Presentaciones Internas PDF

1. REOLOGIA DE LAS ROCAS (Fundamentos, reología de la corteza, el comportamiento elástico / plástico) a) ¿En qué consisten los conceptos de comportamiento elástico plástico de las rocas en términos de la deformación reversible e irreversible? La reología es la ciencia que...

1. REOLOGIA DE LAS ROCAS (Fundamentos, reología de la corteza, el comportamiento elástico / plástico) a) ¿En qué consisten los conceptos de comportamiento elástico plástico de las rocas en términos de la deformación reversible e irreversible? La reología es la ciencia que estudia la deformación y el flujo de la materia. El comportamiento de las rocas se divide en la fase elástica y la fase de plasticidad e incluye un límite de elasticidad y el punto de fractura. En la fase elástica se requieren aumentos de esfuerzo para obtener pequeñas deformaciones de la roca. La deformación desaparece al cesar el esfuerzo. Para que este comportamiento se dé necesitamos baja presión y temperatura y una mayor tasa de deformación, que es instantánea y se recupera totalmente. En la fase de plasticidad se requieren pequeños incrementos de esfuerzo que generaran una gran deformación. Dicha deformación es permanente. La temperatura y la presión favorecen el comportamiento plástico. El comportamiento plástico disminuye con el aumento de la temperatura ya que se hace más dúctil y por lo tanto requiere menos esfuerzo para deformarlo b) ¿Cuál es su importancia en la geología estructural y la predicción de la repuesta de las rocas a la presión y al estrés? En los modelos reológicos elásticos hay un incremento lineal donde primero hay una región elástica y luego una plástica, hasta que llega a un momento de mucho estrés en donde deja de ser lineal y hay una fractura (como modelo de Hooke, un muelle) En modelos reológicos viscosos se sigue el modelo de Newton En modelos reológicos viscoelásticos se sigue el modelo de Kelvin, Maxwell y Burgers c) ¿Cuáles son los fundamentos de la reología de las rocas y cómo se relaciona con la deformación y el flujo de las rocas en respuesta a esfuerzos geológicos? 2. COMPORTAMIENTO MECANICO DE LAS FALLAS (Fundamentos, fricción de las fallas, teoría de Anderson, variaciones de esfuerzos en el entorno de una falla) a) ¿Cuáles son los fundamentos del comportamiento mecánico de las fallas? Una falla es una fractura planar frágil, con un desplazamiento del bloque de techo y el bloque de muro en una forma paralela al plano de ruptura. Para determinar el sentido de movimiento utilizaremos los indicadores cinemáticos, los cuales presentan rasgos de origen tectónico. El fundamento del comportamiento mecánico de las fallas viene dado por el continuo movimiento de las placas tectónicas, que generan unos esfuerzos físicos que se van acumulando en sus márgenes hasta que superan el límite de resistencia del material generando una ruptura y dando lugar a una falla geológica. b) ¿Cómo se relacionan las propiedades de las rocas, como la fricción y la cohesión, con la formación y el deslizamiento de las fallas geológicas? Se relacionan ya que en la formación de la falla se genera fricción o tensión en las paredes de la falla, que se libera en forma de ondas elásticas desde el foco hacia la superficie de la Tierra, dando lugar a un sismo (terremoto). c) ¿Cómo se aplica y el fundamento de la teoría de Anderson para entender la orientación y el tipo de fallas en función de los esfuerzos tectónicos? Un esfuerzo es causado por fuerzas de superficie, un vector esfuerzo que actúa sobre un plano lo hace de forma oblicua, si un esfuerzo actúa de forma perpendicular se denomina esfuerzo normal, si es paralelo se denomina esfuerzo de cizalla. La teoría de Anderson es un método de fallas que se basa en las relaciones geométricas entre las direcciones de estrés principales y un sistema de fallas conjugadas. A partir de esta teoría se dedujo el régimen de esfuerzo y desplazamiento de falla. Régimen de extensión o normal de esfuerzos (N): cuando sigma 1 (en la vertical) es mayor que el resto de las sigmas, la gravedad genera fallas normales y el desplazamiento de falla ocurre cuando el esfuerzo principal horizontal menor (sigma 3) alcanza un valor bajo, este depende de la profundidades y presión de poros. Régimen de esfuerzos con desplazamiento de rumbo (SS): cuando sigma 1 está en la horizontal, representa un estado de esfuerzo intermedio en sigma 2 (en la vertical). Ocurre cuando sigma 1 y sigma 3 son muy diferentes. Ejemplo: falla de desgarre en Lentejo (Plasencia) con dirección SW/NE  Régimen de esfuerzos de falla inversa (RF): cuando sigma 1 está en la horizontal. El campo de esfuerzos es muy comprensivo y los dos esfuerzos horizontales son mayores a sigma 3 (en la vertical). Ocurre cuando el esfuerzo horizontal es grande relativo al esfuerzo vertical. Según la teoría de Anderson, las fallas normales sigma 1 está en la vertical, en fallas de rumbo sigma 2 en la vertical y en las fallas inversas sigma 3 en la vertical 3. PLEGAMIENTO Y FLEXURA DE PLACAS LITOSFERICAS (Fundamentos, bucking frente a vending, plegamiento de capas bajo cargas verticales / horizontales, implicaciones en la dinámica litosférica) a) ¿Cuáles son los fundamentos del plegamiento y la flexura de las placas litosféricas, y cómo se relacionan estos procesos con la deformación y la respuesta de la litosfera a las cargas tectónicas? La losa de subducción impulsa las placas tectónicas moviéndose a lo largo de la litosfera. La losa afecta a la convección y a la evolución del manto terrestre. La litosfera oceánica densa se dirige hacia el manto terrestre. La flexura ortogonal es una de la manera que tiene una capa para responder a fuerzas de flexión o doblamiento. Crea pliegues paralelos. Cuanto más estrechos más difícil es mantener la condición. El ángulo de inmersión es el ángulo que forma la capa con un plano horizontal imaginario, medido en la línea máxima pendiente de la capa. En la litosfera la deformación ocurre por la flexión como respuesta a diferentes tipos de cargas verticales y horizontales por su rigidez flexural. Por deslizamiento litosférico por flexión en zonas de subducción siendo fuente de terremotos intralosa de falla inversa. Algunos de sus parámetros son: Subducción: los únicos parámetros que controlan la cantidad de deformación necesaria para generar la flexión son el radio de curvatura, la profundidad de la superficie neutra, y el espesor litosférico. No depende del buzamiento de la litosfera. Ejemplos son en El Salvador que hay un alto buzamiento de losa y una interfaz de subducción de bajo acoplamiento que se extiende hasta una profundidad de 25 km y en Perú que hay un buzamiento de losa baja e interfaz de subducción acoplada a una profundidad de 40 km. Velocidad – Extensión: puede ser rápida que se produce a través del ablandamiento de deformación, una intensa extensión litosférica localizada con valores de buzamiento altos produce un debilitamiento de la litosfera. También puede ser lenta con un endurecimiento por deformación lo que da regiones más amplias de extensión de la litosfera con valores de buzamiento finitos, conducen a un fortalecimiento de la litosfera (endurecimiento por deformación) que produce una extensión de la corteza Temperatura: para gradientes geotérmicos intermedios el modelo predice una región de baja tensión y resistencia en la base de la corteza debido al contraste entre la reología de plagioclasa y olivino en el Moho. Los gradientes geotérmicos altos favorecen los horizontes de desprendimiento menos profundos a expensas de los horizontes más profundos. El flujo de calor muestra la distribución subparalela a la superficie. Por la heterogeneidad litosférica se producen variaciones laterales del flujo de calor Desacoplamiento: La gran longitud de onda de los movimientos verticales asociados con el plegamiento litosférico produce un desacoplamiento litosférico produciendo además la erosión y sedimentación de la tierra. Resistencia: en la resistencia dúctil la temperatura tiene un gran efecto en procesos como dislocaciones y deformación por difusión. Y la resistencia frágil queda determinada por la estructura, composición y temperatura litosférica junto a la presencia de fluidos a velocidad de deformación. b) ¿Cuál es la diferencia entre el buckling y el bending de las placas litosféricas, y en qué situaciones ocurre cada uno de estos fenómenos? Bending es la fuerza aplicada en un ángulo respecto a la estratificación, esta fuerza es perpendicular o transversal y produce pliegues amplios con una inclinación de eje suave (pliegues forzados). La rigidez de la litosfera se puede doblar al someterlo a una carga. Las fallas en bloque hacen que los sedimentos suprayacentes sean arrastrados en la parte superior de la corteza basáltica los sedimentos subducen con las rocas en la corteza oceánica pero el resto se quedan en la fosa (prisma de acreción). Un ejemplo son las Islas Hawaianas. Buckling donde la fuerza aplicada es paralela y opuesta al estrato, el estrato está dentro de una matriz menos competente, da pliegues paralelos en ambientes de baja temperatura. Está asociado a fallas de cabalgamiento para dar anticlinales y sinclinales. Acorta el estrato y lo secuencia, hay cargas tectónicas y horizontales, se tienen en cuenta en grosor de la capa plegada y necesita constarte de densidades, hay inestabilidad elástica dando tensión adicional que rompe la estructura. Un ejemplo es Sierra Robleda. Amabas tienen implicación las fosas oceánicas y en las cuencas sedimentarias.  4. TECNICAS DE DATACION EN GEODINAMICA (Fundamentos y aplicaciones: dendrocronología, liquenometría y radiocarbono) a) ¿Cuáles son los fundamentos de la dendroconología, liquenometría y radiocarbono como técnica de datación en geodinámica? ¿Cómo se utilizan para establecer fechas y reconstruir los eventos temporales de terremotos? ¿Cuáles son las limitaciones de los métodos en términos de antigüedad y precisión, y ¿en relación a las litologías u objetos a datar? Ejemplos prácticos. La dendrocronología es una rama de la botánica que permite determinar la edad de un árbol observando el número de anillos de crecimiento. El crecimiento puede verse afectado por factores externos como el clima, la escasez de agua o algún proceso geológico. Para hacer un buen estudio debemos estudiar y comparar arboles de la misma especie que se encuentren en el mismo lugar. Las limitaciones son que se necesitan muestras en buen estado solo pueden datar de hasta 10.000 años, y arboles con estas características son escasos. Un ejemplo es el terremoto de Almatý, ya que los anillos durante unos años fue muy pequeños debido a que hubo un desgarre de las raíces. La liquenometría se basa en la datación de depósitos rocosos mediante la observación del crecimiento de especies de líquenes sobre la superficie de las rocas. Para estudiarla se hace una curva de calibrado que permite estimar la edad de exposición de la superficie de la roca y relacionar su diámetro con el momento de colonización. Algunas de sus limitaciones son que no se tiene en cuenta que el crecimiento de los líquenes es variable y depende de varios factores, tampoco se sabe su el depósito datar tiene la misma antigüedad que el liquen, no hay un método estandarizado. Un ejemplo es el Terremoto de Lisboa Carbono 14, se trata de un isotopo de carbono, producido por la interacción de rayos cósmicos sobre el nitrógeno, se usa debido a que se pueden analizar trazas del isotopo en materiales orgánicos para obtener su edad. Se usa para el estudio de fallas ya que se analizan los restos orgánicos atrapados entre las capas de sedimento, obteniendo una línea temporal de la roca. Un ejemplo es la falla de Adra. También en vulcanismo un ejemplo es Caldeira en Azores. Sus limitaciones son que hay una corta edad media, que hay sedimento que puede estar contaminado con sedimento más antiguo o reciente, también la contaminación nuclear ya que aumento la concentración atmosférica a raíz de pruebas nucleares,… 5. TECNICAS DE DATACION EN GEODINAMICA (Fundamentos y aplicaciones: Uranio / torio, cosmogénicos y luminiscencia) a) ¿Cuáles son los fundamentos de las dataciones de Uranio/torio, cosmogénicos y luminiscencia como técnica de datación en geodinámica? ¿Cómo se utilizan para establecer fechas y reconstruir los eventos temporales, por ejemplo de terremotos? ¿Cuáles son las limitaciones de los métodos en términos de antigüedad y precisión?, ¿y en relación a las litologías u objetos a datar? Ejemplos prácticos. La datación por desintegración uranio – toro se basa en la desintegración de los isotopos U – 234 y Th – 230. La separación se hace por espectrometría de masas. Su aplicación la encontramos en la datación de materia orgánica, por ejemplo, los corales fósiles absorben uranio a lo largo de su vida, gracias a ello podemos datar estratos o tsunamis, también rocas volcánicas o venas de calcita. Su limitación es que solo sirve para carbonatos y rocas volcánicas, no sirve para muestras jóvenes y también puede haber alteraciones humanas en la recogida de la muestra. La datación por núclidos cosmogénicos, donde los rayos cósmicos son partículas cargadas de energía que antes de llegar a la tierra interaccionan con el campo magnético galáctico por eso no observamos una dirección preferente. Cuando llega a la Tierra la radiación cósmica interacciona con la atmosfera, tras ello colisionan con moléculas de nitrógeno y oxígeno en su mayoría formando nucleidos cosmogénicos secundarios. Estos fragmentos se introducen en las rocas reaccionando con ellas. Sus aplicaciones son importantes, pero no son un indicador directo, depende de la disposición de la superficie bombardeada, de su composición mineralógica y del tiempo de exposición, así como las condiciones ambientales externas. Ha sido utilizada para medir la actividad sísmica en la falla de San Andrés o para las tasas de erosión del Himalaya. Sus limitaciones son que solo sirve para rocas en la superficie, los agentes externos pueden provocar apantallamientos, solo sirve para condiciones muy específicas y es poco preciso. La datación por luminiscencia se basa en que los minerales absorben la energía mientras están enterrados. Las aplicaciones que tiene es que podemos datar terrazas, sedimentos de depósitos fluviales, de depósitos costeros, sedimentos lacustres, dunas de arena eólicas, materiales volcánicos o sedimentos relacionados con terremotos. Algunos ejemplos donde se ha utilizado esta técnica es la relación de tsunamis y terremotos. Sus limitaciones son que solo sirve para cuarzos y feldespatos, puede haber un blanqueamiento que depende del tiempo de exposición al sol.  6. LOS PIRINEOS (Descripción fisiográfica, características generales, edades, evolución, principales estructuras) a) ¿Cuáles son las estructuras geológicas dominantes en lo pirineos, y cómo han influido en la formación de esta cadena montañosa? Ejemplos. Las estructuras geológicas en los Pirineos se encuentras en el Parque Natural de Ordesa y Monte Perdido. El Monte Perdido es como una gran capa de roca y Gavarnie es otra capa que se “mueve” sobre ella, son como dos piezas una deslizándose por encima de la otra, este movimiento ocurre a lo largo del tiempo generando pliegues y arrugas, provocando que Monte Perdido se arruga y se pliegue. El cabalgamiento de Gavarnie es como el “empujón” que hizo que Monte Perdido se arrugara y plegara. Justo debajo se encuentra el cabalgamiento de Bielsa – Guara consecuencia de los procesos similares a los anteriores. Por ultimo la falla de Los Mallos de Rigios que muestra una distribución vertical consecuencia de cabalgamientos en procesos parecidos a los anteriores. b) ¿En qué zonas se subdividen los pirineos y por qué?, ¿cuáles son los criterios? Se divide en: Zona norpirenaica: se sitúa al Norte del eje axial y esta formada por rocas alpinas formadas después de la Varisca, se alargan de E a W con altitud descendente, formadas por materiales mesozoicos y cenozoicos Zona axial: materiales metamórficos. Los afloramientos se presentan en forma de macizos aislados como en Cinco Villas, cuentan con elevación moderada, fuertes pendientes y valles encajados. Sus materiales pertenecen al Ordovícico, Pérmico y Triásico. El relieve dominante son cumbres redondeadas y suaves con valles interrumpidas por crestas de materiales arcillosos que circundan a los macizos de la orogenia Varisca Zona surpirenaica: al sur de la zona axial, hay una falla que divide los Montes Variscos y la zona surpirenaica en dirección NE – SW llamada falla de Pamplona. Las sierras interiores cubren la cadena pirenaica deformada y desplazada por la orogenia alpina. Estas sierras forman un límite en torno al Pirineo Axial con el que contactan de forma discordante. c) ¿Cómo se han desarrollado temporalmente las estructuras geológicas en los pirineos a lo largo del tiempo y qué evidencia de procesos tectónicos pasados se puede encontrar en la región? Antes de los Pirineos había un mar que se formó por la rotura del margen meridional de la placa europea (dio lugar a la separación de las placas ibéricas y europea, que fue por un rift continental). Provocando que se crearan grandes depresiones con lagos y llanuras aluviales, donde se acumuló el sedimento que se consolidaron y cementaron hasta transformarse en rocas sedimentarias. Los estratos de las rocas sedimentarias se fueron depositando se forma horizontal siguiendo la ley de superposición, actualmente se encuentran rotos y plegados debido a las fuerzas de levantamiento de esta Cordillera. Orogenia Varisca, al final del Paleozoico chocaron la placa ibérica y europea, que estaban separadas por el mar, colisionaron con una dirección de empuje N -S formando los Pirineos en dirección E – W. Los restos erosionados de la cadena constituyen la parte occidental de la Península Ibérica, que se llama basamento. Orogenia Alpina, a finales del Cretácico choco la placa ibérica con la euroasiática, como son dos placas continentales no ocurre una subducción pronunciada, de manera que tiene lugar una colisión y un proceso de engrosamiento de la corteza que resulta en la formación de cadenas montañosas. Esto provocó una deformación de los materiales que se habían depositado previamente. Encontramos discordancias en los materiales debido a que la elevación de la cordillera se produjo en muchas etapas y mientras continuo la sedimentación. Coincidió con la etapa de gran comprensión que produjo una deformación del fondo marino provocando la erosión de grandes zonas que fueran cubiertas por sedimentos profundos, dando lugar a la cuenca del Ebro y de Aquitania. El resultado fueron una serie de cabalgamientos de los materiales debido a las fallas inversas, que sus esfuerzos compresivos dan lugar a elevaciones de montañas 7. CORDILLERA CANTABRICA (Descripción fisiográfica, características generales, edades, evolución, principales estructuras) a) ¿Cuáles son las estructuras geológicas dominantes en la Cordillera Cantábrica, y cómo han influido en la formación de esta cadena montañosa? Ejemplos. La Cordillera Cantábrica es una cadena montañosa litoral que se extiende a lo largo del borde norte de la Península Ibérica. La Cordillera Cantábrica es una prolongación hacia el oeste del relieve de los Pirineos que atraviesa las montañas vasco-cantábricas. Alcanza su mayor altitud en el sector central (Picos de Europa, 2500 m). Pliegues o Pliegue de flexión de falla: cabalgamiento profundo en el borde norte de la placa ibérica, que desarrollo una gran flexión monoclinal y genero un levantamiento o Pliegue de propagación de falla: en el frente sur de la cordillera hay un cabalgamiento  o Anticlinal de Bilbao: se encuentra en el sector oriental, algunas de las sierras de la cordillera se produjeron por una sucesión de pliegues desarrollados sobre las rampas de los cabalgamientos Cabalgamientos o Alpino: se da al norte, se aprovechó una falla normal que posteriormente se invirtió, encontramos buzamientos suaves excepto en las proximidades de la falla donde tenemos cabalgamiento y pliegues apretados buzando al sur Fallas o Falla de León: generando el relieve en el sector central o Falla de Ventaniella: genera topografía elevada b) ¿En qué zonas se subdivide la Cordillera Cantábrica y por qué?, ¿cuáles son los criterios? Montañas vasco-cantábricas: tienen menor levantamiento que el resto, sus relieves se deben a la extensión cortical que sufrió en el mesozoico y a una posterior compresión generando anticlinales y sinclinales. Cerca de pirineos Macizo asturiano: es un área muy extensa de cumbres, producidas por el cabalgamiento en la corteza media provocado por la orogenia alpina. En el sur no hay cabalgamiento por la presencia de pliegues solo sobre el rio Cea para después ser sustituido por un pliegue de propagación de fallas. El relieve esta creado por la flexión monoclinal, siendo la división entre la cuenca del Duero y la Cordillera Cantábrica un punto próximo a la charnela de la flexión. Destaca los picos de Europa Montañas galaicas: la deformación alpina va desapareciendo c) ¿Cómo se han desarrollado temporalmente las estructuras geológicas en la Cordillera Cantábrica a lo largo del tiempo y qué evidencia de procesos tectónicos pasados se puede encontrar en la región? Carbonífero: Pangea se rompe en Gondwana y Laurentia – Báltica, se forma un edificio orogénico que condiciona la distribución del relieve Pérmico: evento de extensión – adelgazamiento con la apertura del océano atlántico Triásico: sedimentación de arcillas y evaporitas en la cuenca vasco – cantábrica Cretácico: orogenia alpina la placa africana empuja a la placa ibérica contra la euroasiática generando un levantamiento de la cordillera Cuaternario: continua la elevación regional de la cordillera generando un acortamiento tectónico en el norte de la placa ibérica 8. LAS CORDILLERAS BÉTICAS (Descripción fisiográfica, características generales, edades, evolución, principales estructuras) a) ¿Cuáles son las estructuras geológicas dominantes en las Cordilleras béticas, y cómo han influido en la formación de esta cadena montañosa? Ejemplos. La cordillera Bética es un sistema montañoso que se extiende por el sur – sudeste de la Península Ibérica, desde el estrecho de Gibraltar hasta la sierra de Tramontana en Mallorca. Su levantamiento se produjo durante la orogenia alpina, y su máxima altitud es el pico Mulhacén de 3478 m. Complejo del campo de Gibraltar: se dispone cabalgante sobre zonas externas Béticas a su vez cabalgadas por las zonas internas Béticas Cuencas neógenas postorogénicas: son áreas subsistentes formadas después de la colisión y de la fractura de la cordillera en las que ha tenido lugar sedimentación. Los sedimentos que rellenan las rocas mayoritariamente se mantienen en la actualidad pseudohorizontales indicando la ausencia de deformaciones comprensivas significativas después de su depósito. Fallas normales: extensión ENE – OSO a la que esta sometida la Cordillera Bética en los últimos millones de años se acomoda principalmente a las fallas normales, que se sitúan mayoritariamente en los bordes de las sierras, escalonan el relieve generando cuencas intramontañosas (depresiones topográficas) entre los relieves del basamento (bloques levantados de las fallas). b) ¿En qué zonas se subdivide las Béticas y por qué?, ¿cuáles son los criterios? Se divide en dos zonas: Zonas externas Béticas: a partir de los rasgos estratigráficos y el grado de deformación de las unidades de rocas se diferencian Prebético: unidad de menor grado de deformación, se caracteriza por tener términos del Jurásico medio – superior, del Cretácico y del Paleógeno en los que dominan los depósitos de medios marinos someros. Subbético: desplazada hacia el norte y presenta un mayor grado de deformación, hasta el punto de que amplios sectores han perdido su coherencia interna habiendo adquirido una estructura caótica. Presenta abundantes fósiles de organismos marinos nadadores y flotadores El contacto de ambas zonas ocurre desde Jaén a Alicante, mediante un cabalgamiento del Subbético sobre el Prebético. En la zona occidental del contacto, el Subbético se pone en contacto directo con la Cuenca del Guadalquivir quedando el Prebético oculto bajo el Subbético y los sedimentos neógenos de la cuenca. En la parte sur de la cuenca del Guadalquivir los materiales del Subbético engloban una matriz de materiales que se denomina el Complejo Olistostrómico del Guadalquivir Zonas internas Béticas Complejo Nevado – Folábride: en la zona intermedia de las zonas internas. Es la zona mas inferior, dentro de la sierra nevada, formada por rocas metamórficas Complejo Alpujárride: en una zona occidental e intermedia, contiene rocas metamórficas y en la parte más occidental rocas ultrabásicas Complejo Maláguide: zona superior con unidades metamórficas de grado bajo o nulo c) ¿Cómo se han desarrollado temporalmente las estructuras geológicas en las cordilleras béticas a lo largo del tiempo y qué evidencia de procesos tectónicos pasados se puede encontrar en la región? En la orogenia alpina al final del Paleozoico se formo la cadena de plegamiento en la región, en la fase principal se provocó el plegamiento de materiales marinos antiguos y la deposición de sedimentos más modernos en medios terrestres. En el triásico hay una evidencia la separación de dos áreas dentro de una misma placa, formando el Macizo Varisco Ibérico al norte y las Zonas Externas Béticas al sur. En este periodo se diferenciaron sectores con sedimentación marina y continental, dando lugar a la diversidad geológica de la región. Inicio del Jurásico marco una transgresión marina formando una plataforma carbonatada marina. Después se formó una banda de corteza que dividió la placa unida en dos el margen continental sudibérico al norte y la subplaca mesomediterráneo al sur. El cambio mas significativo es al final del Cretácico cuando el margen continental sudibérico paso de ser extensivo a convergente, reduciendo la extensión de la corteza continental. La colisión de dominio de Alborán con el Margen Continental Sudibérico genero cambios significativos. La formación de una corteza oceánica en la Subplaca Mesomediterránea y el despegue de la cobertera sedimentaria resultaron en una estructuración compleja de las Zonas Externas Béticas. En el mioceno se formaron las cuencas neógenas postorogénicas en una fase extensiva acumulando sedimentos. Hubo una subida del nivel del mar que inundo la cordillera y el relieve emergido quedo reducido a un conjunto de pequeñas islas separadas por estrechos corredores marinos y pequeñas cuencas Antes del Plioceno ocurrió una elevación significativa de la cordillera retirando el mar de las cuencas. La morfología actual de la cordillera es el resultado de la interacción de varios factores, incluyendo el glaciarismo, la karstificación y la acción erosivo de la red fluvial 9. LOS HIMALAYAS (Descripción fisiográfica, características generales, edades, evolución, principales estructuras) a) ¿Cuáles son las estructuras geológicas dominantes en los Himalayas, y cómo han influido en la formación de esta cadena montañosa? Ejemplos. La colisión y subducción de las placas condujeron a Pliegues: deformaciones en las capas de roca que se forman como resultado de las fuerzas tectónicas. También la presión lateral deforma las capas de la roca generando estructuras plegadas muy características. Debido a la complejidad de las interacciones tectónicas en la región, se pueden observar variaciones en la orientación, tamaño y forma de los pliegues lo que contribuye a la diversidad geológica de la cadena montañosa. o Anticlinales: rocas más antiguas están en el centro del pliegue y forman crestas montañosas. o Sinclinales: rocas más jóvenes en el centro del pliegue y forman valles entre las crestas de la montaña. Fallas: asociadas a la interacción entre placas y a los esfuerzos tectónicos o Inversa: comunes en zonas de colisión de placas, resultan en el acortamiento de la horizontal y alargamiento de la vertical de la corteza terrestre, son las que predominan o De desgarre: implican deslizamiento lateral por la línea de la falla, están relacionadas con el componente horizontal de la convergencia entre placas o Normales: a medida que la corteza continental sufre las fuerzas tectónicas La mas importante es la falla Main Frontal Thrust Actividad sísmica: consecuencia de procesos tectónicas y de presencia de fallas. Estas pueden clasificarse: o Sismos de colisión de placas o Sismos asociados con fallas o Sismos asociados con subducción local o Sismos en regiones de cabalgamiento  o Sismos asociados con estructuras geológicas Cabalgamientos: proceso en el que las capas de la corteza se desplazan horizontalmente una sobre la otra por una falla inversa, su consecuencia es el engrosamiento de la corteza por apilamiento favoreciendo la generación de magmas que no suelen salir. Destaca la zona amarilla de la cima del himalaya Clipes: bloque de corteza que ha sido empujado hacia arriba a lo largo de una falla inversa o cabalgamiento por esfuerzos compresivos, las capas de rocas mas antigua son empujadas sobre las capas mas jóvenes. La elevación de grandes bloques de corteza y las capas sedimentarias que se desplazan hacia el norte son indicativas de la actividad de clipes. b) ¿En qué zonas se subdivide los himalayas y por qué?, ¿cuáles son los criterios? Se subdividen en dos zonas: Litológica o Sub - Himalaya: formada por depósitos de depósitos sedimentarios debido a la erosión de las montañas circundantes o Bajo himalaya: rocas metamórficas, sedimentarias y graníticas, se identifican estructuras de 3 eras distintas (pérmico, cretácico y eoceno) o Alto himalaya: es considerado la unidad rocosa más antigua de los Himalayas o Tethyan himalaya: de ambiente marino y con estratos fosilizados, están los restos del mar Tetis que existió antes de la colisión de las placas o Batolitos trans – himalayas: grandes masas ígneas, son resultado de la fusión parcial de la corteza durante el proceso de subducción y colisión Tectónica o Himalayan frontal trust: falla de empuje mas joven y mas activa, es un sistema de 4 fallas subparalelas o Main boundary thrust: falla inversa o Main central thrust: zona de cizalla dúctil y cabalgamientos o Detachment sudtibetano: falla normal de bajo ángulo en el lado sur del Tíbet o Indus - TsangPo suture zone: marca la colisión de la placa india y la euroasiática c) ¿Cómo se han desarrollado temporalmente las estructuras geológicas en los himalayas a lo largo del tiempo y qué evidencia de procesos tectónicos pasados se puede encontrar en la región? Es el resultado de la orogenia alpina, un largo proceso de aproximación colisión de bloques continentales. La geología de la región experimento la separación de Gondwana, la placa India se separó de la masa africana y comenzó a moverse hacía el norte, hubo una subducción de la placa india baja la placa euroasiática generando presión y altas temperaturas, también hubo una acumulación de sedimento y la eliminación del océano Tetis. Hubo una colisión de placas hace 50 Ma, la placa india choco con la placa euroasiática llevando a cabo un proceso de plegamiento y levantamiento de la corteza terrestre, se trata de un crecimiento continuo y presenta actividad tectónica ya que la placa india continúa empujando hacia el norte hasta el día de hoy, causando el crecimiento de los Himalayas. Las evidencias que hay son el registro geológico, ya que se ha demostrado que hay metamorfismo y deformación, las rocas al principio eran sedimentos marinos que se transformaron en rocas metamórficas por colisión. Hay gneis con cianita y sillimanita de metamorfismo regional y granitos. Los fósiles se han encontrado marinos en la cima del Himalaya, areniscas con plantas y animales que se depositaron en el mar Tetis, el ambiente era suave y húmedo, y hoy es más árido por lo que ha habido una elevación y se ha desplazado hacia el norte. También los terremotos indican que hay fallas y que se están chocando las placas, hay fallas inversas normales y de desgarre perfectamente colocadas 10. FALLAS ACTIVAS EN LA PENINSULA IBERICA (Principales fallas, terremotos máximos, velocidades de fallas, recurrencias) a) ¿Cuáles son las principales fallas activas de la península ibérica? ¿Cuáles son las fallas que pueden generar terremotos más grandes? ¿De qué tipo son las fallas activas de la península ibérica según las distintas regiones? Se considera una falla activa si ha tenido registro sismológico en los últimos 10.000 años, y si ha tenido registros instrumentales, estudios paleosismológicos o morfotectónicos. Una falla potencialmente sismogénica es una que no presenta evidencias instrumentales recientes, pero si presentan una gran tasa de peligrosidad asociada a probables sismos con una magnitud de hasta 7,5, con intervalos temporales entre cientos y miles de años. Las zonas sísmicas en la península se encuentran en el:  Macizo varisco: se ve afectado por la compresión alpina. o Falla de Baralla: NNE – SSO, falla inversa no presenta datos de paleosismicidad o Falla de Manteigas – Vilariça – Bragança: NNE – SSO, falla de desgarre siniestral o Falla de Chaves – Regua – Verín: NNE – SSO, falla de desgarre o Falla de Bencerrea: NO -SE, falla inversa no presenta datos de paleosismicidad como para producir terremotos o Falla de Ventaniella: NO – SE, falla activa de desgarre en la cordillera cantábrica, es una falla alpina que no contribuye a la formación del relieve, pero en su traza se observan sedimentos deformados, genera topografía elevada y poca sismicidad. o Falla de Ponsul: NE – SO, falla activa inversa, es una cuenca asimétrica llena de sedimentos cenozoicos en bloque hundido o Falla de Plasencia: NE – SO, falla de desgarre desde Ávila hasta el Cabo de San Vicente, es la falla mas grande activa y la que provoco el terremoto mas grande Pirineos o Falla del norte de la Maladeta o Falla de Lourdes o Las fallas del Tech o Falla del Tet o Falla de la Cerdanya – Conflent Cordilleras costero-catalanas y sierras transversales o Sierras y depresiones o Falla de Amer Cordillera ibérica o Falla de Concud: es la falla mejor conocida, es falla inversa que se encuentra en Aragón y corta la cuenca de Teruel o Falla de Sierra Palomera: falla normal, activa y relativamente rápida o Falla de Calamocha: falla normal que separa la cuenca de Calatayud y la de Jiloca Cordillera Bética: se encuentra en un limite de placas difuso donde la placa africana y la euroasiática se aproximan, se trata de la zona más activa o Fallas de Carboneras: NNE – SSO, provoco el terremoto de Almería o Falla de Palomares: NNE – SSO o Falla de Alhama de Murcia: NNE – SSO, provoco el terremoto de Lorca o Fallas del bajo segura: NNE – SSO, provoco el terremoto de Torrevieja o Falla de Baza: NO -SE, falla normal con desplazamiento en extensión situadas en el sector central de la cordillera o Falla de Balanegra: NO -SE, falla normal con desplazamiento en extensión situadas en el sector central de la cordillera o Falla del norte de Sierra Tejeda: E -O, conjunto de fallas que va desde el sur de la cuenca de Granada hasta el mar de Almería, normalmente de desgarre o normal o Falla de Socoyos: E -O, activa durante el mioceno, conjunto de fallas que va desde el sur de la cuenca de Granada hasta el mar de Almería, normalmente de desgarre o normal Islas Canarias: es una zona de alta sismicidad, todos los terremotos que han ocurrido en el sector de la falla son de origen tectónico. La longitud de la falla principal es de 35 km y se sitúa muy cerca del volcán de Enmedio. Los terremotos localizados suelen tener su hipocentro entre 25 y 35 km de profundidad