Corte geológico a través del Himalaya de Garhwall, India ...

-5- ISSN: 2659-2703

Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat., 15, 2021: pendiente de paginación

doi: 10.29077/bol.115.v02.flinch

Corte geológico a través del Himalaya de Garhwall, India noroccidental

Geological cross-section through the Garhwall Himalaya, NW India

Joan Flinch1, Antonio Olaiz1, Promod Painuly2, Riccardo Rocca1, Virginia Alonso de Linaje3, Begoña Amigo1,

Monica Armellini4, Maria del Puy Berrío1, Angel Carrasco1, Pablo Hernández1, Lakshmikantha M. R.1, Alia Ponz1

& Deepak Singh2 1. Repsol Exploración S. A., Méndez Álvaro 44,

28043 Madrid. [email protected] University of Petroleum and Energy Studies, Prem Nagar, Dehradun,

Uttarakhand 248007, India.3. AECOM Environment, Alfonso XII 62, 28014 Madrid.

4. Istituto Professional “A. Casali”, Piacenza, Italia.

Recibido: 1 de diciembre de 2020. Aceptado: 28 de abril de 2021Publicado electrónicamente: 3 de mayo de 2021.

Palabras clave: Himalaya, Garhwall, India, Cabalgamiento principal central, Despegue Surtibetano.

Keywords: Himalaya, Garhwall, India, Main Central Thrust, South Tibetian Detachment.

ResumenA principios de octubre de 2018, un grupo de geólogos de exploración petrolera realizó

una expedición geológica por el Himalaya, en la denominada región de Garhwall, en el estado indio de Uttarakhand. El objetivo de este trabajo es describir e integrar una sección transversal geológica regional, desde la llanura del Ganges hasta las montañas del Alto Himalaya del Parque Nacional del Nanda Devi en la frontera con el Tíbet, hoy parte de China. Cerca de la ciudad de Dehradun se realizó la observación del denominado Main Boundary Thrust (MBT) o Cabalgamiento principal limítrofe, un importante contacto entre esquistos neoproterozoicos y conglomerados eocenos de la unidad Siwalik, los depósitos de tipo molasa que registran la flexura de la placa India. Siguiendo el viaje hacia el norte se atraviesa el denominado Bajo Himalaya constituido por imbricados de calizas, cuarcitas y metabasitas neoproterozoicas del Grupo Krol, todos expuestos a lo largo del valle del río Ganges, en este sector se atraviesa el cabalgamiento de Tons. Más al norte, en el área de Helang, al sur de Josimath, se encuentra una gran zona de cizalla cortical conocida como el Main Central Thrust (MCT) o Cabalgamiento Principal Central. En este sector se describirá en este trabajo la estructura asociada a esta amplia zona de cizallamiento compresional de escala kilométrica. De hecho, dos importantes cabalgamientos definen esta zona de deformación, el cabalgamiento de Munsiari y el de Vaikrita, que ponen las rocas de la corteza media en contacto con las unidades de la corteza superíor. La zona está definida por estructuras de tipo C-S, milonitas y pliegues isoclinales con esquistosidad de plano axial. Avanzando hacia el norte se encuentran algunas estructuras extensionales que afectan a estas unidades. Más al norte, cerca de la pequeña aldea de Malari, cerca de la frontera con el Tíbet, se encuentra un importante despegue extensional, el llamado South Tibetan Detachment (STD) o despegue meridional del Tíbet, que pone en contacto los denominados Cristalinos del Alto Himalaya de rocas metamórficas de alto grado tipo migmatitas intruidas por leucogranitos ricos en turmalina de unidades neoproterozoicas y paleozoicas de bajo grado o no metamórficas de las secuencias del Tetis Himalaya. Integrando observaciones de campo propias con trabajos anteríores, se concluye que el empuje y emplazamiento a lo largo del MCT es en parte coetáneo con la extensión a través del STD, lo que sugiere un colapso extensional sin-orogénico de las rocas corticales de la corteza media más dúctiles durante el Mioceno Inferior, posteriormente actividad contraccional en el MCT continua después del cese de deformación ductil en el STD (Mioceno Medio) y el colapso extensional se concentra en fallas normales frágiles a partir de entonces.

J. Flinch, A. OlAiz, P. PAiinuly et al.

-6- Excursiones y viajes científicos

AbstRActIn early October 2018, a group of oil exploration geologists carried out a geological

expedition through the Himalayas, in the Garhwall region, near the Indian state of Uttarakhand. The objective of this paper is to describe a regional geological cross section, from the Gangetic plain to the High Himalayan mountains of the Nanda Devi National Park in the border with Tíbet, today part of China. Close to the city of Dehradun the Main Boundary Thrust is croping out, it represents a major contact between Neo-Proterozoic schists and Eocene gravels of the Siwalik unit, the molasse type deposits that record the flexure of the Indian Plate. Further north is located the Lesser Himalaya, made up by imbricates of Neoproterozoic limestones, quartzites and metabasites of the Krol Group, all exposed along the Ganges river Valley, where the Tons Thrust can be observed. Further north, in the Helang area, the Main Central Thrust acts as a major crustal detachment. In this paper the structure associated to this wide kilometric scale contractional shear zone is described. In fact, two major thrusts define these deformation zones the lower Munsiari Thrust and the upper Vaikrita Thrust that bring mid crustal rocks in contact with upper crustal units of the Lesser Himalayan Sequence. The high strain area is defined by C-S fabrics, mylonites and penetrative isoclinal folding. Moving north some extensional structures, extensional shear zones and normal faults are observed. Further north, near the small village of Malari, close to the Tíbetan border a major extensional detachment knows as the South Tíbetan Detachment (STD), puts into contact high grade metamorphic rocks mostly migmatites intruded by tourmaline-rich leucogranites of the Higher Himalayan crystallines with low grade to non-metamorphic Neoproterozoic and Paleozoic units of the Tethys Himalayan sequences. Integration of new collected field data with previous works may suggest that during Early Miocene time thrusting along the MCT is coeval with extension through the STD, afterwards the contractional activity continues in the MCT while ductile extensional shear in the STD ceases at Middle Miocene time, syn-orogenic extensional collapse is from that time onwards assume by fragile normal faults.

1. IntRoduccIón y metodologíA

Un grupo de geólogos de exploración petrolera realizamos a principios de octubre de 2018 una expedición geológica a través del Himalaya, en la denominada región de Garhwall, en el estado indio de Uttarakhand. Para esta aventura, contamos con el apoyo de excompañeros nuestros ahora en la Universidad UPES de Dehradun y el Dr. Suraj Parcha, geólogo del instituto Wadia de estudios himalayense de Dehradun (WIHG). Nuestro viaje comienza en Nueva Deli, de allí tomamos el tren a Dehradun. Visitamos el extenso campus verde de UPES para una sesión informativa y desde allí el grupo comienza la excursión cruzando el primero de los elementos tectónicos mayores (gAnsseR,1964), el MBT (Main Boundary Thrust), justo en el extremo norte de la ciudad de Dehradun. Despues de cruzar la ladera de Siwalik y llegar al Bajo Himalaya, situado cerca de la ciudad de Mussoorie (también conocida como Reina de las Colinas), se sube rápidamente a sus 1.850 metros de altura. Desde esta ciudad se desciende al valle del río Ganges y a la ciudad sagrada de Rishikesh, conocida por los centros mundiales de yoga. Después de un descanso nocturno continúa la ascensión por el escarpado valle del Ganges hasta Devpayag (a lo largo del Bajo Himalaya) donde confluyen el río Bhagirathi y el río Alaknanda, que más adelante se fusiona con el río Ganges. Ascendiendo por este último hacia el nordeste hasta la aldea de Srinagar, desde allí se retoma el valle hasta Rudraprayag y Chamoli, continuando hasta el pueblo de Joshimath situado a 1.875 m de altura en el Himalaya medio. De aquí hay una vista espectacular de los picos nevados de 5.000 a 7.000 m del Alto Himalaya. Joshimath es el proximo campo base y desde donde se realizan dos incursiones más al norte. La primera hacia el nordeste por el valle del río Dhauliganga hasta Malari, la última aldea en este valle en el lado indio antes del Tíbet, hoy en China. La segunda incursión la hacemos hacia el noroeste siguiendo el río Alaknanda hasta la ciudad sagrada de peregrinación hinduista de Badrinath y finalmente a la aldea de Mana, la última antes de la frontera con China. Se trata de valles escarpados ocupados por ríos entrelazados con abundantes gravas y terrazas. A ambos flancos observamos glaciares colgados con barreras de seracs. Los glaciares descienden desde las cimas de 5.000 a 7.000 metros de altura hasta el valle principal generando valles en U y dejando grandes depósitos morrénicos glaciares que frecuentemente se observan durante el itinerarío.

El objetivo de este trabajo es integrar todas las observaciones realizadas durante esta excursión en un corte geológico donde datos de superficie se integrarán con datos de subsuelo (tomografía sísmica, perfiles eléctricos, actividad de terremotos etc.) publicados anteriormente por diversos autores (cAldwell et al., 2013; RAwAn et al., 2014). Se procederá a describir las unidades geológicas a medida que se atraviesan por

Corte geológiCo a través del Himalaya de garHwall, india noroCCidental

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Figura1. Mapa geológico del Himalaya con indicación de las principales unidades estructurales. Modificado de Mascle et al. (2010). El recuadro indica la zona de estudio que se detalla en la figura 2 y donde discurre la excursión geo-lógica. En rojo las abreviaciones en el mapa significan: MBT Main Boundary Thrust, MCT, Main Central Thrust, MMT, Main Mantle Thrust, KSS, Kohistan Shear System, ITS Indus-Tsangpo Suture.

order cronológico durante la excursion al cruzar la Cordillera del Himalaya, desde la llanura del Ganges a la frontera India-China en el borde sur del Tibet.

2. lA coRdIlleRA del HImAlAyA

El Himalaya, nombre sánscrito que significa “la morada de las nieves” es la mayor cordillera del mundo, se extiende por más de 2.500 km desde el Karakorum en Pakistán hasta la India oriental, incluyendo además de la India, otros países como Nepal y Bután (Figura 1). El techo de la cordillera del Himalaya se sitúa a 8.850 m en la cima del Monte Everest. Tiene una forma ligeramente arqueada, convexa hacia el sur. Durante la época de la colonia inglesa tuvieron lugar las primeras exploraciones geográficas y la misión “Survey” topográfica de la India donde se establecieron las bases y se completaron los mapas topográficos actuales (stRAcHey, 1848). De esta etapa de exploración inicial, se pasó en 1933 a realizarse un primer mapa geológico de gran parte de la cordillera por parte del servicio geológico de la India. Pero son los geólogos suizos HeIm & gAnsseR (1939) quienes presentan el primer trabajo que sienta las bases de la geología y subdivisiones actuales del orógeno. Augusto Gansser realiza un mapa geológico de gran precisión de toda la cordillera que fue publicado en 1965 (gAnsseR, 1965). El Himalaya es el resultado de la subducción de la corteza oceánica del Tetis y posteríor colisión continental de la placa asiática y la placa india que tiene lugar a partir del Paleoceno (65 Ma) pero con más intensidad en el Eoceno (gARzAntI, 2019; yIn & HARRIson 2000). Esta colisión continúa activa hoy en día como indican los ejemplos de Neo-tectónica en sedimentos cuaternaríos, especialmente terrazas fluviales, los



levantamientos identificados por trazas de fisión y la sismicidad actual (bIlgHAm, 2019; KumAR, 2019; PHIlIP et al., 2012).

Indicadores de movimiento basados en datos de GPS muestran un acercamiento actual entre las placas India y de Asia de más de 10 mm/año de dirección NE-SO en nuestra zona de estudio (gAutAm et al., 2017). Antes de la subducción y colisión paleógena, desde el Paleozoico hasta el Cretácico, había tenido lugar una tectónica de subducción y colisión de bloques asiáticos, lo que conforma un auténtico y complejo puzle que hace que las reconstrucciones paleogeográficas sean muy complicadas. Las colisiones entre estos bloques están evidenciadas por numerosas suturas ofiolíticas entre ellos, que representan los vestigios de un océano extinto y que son en parte asociadas a cuencas retro-arco (yIn & HARRIson, 2000).

Desde el punto de vista geológico el Himalaya se divide en las siguientes unidades o provincias estructurales (HeIm & gAnssseR, 1939; gAnsseR, 1965; VAldIyA, 1979, JAIn et al., 2014) (Figura 1), procediendo de la parte sur menos deformada hacia la norte más tectonizada:

• El Sub-Himalaya situado en el antepaís, al norte de la llanura del Ganges, y limitado al sur por el Main Frontal Thrust (MFT) o cabalgamiento principal frontal, y al norte por el Main Boundary Thrust (MBT) cabalgamiento principal limítrofe. La unidad frontal está formada por unidades estratigráficas continentales denominadas Siwalik, que están plegadas y falladas presentando deformación reciente, incluso actual. • El Bajo Himalaya, o “Lesser Himalaya”, al norte del MBT, formado por rocas muy antiguas del margen de la Placa India. Esta unidad está formada por zonas de pliegues y cabalgamientos hasta llegar al Main Central Thrust (MCT), cabalgamiento principal central. • El Alto Himalaya, o “High Himalaya”, también denominado “Higher Himalaya cristalline” (HHC) al estar compuesto por rocas cristalinas. Esta unidad también ha sido denominada por los geólogos franceses como “Dalle du Tíbet” o Losa del Tíbet. • El Himalaya Tetisiano, o “Thethys Himalaya”, separado del HHC por una gran zona de falla denominada Despegue Sur Tíbetano, o “South Tíbetian Detachment” (STD). En la zona de estudio esta unidad está representada por rocas muy antiguas (Precámbricas y Paleozoicas), la unidad se denomina así porque constituía el margen del antiguo océano desaparecido del Tetis.• Todavía más al norte, ya en territorío chino, se encuentra la sutura del Indo-Tsangpo, una zona con ofiolitas que representa la sutura entre la Placa India y la Euroasiática o del Tíbet, situada al norte de la zona de esta excursión.Se describirán estas unidades geológicas de sur a norte a medida que se

encuentran en orden cronológico y luego se integraran en un corte geológico durante las dos semanas de esta expedición (Figuras 2a y 2b). Desde el sur se describen Los Siwalik en la zona de ante país, después el MBT, al borte de este las unidades del Bajo Himalaya, hasta que se llega el MCT una zona muy deformada, al norte de la cual ya hay rocas cristalinas, denominadas Cristalinos del Alto Himalaya, que en realidad son rocas metamórficas de grado alto hasta llegar a la fusión parcial. Finalmente se culmina el itinerario en el Despegue Surtibetano, que separa rocas metmorficas al sur de rocas no metamorficas al norte del llamado Tethys Himalaya (Figura 2b).

2.1. Los Siwalik

Siwalik es el nombre de los sedimentos de edad Oligoceno a Cuaternarío (34 Ma al presente) que se depositaron en el frente orogénico a causa de la flexura producida por la carga de los mantos de corrimiento del Himalaya (gARzAntI, 2019). Su nombre proviene de las colinas de Siwalik también llamadas Manak Parbat y significa las trenzas de Shiva. Se trata de depósitos similares a los de otros cinturones orogénicos que se denominaron por los geólogos suizos como “molasa”. Los Siwalik rellenan gran parte de la llanura del Ganges y algunas cuencas intra-montañosas a menudo limitadas por corrimientos muy recientes que actualmente continúan en movimiento, como denotan las deformaciones de las terrazas fluviales actuales y la sismicidad.

En estos depósitos se ha encontrado una de las faunas más ricas de mamíferos y reptiles del mundo (wAng et al., 2013). El parque de Saketi, situado en la localidad de Sirmaur, estado de Himachal Pradesh, llamado “Siwalik Fossil Park” (sIngH & AnAnd, 2013) exhibe una fauna muy rica de mamíferos y reptiles, especialmente del Plioceno y Pleistoceno (desde 2,5 Ma al Holoceno). Los fósiles más espectaculares que pudimos



observar en nuestra visita son de hipopótamos, tortugas gigantes, tigres de dientes de sable, elefantes, jirafas y gaviales, un tipo de cocodrilo del continente indio.

En las inmediaciones del parque, en Kala Amb en el valle de Markanda, las capas de los Siwalik están inclinadas buzando hacia el norte (Figura 3). Cartográficamente estamos situados en el flanco norte de un pliegue vergente al sur asociado a la zona de deformación del cabalgamiento más frontal del Himalaya (MFT) (PHIlIP et al., 2012). Estos depósitos representan llanuras aluviales y canales de ríos que se depositaron en el frente del Himalaya. Los aportes detríticos provienen de la cordillera que se va emplazando y elevando progresivamente. Este proceso de deformación y levantamiento tuvo lugar durante todo el Neógeno, al menos desde hace 30 Ma, y es activo en la actualidad como indican las terrazas de ríos levantadas y deformadas (tHAKuR et al., 2007), las medidas

Figura 2. A. Mapa geológico del Himalaya de Garhwall, modificado de céléRIeR et al. (2009). B. Corte geológico a través del Himalaya de Garhwall basado en las observaciones de superficie de este viaje, indicado por la línea discontinua. Datos del subsuelo integrados a partir de trabajos de múltiples autores (cAldwell et al., 2013; RAwAn et al., 2014). En rojo las abreviaciones en el mapa significan: MFT, Main Frontal Thrust, MBT Main Boundary Thrust, MCT, Main Central Thrust.



de GPS de satélite (gAutAm et al., 2017) y los terremotos (bIlHAm, 2019). El MFT separa los depósitos plegados y fallados de los Siwalik al norte de los mismos depósitos no deformados al sur definiendo el frente de deformación actual del Himalaya.

Datos de GPS actuales indican, que en el Himalaya de Garhwall, el Bajo Himalaya se desplaza actualmente unos 18 mm al año hacia el sur debido a la convergencia de dirección NE a SO entre la India y el Tíbet (gAutAm et al., 2017).

2.2 Cabalgamiento Principal Frontal, “Main Boundary Thrust”

Cerca de la localidad de Kairwaan Gaon, al norte de Dehradun, atravesamos una zona de deformación de varíos cientos de metros de ancho, filitas y esquistos de Chandpur pertenecientes a la parte basal del grupo Krol de edad Neoproterozoica (1.000 a 540 Ma), (tewARI, 1989) cabalgan sobre las gravas y conglomerados de la formación Dun, de edad Oligocena (34-23 Ma) que son parte de las unidades de los Siwalik (Figura 4). Esta gran zona de falla, el MBT, representa el límite entre el Sub-Himalaya ocupado por los depósitos de los Siwalik y el Bajo Himalaya formado por rocas muy antiguas de edad Precámbrica (gAnsseR, 1965, yIn & HARRIson, 2000). Los planos de esquistosidad principal están afectados por pliegues orientados NO-SE y con aparente vergencia hacia el NE, indicando la presencia de retro-cabalgamientos como en otras zonas del Bajo Himalaya (bose & muKHeRJee, 2019). El grupo Krol también aflora en las inmediaciones de Dehradun, en la zona de Tapkeshwar Mahadev, concretamente en Robbers Cave, donde se observan zonas karstificadas en carbonatos Precambricos (tewARI, 1989).

El contacto entre las estribaciones del Himalaya en el Bajo Himalaya, y la llanura del Ganges se observa en la ciudad de Mussoree, Después de pernoctar en Dhanaulti, ascendemos y alcanzamos los 3.047 m en Surkanda Devi, donde está situado el Templo de Surkanda en el que asistimos a la celebración hindú de Shardiya Navratri. Las Sierras de Sarkanda (Sarkanda Range, por su nombre local) representan las primeras estribaciones del Himalaya. Geológicamente estamos en el Bajo Himalaya que en esta parte de la India está formado casi exclusivamente por filitas y esquistos Proterozoicos (Precámbrico superíor, ≥550 Ma) muy deformados. En

Figura 3. Imagen de las colinas de Siwalik en la zona de Kala Amb, Himachal Pradesh, India. Se pueden observar los conglomerados, areniscas y lutitas fluviales Neogenos de los Siwalik con un alto buzamiento debido al plegamiento de la colision del Himalaya.

Figura 4. Expresión superficial del Main Boundary Thrust, las filitas y esquistos proterozoicos de Chandpur del Bajo Himalaya cabalgan la unidad de conglomerados de Dun oligocenos perteneciente a los Siwalik, Rajpur, Uttarakand, India. Las filitas de Chandpur presentan una esquistosidad muy pentrativas con buzamiento hacia el noroeste a través de un cabalgamiento de buzamiento noroeste cabalgan los conglomerados de Dun que presentan un buzamiento de más de 60 grados hacia el noroeste.



esta zona, en la subida a Surkanda y en los cortes de la carretera de Chamba a Mussoorie podemos observar esquistosidad plegada y lineaciones de crenulación en los esquistos con ejes de pliegues de crenulación orientados N-S (Figura 5).

Después de la localidad de Chamba, en la carretera de Dhanaulti a Rishikesh se observan diferentes formaciones del grupo Krol (Neoproterozoico a Cámbrico inferíor, 800 a 500 Ma aproximadamente) que consisten en diamictitas, es decir, antiguos depósitos glaciares y calizas, siendo estas unidades altamente deformadas (tewARI, 1989).

Adentrándonos por el valle del Ganges hacia el norte, en las inmediaciones de Shivpuri, nos detenemos a observar esquistos Proterozoicos con esquistosidad buzando al SE y zonas de falla con deformación frágil. En la rivera del río Ganges en Singtali, al lado del templo Taoísta de Ganga Gram, podemos observar la discordancia del Cretácico sobre el Cámbrico (Figura 6). Este contacto podría representar la discordancia basal de la antefosa (Base Foredeep Unconformity) e indica el momento en que la secuencia del Precámbrico-Cámbrico se hundió, debido a la carga de los mantos de corrimiento del Bajo Himalaya (Lesser Himalaya) durante el Cretácico. Encima de la unidad Precambrica-Cambrica, se depositaron calizas bioclásticas Cretácicas las denominadas “Shell Limestone” de la Formación Nilkanth, (mAtHuR et al., 2008) y en la zona de este corte geológico areniscas grises de aguas someras con estructuras de olas “wave ripples” y estratificación cruzada. Esta formación está repleta de planos estriados de fallas, compatibles con compresión NE-SO y con la vergencia de las megaestructuras.

Al llegar a la aldea de Suvidha Nagar se observa la desembocadura del río Mandakini de aguas marrones

y turbulentas, que confluye con el río Alaknanda de aguas azules más limpias en la ciudad sagrada de Rudraprayag (Figura 7). El río Mandakini nace en el glaciar de Gangotri considerado el nacimiento oficial del río Ganges, pero el corte geológico aquí descrito sigue y por el río Alaknanda. La ascension discurre paralela al río hacia el noreste por la carretera NH-7 que acompañará el trayecto durante varios días y permite observar y estudiar la geología del Bajo Himalaya.

Al oeste de la localidad de Haidi se encuentran grandes pliegues concéntricos orientados aproximadamente N-S y de vergencia oeste, afectando a las cuarcitas de

Figura 5. Esquistosidad plegada por pliegues de crenulación en esquistos proterozoicos del Bajo Himalaya en la subida al Templo de Surkanda, zona de la Sierra de Saklana. Los planos de esquistosidad principal S1 estan pleagados por pliegues de tipo kink con planos axiales que buzan 40 grados hacia el este, S2 en la figura.

Figura 6. Contacto entre esquistos y filitas cámbricas del grupo Krol del Bajo Himalaya con las areniscas y calizas suprayacientes del Cretácico, en el Puente de Singtali sobre el Río Ganges. El contacto entre ambas está indicado por una línea discontinua amarilla.



Berinag y las filitas de Janpur. Aparecen fracturas bastante penetrativas perpendiculares a la estratificación de la cuarcita sugiriendo fracturación previa al plegamiento. Rocas volcánicas básicas, es decir de afinidad basáltica, están presentes en el valle cerca de Kothari. Estas metabasitas muestran orientación y lineaciones de los minerales ferromagnéticos indicando esquistosidad.

Justo al norte de Srinagar, donde pernoctamos, se observa en la ribera del río Alaknanda, el corrimiento de Berinag o Srinagar donde las cuarcitas de Berinag cabalgan a las unidades de pizarras y pelitas de Chandpur. Lateralmente este cabalgamiento pasa al de Tons y ambos están a su vez plegados (bose & muKHeRJee, 2019).

2.3 Cabalgamiento Principal Central, “Main Central Thrust”

En la zona de Helang, en los lados de la carretera que une Helang con Urgam está expuesta la que es sin duda la zona de cizalla y deformación más grande del mundo: el cabalgamiento principal central (MCT) definido inicialmente por Heim y Gansser (1963). Se trata de una zona de cabalgamiento a escala cortical, en la que filitas y esquistos de la corteza media e inferíor cabalgan sobre la corteza superíor dando lugar a una zona extremadamente compleja. Esta amplia zona de falla, de entre 10 a 20 km de ancho contiene en este sector del Himalaya dos cabalgamientos importantes: el más meridional el cabalgamiento de Munsiari y el más septentríonal, el cabalgamiento de Vaikrita (gAnsseR, 1965; VAldIyA, 1979; céléRIeR et al., 2009A, 2009b; montemAgnI et al., 2019; IAccARIno et al., 2020).

En primer lugar, en la zona de Helang, se encuentra situado el cabalgamiento de Munsiari (Figura 8a). Esta zona de deformación es dominada por mica, esquistos con granate, esquistos con hornblenda (a veces cloritizados), y ocasionalmente calco-esquistos y cuarcitas que constituyen la denominada Formación Munsiari. Esta unidad, según datos isotópicos, tiene afinidad con el Bajo Himalaya (AHmed et al., 2000). Estas rocas están afectadas por zonas de cizalla con fábricas

Figura 7. Confluencia de los ríos Alaknanda y Mandakini, dando lugar al río Ganges, en Suvidha Nagar. El rio Mandakini tiene el agua de color marronoso y desciende del glaciar de Gangotri lugar del naciomiento oficial del rio Ganges, a la derecha con aguas azules el rio Alakanda donde discurre esta excursión. Los dos ríos se juntan aquí y forman el rio Ganges.

Figura 8. Imágenes del Cabalgamiento de Munsiari, el más frontal y meridional del llamado MCT (Main Central Thrust). 8a. Vista de la zona de deformación en la carretera de Helang a Urgam. 8b. Estructuras de tipo C-S indicando cizalla con desplazamiento del techo hacia al sureste Se observan las venes de quarzo paralelas a la esquistosidad de cizalla y los cristales de granate.8c Zonas miloniticas mostrando “boudinage” de vetas de quarzo y indicando desplazamiento hacia el sureste.



S-C, pliegues isoclinales de vergencia SO, fallas de alto ángulo buzando hacia el NE y zonas de brechas tectónicas también buzando al NE (Figura 8b). Se pueden también observar zonas de retro-plegamiento de vergencia NE, situados entre capas que denotan deslizamiento flexural entre capas en condiciones muy dúctiles, y estructuras de retro-corrimiento o “back thrusts”.

Estructuras con vergencia y desplazamiento principal hacia el SO son comunes en la zona (bose & muKHeRJee, 2019). En algunos casos las fábricas C-S son prácticamente paralelas a la zona de cizalla, lo que indica un alto grado de cizallamiento (Figura 8c). Se pueden identificar y observar grandes zonas con un color verdoso que denotan zonas cloritizadas donde ha crecido clorita. En la orilla occidental del río Alaknanda en Helang observamos zonas miloníticas de gran espesor, con gneises milonitizados. Según la datación de minerales que han crecido durante la deformación, principalmente biotita rica y pobre en cloro y moscovita, la deformación tuvo lugar entre 10 y 5 Ma, es decir entre el Tortoniense y Messiniense (montemAgnI et al., 2016, 2017).

Siguiendo la excursión y el corte aguas arriba del río Alaknanda, se llega a la importante aldea de Joshimath donde impresiona la vista de los grandes picos del Himalaya de Garhwall. Desde la estación de esquí de Auli, en verano inactiva, observamos el Dunagiri (7.066 m), las montañas de la cordillera Kamet, como el Nilgiri Parbat o Pico Azúl (6.474 m), el Gauri Parbat o Pico Caballo (6727 m), el Hathi Parbat o Pico Elefante (6.727 m), y finalmente el pico más alto del Himalaya enteramente en territorío indio, el Nanda Devi con 7.816 m, cuyo nombre en sánscrito significa la diosa que da felicidad (Figura 9).

Al norte de Joshimath el itinerario se adentra por el valle del río Dhauliganga, siempre con la presencia majestuosa el pico Dunagiri (7.066 m) y sus glaciares colgados. Aquí se localiza un segundo cabalgamiento de la zona del MCT, el cabalgamiento de Vaikrita, situado en la aldea de Tapovan (Figura 10a) (VAldIyA, 1979; montemAgnI et al., 2019; IAccARIno et al., 2020). Aquí las rocas de la

pared del valle son esquistos con granate, biotita y moscovita que denotan un más alto grado metamórfico, indicando que se formaron a temperaturas y presión y, por tanto, profundidades mayores que las observadas en Helang. Estas rocas, principalmente esquistos y filitas de grado metamórfico medio-alto, de la llamada Formación Joshimath,

Figura 9. Vista desde el resort de Auli del Alto Himalaya donde sobresale el Nanda Devi, del sánscrito “La Diosa que da felicidad” de 7.816 m de altura, el pico más alto enteramente en la India.

Figura 10. Imágenes del cabalgamiento de Vaikrita, el cabalgamiento más septentríonal de la zona de falla del MCT. 10a. Vista de la zona del cabalgamiento del MCT en el valle del río Dhauliganga, con la vista imponente del Dunagiri al fondo.10b Vision tridiemenional de los pliegues parasíticos en gneises del Alto Himalaya. 10c. Gneises con granate con esquistosidad anastomosada buzando hacia el SE. 9d. Detalle de filones de cuarzo dentro de gneises con granate afecta-dos por pliegues parasíticos.



pertenecen a los cristalinos del alto Himalaya según estudios isotópicos (AHmed et al., 2000; JAIn et al., 2014).

Observamos que los granates de estos esquistos son sin-cinemáticos, es decir que crecieron durante la etapa de deformación y cabalgamiento cortical. Alrededor de los cristales de granate observamos colas o sombras de presión de cuarzo rodeadas de láminas de biotita, todo esto denota una cizalla hacia el suroeste y que los minerales crecieron mientras tuvo lugar dicha deformación. En estos esquistos también observamos pliegues parasíticos visibles en vetas de cuarzo y fábricas de tipo S-C, denotando cizalla del bloque superíor hacia el NO (Figuras 10 b, c y d). Los pliegues parasíticos o de segundo orden, muestran una intensa crenulación de muy corta longitud de onda, indican un alto nivel de acortamiento y por tanto de compresión dentro de la zona de falla de Vaikrita.

Se observan también muchas zonas de amplitud decamétricas de cizalla dúctil, indicando que la deformación se produjo en niveles profundos de la corteza (JAIn et al., 2014). Algunas fallas más frágiles cortan con alto ángulo las zonas de cizalla casi sub-horizontales de este sector. Recientes dataciones radiométricas 36Ar/40Ar en cristales de biotita y moscovita de las rocas del cabalgamiento de Vaikrita, señalan que su emplazamiento ocurrió a partir de 16 Ma, es decir el Mioceno inferíor (Langhiense), y duró unos 10 Ma hasta el Mioceno superíor o Messiniense hace 6 Ma, cuando cesó su actividad (montemAgnI et al., 2019).

En la zona de Tapovan hay fuentes geotérmicas con vapor ricas en azufre, que emanan a alta temperatura y están asociadas a la zona del cabalgamiento de Vaikrita.

Siguiendo por el río Dhauliganga hacia el pueblo de Malari, el últimos antes de la frontera con China, el valle es de tipo fluvial entrelazado o “braided”. A ambos lados del valle observamos rocas de color claro que forman grandes relieves de 5.000 a 6.000 m de altura y que analizaremos a continuación.

2.4 Cristalinos del Alto Himalaya

El valle situado al noroeste de Joshimath continua por un valle al que por su lado derecho desemboca el famoso Valle de las Flores. Progresando hacia el norte se observan rocas muy deformadas, filitas y cuarcitas principalmente. Los esquistos presentan cristales de cianita que indican un mayor grado metamórfico por lo que estamos en condiciones de más alta presión y temperatura. Estas rocas pertenecen a la Formación Pandukeshwar y se encuentran en la zona denominada “High Himalaya Cristalline” o Cristalinos del Alto Himalaya, que consiste en rocas metamórficas de muy alto grado o graníticas, de ahí el nombre de cristalinos (JAIn et al., 2014).

La evolución metamórfica de estas rocas sugiere situación incial a niveles profundos en la corteza media, seguida de una descompresión y enfriamiento asociado a una exhumación progresiva. Esta evolución se refleja en un retro-metamorfismo de estas rocas hasta su emplazamiento superficial actual (JAIn et al., 2014; cARosI et al., 2017; IAccARIno et al., 2020).

Siguiendo por este valle llegamos a la ciudad sagrada de Badrinath, uno de los centros de peregrinación más importantes del hinduismo. Badrinath está situado en un valle glaciar recientemente abandonado, pero observamos los glaciares colgados actuales en los valles tributaríos con sus grandes barreras de seracs frontales. Detrás de nuestro hotel, Sarovar Portico, está el glaciar colgado que desciende del pico Nar Parbat (5.621 m). El templo de Badrinath está situado en la ladera del río Alaknanda, encima de una zona de aguas termales donde se bañan los peregrinos. Esta zona está constituida por gneises glandulares o gneises de tipo ojo de sapo, con grandes cristales de feldespato potásico pertenecientes a la zona de más alto grado metamórfico, esta sucesión litológica se denomina Formación Badrinath (JAIn et al., 2014).

Regresando de nuevo al valle del Dhauliganga al sur de Malari, dentro del enorme parque nacional del Nanda Devi observamos migmatitas. Las migmatitas presentan zonas muy claras o leucosoma de materiales más félsicos separados de zonas más oscuras ricas en minerales ferromagnéticos. El bandeado está fuertemente replegado. Estas rocas se generaron a grandes profundidades en la corteza y denotan fusión en la corteza inferíor.

En el alto valle de Badrinath cerca de Mana, la última aldea antes de la frontera con China, en una zona completamente militarizada, se observan numerosos diques constituidos principalmente de leucogranitos y pegmatitas con abundante turmalina negra. Los estudios isotópicos de estas rocas indican que provienen de la fusión de rocas del Bajo y del Alto Himalaya debido a la subducción continental (subducción



tipo A, de Ampferer o Alpina) de la India por debajo del Tíbet, por tanto, hacia el sur la proporción de componentes del Bajo Himalaya es lógicamente mayor (guo & wIlson, 2012). Las dataciones radiométricas indican que estos leucogranitos intruyeron entre 17 y 24 Ma, es decir, el Mioceno inferíor (gARzAntI, 2019), o entre 23 y 11 Ma, es decir, en el Mioceno inferíor a medio (sAcHAn et al., 2010; sen et al., 2015). En todo caso siempre están en un rango de edad geológica de 25 a 9 Ma (guo & wIlson, 2012).

La red de diques más blancos sobre el gris oscuro de los gneises da una trama enrejada característica en el paisaje. A veces los filones o diques están sub-paralelos a las capas lo que puede denotar una gran intensidad de la cizalla, así como con geometrías lenticulares. Estos leucogranitos ricos en aluminio se producen por fusión parcial de los gneises del HHC y se deben a la descompresión asociada al rápido levantamiento (guo & wIlson 2012, seARle & lAmont, 2020). Existen zonas lenticulares sub-horizontales que podrían denotar o sugerir despegues extensionales de bajo ángulo de naturaleza más frágil emplazados a niveles más altos de la corteza, pero observaciones de campo adicionales serían necesarias para confirmarlo. Por último, localmente observamos zonas de fractura o de falla más frágiles cortando estas unidades, por lo que deben ser posteríores a todos los eventos anteríormente descritos.

2.5 Despegue Tíbetano Meridional, “South Tibetan Detachment”

Regresando de nuevo al valle del río Alaknanda al norte de Josymath y Tapovan nos acercamos a la aldea más septentríonal antes de llegar al Tíbet y a la clausurada y militarizada frontera entre India y China, la aldea de Malari, situada a 3.100 m de altitud y declarada por la UNESCO Patrimonio de la Humanidad (Figura 11).

A escasos metros al sur de Malari se encuentra una amplia zona de falla de gran significación para entender el Himalaya, el denominado despegue meridional del Tíbet o “South Tíbetan detachment” (STD) (Figura 12) (JAIn et al., 2014). Este gran contacto tectónico que se extiende de este a oeste por miles de kilómetros entre Pakistán, India occidental, Nepal y la India oriental, es el contacto entre los Cristalinos y el denominado Himalaya Tetisiano (gAnsseR, 1965; VAldIyA, 1979; KelleR et al., 2019; yIn & HARRIson, 2000). El Himalaya Tetisiano es una gran unidad sedimentaria levantada a gran altitud que formaba parte del océano extinto del Tetis, que cubría el margen norte del continente indio (mAscle et al. 2010, yIn & HARRIson 2000). Aquí esta unidad consiste en rocas Paleozoicas, calizas ocres, cuarcitas y conglomerados con cantos rodados de la Formación

Martoli. Los cantos muy rodados y de tamaño centimétrico de los conglomerados de la Formación Martoli están muy aplanados y tienen formal elipsoidal debido a la tectónica, probablemente debido a la cizalla asociada al STD. La zona de contacto del despegue meridional del Tíbet se reconoce muy bien en el paisaje porque las rocas de muro el HHC son más duras y están menos erosionadas que el techo o bloque superíor que son sedimentarias y más fácilmente erosionables. Se trata de un contacto con dirección ONO-ESE y buzamiento de unos 50 grados hacia el NNE. En la aldea de Malari observamos terrazas cuaternarias basculadas lo que denota actividad tectónica reciente.

En la zona de contacto, unos metros al este de Malari, observamos filones de leucogranitos muy deformados y extremadamente fracturados que intruyen

Figura 11. Vista del pueblo de Malari, declarado patrimonio de la humanidad por la UNESCO. Es el pueblo situado más al norte y último en el valle del Dhauliganga antes de la frontera con China.



el leucogranito de Malari afectado por una zona de cizalla dúctil (sAcHAn et al., 2010; montemAgnI et al., 2018). En algunos casos los leucogranitos están afectados por “boudinage” debido al estiramiento producido en la zona de cizalla. En las zonas más margosas, la esquistosidad que buza unos 70 grados hacia el NE está afectada por kink-bands que buzan 60 grados al OSO. Otras zonas más carbonatadas de la formación Martoli presentan un intenso plegamiento asociado a múltiples despegues entre capas. Estas unidades buzan unos 75 grados hacia el NE y los ejes de los pliegues unos 40 grados hacia el NO. Estos pliegues de orden métrico con ejes más sub-horizontales parecen haber basculado en la zona de falla del STD. Las zonas de cizalla de alto ángulo que conforman una compleja red de deformación tridimensional parecen cortar estructuras más dúctiles con esquistosidad asociada.

Las ultimas dataciones radiométricas 40Ar/ 39Ar en cristales de moscovita de la zona de falla del STD cerca de Malari, indican que el desplazamiento en el STD tuvo lugar entre 16 y 16,5 Ma y que su actividad cesó completamente a 14,3 Ma como muestra la presencia de cristales de sillimanita post-tectónicos (IAccARIno et al., 2017; montemAgnI et al., 2018).

Al atravesar este contacto, se produce un drástico salto en condiciones de presión y temperatura de las rocas: pasamos de rocas de alto grado metamórfico a techo, a condiciones no metamórficas a muro. Se considera que el STD en realidad consta de dos zonas de deformación: una zona de cizalla dúcil inferíor, dentro de la zona superíor del HHC, y una superíor de características más frágiles (“upper fault”), que representa el contacto entre el HHC y la secuencia no metamórfica sedimentaria del Himalaya Tetisiano (Kellett et al., 2019).

3. dIscusIón

El corte geológico a través del Himalaya noroccidental de la India mostrado en este trabajo, refleja la espectacularidad y energía de los procesos orogénicos necesaríos para la generación de corrimientos a escala cortical como en el MCT. En el MBT se observan rocas muy recientes de menos de 30 Ma ponerse en contacto con rocas de más de 550 Ma de antigüedad cuando casi no había ni siquiera vida en la tierra. El basamento de la Placa India implica la movilización de rocas muy antiguas de 500 a 1.000 Ma a pesar de una tectónica joven que tuvo lugar a partir de 40 Ma y que dura hasta la actualidad. El MCT representa una zona de falla que emplaza rocas muy profundas (más de 35 km de profundidad) en la superficie y presenta una anchura de 20 km indicando la fuerza y espectacularidad de los procesos orogénicos (montemAgnI et al., 2019; IAccARIno et al., 2020). Además de los datos de subsuelo, la cartografía geológica del frente del Himalaya indica claramente que el HHC, a través del MCT, se emplazó primero y luego se replegó por el posteríor emplazamiento del Bajo Himalaya (PunIyA et al., 2019).

Las rocas del bloque superíor o muro del MCT presentan una característica que fue observada hace mucho tiempo y que indica un orden inverso de metamorfismo, es decir las rocas que tienen menos grado metamórfico están debajo y las de alto metamorfismo están arriba. Hay diferentes hipótesis para explicar esta anomalía: una es que al emplazarse las rocas hoy situadas debajo del STD, más calientes y debido a su peso y presión, el metamorfismo fue mayor, es decir un fenómeno tipo “Plancha”. Por

Figura 12. Vista desde la carretera a Malari del South Tibertan Detachment of Falla Sur Tíbetana, que pone en contacto, granitos y migmatitas del alto Himalaya con rocas sedimentarias del Precámbrico y el Cámbrico pertenecientes a las series Tetisianas.



otro lado, las ultimas dataciones radiométricas, así como trazas de fisión de apatitos y zircones (montemAgnI et al., 2018, 2019, 2020), indican simultaneidad entre el emplazamiento compresional y levantamiento de las rocas en el MCT y el hundimiento y tectónica extensional en el STD entre 23 a 16 Ma, es decir durante el Mioceno inferior. Posteriormente a los 14 Ma Mioceno Medio, la actividad cesa en el STD, pero continua en el MCT (montemAgnI et al., 2019; IAccARIno et al., 2020). En nuestra opinión, estos nuevos datos publicados y nuestras observaciones sugieren colapso extensional en el STD coetáneo con el emplazamiento y levantamiento del MCT, posteriormente después de la extensión y exhumación ductil a través del STD sigue activo el cabalgamiento del MCT y la extensión en el Alto Himalaya pasa a asumirse por fallas normales frágiles que pueden observarse de forma muy localizada al norte del cabalgamiento de Vaikrita. 4. conclusIones

En el Himalaya de Garhwall en el noroeste de la India, rocas muy antiguas de la Placa India se removilizaron y deformaron durante la formación del Himalaya. El tipo de deformación dúctil y penetrativa de las rocas del Bajo Himalaya sugiere que se deformaron en niveles más profundos de la corteza terrestre y luego fueron levantados hasta su emplazamiento actual.

El Cabalgamiento Principal Central o MTC representa una de las zonas de cizalla más grandes del mundo con alrededor de 4 kilometros de grosor, poniendo rocas de la corteza media sobre rocas de la corteza superíor. La superposición de estructuras más frágiles sobre otras anteríores más dúctiles indica que se fue emplazando desde niveles muy profundos de la corteza a más someros, una deformación que sigue activa a día de hoy.

El Despegue Sur Tíbetano (STD) representa un despegue extensional mayor que pone en contacto los Cristalinos del Alto Himalaya (HHC) con las series del Himalaya Tetisiano mucho más jóvenes y sin metamorfismo. A techo de los HHC y justo debajo del STD encontramos rocas de muy alto grado metamórfico tipo migmatitas intruidas por leucogranitos producidos por descompresión debido a su rápido ascenso en la corteza terrestre.

Los últimos datos radiométricos de la zona indican que el cabalgamiento del MCT y el despegue extensional del STD se producen al mismo tiempo durante el Mioceno Inferior mientras que desde el Mioceno Medio al Plioceno sigue el emplazamiento del MCT y en el Alto Himalaya la deformación extensional pasa de ser ductil a frágil a través de fallas normales localizadas. El emplazamiento a través de cabalgamientos corticales de rocas de la corteza media en superficie son coetaneos con el colapso extensional primero a través de cizallas ductiles y despues de fallas normales, como ocurre en orógenos alpinos mediterráneos como las Béticas, el Rif, los Alpes o los Cárpatos.

AgRAdecImIentos

Nos gustaría agradecer al Dr. Sujaj Parcha geólogo del Instituto Wadia de Geología del Himalaya en Dehradun por ser nuestro guía de campo durante la excursión. También a Vinita Nigam, y al Dr. Ajit Nigam de Maestro Travel Ventures por organizar el viaje y la logística. Quisiéramos agradecer a la Universidad de Estudios de Petróleo y Energía UPES de Dehradun por facilitar esta gira, así como a Alok Jain, ex Secretarío Principal de la misma, por su recepción a nuestro grupo en Dehradun y a la Sra. Pratima Painuly y Anuradha Jain por su hospitalidad. Queremos agradecer a los revisores, Rodolfo Carosi, Aaron J. Martin y Manuel García Rodríguez por sus numerosas y constructivas sugerencias que han mejorado significativamente este articulo, finalmente a Raimundo Outerelo y demás editores del boletín de la RSHN, por la elección de revisores y sus sugerencias.

bIblIogRAfIAbIlHAm, R. 2019. Himalayan earthquakes: a review of historical seismicity and early 21st century

slip potential. In: tReloAR, P. J. & seARle, m. P. (eds) 2019. Himalayan Tectonics: A Modern Synthesis. Geological Society, London, Special Publications, 483, 423-482.

bose, n. & muKHeRJee, s. A. 2019. Field documentation and genesis of the back-structures from the Garhwal Lesser Himalaya, Uttarakhand, India. In: sHARmA, R., VIllA, I.m. & KumAR, s. (eds) 2019. Crustal Architecture and Evolution of the Himalaya–Karakoram–Tíbet Orogen. Geological Society, London, Special Publications, 481, 111–125.



cAldwell, w., b., KlemPeReR, s., l., lAwRence, J., f., RAI, s., & AsHIH, s. 2013. Characterizing the Main Himalayan Thrust in the Garhwall Himalaya, India with receiver function CCP stacking. Earth and Planetary Science Letters, 367: 15-27.

cARosI, R., montomolI, c, & IAccARIno, s. 2018. 20 Years of geological mapping of the methamorphic core across Central and Eatern Himalayas. Earth Science Review, 177: 124-138.

céléRIeR, J., HARRIson, t.m., beyssAc, o, HeRmAn, f., dunlAP, w, J., & webb, g. A. 2009. The Kumaun and Garwhal Lesser Himalaya, India: Part 2. Thermal and deformation histories. GSA Bulletin; September/October 2009; v. 121; no. 9/10; p. 1281–1297. <doi: 10.1130/ B26343.1>.

céléRIeR, J., HARRIson, t.m., webb, g. A., & yIn, A. 2009. The Kumaun and Garwhal Lesser Himalaya, India: Part 1. Structure and stratigraphy. GSA Bulletin; September/October 2009; v. 121; no. 9/10; p. 1262–1280. <doi: 10.1130/B26344.1>

cHen, m., nIu, f., tRomP, J., lenARdIc, A., lee, c, t., cAo, w. & RIbeIRo, J. 2017. Lithospheric foundering and underthrusting imaged beneath Tíbet. Nature Communications, 8:15659. <doi: 10.1038/ncomms15659>.

gAnsseR, A. 1965. Geology of the Himalayas. Ed. J. Wiley. London, 289 pp.gARzAntI, e., 2019. The Himalayan Foreland Basin from collision onset to the present: a

sedimentary–petrology perspective. In: tReloAR, P. J. & seARle, m. P. (eds) 2019. Himalayan Tectonics: A Modern Synthesis. Geological Society, London, Special Publications, 483, 65–122.

guo, z. & wIlson, m. 2012. The Himalayan leucogranites: Constraints on the nature of their crustal source region and geodynamic setting. Gondwana Research 22 (2012): 360–376

HeIm, A.A. & gAnsseR, A. 1939. Central Himalaya: Geological observations of the Swiss Expedition, 1936. Hindustan Publishing Corporation, Delhi, India. 73 Gebruder Fretz. pp. 26

HunteR, n. J. R., weInbeRg, R. f., wIlson, c.J. l., luzIn, V. & mIsRA, s. 2018. Microscopic anatomy of a “hot-on-cold” shear zone: Insights from quartzites of the Main Central Thrust in the Alaknanda region (Garhwal Himalaya). Geological Society of America Bulletin,130 (9/10): 1520-1539.

IAccARIno, s., montomolI, c., montemAgnI, c., mAssonne, H. J., lAngone, A., JAIn, A.,K., VIonA, d. & cARosI, R. 2020. The Main Central Thrust zone along the Alaknnda and Dhauli Ganga valleys (Garhwall Himalaya, NW India): Insights into an inverted metamorphic sequence. Lithos 372-373. 2-20 <https://doi.org/10.1016/j.lithos.2020.105669>

JAIn, A. K., sHResHtHA, m., setH, P., KAnyAl, l., cARosI, R., montomolI, c., IAccARIno, s. & muKHeRJee, P. K. 2014. The Higher Himalayan Crystallines, Alaknanda – Dhauli Ganga Valleys, Garhwal Himalaya, India. Journal of the Virtual Explorer, volume 47, Paper 8. 33 p.

Kellet, d. A., cottle, J. m & lARson, K. P. 2019. The South Tíbetan Detachment System: history, advances, definition and future directions. tReloAR, P. J. & seARle, m. P. (eds) 2019. Himalayan Tectonics: A Modern Synthesis. Geological Society, London, Special Publications, 483: 377–400.

mAscle, g., PecHeR, A. & s. guIllot, 2010. Himalaya-Tíbet, La Collision continentale Inde-Eurasie. Vuiber, Paris, 250 pp.

montemAgI, c, IAccARPo, s., montomolI, c., cARosI, R., ARVInd, K. J. & VIllA, I. m. 2018. Age constraints on the deformation style of the South Tíbetan Detachment System in Garhwal Himalaya. Italian Journal of Geoscience, 137 (1) (2017): 175-187.

montemAgI, c, montomolI, c., IAccARIno, s., cARosI, R., ARVInd, K. J., mAssonne, H. J. & VIllA, I. m. 2019. Dating protracted fault activities: microstructures, microchemistry and geochronology of the Vaikrita Thrust, Main Central Thrust zone, Garhwal Himalaya, NW India. In: sHARmA, R., VIllA, I.m. & KumAR, s. (eds) 2019. Crustal Architecture and Evolution of the Himalaya–Karakoram–Tíbet Orogen. Geological Society, London, Special Publications, 481: 127.146.

montemAgI, c., cARosI, R, fusI, n., IAccARIno, s., montomolI, c, VIllA, I. m. & zAncHettA, s. 2019. Three-dimensional vorticity and time-constrained evolution of the Main Central Thrust zone, Garhwal Himalaya (NW India). Terra Nova, 32: 215-224.

PHIlIP, g., bHAKunI, s. s. & suResH, n. 2012. Late Pleistocene and Holocene large magnitude earthquakes along Himalayan Frontal. Thrust in the Central Seismic Gap in NW Himalaya, Kala Amb, India. Tectonophysics, 580: 162-177.

PRIestley, K., Ho, t & mItRA, s. 2019. The crustal structure of the Himalaya: A synthesis. In tReloAR, P. J. & seARle, m. P. (eds) 2019. Himalayan Tectonics: A Modern Synthesis. Geological Society, London, Special Publications, 483: 483–516.

RAwAt, g., ARoRA, b. R. & guPtA, P. K. 2014. Electrical resistivity cross-section across the Garhwal Himalaya: Proxy tofluid-seismicity linkage. Tectonophysics, 637: 68-79.

sAcHAn, H. K., KoHn. m. J., sAxenA, A., & coRRIe, s. l. 2010. The Malari leucogranite, Garhwal Himalaya, northern India: Chemistry, age, and tectonic implications. Geological Society of America Bulletin, 122 (11/12): 1865-1876.

seARle, m., P. & lAmont, t. n. 2020. Compressional metamorphic core complexes, low-angle normal faults and extensional fabrics in compressional tectonic settings. Geological Magazine, 157: 101–118. <https://doi.org/10.1017/S0016756819000207>

sen, K., cHAudHuRy, R. & PfändeR, J. 2015, 40Ar-39 Ar age constraint on deformation and brittle-ductile transition of the Main Central Thrust and the South Tibetan Detachment zone form Dhauliganga valley, Garhwal Himalaya, India. Journal of Geodynamics, 88: 1-13.

sIngH, R.b. & AnAnd, s. 2013. Geodiversity, Geographical Heritage and Geoparks. In India International Journal of Geoheritage and Parks, 1(1): 10-26.

stRAcHey, H. 1848. Note on the Construction of the Map of British Himalayan Frontier in Kumaon and Garhwal. Journal of the Asiatic Society of Bengal, 17: 532–538.



tewARI, V. c. 1989. Upper Proterozoic - Lower Cambrian Stromatolites and Indian Stratigraphy. Himalayan Geology, 13: 143-180.

VAldIyA, K. s. 1979. An outline of the structural set up of the Kumaun Himalaya. Journal Geological Society of India, 20: 145-157.

wAng, x., flynn, l. J. & foRtelIus, m. 2013. Fossil Mammals of Asia: Neogene Biostratigraphy and Chronology. Columbia University Press, - 752 pp. New York.

webb, A. g., yIn, A., HARRIson, t. m., céléRIeR, J., geHRels, g. e., mAnnIng, c. e., & gRoVe, m. 2011. Cenozoic tectonic history of the Himachal Himalaya (northwestern India) and its constraints on the formation mechanism of the Himalayan orogen. Geosphere; August 2011, 7(4): 1013–1061. <doi: 10.1130/GES00627.1>

webb, A. g., 2013. Preliminary balanced pal: spastic reconstruction of Cenozoic deformation across the Himachal Himalaya (northwestern India). Geosphere. 9 (3): 572–587. <doi:10.1130/GES00787.1>

yIn, A. & HARRIson, t. m. 2000. Geologic Evolution of the Himalayan-Tíbetian Orogen. Annual Review Earth Planetary Sciences. 28:211–280.

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