegüé. Unos dos kilómetros más al sur, en la confluencia con el río Aurín aparecen varios afloramientos de till glaciar que constituyen los restos de un nuevo arco morrénico (780 m), perteneciente a la Fase Aurín (Figs. 2 y 3). Estos restos nos marcan claramente los límites de dos avances glaciares y su prolongación teórica lateral nos permite relacionarlos con las dos morrenas laterales más internas.

Fig. 3. Límites y cronología de las fases glaciares entre Senegüé y Sabiñánigo.

Sabiñánigo

Larrede

Aurín

Sabiñánigo Alto

Senegüé

Latas

Cartirana

umbral deSabiñánigo

morrena deLatas

collado deLarrede

morrena deSenegüé

T fluvioglaciarSabiñánigo Alto

morrena deAurín

0 1 km

T fluvioglaciarpolígono Sabiñánigo

T fluvioglaciar fútbol Sabiñánigo

NLímite probable

Restos morrenas

Terraza fluvioglaciar

Umbral rocoso

FASE SABIÑÁNIGO

FASE AURÍN

FASE SENEGÜÉ

Límite probable

Restos morrenas

Terraza fluvioglaciar

Límite probable

Restos morrenas

Terraza fluvioglaciar 155,8 Ka

85 +/-5 Ka35,7 Ka

67 +/-7 Ka


Colgado sobre el resto morrénico de Aurín, en la orilla izquierda del río Gállego, se conserva una alineación de cordones complejos, desgraciadamente en parte desaparecidos a causa de las obras del campo de golf de Latas, que por su posición, morfología y características del depósito, consideramos que son de origen glaciar y necesariamente pertenecientes a una etapa anterior a la Fase Aurín, cuyo límite estuviera más al sur. Formarían parte, por tanto, de la Fase Sabiñánigo, la más antigua y de la que no quedan otros vestigios acumulativos que esta morrena latero-frontal. En uno de los estribos de la presa del embalse de Sabiñánigo, se encuentra el resto más meridional, consistente en un umbral completamente aborregado (807 m), que pertenecería a esta misma fase antigua y nos marca la huella glacial más baja del glaciarismo surpirenaico, ya que la parte basal de dicha colina está a tan sólo 765 m. Al pie de Los Capitiellos, a la salida de la Val Estrecha se localiza una terraza, a 811 m de altura, de características fluvioglaciares y que contiene numerosos cantos estriados, que hemos interpretado como un depósito proglaciar del frente de fusión de la Fase Sabiñánigo; estos datos aseguran aún más el límite sur de esta fase.

Fot. 3. Terraza fluvioglaciar del Hostal de Ipiés, al sur de Sabiñánigo.

Aguas abajo de Sabiñánigo, comienza un sistema de terrazas, que alcanzan una cierta

importancia en número de niveles y extensión en varios ensanchamientos, como el del Hostal de Ipiés, donde el río gira bruscamente hacia el oeste y donde puede apreciarse todavía las características fluvioglaciares de las potentes acumulaciones (Fot. 3). También entre Anzánigo y el embalse de La Peña aparecen al menos tres niveles fluviales, pero es a partir de la salida del Gállego a la depresión del Ebro, en Murillo de Gállego, cuando comienza el desarrollo de niveles de terraza fluvial. Como la correlación longitudinal de niveles es muy difícil debido a los encajamientos diferenciales observados y a las deformaciones de los yesos en el curso bajo (Benito


et al, 1996, 1998), hemos seleccionado la secuencia de terrazas de Gurrea de Gállego como la más representativa de los niveles altos y medios de este río (Tabla 1).

Tabla 1. Distribución altimétrica (m) de la superficie de los niveles de terraza en el curso bajo del río

Gállego.

Terraza Qt2 Qt3 Qt4 Qt5 Qt6 Qt7 Qt8 Alcalá-Gurrea 170 140 100 75 45-50 35-40 25-30

2. CRONOLOGÍA DE LAS FASES GLACIARES Una vez realizada la cartografía de los depósitos cuaternarios del valle del Gállego, se

procedió a su correlación altimétrica mediante GPS diferencial de alta precisión y a la realización de perfiles para su descripción y la toma de muestras en zanjas abiertas mediante palas excavadoras para análisis de suelos y dataciones radiométricas. Se han analizado 16 perfiles de suelos en el valle del Gállego y tomado muestras de niveles de arenas para dataciones OSL, así como otras muestras para ser datadas utilizando la concentración de nucleidos cosmogénicos. Solamente se dispone en este momento de los resultados de las dataciones OSL, que permiten asignar las siguientes edades:

Fase Sabiñánigo. La datación más antigua se ha obtenido en la terraza fluvioglaciar de Sabiñánigo Alto, con

edad OSL de155 ± 24 y 156 ± 10 ka, es decir una edad ponderada de 155,8 ka. Teniendo en cuenta la correlación efectuada entre la morrena de Latas, el umbral de Sabiñánigo y la terraza fluvioglaciar de Sabiñánigo Alto como pertenecientes a la Fase Sabiñánigo, ésta sería la edad de esta fase. Los suelos presentan un horizonte Bt bien desarrollado con un espesor de 161-245 cm, profundidad total de 324-345 cm y un estadio morfológico II-III del carbonato.En el curso medio y bajo, la edad OSL de la terraza Qt5 del Gállego, en Concilio y Gurrea de Gállego, respectivamente, es 156 ± 22 y 148 ± 7 ka, por lo que las dataciones nos permite conectar ese mismo nivel a lo largo del valle. En el río Cinca, el nivel Qt5, presenta esa misma edad por lo que esta terraza serviría como nexo de correlación con dicho valle fluvial.

Fase Aurín Los depósitos fluvioglaciares asociados al perfil del till de Aurín (Fots.4 y 5), han dado una

edad OSL de 85±5 ka y las terrazas muy extensas del polígono industrial de Sabiñánigo y del sector del campo de fútbol y cuartel de Gravelinas, que han sido consideradas como zona proglaciar del frente de Aurín han dado una edad de 69 ± 8 ka. Esta última edad es seguramente la que más se ajusta a esta fase, ya que aguas abajo, en Ipiés, se ha registrado para el mismo nivel una edad de 66 ± 4 ka y en La Peña de 73±10 ka. Los suelos confirman estas edades ya que el horizonte Bt presenta un desarrollo moderado con espesores de 70 a 84 cm, profundidad total de 162-192 cm y estadio morfológico I-II del carbonato. Este nivel coincide en cronología con la terraza Qt7 del río Cinca y con la edad de las arenas fluvioglaciares intercaladas en el till de Salinas de Sin, perteneciente al río Cinqueta, y datado en 63 ± 12 ka (Sancho et al, 2003). De todas formas, este doble dato, entre 85 ka y 66-69 ka tal vez correspondan en realidad a dos fases diferentes, aún no claramente diferenciadas.


Fot. 4. Till glaciar de Aurín y toma de muestras para datación OSL en las arenas intercaladas

Fot. 5. Morrena de Aurín y, al fondo, arco morrénico de Senegüé.

80 J.L. Peña, C. Sancho, C. Lewis, E. McDonald y E. Rhodes Fase Senegüé Se efectuaron dos dataciones OSL en niveles de tipo kame intercalado en la morrena de

Senegüé (Fots. 6 y 7), cuyas edades son: 35 ± 3 y 36 ± 2 ka, con una edad ponderada de 35,7 ka En el entorno de Sabiñánigo no se ha detectado ninguna terraza con una edad similar que pudiera correlacionarse con ella pero si en el tramo medio y bajo fluvial, ya que se registran edades de 31,6 ± 4, 39,8 ± 5 y 45 ± 3 ka en La Peña, Murillo y Erés, respectivamente. Por la edad este nivel se relaciona con la Qt8 del río Cinca.

Fot. 6. Morrena de Senegüé, dispuesta transversalmente al valle del Gállego

3. CONCLUSIONES Los resultados obtenidos del estudio geomorfológico y las dataciones efectuadas para las

fases glaciares y las terrazas fluviales del Gállego nos permiten esbozar algunas conclusiones sobre la evolución paleoclimática regional.y establecer el ritmo evolutivo cuaternario en función de los grandes cambios climáticos pleistocenos.

En primer lugar, las tres fases principales diferenciadas pueden relacionarse con fluctuaciones frías de los estadios isotópicos marinos 7b, 5b y 3, aunque parece intuirse un desdoblamiento en la Fase Aurín que podría, por las fechas señaladas, indicar también un estadio isotópico 4, como el también indicado en el río Cinca (Sancho et al, 2003). Dentro de los eventos Heinrich, la fase Aurín podría equivaler a H6 y la fase Senegüé a H4. Dentro de la nomenclatura y cronología alpina, las fase Aurín y Senegüé pertenecerían a dos estadios del Würm y la fase Sabiñánigo habría que situarla en el Riss, por lo que las asignaciones cronológicas intuidas por los trabajos antiguos sobre el glaciarismo cuaternario no eran desacertadas, aunque no siempre asignando las edades a los depósitos correctos. Tanto en la vertiente francesa como española, desde los años 80 ya se comenzó a señalar edades entre 40.000 y 70.000 para el momento de Máximo

Datos cronológicos de las morrenas terminales del glaciar del Gállego 81 y su relación con las terrazas fluvioglaciares (Pirineo de Huesca) glaciar (Andriew et al, 1988; Vilaplana et al, 1989; Bordonau, 1992), que con estos datos se ven confirmadas.

Fot. 7. Toma de muestras para datación OSL en la morrena de Senegüé Un segundo aspecto es la ausencia del estadio isotópico 2, correspondiente al Último

Máximo Glacial global (LGM), que no generó una lengua de hielo en el valle del Gállego, sino que quedó reducido a avances en áreas de cabecera de circos, estando ya gran parte del Pirineo desprovisto de hielo en torno al 20.000 BP, tanto en el Pirineo francés (Andrieu et al, 1988; Jalut et al, 1992) como español (Vilaplana, 1983, Bordonau, 1992 y Montserrat, 1992). También en estudios recientes de García-Ruiz et al (2003) se señalan otras evidencias de ausencia de hielo en torno a esas fechas a alturas por encima de 2000 m, señalando la sincronía existente con los Alpes y Centroeuropa. Tanto estos autores como Andrieu et al (1988) achacan esta situación climática a la existencia de un momento frío y árido, que tuvo sin embargo sus repercusiones en un predominio de los procesos periglaciares ( Peña et al, 1998a).

Queda, además, patente la buena sincronía y relación morfológica existente entre los depósitos glaciares y las terrazas fluvioglaciares y fluviales a lo largo del valle. Tal relación ya fue puesta de manifiesto en el valle del Cinca (Sancho et al, 2003), lo que indica que las terrazas fluviales se han formado en los ríos de los Pirineos en momentos de fuertes descargas de caudal y arrastre de masas de sedimentos importantes, que pueden relacionarse con etapas de fusión del hielo. Al menos, podemos constatarlo en el Gállego para los niveles Qt5 y Qt7, pero que posiblemente puede hacerse extensivo a otros niveles más antiguos y más recientes, tal como se ha señalado en el valle del Cinca, lo que llevaría a multiplicar el número de fases frías en el ámbito pirenaico.

82 J.L. Peña, C. Sancho, C. Lewis, E. McDonald y E. Rhodes Finalmente, la experiencia del estudio del río Gállego en la correlación longitudinal de las

terrazas fluviales sirve para revisar con mucha prudencia las correlaciones basadas simplemente en la topografía en diferentes tramos de un mismo río, ya que en el caso del Gállego se pueden diferenciar al menos tres zonas diferentes altitudinalmente, que sólo pueden llegar a correlacionarse si existen dataciones radiométricas que aseguren sus edades y datos de evolución de suelos.

Agradecimientos Esta investigación ha sido financiada por la National Geographic Society (6334-98), la

United States National Science Foundation (EAR-0088741) y la CICYT (CLI97-1067 y PGC2000-2569-E).

Referencias Andrieu, V., Hubschman, J. Jalut, G. y Herail, G. (1988): Chronologie de la déglaciation des Pyrénées

françaises. Dynamique de sédimentation et contenu pollinique des paléolacs: application à l’interprétation du retrait glaciaire. Bull. Ass. Franç. Étude du Quaternaire, 1988 (2-3): 55-67.

Barrère, P. (1966):La morphologie quaternaire dans la région de Biescas et de Sabiñánigo (Haut Aragón). Bull. Assoc. Fr. pour l´Étude du Quaternaire, 1966(2) : 83-93.

Barrère, P. (1971): Le relief des Pyrénées Centrales Francoéspagnoles. Cartes géomorphologiques. 12 mapas a :50.000. Inst. Géographie. Université Bourdeaux.

Benito, G., Pérez-González, A., Gutiérrez, F. y Machado, M.J. (1996): Modelo morfo-sedimentario de evolución fluvial cuaternaria en condiciones de subsidencia kárstica de evaporitas (rio Gállego, cuenca del Ebro). Cuadernos de Geología Ibérica, 21: 395-420.

Benito, G., Pérez-González, A., Gutiérrez, F. y Machado, M.J. (1998): River response to Quaternary large-scale subsidence due to evaporite solution (Gállego River, Ebro Basin, Spain). Geomorphology, 22: 243-263.

Bordonau, (1992): Els complexes glàcio-lacustres relacionats amb el darrer cicle glacial als Pirineus. Geoforma Ed., 251 p.Logroño.

Bru, M.J., Gómez, A., Serrat, D., Ventura, J. y Vilaplana, J.M. (1985): Síntesis de la dinámica glacial cuaternaria en la vertiente meridional del Pirineo catalán. I Reuniao do Quat Iberico, 165-183.

Casas, J.M. y Fontboté, J.M. (1945): El valle de Tena. Rasgos fisiográficos y economía regional. Pirineos, II, 5-75.

Chueca, J. (1992): Análisis geomorfológico de la fenomenología glaciar y periglaciar en el Macizo del Turbón-Sierra de Ballabriga (Pirineo oscense). Inst. Est. Altoaragoneses, 212 p. Huesca.

Chueca, J., Peña, J.L., Lampre, F., Garcia-Ruiz, J.M. y Martí-Bono, C. (1998): Los glaciares del Pirineo aragonés: estudio de su evolución y extensión actual. Dpto. Geografía y Ord. del Territorio Univ. de Zaragoza, 104 p.

Chueca, J. y Lampre, F. (1994): Losglaciares altoaragoneses. Cuad. Altoaragoneses de Trasbajo, 21. Inst. Est. Altoaragoneses, 32 p. Huesca.

Dalloni, M. (1910): Etude géologique des Pyrénées de l´Aragón. Ann. Fac. Sc. Marseille, 19,444 p. Fontboté, J.M. (1948): La Ribera de Biescas. Pirineos, 7, 39-88. García-Ruiz y Martí-Bono (1994): Rasgos fundamentales del glaciarismo cuaternario en el Pirineo aragonés.

En C. Martí y J.M. García-Ruiz (Eds.): El glaciarismo surpirenaico: nuevas aportaciones, 17-31. Geoforma. Logroño.

García-Ruiz, J.M., Valero, B., Martí-Bono, C. y González-Sampériz, P. (2003): Asynchroneity of maximum glacier advances in the central Spanish Pyrenees. J of Quaternary Science, 18 (1): 61-72.

García Sáinz (1941):Las fases epiglaciares del Pirineo español. Estudios Geográficos, 3, 209-268.

Datos cronológicos de las morrenas terminales del glaciar del Gállego 83 y su relación con las terrazas fluvioglaciares (Pirineo de Huesca) Jalut, G. y Mardones, M. (1983). Évolution climatique et dynamique glaciaire en Ariège et sur le Piémont de

Lourdes depuis environ 50.000 BP jusqu’à 10.000 BP. Pollen et Spores, 25: 298-312. Jalut, G; Montserrat, J; Fontugne, M; Delibrias, G; Vilaplana, J. y Juliá, R. (1992). Glacial to Interglacial

vegetation changes in the northern and southern Pyrenees: Deglaciation, vegetation cover and chronology. Quaternary Science reviews, 11: 449-480.

Lewis, C., McDonald, E. y Sancho, C. (2001): Controls on Fluvial Incision in the Ebro Basin, Spain. EOS Transactions American Geophysical Union, 82(47), 478-479.

Lewis, C., McDonald, E., Sancho, C. y Peña, J.L. (1999): Using quaternary dating methods, stratigraphy and patterns of stream incision to constrain models of post-orogenic rock uplift: preliminary results from the Ebro basin, Spain. Geological Society of America Abstracts with Programs, 31 (7), A-422.

Lewis, C., McDonald, E., Sancho, C., Peña, J.L. y Rhodes, E. (2003): Maximum extent of glaciers and chronology of glacial outwash events in the Spanish Pyrenees from regionally correlated fluvial terraces. XVI INQUA Congress, Paper no. 22-7.

Mallada, L. (1878): Descripción física y geológica de la provincia de Huesca. 439 p. Madrid. Mardones, M. (1982): Le Pleistocene supèrieur et l´Holocène du piémont de Lourdes : le gisement de

Biscaye (Hautes Pyrénées, France). Etude palynologique, sédimentologique et géomorphologique. Thèse III Cycle Univ. Toulouse-Le Mirail. Toulouse.

Mardones, M. y Jalut, G. (1983): La tourbière de Biscaye (alt. 409 m, Hautes Pyrénées): approche paléoécologique des 45.000 dernières années. Pollen et Spores, 25(2), 163-212.

Martí-Bono, C.E. (1996): El glaciarismo cuaternario en el Alto Aragón Occidental. Tesis Doctoral. Univ. de Barcelona, 254 p.

Martí-Bono, C.E., Serrat, D. y González, C. (1977): Los fenómenos glaciares en la vertiente meridional de los Pirineos. El modelado de las áreas glaciares y periglaciares. V Col. de Geografía, 68-73. Granada.

McDonald, E., Lewis, C., Sancho, C., Peña, J.L. y Rhodes, E. (2003): Regional correlations of river terraces in the Spanish Pyrenees for elucidating climatic and tectonic processes. European Geophysical Society, Nice. Geophysical Research Abstracts, vol. 5, 13019.

Montserrat, J. (1992): Evolución glaciar y postglaciar del clima y la vegetación en la vertiente sur del Pirineo: Estudio palinológico. Instituto Pirenaico de Ecología, 147 pp., Zaragoza.

Panzer (1926):Talentwicklung und Eiszeitklima in nordöstliche Spanien. Abh. Der Sencken. Natur. Geseelschaft, 39 (3).

Penck , A.(1883): Die Eiszeit in der Pyrenaen. Mitt. Ver. Erd. Leipzig. (Trad. Francesa La periode glaciaire dans les Pyrénées. Bull. Soc. Hist. Nat. de Toulouse, XIX, 105-200.

Peña, J.L. (1994): La Cordillera Pireniaca. En Gutiérrez, M. (Dir.): Geomorfología de España, 159-225. Ed. Rueda. Madrid.

Peña, J.L., Chueca, J. y Julián, A. (1998a): Los derrubios estratificados del sector central pirenaico: cronología y límites altitudinales. In Gómez, A. et al (Eds.): Procesos biofísicos actuales en medios fríos. 205-216. Publ. Univ. de Barcelona.

Peña, J.L., Chueca, J. y Lampre, F. (1998b): Estado actual del conocimiento del glaciarismo pleistoceno de la vertiente meridional del Pirineo central. En A. Gómez-Ortiz y A. Pérez-Alberti (Eds.): Las huellas glaciares de las montañas españolas, 211-238. Santiago de Compostela.

Sancho, C., Lewis, C., McDonald, E. y Peña, J.L. (2000): Primeros datos sobre la relación entre el levantamiento postorogénico de los Pirineos y el patrón de encajamiento fluvial del río Cinca durante el Cuaternario (Depresión del Ebro). VI Reunión Nacional de Geomorfología. Resúmenes de las Comunicaciones, 49. Madrid.

Sancho, C., Peña, J.L., Lewis, C., McDonald, E. y Rhodes, E. (2003): Preliminary dating of glacial and fluvial deposits in the Cinca River Valley (NE Spain): chronological evidences for the Glacial Maximum in the Pyrenees?. En: Quaternary climatic changes and environmental crises in the Mediterranean region (Ruiz, M.B. et al Eds.). Universidad de Alcalá-Ministerio de Ciencia y Tecnología-INQUA, 169-173.


Sancho, C., Peña, J.L., Lewis, C., McDonald, E. y Rhodes, E. (2004) Registros fluviales y glaciares cuaternarios de las cuencas de los ríos Cinca y Gállego (Pirineos y Depresión del Ebro). En F. Colombo et al (Eds.). VI Congreso Geológico de España. Geo-Guías 1. Itinerarios Geológicos por Aragón, 181-205. Zaragoza

Serrano, E. (1998): Geomorfología del Alto Gállego (Pirineo Aragonés). Institución Fernando el Católico, 501 p. Diputación de Zaragoza.

Serrano, E. y Martínez de Pisón, E. (1994): Geomorfología y evolución glaciar en el Pirineo aragonés. En C. Martí y J.M. García-Ruiz (Eds.): El glaciarismo surpirenaico: nuevas aportaciones, 33-64. Geoforma. Logroño.

Serrat, D. et al (1994): Síntesis cartográfica del glaciarismo surpirenaico oriental. En C. Martí y J.M. García-Ruiz (Eds.): El glaciarismo surpirenaico: nuevas aportaciones, 9-15. Geoforma. Logroño.

Serrat, D.(1980): Estudio geomorfológico del Pirineo Oriental (Puigmal, Costabona). Notes de Geografia Física, 2, 30-55.

Solé Sabarís. L. (1942): La canal de Berdún. Estudios Geográficos, 7, 271-318. Vidal Box (1933): Nota sobre la glaciología pirenaica. Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat., 33, 273-285. Vilaplana, J.M. (1983): Estudi del glaciarisme quaternari de les altes valls de la Ribagorça. Tesis Doctoral,

Depto. de Geomorfología y Geotectónica, Universidad de Barcelona, 322 pp., Barcelona. Vilaplana, J.M. (1983): Quaternary glacial geology of the Alta Ribagorza basin (Central Southern Pyrenees).

Acta Geológica Hispánica, 18: 217-233. Vilaplana, J.M., Montserrat, J. y Schlüchter, Ch. (1989): Recent progress in Quaternary stratigraphy: The

lake Llauset séquence in the Spanish Pyrenees. En Quaternary type sections: Imagination or reality? (J. Rose & C. Schlüchter, eds.), Balkema, pp. 113-124, Rotterdam.

007

Documents