SALA 1

SALA 1. A FORMACIÓN XEOLÓXICA DE GALICIA. O Sinclinal da Serra do Courel e as rochas do Xeoparque.

Nesta sala podemos ver a análise do pregamento de Campodola-Leixazós (sinclinal do Courel), un dos principais acontecementos xeolóxicos que definen o territorio de Galicia tal e como hoxe o coñecemos. Como e cando se formou? Que é un pregamento? Que tipos de pregamentos existen?

A MELLOR PROBA DUN CHOQUE ENTRE CONTINENTES PERDIDOS.

Unhas rochas orixinadas no fondo do mar.

As lousas e cuarcitas que forman o pregamento formáronse a partir de sedimentos mariños depositados durante o Paleozoico inferior, hai entre 570 e 410 millóns de anos, nas placas de Laurasia e Gondwana.

A longa historia do maxestuoso pregamento de Campodola e Leixazós comezou hai uns 350 millóns de anos. Galicia, tal e como a coñecemos, ainda non existía. De feito, estaba dividida en dúas partes. A metade occidental pertencía ao continente de Laurasia e a oriental ao de Gondwana. Entre elas había un océano. Entón as placas submarinas de ambas as dúas partes comezaron a achegarse ata chocar e emerxer. A mellor e máis espectacular proba daquel choque é o pregamento de Campodola e Leixazós.

ASÍ SE FORMA UN PREGAMENTO

O pregamento nace por efecto da presión tectónica (do interior da Terra) sobre as capas externas da codia terrestre, adoptando formas distintas segundo a dureza ou plasticidade relativa de cada unha das capas e segundo a dirección da presión sobre elas.

TIPOS DE PREGAMENTO

Os principais tipos de pregamento, segundo a forma que producen tanto a dirección e intensidade das forzas tectónicas na codia terrestre como a consistencia e disposición de estratos de distintos materiais (rochas brandas e duras, sedimentos brandos, etc.)

  • Pregamento recto ou vertical, eixe ou liña de flexión de 90º coa horizontal.
  • Pregamento inclinado, eixe ou liña de flexión entre a vertical e os 45º.
  • Pregamento tumbado, eixe ou liña de flexión con maior inclinación de 45º.
  • Pregamento deitado, eixe ou liña de flexión horizontal.

A FORMACIÓN DE GALICIA – OROXENIA HERCÍNICA

Fai 450 millóns de anos (período ordovícico). A súa característica principal foi a unión de todas as masas continentais nun único megacontinente chamado Panxea.

Fai 350 millóns de anos (período carbonífero). Debido aos intensos esforzos compresivos orixínanse enormes pregamentos, como o de Mondoñedo ou o sinclinal da Serra do Courel (Quiroga).

Fai 350 millóns de anos, os grandes continentes de Laurasia e Gondwana, antes separados por un océano, o océano Reico, unironse tras unha gran colisión. Deste choque xurdiu Galicia, que antes tiña dividido o seu territorio nos dous continentes. A colisión provocou que emerxesen os sedimentos do océano, que son os que formaron o pregamento da Serra do Courel (Quiroga), a primeira terra emerxida da Galicia actual.

Fai 250 millóns de anos (período triásico). Os montes hercínicos continúan elevándose, mentres as partes máis altas van sendo erosionadas.

Fai 65 millóns de anos (período terciario). Hai 65 millóns de anos, coincidindo coa desaparición dos dinosauros, comezou a elevación do terreo galego, máis polo interior que pola costa, o que deu lugar á formación das rías.

A FORMACIÓN DAS RÍAS

Durante a Era Terciaria prodúcense na costa galega unha serie de fracturas en dúas dirección: norte-sur e noroeste-sueste. Algunhas destas fracturas son a orixe das rías. Ao final desta era hai movementos de elevación de zonas emerxidas, e os ríos encálicanse, escavando vales.

No Cuaternario, o clima máis morno fai que os glaciares se derretan. Aumenta así o nivel do mar, que invade ese vales fluviais formando as rías.

PERFIL XEOLÓXICO. Xeoparque Montañas do Courel.

O perfil mostra un “corete xeolóxico” coa disposición das rochas realizado fundamentalmente de norete a sur, a través do Xeoparque da UNESCO Montañas do Courel, seguindo a liña continua representada no mapa. O corte xeolóxico está dividido en dúas franxas separadas por unha liña grosa negra. A franxa inferior mostra a xeoloxía que podemos ver hoxe en dia baixo o perfil actual do terreo, mentres que a franxa superior mostra a estrutura xeolóxicia que xa desapareceu pola erosión. Esta parte erosionada puidor ser recontruida ao conservarese noutras áreas do Xeoparque (leste e oeste).
As dobras e fallas, observables a todas as escalas, formáronse durante a Oroxenia Varisca, que tivo lugar hai entre 360 e 290 millóns de anos. A súa formación comezou con procesos de compresión, acompañados de deformación, metamorfismo e plutonismo, que se estenden ao longo do tempo, pero que nos que poden diferenciarse diferentes episodios. O plutonismo maniféstase nunha pequena porción do Macizo da Rúa ao leste do Xeoparque (mapa xeolóxico), e en dous tipos diferentes de granitos na parte sur do perfil.

A Oroxenia Varisca produciuse mediante tres fases tectónicas compresivas que afectaron á cortiza continental. Na primeira fase, formáronse as dobras deitadas de grande amplitude como o Anticlinal do Piornal e o Sinclinal do Courel. A segunda fase xerou grandes cabalgamentos (fallas inversas de baixo ángulo) no sur do corte xeolóxico, ao meesmo tempo que se depositou a Serie de San Clodio. A terceira fase creou novas dobras verticais na metade meridional do corte xeolóxico, coma o Sinclinal do Sil e Anticlinorio do Ollo de Sapo, que repregaron as dobras deitadas da primeira fase, como o Anticlinal de Vilachá. A falla inversa de San Clodio probablemente formouse ao final desta terceira fase. As tres fases desenvolveron estruturas a menos escala, como dobras menores e foliacións tectónicas (clivaxe, esquistosidade, pizarrosidade) penetrativas e paralelas aos planos axiais dos seus pregamentos. Estas foliacións márcanse coa letra S e o número da fase tectónica S1, S2 e S3.

A Oroxenia Varisca en Galicia incluíu tamén dúas fases tectónicas extensionais acontecidas antes e despois da terceira fase compresiva. A derradeira fase extensional xerou a falla normal de Chao do Couso. No final da Oroxenia Varisca, na denominada fase tardía, desenvolvéronse fracturas tardi-variscas con orientación preferente noreste-sueste, como as fallas de Santa Eufemia e Eiriz. Posteriormente, durante a apertura do Océano Atlántico, que comezou no sur da Península Ibérica no Xurásico Superior, produciuse a intrusión de magma seguindo as fracturas tardi-variscas dando lugar aos abundantes diques ígneos de diabasas na parte central do Xeoparque.

Do Cretácico Superior ao Mioceno, produciuse a Oroxenia Alpina e algunhas das fallas previas estiveronactivas de novo, polo que o desprazamento que mostran actualmente as fallas tardi-variscas non se corresponde só co movemento acontecido durante a Oroxenia Varisca. Durante a Oroxenia Alpina, as Montañas do Courel eleváronse e formáronse depresións tectónicas como a de Quiroga ou o Bierzo, recheas por sedimentos e rochas cenozoicas. Na fase póstuma á Oroxenia Alpina o relevo adquiriu a súa configuración actual formándose os sedimentos pliocenos e cuaternarios.

SALA 1. LA FORMACIÓN GEOLÓGICA DE GALICIA. El Sinclinal de la Sierra de Courel y las rocas del geoparque.

En esta sala podemos ver el análisis del plegamiento de  Campodola- Leixazós (sinclinal del Courel), uno de los principales acontecimientos geológicos que definen el territorio de Galicia tal y como hoy lo conocemos. ¿Como y cuando se formó? ¿Qué es un plegamiento? ¿Qué tipos de plegamientos existen?

LA MEJOR PRUEBA DE UN CHOQUE ENTRE CONTINENTES PERDIDOS.

Unas rocas originadas en el fondo del mar.

Las pizarras y  cuarcitas que forman el pegamento se formaron a partir de sedimentos marinos depositados durante lo  Paleozoico inferior, hay entre 570 y 410 millones de años, en las placas de Laurasia y  Gondwana.

La larga historia del majestuoso  plegamiento de Campodola y  Leixazós comenzó hay unos 350 millones de años. Galicia, tal y como la conocemos,  aún no existía. De hecho, estaba dividida en dos partes. La mitad occidental pertenecía al continente de  Laurasia y la oriental al de  Gondwana. Entre las eres había un océano. Entonces las placas submarinas de ambas dos partes comenzaron a acercarse hasta chocar y emerger. La mejor y más espectacular prueba de aquel choque es el  plegamiento de  Campodola y  Leixazós.

ASÍ SE FORMA UN  PLEGAMIENTO

El  plegamiento nace por efecto de la presión tectónica (del interior de la Tierra) sobre las capas externas de la corteza terrestre, adoptando formas distintas segundo la dureza o plasticidad relativa de cada una de las capas y según la dirección de la presión sobre ellas.

TIPOS DE  PLEGAMIENTO

Los principales tipos de  plegamiento, según la forma que producen tanto la dirección e intensidad de las fuerzas  tectónicas en la corteza terrestre como la consistencia y disposición de estratos de distintos materiales (rocas blandas y duras, sedimentos blandos, etc.)

Plegamiento recto o vertical, eje o línea de flexión de 90º con la horizontal.

Plegamiento inclinado, eje o línea de flexión entre la vertical y los 45º.

Plegamiento  tumbado, eje o línea de flexión con mayor inclinación de 45º.

Plegamiento acostado, eje o línea de flexión horizontal.

LA FORMACIÓN DE GALICIA –  OROGENIA  HERCÍNICA

Hace 450 millones de años (período  ordovícico). Su característica principal fue la unión de todas las masas continentales en un único  megacontinente llamado  Pangea.

Hace 350 millones de años (período  carbonífero). Debido a los intensos esfuerzos  compresivos se originan enormes  plegamientos, como lo de Mondoñedo o el  sinclinal de la Sierra del Courel (Quiroga).

Hay 350 millones de años, los grandes continentes de  Laurasia y  Gondwana, antes separados por un océano, el océano  Reico,  se unieron tras una gran colisión. De este choque surgió Galicia, que antes había dividido su territorio en los dos continentes. La colisión provocó que emergieran los sedimentos del océano, que son los que formaron el  plegamiento de la Sierra del Courel (Quiroga), la primera tierra emergida de la Galicia actual.

Hace 250 millones de años (período  triásico). Los montes  hercínicos continúan elevándose, mientras las partes más altas van siendo erosionadas.

Hace 65 millones de años (período terciario). Hay 65 millones de años, coincidiendo con la desaparición de los dinosaurios, comenzó la elevación del terreno gallego, más por el interior que por la costa, lo que dio lugar a la formación de las rías.

LA FORMACIÓN DE LAS RÍAS

Durante la Era Terciaria se producen en la costa gallega una serie de fracturas en dos dirección: norte-sur y noroeste-sureste. Algunas de estas fracturas son el origen de las rías. Al final de esta era hay movimientos de elevación de zonas emergidas, y los ríos  encálicanse, excavando valles.

En el  Cuaternario, el clima más tibio hace que los glaciares se derritan. Aumenta así el nivel del mar, que invade ese valles fluviales formando las rías.

PERFIL GEOLÓGICO DEL GEOPARQUE MONTAÑAS DO COUREL


El perfil muestra un “corte geológico” con la disposición de las rocas realizado fundamentalmente de norete a sur, a través del Geoparque de la UNESCO Montañas del Courel, siguiendo la línea continua representada en el mapa. El corte geológico está dividido en dos franjas separadas por una línea gruesa negra. La franja inferior muestra a geología que podemos ver hoy en la dice bajo el perfil actual del terreno, mientras que la franja superior muestra a estructura xeolóxicia que ya desapareció por la erosión. Esta parte erosionada puidor ser recontruida al conservarese en otras áreas del Geoparque (este y oeste).
Las doblas y fallas, observables a todas las escalas, se formaron durante la Orogenia Varisca, que tuvo lugar hay entre 360 y 290 millones de años. Su formación comenzó con procesos de compresión, acompañados de deformación, metamorfismo y plutonismo, que se extienden a lo largo del tiempo, pero que en los que pueden diferenciarse diferentes episodios. El plutonismo se manifiesta en una pequeña porción del Macizo de la Rúa al este del Geoparque (mapa geológico), y en dos tipos diferentes de granitos en la parte sur del perfil.


La Orogenia Varisca se produjo mediante tres fases tectónicas compresivas que afectaron a la corteza continental. En la primera fase, se formaron las doblas acostadas de grande amplitud como el Anticlinal del Piornal y el Sinclinal del Courel. La segunda fase generó grandes cabalgamientos (faltas inversas de bajo ángulo) en el sur del corte geológico, al meesmo tiempo que se depositó la Serie de San Clodio. La tercera fase creó nuevas doblas verticales en la mitad meridional del corte geológico, como el Sinclinal del Sil y Anticlinal del Ojo de Sapo, que replegaron las doblas acostadas de la primera fase, como el Anticlinal de Vilachá. La falta inversa de San Clodio probablemente se formó al final de esta tercera fase. Las tres fases desarrollaron estructuras a menos escala, como doblas menores y foliaciones tectónicas ( clivaxe, esquistosidade, pizarrosidade) penetrativas y paralelas a los planos axiales de sus plegamientos. Estas foliaciones se marcan con la letra S y el número de la fase tectónica S1, S2 y S3.


La Orogenia Varisca en Galicia incluyó también dos fases tectónicas extensionales ocurridas antes y después de la tercera fase compresiva. La última fase extensional generó la falta normal de Chao del Couso. En el final de la Orogenia Varisca, en la denominada fase tardía, se desarrollaron fracturas tardi-variscas con orientación preferente noreste-sureste, como las fallas de Santa Eufemia y Eiriz. Posteriormente, durante la apertura del Océano Atlántico, que comenzó en el sur de la Península Ibérica en el Jurásico Superior, se produjo la intrusión de magma siguiendo las fracturas tardi- variscas dando lugar a los abundantes diques ígneos de diabasas en la parte central del Geoparque.


Del Cretácico Superior al Mioceno, se produjo la Orogenia Alpina y algunas de las faltas previas estiveronactivas de nuevo, por lo que el desplazamiento que muestran actualmente las faltas tardi-variscas no se corresponde solo con el movimiento acontecido durante la Oroxenia Varisca. Durante la Orogenia Alpina, las Montañas del Courel se elevaron y se formaron depresiones tectónicas como la de Quiroga o el Bierzo, rellenas por sedimentos y rocas cenozoicas. En la fase póstuma a la Orogenia Alpina el relieve adquirió su configuración actual formándose los sedimentos pliocenos y cuaternarios.

ROOM 1. THE GEOLOGICAL FORMATION OF GALICIA: the syncline of the Sierra do Courel and the roks of the geopark.

In this room we can see the analysis of the Campodola-Leixazós folding (Courel synclinal), one of the main geological events that define the territory of Galicia as we know it today. How and when was it formed? What is a folding? What types of folds are there?

THE BEST TEST OF A COLLISION BETWEEN LOST CONTINENTS.

Some rocks originated at the bottom of the sea.The slates and quartzites that make up the glue were formed from marine sediments deposited during the Lower Paleozoic, between 570 and 410 million years old, on the Laurasia and Gondwana plates.The long history of the majestic folding of Campodola and Leixazós began some 350 million years ago. Galicia, as we know it, did not yet exist. In fact, it was divided into two parts. The western half belonged to the continent of Laurasia and the eastern half to Gondwana. Between the are there was an ocean. Then the underwater plates of both parties began to approach until colliding and emerging. The best and most spectacular proof of that crash is the folding of Campodola and Leixazós.

THIS IS HOW A FOLD IS FORMED

The folding is born by the effect of the tectonic pressure (from the edge of the earth) on the external layers of the earth’s crust, adopting different forms depending on the relative hardness or plasticity of each of the layers and according to the direction of the pressure on them .

TYPES OF FOLDING

The main types of folding, according to the shape produced by both the direction and intensity of the tectonic forces in the earth’s crust and the consistency and arrangement of layers of different materials (soft and hard rocks, soft sediments, etc.)

 Straight or vertical bending, axis or bending line of 90º with the horizontal.

Inclined bending, axis or bending line between vertical and 45º.

Flat bending, axis or bending line with a greater inclination of 45º.

Lying fold, axis or horizontal flexion line.

THE FORMATION OF GALICIA – HERCINIC OROGENIA.

450 million years ago (Ordovician period). Its main characteristic was the union of all the continental masses in a single megacontinent called Pangea.350 million years ago (Carboniferous period). Due to the intense compressive efforts, enormous folds are originated, such as that of Mondoñedo or the syncline of the Sierra del Courel (Quiroga).There are 350 million years ago, the great continents of Laurasia and Gondwana, previously separated by an ocean, the Rheic Ocean, were united after a great collision. Galicia arose from this clash, which had previously divided its territory into the two continents. The collision caused the ocean sediments to emerge, which are what formed the folding of the Sierra del Courel (Quiroga), the first emerged land of current Galicia. 250 million years ago (Triassic period). The Hercynian mountains continue to rise, while the highest parts are being eroded.65 million years ago (tertiary period). There are 65 million years, coinciding with the disappearance of the dinosaurs, the elevation of the Galician land began, more inland than along the coast, which led to the formation of estuaries.

THE FORMATION OF THE ESTUARIES.

During the Tertiary Era, a series of fractures in two directions occurred on the Galician coast: north-south and northwest-southeast. Some of these fractures are the origin of the estuaries. At the end of this era there are movements of elevation of emerged areas, and the rivers Encalicanse???, excavating valleys.In the Quaternary, warmer weather causes glaciers to melt. The sea level thus rises, which invades the river valleys, forming the estuaries.

COUREL MOUNTAINS GLOBAL GEOPARK GEOLOGICAL PROFILE.

The profile shows a geological cross-section running mainly from the north to the south through the Montañas do Courel UNESCO Global Geopark along the continuos line shown on the map. The cross-section is divided into two parts separated by a thick black line. The lower part displays the geology that we can see today beneath the topography, while the upper part depicts the geology that has been removed by erosion. This eroded upper part could be reconstructed, since it is preserved in other areas of the Geopark.
Folds and faults observed at all scales were formed during the Variscan Orogeny, from 360 to 290 million years ago. The process began with compression, accompanied by deformation, metamorphism and plutonism, extended over time but where different episodes can be identified.

Plutonism can be seen in a small portion of the Rúa Massif to the east of the geopark, and in two different kinds of granites in the south of the profile,
The Variscan Orogeny at the scale of the continental crust proceeded along three compression phases. During the first phase, large overturned and recumbent folds were formed, as the Piornal Anticline and O Courel Syncline. The second phase generated a large thrust (low-angle reverse faulty as shown in the south of the geological cross-section, coevally with the deposition of San Clodio Series. The third phase created new, upright folds in the southern half of the Geopark, as the Sil Syncline and the Ollo de Sapo Anticlinorium, which re-folded the previous phase-1 recumbent folds, such as the Vilachá Anticline. The San Clodio reverse fault probably formed at the end of this third phase. The three phases developed geological structures at lower scale, such as minor folds and pervasive foliations (cleavage, schistosity) parallel to the axial planar of the folds. These foliations are defined with the letters and the number of the tectonic phase:S1, S2 and S3.


In Galicia the Variscan Orogeny included also two extensional tectonic phases, one before and the other after the third compression phase. The latter produced the Chao do Couso normal fault. Even later, fractures developed during the late phase of the Variscan orogeny. Most of these fractures are NE-SW oriented, such as the Santa Eufemia and Eiriz faults. During the opening of the Atlantic Ocean, started at the south of the Iberian Peninsula during the Upper Jurassic, magma intruded the bedrock following late-Variscan faults and formed abundant igneous dykes of diabase at the centre of the Geopark.


The Alpine Orogery occurred from the Upper Cretaceous to the Miocene, and caused the reactivation of some late-Variscan faults, so their present net slip may not entirely be the result of Variscan movements. During the Alpine Orogeny, Courel Mountains uplifted forming the tectonic depressions of Quiroga, El Bierzo and others, which were filled with Cenozoic sediments and rocks. Finally, the relief acquired the current configuration and Pliocene and Quaternary sediments were deposited.