Relieve. Del valle del Ebro a los Pirineos

“El valle y la montaña: estudio del relieve del valle del río Gállego” © Javier Velilla Gil & Pedro Adiego Sancho
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Se trata de un viaje que tiene como finalidad fundamental ver las estructuras de relieve y las
formas de modelado que se estudian en el aula. Para ello, recorremos en un autobús gran
parte del recorrido del río Gállego (sólo nos alejamos de él en los tramos en los que éste se
separa de la A 23 y la N 330), realizando paradas, dando algunos paseos y explicando
desde el propio autobús algunos aspectos. La duración del viaje es de unas doce horas (de
ocho de la mañana a ocho de la tarde) y el tiempo de trabajo real de los alumnos es de unas
seis horas.
Durante ese recorrido se visitan:
- Las terrazas del río Gállego en Villanueva de Gállego
- Los relieves tabulares situados en la margen izquierda
- Los glacis atravesados a lo largo del camino hasta llegar a Almudévar
- La hoya de Huesca
- El inicio de la cadena pirenaica a la altura de Nueno: los piedemontes
- La estructura de las Sierras Exteriores, poniendo el acento en la estructura en
mantos apilados y ligeramente basculados de las mismas
- La depresión media, fundamentalmente la Val Ancha y la zona de flysch..
- El glaciarismo en el valle de Tena y sus repercusiones en el modelado del relieve
- Las formas de relieve más importantes de la Sierras Interiores y de la zona Axial.
EL VALLE DEL GÁLLEGO A LO LARGO DEL VALLE DEL EBRO.
En Villanueva de Gállego (km 515, de la antigua nacional), comenzamos la actividad
haciendo un análisis de las terrazas fluviales y de los paisajes tabulares. En una cantera
abandonada que hay en la salida norte de Villanueva de Gállego hacia Huesca, se observan
las características de los aluviones cuaternarios del río Gállego constituidos por los típicos
cantos rodados, muchos de ellos de naturaleza granítica, procedentes de la zona axial del
Pirineo.
1- Sedimentación de llanura aluvial; 2- Erosión y encajamiento; 3-Nueva llanura aluvial y 4-Nueva etapa erosiva.
Las TERRAZAS ALUVIALES son plataformas sedimentarias construidas por la
sedimentación de los materiales que transporta en suspensión el agua de un río, y que se
depositan a los lados del cauce cuando disminuye el caudal y con ello la fuerza de arrastre
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del río. El transporte del material es la función fundamental de las aguas corrientes. Los
materiales que llevan en suspensión constituyen la carga o caudal sólido.
La formación de una terraza es un proceso que
precisa largos periodos de tiempo, y que se ve
condicionado por las características climáticas
de la cuenca: un periodo en el que el río, por
falta de precipitaciones o por retención nival en
la cabecera del mismo, tenga un escaso caudal
favorecerá la creación de terrazas porque el río
perderá potencia de transporte y predominando
los procesos de sedimentación de cantos y
limos; por el contrario, en las etapas en las que
el río lleva abundante agua, aumentará la
capacidad de transporte y erosión, que se
realizará, en primer lugar, sobre los materiales
anteriormente depositados.
Camino de Almudévar, y sin realizar ninguna
parada, podremos ver desde el autobús y
estudiar los glacis
Etimológicamente GLACIS significa terreno plano e inclinado, de suave pendiente, (menor
del 10%) generalmente formada por el transporte y posterior deposición de partículas finas
de una zona algo más elevada y colindante.
En el valle del Gállego
encontramos glacis de
acumulación que se apoyan o
nacen al pie de un escarpe y
concluyen junto al cauce del río o
en el eje de una depresión. Se
trata, por tanto, de suaves
pendientes cuya superficie suele
estar cubierta por un manto poco espeso de derrubios procedente del escarpe.
En Aragón también se les conoce con los nombres de saso, sasillo y sarda, y son el
asentamiento preferente de los viñedos.
Otras forma de relieve fácilmente visible a lo
largo del curso medio y bajo del río Gállego
son las carcavas y los badlands.
Las cárcavas se forman en áreas donde el
clima presenta escasas pero intensas lluvias,
dando lugar a una vegetación escasa y
dispersa, lo que expone a la erosión los
suelos y la roca madre. Además, es requisito
que las rocas sean deleznables o
escasamente compactadas y fácilmente
erosionables, como es el caso de las que
conforman las depresiones de la España
arcillosa.
Las cárcavas son, por tanto,

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abarrancamientos o surcos creados por las aguas de escorrentía. Observamos unos
excelentes badlands en la zona de acceso a la Hoya de Huesca.
Las muelas son restos de estratos
horizontales, de rocas, generalmente
ricas en materiales calcáreos
(calizas y areniscas, por ejemplo),
que resisten mejor a la erosión que
las rocas que las circundaban. El
resultado es que son percibidas
como elevaciones, cuando, en
realidad, se trata de antiguas
formaciones del fondo del valle. A lo
largo del recorrido fijamos la
atención en dos formaciones típicas:
la Sierra de Alcubierre, que en
realidad en una gran muela, y en la
mesa sobre la que se levanta el
casco histórico de Almudévar.
Las hoyas son amplias zonas hundidas y planas. Su origen se debe a la confluencia de dos
elementos: la existencia de materiales fácilmente erosionables, como las arcillas y las
margas, y de corrientes de agua con una alta capacidad de erosión y transporte. De esta
manera, las corrientes de agua que descendían de las estribaciones pirenaicas a gran
velocidad pudieron “arrancar” y transportar una parte importante de las arcillas y margas que
se encontraban próximas, dejando una gran hondonada, que hoy llamamos la Hoya de
Huesca.
EL PIEDEMONTE
Cuando entramos en contacto con el
dominio pirenaico podremos observar los
depósitos de rañas, los piedemontes y los
mallos.
Se llama depósito de rañas a formaciones
o acumulaciones sedimentarias que se
encuentran al pie de las montañas y están
formadas por una mezcla de margas y
arcillas con fragmentos de pierdas
rodadas de diverso tamaño, que hacen de
enlace entre la montaña y la cuenca
sedimentaria. Generalmente las rañas se
forman cuando los ríos y torrentes, que
vienen las montañas con una gran fuerza erosiva y de transporte, llegan a las llanuras,
donde pierden esa capacidad, y depositan los materiales gruesos que arrastraban, muchas
veces en abanicos o conos sedimentarios. En el entorno de Nueno, cuando la carretera
comienza a subir el Monrepós, se observan estratos de arcillas y cantos rodados
acumulados de forma incoherente entorno al río Isuela. Se trata de una raña.
Los piedemontes son las zonas que enlazan las montañas y los valles, y consisten en
suaves o medias pendientes. Habitualmente están formados por materiales que las aguas
de escorrentía han desgastado y arrastrado y han depositado al llegar a las zonas llanas. Se
observan también en el entorno de Nueno. A diferencia de las rañas (sedimentos
incoherentes), los piedemontes suelen presentar una estructura de estratos horizontales.

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Los mallos son moles de conglomerados que la erosión sobre las rocas más blandas que
los rodeaban ha dejado en resalte, dando lugar a abruptos peñascos, pitones o “puros”. Se
trata de conglomerados resultado de la compactación en el mioceno de los primeros
piedemontes de los Pirineos. A lo largo de las vertientes norte y sur de las sierras exteriores
y de la sur de las sierras interiores se encuentran orlas de estos conglomerados. En este
viaje observamos los característicos mallos del Salto de Roldán”, formado por las peñas de
San Miguel y de Amán.
LAS SIERRAS EXTERIORES
El primer contacto con el Pirineo lo realizamos subiendo el puerto del Monrepós. En
realidad, se trata del Prepirineo o Sierras Exteriores. Es un manto de corrimiento que tiene
su origen en las zonas más altas de la cadena montañosa o Pirineo Axial, y que se desplazó
lentamente a lo largo de gran parte del movimiento alpino hasta reposar sobre el borde de la
Depresión del Ebro. Todo él está compuesto por estratos de rocas sedimentarias que se
superponen unas a otras, dando lugar a una especie de escamas apiladas y ligeramente
basculadas de sur a norte. Si observamos detenidamente, veremos que, desde el comienzo
del puerto de montaña hasta los túneles, la roca dominante es la caliza; desde los túneles
hasta casi el fin del puerto, encontramos areniscas. Estas areniscas están emparentadas
con las que encontraremos en Oroel y el Santa Orosia.
El embase de Arguis nos permite observar tres interesantes formaciones:
1. Una potente acumulación de margas
azuladas, que están emparentadas con las
que encontraremos en la Depresión Interior,
en el entorno de Sabiñánigo. Son unas
rocas sedimentarias, relativamente recientes
(eoceno), que son el resultado del depósito
de arcillas en zonas cubiertas por las aguas,
lo que favoreció la oxidación de los
elementos férricos que contenían en una
situación anaeróbica (sin contacto con el
aire-oxígeno, porque estaban cubiertas por
el agua) dando lugar a que ese hierro se
convirtiese en óxido ferroso, de color gris azulado.

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2. Desde la presa que construyeron los regantes para dar lugar al pantano de Arguis
(que no es sino un recuerdo de la barrera
caliza que la Naturaleza había dispuesto
hace millones de años) observamos el
“cañón” del Isuela. Se trata de un profundo y
angosto valle, excavado por las aguas que
bajaban de las montañas (que posiblemente
habían sido retenidas en el embalse natural
de Arguis, hasta que se abrieron paso, dando
lugar al curso del río Isuela) a su paso por las
calizas. La caliza es una roca sedimentaria
formada a partir de sedimentos del fondo de
mares ricos en corales y otros elementos
calcáreos (mares tropicales), que sometidos a
fuertes presiones dan lugar a una roca
compacta y firme pero que, por su
composición –rica en carbonato cálcico-
presenta un elevado grado de solubilidad en
el agua. Esto explica que las aguas del Isuela
hayan podido cortar la roca “como un cuchillo
en mantequilla” al encontrar alguna veta u
horizonte con mayor riqueza calcárea; esto es, con más elementos calcáreos. Si nos
fijamos bien, veremos en las paredes de cañón las huellas de antiguos meandros y
de los antiguos recorridos del río. Todo ello, si las obras de ingeniería civil no has
destruido las huellas de la evolución del paisaje y de la vida a través de millones de
años.
3. Es interesante también fijarnos en la disposición de los estratos de caliza. Cuando
nos hemos acercado al comienzo del puerto, hemos visto dos picos principales
Gratal (a la izquierda) y el Tozal de Guara (a la derecha). La primera impresión es
que se trata de formaciones montañosas que tienen que ver con un sistema de
plegamientos. Desde Arguis cambia la perspectiva y descubrimos que, en realidad,
la estructura de la zona es la de un conjunto de cuñas de caliza apiladas,
basculadas y muy verticalizadas, cuyos frentes más duros y resistentes a la
erosión dan lugar a las cinas montañosas, mientras que los estratos más fácilmente
erosionables originan pequeños valles y hondonadas.
LA DEPRESIÓN INTERIOR
Después de Arguis, y desde la cima del Monrepós, veremos una panorámica maravillosa de
gran parte del Pirineo: a nuestros pies, tendremos la “Depresión Interior”; tras ella, las

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Sierras Interiores; y al fondo, las majestosas alturas del Pirineo Axial. El autobús continuará
su camino de descenso hacia Sabiñánigo, cruzando un paisaje de largos estratos
ligeramente inclinados (antes los hemos llamado “cuñas”) de areniscas amarillentas, que se
depositaron en esta zona hundida durante el eoceno y que, posteriormente, fueron
plegadas. A veces, la disposición de las formaciones vegetales de bojes, erizones y
tomillares remarca el esquema de las formaciones del relieve.
La Depresión Interior, aunque pueda parecer de fácil análisis, tiene una gran complejidad.
Litológicamente nos encontramos con cinco elementos diferenciados:
 Las rocas calcáreas mesozoicas del manto de corrimiento que se extiende hasta las
Sierras Exteriores, y que aquí aparecen cubiertas por materiales del terciario, aunque
los vemos aflorar en algunos lugares.
 Las rocas terciarias que se siguieron depositándose en las primeras etapas del
movimiento orogénico alpino. Se trata de areniscas (origen continental), algunas
calizas y margas azuladas (origen marino: depositadas cuando las aguas del mar
aun invadían esta zona), que también sufrieron los efectos del movimiento alpino,
plegándose.
 El flysch, que también es una roca del eoceno (primeras etapas del movimiento
alpino), cubre el extremo norte de la Depresión, entre las Sierras Interiores y el
comienzo de la actual Val Ancha.
 Los materiales sedimentarios que tienen su origen en la erosión de las zonas
elevadas en las primeras etapas del movimiento alpino. Conforme se iban
produciendo los primeros levantamientos, comenzó a activarse la erosión, y al pie de
las diferentes zonas elevadas se fueron acumulando piedemontes y rañas, que
posteriormente se fueron compactando, dando lugar, entre otras cosas, a
conglomerados, que hoy encontramos asociados a calizas y areniscas en Peña
Oroel o en Santa Orosia.
 Los materiales de depósito postalpinos, que encontramos sobre todo en la Val
Ancha, formando piedemontes, rañas, depósitos en forma de terrazas (a los largo de
ríos y torrentes), morrenas, etc.
Veamos estos elementos en nuestro recorrido.
En las proximidades de Sabiñánigo, en medio de la continuidad de las capas de arenisca
apilada, veremos que destacan unos estratos rocosos erguidos como paredes. Se trata
de unos estratos de arenisca terciaria y de conglomerados. Las areniscas están muy
verticalizadas (¿puede haber una línea de falla, la que da comienzo al llamado “sinclinal del
Guarga”, en cuyo seno se produjo-produce un movimiento de subducción que las

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verticalizó?), y formaban parte de un gran sinclinal que partía de Santa Orosia. Los
conglomerados (emparentados también con los de Santa orosia), roca más dura, las
protegen de la erosión, que ya las ha eliminado en la adyacente “Val Ancha”.
En la zona serrablesa, volvemos a
encontrar “margas grises”. Es necesario
recordar que el Pirineo comenzó a
levantarse por su zona oriental y que
hasta etapas posteriores, cuando se
acaba el pirineo occidental, esta zona
hundida estuvo cubierta por las aguas del
mar, que depositaron margas y algún
estrato fino de caliza. Antes ya hemos
comentado el origen de estas margas,
ahora vamos a analizar sus formas de
modelado. Observándolas detenidamen-
te vemos que están surcadas por
cárcavas y un gran número de
microsurcos. Se trata del efecto erosivo
de las aguas de escorrentía sobre unas rocas muy poco compactadas y muy deleznables. El
resultado es un enorme badland o “tierra baldía” por su escasa disponibilidad para la
explotación agraria. En efecto, si observamos las margas detenidamente, veremos que la
acción destructora de la erosión es tan fuerte que tan apenas hay estratos de suelo: sobre
las rocas grises sólo podemos ver, en algunas pequeñas zonas, unos delgados horizontes
de suelo; en el resto, las margas se ofrecen directamente a la erosión sin vegetación ni capa
edáfica protectora alguna.

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En la Val Ancha vemos un conjunto de plataformas muy similares a las muelas, aunque de
menores dimensiones, son las llamadas “coronas”. Su formación es similar a la de las
muelas: estratos de material carbonatado (en este caso, generalmente areniscas) que
resisten a la erosión más que las rocas circundantes, y que protegen a las ragas que se
encuentran bajo su cobertura. En la Val Ancha volvemos, pues, a encontrar unas estructuras
tabulares.
Si dirigimos nuestra mirada hacia el
oeste, veremos el perfil de Peña Oroel,
que, a lo lejos, se continúa en el de la
Sierra de San Juan de la Peña. Se trata
de un sinclinal invertido de areniscas
terciarias rodeadas por unos gruesos
estratos de conglomerados muy duros,
que lo han protegido de la erosión,
quedando ahora como una zona elevada.
Es lo mismo que se observa en Santa
Orosia, en la cara sur del Pico Oturia, o
en la zona oriental en las alineaciones
montañosas entre las que destaca Peña
Cancias.
En el Pico Oturia, además, se observa muy bien un cabalgamiento: el frente más meridional
del manto de flysch se encuentra cabalgando por encima de las areniscas de Santa Orosia.
En Senegüé podremos observar la huella del glaciar del valle de Tena, sus morrenas y
otros restos, que nos dejó la enorme masa de hielo que, desde las zonas más altas,
situadas a ¡unos 30 kilómetros!, y por los valles transversales retuvo en forma de hielo el
agua de las precipitaciones durante las épocas glaciares, cuando los 0º C se alcanzaban en
ese lugar. No obstante, el glaciar tuvo aún una extensión mayor. Se han encontrado restos
de hace unos
150.000 años en el
entorno de Sabiñá-
nigo. Encontraremos
morrenas laterales
en las zonas en las
que se asientan
Susín, Gavín, Llosa,
Aso y Betés.
Después de analizar
los glaciares, dare-
mos un paseo entre
pinares, por una de
las laderas del valle
de Tena, recorriendo
parte del llamado “Sobrepuerto”. Los objetivos son:
- Ver de cerca el flysch. Unas rocas sedimentarias que se aprietan en finas capas
que el movimiento alpino comprimió, dejando un conjunto de clarísimos pliegues.
Se trata de los depósitos que había en las profundidades del mar mesozoico que
ocupaba lo que hoy son los Pirineos. Al comenzar el levantamiento alpino, en una
etapa de fuertes movimientos sísmicos, esos sedimentos, plásticos y
escurridizos, se deslizaron desde las zonas que se estaban elevando hacia la

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zona hundida de la depresión interior, depositándose en finas capas, que luego el
propio movimiento alpino levantó y comprimió y plegó. Posiblemente, el manto de
corrimiento que cubre la mayor parte del Pirineo se deslizó sobre estos estratos
de flysch que, cuando comenzaron a formarse, estaban compuestos por capas y
capas de lodos húmedos.
- Observar las “Sierras
Interiores”. Al finalizar el
camino de ida, tendremos
enfrente unas gruesas
escamas de caliza que se
yerguen verticalizadas a lo
largo de gran parte del
Pirineo, aunque cortadas en
fragmentos o sierras
individualizadas (Telera a
nuestra izquierda y
Tendeñera a nuestra
derecha) por los valles de los
ríos. Son calizas mesozoicas
de un color gris claro, que
constituyen la parte más
norteña del manto de
corrimiento, la que enlaza con el Pirineo Axial. Si miramos atentamente, veremos
que, a ambos lados del valle del Gállego, discurren dos valles transversales, el de
Lasieso y el Barranco del Puerto), sugiriéndonos la existencia de una línea de
falla que separa la Depresión Interior y las Sierras Interiores, en la que reposan
las escamas de caliza y la que, por la dinámica tectónica, ha originado semejante
verticalización.
- Las aguas de las precipitaciones y los deshielos han actuado sobre la roca caliza
de los flancos meridionales de estas escamas, erosionándolas. Si nos fijamos
atentamente, observaremos que la erosión ha ido dibujando en ellos un relieve en
forma de dientes de sierra, que se llaman chevrons. Al pie de los mismos
encontramos, en forma de pequeños conos de depósito, los materiales que la
erosión va arrancando a estas escamas y va depositando, formando un incipiente
piedemonte.
- Por último, si miramos hacia abajo, hacia el fondo del valle, además de ver el
cañón que ha labrado el Gállego en las calizas, podremos comprobar como los
hielos del glaciar, al encontrarse con el obstáculo de la barrera de las “sierras
interiores”, hasta que las rompieron, dejaron depósitos en forma de morrenas,
que conviven en el paisaje con el flysh.
EL PIRINEO AXIAL

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A partir de aquí comienza el Pirineo Axial, las grandes cumbres del Pirineo, ¡los
“tresmiles”!. Nada más pasar la Ermita de Santa Elena, llegamos al embalse de Búbal, a
nuestras espaldas (al sur) tenemos la cara norte de las Sierras Interiores, al frente (hacia el
norte, se abre un paisaje de cerros, montañas, y valles, que se cierra con una barrera de
altas cumbres. El conjunto está formado por rocas muy antiguas, primarias y precámbricas:
granitos, calizas, cuarcitas, etc. que forman un gran bloque del zócalo elevado y exhumado,
pero que la erosión ha labrado en forma de montañas y valles.
Antes de avanzar es necesario fijar dos puntos:
 Este conjunto axial, en la zona en la que nos encontramos, de forma general,
presenta dos grandes conjuntos: el de los grandes macizos (los más importantes,
los de Argualas-Infiernos, y el de Balaitús) y el del conjunto que enlaza las Sierras
Interiores con esos macizos. Ambos conjuntos presentan composiciones líticas
similares, aunque diferentes alturas.
 La erosión ha trabajado fuertemente este conjunto axial, pero, al encontrarse rocas
heterogéneas, lo ha hecho de forma que ha sido más fuerte allí donde ha encontrado
menor resistencia (por ejemplo, en pizarras y esquistos), y menos intensa donde se
ha encontrado granitos, calizas muy antiguas o cuarcitas, que son mucho más
resistentes. El resultado es un paisaje muy accidentado, en el que el relieve se debe
más a los efectos de la erosión diferencial, que a fenómenos tectónicos.
El balneario de Panticosa se asienta en un circo glaciar. Las montañas que lo rodean
formaban una cúpula invertida donde se acumulaba el hielo y la nieve que luego se
deslizaría por la lengua del glaciar, para enlazar con la lengua principal de lo que hoy es el
río Gállego, hasta ir a deshelarse en las proximidades de lo que hoy es Sabiñánigo. De ese
viejo glaciar hoy sólo nos quedan las huellas de la erosión y un pequeño embalse construido
sobre lo que fue un ibón; esto es, un embalse natural que quedó como hito del lugar en el
que resistió la última masa de hielo.
Los hielos congelan la humedad
que ha penetrado en las rocas y
las rompen (gelifracción) o las
diaclasan, y después las
adhieren a su superficie inferior,
la que se desliza sobre el suelo.
Conforme el hielo se mueve
hacia el final del glaciar, va
erosionándolo, va realizando su
labor “abrasiva”, que nos dejará
esas formas redondeadas:
valles en forma de “u”,
afiladas crestas en las
cumbres, circos en forma
semiesférica, rocas
aborregadas, etc.
Pero nos queda una duda: cuando observamos las cumbres, que están en torno a los 3.000
metros sobre el nivel del mar, cuando sabemos que nosotros estamos a casi 1.700 metros,
que la distancia que nos separa de las cimas es de más de 1.300 metros “en vertical”,
entonces nos pregunta-mos: si la erosión lleva actuando sobre estas alturas prácticamente
¡cin-cuenta millones de años! ¿qué altura pudieron haber alcanzado? La respuesta es difícil
porque desde el momento en el que la cordillera comenzó a levantarse la erosión empezó a
actuar. De esta manera, jamás llegó a alcanzar la altura a la que el acortamiento cortical de
unos 100 km (el choque de la placa ibérica con la placa euroasiática hizo que los

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sedimentos que había entre ellas se plegasen) pudo haber dado lugar. No obstante, si que
podemos hacer algunas hipótesis de “ciencia ficción”. Pensemos, por ejemplo, que lo que
estamos viendo en el Pirineo Axial es el zócalo sobre el que se habían depositado los
sedimentos que forman el enorme manto de corrimiento que llega hasta la depresión del
Ebro ¿qué altura podrían haber tenido estas cumbres si descansase sobre ellas esa enorme
masa de sedimentos? Dejemos que vuele la imaginación…
A la altura de Sallent, sin alejarnos de la carretera, podemos observar dos elementos:
El Pico Pacino y los que le siguen hacia el norte forman un conjunto de relieve en cuesta,
resultado de la erosión del flanco sur de sus antiguos pliegues.
Las laderas presentan un roquedo suelto, compuesto de arcillas, arenas y grandes cantos
rodados. Se trata del resultado de deslizamientos de las laderas. El ejemplo más claro lo
tenemos en un “mar de piedras” que se observa en las proximidades.
Continuando el viaje, llegamos al puerto de Portalet, que sirve de frontera entre Francia y
España. Desde allí vemos dos grandes pitones que destacan; el pico español de Anayet y el
francés de Midi d´Ousseau, parecen alineados y, seguramente lo están. Se trata de dos
viejos volcanes, que estuvieron en funcionamiento antes del mesozoico, pero que luego se
apagaron, convirtiéndose en dos viejas montañas. La erosión, desde entonces ha actuado
eliminando las rocas que formaban su chimenea, y dejándonos sólo los restos de lava que
había en ella. La enorme dureza de esta roca ha hecho que hoy persistan estos dos
emblemáticos picos, como testigos de la intensa actividad geológica de la Tierra.
Por último, cerca del pico Anayet
observamos un conjunto montañoso de
color rojizo, que destaca con respecto
a los tonos grisáceos de las rocas que
componen su entorno. Se trata de
“molasas oxidadas”. Además de por el
color, es importante que nos
interesemos en ellas porque también
son testimonio de la complejidad de los
procesos de formación del relieve: se
trata de materiales de depósito de
finales del movimiento herciniano (en
la era primaria o paleozoico) muy ricos
en hierro. También es muy interesante
saber las causas de ese color rojizo.
Sucede que se debe a un fuerte proceso de oxidación, que tuvo que producirse en una
etapa en la que el oxígeno era muy abundante o a una época en la que se pasó de una
notable escasez de oxígeno a una relativa abundancia, y el hierro atrapó este primer
oxígeno, oxidándose y adquiriendo ese bonito color. Esto pone de manifiesto que también el
clima ha sufrido importantes cambios a lo largo del tiempo. No sólo las glaciaciones son
ejemplos de esos cambios, también la existencia de zonas con masas enormes de fósiles
que nos hablan de extinciones masivas, originadas en ocasiones por bruscos y radicales
cambios en las temperaturas y en la composición de la atmósfera. No se entiende sino la
formación de las enormes masas de calizas, construidas a partir del depósito de enormes
masas de material calcáreo. Para que estos depósitos se pudiesen producir hace falta que,
durante mucho tiempo, en esa zona haya habido un clima mucho más cálido en el que la
vida marina (algas, animales, etc.) se multiplicase y, con ello, se produjese esa
sedimentación de abundantísimas y enormes capas de elementos calcáreos en el fondo de
los mares.

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