El Complex Terminal inclou l'interval de materials dipositats en el vorell de la conca per sobre de la Seqüència Deposicional de Milany, i per sota de la Seqüència Deposicional de Solsona. Comprén tres nivells carbonatats separats per materials siliciclàstics progradants. Els nivells estromatolítics presents en els diferents vorells de la Conca Eocena Sudpirinenca estan formats per una associació de microfàcies algunes d'origen orgànic i d'altres d'origen inorgànic.En les Unitats Carbonatades Inferior i Mitja del Complex Terminal s'han diferenciat en total sis microfàcies carbonatades, una d'elles dividida en dues submicrofàcies. En la Unitat Carbonatada Superior, constituïda pels nivells estromatolítics, s'han descrit 26 microfàcies diferents que presenten una distribución complexa en les diferents àrees.En base a les característiques petrogràfiques s'han diferenciat tres tipus diferents d'organismes formadors de l'estromatòlit: els cianobacteris filamentosos, els cianobacteris coccoides, i els bacteris.Pel que fa a la geoquímica, dels diferents elements analitzats (sodi, calci, estronci, magnesi, manganès, i ferro), el sodi és el que mostra una major relació amb el tipus de microfàcies, de manera que els estromatòlits cianobacterians presenten baix contingut en sodi, i els estromatòlits bacterians presenten alts continguts en aquest element.Dins de l'interval estromatolític, l'increment de la salinitat no és progressiu, sinó que existeixen canvis sobtats que indiquen dilucions de les aigües remanents en la conca.Per la relació existent entre el contingut en sodi i el contingut en manganès, s'estableix una relació entre les condicions més evaporades i les condicions més reductores, de manera que quan hi ha un dilució en el medi, disminueix en la vertical el contingut en ambdos elements.En els estromatòlits estudiats, el contingut en manganès, magnesi, ferro i estronci, indica un origen més relacionat amb aigües meteòriques que amb aigües marines. Aquesta evidència de forta influència d'aigües continentals és fa més palesa en els estromatòlits cianobacterians que en els bacterians.Els estromatòlits cianobacterians, els biolaminoides i els estromatòlits bacterians mostren una evolució progressiva cap a valors més enriquits en (18)O, el que interpretem com un pas cap a condicions progressivament més evaporades.Degut a que els tres tipus d'estromatòlits no mostren diferencies apreciables en la (13)C, podem interpretar que els efectes vitals d'aquests microorganismes no produeixen fraccionament isotòpic en la 13(C), o bé, que si en produeixen és del mateix ordre.La composició isotòpica en (18)O dels estromatòlits cianobacterians indica que s'han format en unes aigües amb molta influència continental, poc o gens evaporada. El desplaçament progressiu cap a valors més enriquits en (18)O per als biolaminoides, i finalment per als estromatòlits bacterians, indica la progressiva evaporació i concentració d'aquesta aigua a messura que la conca s'anava restringint, el vorell anava migrant cap a zones més centrals, i els estromatòlits' es desenvolupaven en àrees més distals sota condicions més restringides.L'estudi de la fauna epifítica (foraminífers, algues vermelles coral.lines) del registre fòssil, en un medi de substrat tou, ens ha permès renonèixer, segons els cicles de maduració, el tipus de cobertora vegetal. En les unitats carbonatades Inferior, Mitjà i Superior del Complex Terminal, s'han descrit en total, 5 biofàcies diferents.Pel que fa a l'evolució de la conca, podem dir que previ al desenvolupament del Complex Terminal, la sedimentació en la conca es caracteritzava pels sistemes deltaics progradants i el desenvolupament d'esculls coral.lins de la seqüència deposicional de Milany.El Complex Terminal reflecteix moments de desenvolupament de plataformes somes i moments de progradació i rebliment de la conca.En la vertical, les diferents microfàcies que formen les tres unitats del Complex Terminal mostren una fondària progressivament més soma, un pas de medis on predominen les condicions oligotròfiques a medis on predominen les condicions eutròfiques, i un pas d'una cobertora vegetal perenne a una cobertora macroalgal estacional i finalment auna colonització de tot el fons per tapisssos microbians.L'ambient deposicional dels estromatòlits cianobacterians podria correspondre a una maresma costanera protegida, separada de la conca per les barres infrajacents de la Unitat Mitja carbonatada, i sotmesa a emersions periòdiques.L'ambient deposicional dels estromatòlits bacterians podria correspondre a una zona extensa molt soma, amb condicions restringides, però sense existir una barrera física que la separès del reste de la conca.Els estromatòlits de tipus bacterià s'han format posteriorment als estromatòlits de tipus cianobacterià, en unes aigües sotmeses a una major evaporació i més concentrades.L'acabament del desenvolupament dels estromatòlits en la conca s'hauria degut a l'arribada d'aports siliciclàstics en les zones més proximals, i a l'alta salinitat del medi en les zones més distals, que originarien directament el desenvolupament de les sèries evaporítiques. / The Eocene Terminal Complex is constituted by three carbonate units, separated by siliciclastic prograding sediments.The Lower and Middle Carbonate Units are mainly formed by epiphytic foraminifera and coralline algae limestones, constituting vast homoclinal platforms. Different types of vegetation cover can be recognized by the longevity cycles of the epiphytic organisms found in these limestones.Normal marine salinity conditions prevailed in the basin during deposition of the Lower and Middle Carbonate Units, the environment was globally oligotrophic, and the bottomwas colonized by perennial vegetation during deposition of the Lower Unit and by seasonal vegetation in the Middle Unit.The Upper Unit is mainly composed of stromatolites occurring as planar-stratiform macrostructures. The microbiota responsible for building these stromatolites are cyanobacteria (filamentous and coccoidal) and bacteria.The delta(18)O values of cyanobacterial stromatolites point out to a fresh, non evaporated, water influence, during stromatolite growth. The progressive shift towards more enriched values of delta(18)O in the biolaminoids, and finally into the bacterial stromatolites, suggests a continuous evaporation and concentration of water.The delta(13)C signature is similar in all the stromatolitic microfacies studied. Suggesting that either the vital cycle of these microbiota (filamentous and coccoidal cyanobacteria, and bacteria) did not produce isotopic fractionation in the (13)C, or it fractionation has occurred, it was of the same order of magnitude.The different range of values in cyanobacterial and bacterial micrites, and bulk rock samples, largely demonstrate the role of primary fabric in controlling the extent ot diagenetic alteration.The different microfacies of the Terminal Complex reflect a shallowing upwards trend and a change from oligotrophic to eutrophic dominant conditions, a variation from perennial to macroalgal seasonal vegetation cover and finally a bottom colonization by microbial mats. The hypersalinity conditions are recorded in the stromatolites.The relationship between delta(18)O and trace elements suggests that different microfacies correspond to variations in depositional conditions. Therefore, the environmental geochemical conditions (Le. degree of salinity ot the waters) determine the kind of microbiota responsible for building these stromatolites. The end of stromatolite growth was probably caused by siliciclastic input in the more proximal areas, and by extremely high salinities in the more distal areas. The stromatolites predate the gypsum deposits.

El text del capítol 4 i l’Annex 1 han estat retirats seguint instruccions de l’autora de la tesi, en existir participació d’empreses, existir conveni de confidencialitat o existeix la possibilitat de generar patents / El texto del Capítulo4 y del Anexo 1 han sido retirados siguiendo instrucciones de la autora, al existir participación de empresas, convenio de confidencialidad o la posibilidad de generar patentes / The text of Chapter 4 and Anexo 1 have been withdrawn on the instructions of the author, as there is participation of undertakings, confidentiality agreement or the ability to generate patents. / La Cuenca Cauto-Güacanayabo se localiza en la parte SO del Corredor Tectónico Güacanayabo-Nipe, y es la cuenca de mayores dimensiones de las que se asocian a este corredor, que además incluye las cuencas de Cacocum y Nipe. La mayor parte de la Cuenca se encuentra en offshore, constituyendo la parte activa de la misma y donde se registra sedimentación actual; mientras que la parte onshore está sometida principalmente a denudación. Esta Cuenca constituye un ejemplo de las cuencas de desgarre presentes en el Orógeno Cubano, que se desarrollaron asociadas a los corredores tectónicos oblicuos a dicho orógeno. Su evolución se inició en el Eoceno Medio, y ha estado controlada por la actividad de desgarre, con desplazamiento siniestro, de la falla Cauto-Nipe. El estudio de esta cuenca se ha realizado, principalmente, a partir de datos del subsuelo que han sido proporcionados por Cupet y forman una base de datos constituida por 17 sondeos de exploración petrolera, 94 líneas sísmicas que suman un total de 1426 km y un mapa de anomalías gravimétricas, además de cartografías geológicas de superficie a diferentes escalas y muestras de sondeos. El relleno sedimentario de la Cuenca está constituido por las fonrmciones Puerto Boniato, Charco Redondo, Farallón Grande, San Luis, Sevilla Arriba, Camazán, Paso Real, Cabo Cruz, Manzanillo, Güines, Río Maya, Bayamo, Dátil, Cauto, Villarroja, Jaimanitas, Río Macío, Jutía y la unidad informal Marga Demajagua. Este registro sedimentario se ha dividido en cuatro secuencias aloestratigráficas, denominadas de base a techo como: A, B, C y D, y están delimitadas por las discontinuidades regionales a escala de cuenca U-0, U-1, U-2 y U-3. El espesor del registro sedimentario puede superar los 2600 ms de tiempo doble (TWT), mientras que el espesor cortado por los sondeos alcanza los 2500 m en la parte NE de la cuenca. Los gráficos geohistóricos obtenidos de los sondeos de la cuenca, asi como las estructuras presentes en el relleno sedimentario muestran diferentes patrones estructurales y de evolución de la subsidencia, lo que ha permitido dividir la cuenca en tres zonas que evolucionaron de manera distinta. Estas zonas se han denominado como: Zona-1, Zona2 y Zona-3, y ocupan la parte SO, NE, y la mayor parte del Golfo de Güacanayabo, respectivamente. La secuencia A está delimitada en su base por la discontinuidad basal U-0y está constituida por las formaciones Puerto Boniato, Charco Redondo, Farallón Grande y San Luís. Su edad varía entre la parte baja del Eoceno Medio y el Eoceno Superior. La sedimentación de esta secuencia se inicia con los depósitos siliciclásticos gruesos de ambientes marinos someros, correspondientes a las formaciones Charco Redondo y Puerto Boniato, y termina con los depósitos turbidíticos de ambientes marinos profundos de la Fm San Luís. La ordenación vertical de esta secuencia constituye una secuencia de profundización que registró el proceso de inicio, fuertemente subsidente, de la cuenca y el levantamiento y erosión de la Sierra Maestra. Los valores elevados de subsidencia tectónica y los bajos valores de aporte sedimentario confirman los procesos registrados en la secuencia A. Esta secuencia presenta tres depocentros, dos rectangulares y uno alargado en dirección NE-SO, y alcanza espesores superiores a los 900 ms (TWT). El espesor cortado por los sondeos varía entre los 0 m y los 674 m. La secuencia B comprende un rango de edad que varía desde el Oligoceno Superior hasta el Mioceno Medio y está delimitada en su base por la discontinuidad U-I, que se relaciona con el levantamiento y erosión que sufrió la totalidad de la isla de Cuba durante el Oligoceno Inferior. La secuencia está constituida por las formaciones Sevilla Arriba, Paso Real, Camazán y Güines, cuyos depósitos son característicos de una plataforma marina somera. Esta secuencia no presenta ninguna tendencia vertical clara, y el análisis de la subsidencia indica que durante este período la tasa de aporte sedimentario se incrementó y la tasa de subsidencia tectónica decreció. La secuencia B muestra dos depocentros aproximadamente rectangulares y alcanza espesores superiores a los 700 ms (TWT), mientras que los espesores cortados por los sondeos varían entre los 37 m y los 1337 m. La secuencia C está delimitada en su base por la discontinuidad U-2 y abarca un período de tiempo que varía desde el Mioceno Medio hasta el Plioceno Inferior. Está constituida por las formaciones Cabo Cruz y Manzanillo, caracterizadas por depósitos carbonatados de ambientes marinos someros y transicionales, con una tendencia vertical somerizante. La sedimentación de la secuencia C estuvo acompañada de valores elevados tanto de la subsidencia tectónica como de la tasa de aporte sedimentario, manteniendo cierto equilibrio entre ellas. Dichos valores fueron superiores a los valores de subsidencia registrados en la secuencia B. Durante el Mioceno Medio-Superior en la Zona-1 se registran las mayores tasas de subsidencia de la cuenca, superando a los registrados durante la sedimentación de la secuencia A. La secuencia e presenta un solo depocentro alargado en dirección NE-SO que registra espesores superiores a los 800 ms (TWT). Los espesores cortados por los sondeos varían entre los 103 m y los 1173 m. La secuencia D está limitada en su base por la discontinuidad U-3 y está constituida por las formaciones Río Maya. Dátil, Sayamo, Cauto, Jaimanitas, Villarroja, Rio Macia y Jutía, y la unidad informal Marga Demajagua. Esta secuencia tiene una edad del Plioceno Superior al Holoceno y está caracterizada por depósitos marinos someros, transicionales y continentales; que muestra un ordenamiento vertical diferente para la zona marina (Golfo de Güacanayabo) y la parte terrestre de la cuenca. La evolución de las curvas de subsidencia de los sondeos de la zona onshore (Zonas 1 y 2) presentan valores de subsidencia menores que los valores de subsidencia de la zona offshore (Zona-3), apoyando la tendencia somerizante que en la vertical adquiere la secuencia O en las Zonas I y 2, mientras que en la Zona-3, durante la sedimentación de la secuencia O se han registrado fuertes valores de subsidencia tectónica, que en algunas zonas pudieron iniciarse incluso durante la sedimentación de la parte superior de la secuencia anterior (C), dando lugar a una tendencia profundizante en esta zona, siendo coherente con la situación actual: subsidencia, aporte sedimentario y sedimentación marina en el Golfo de Güacanayabo. La secuencia O tiene dos depocentros alargados en dirección NE-SO y alcanza espesores superiores a los 350 ms (TWT), mientras que los espesores cortados por los sondeos varían entre los 10m y los 518 m. En la Cuenca Cauto Güacanayabo coexisten estructuras extensivas y compresivas próximas entre sí, que se asocian a regímenes transtensivos y transpresivos locales, controlados por la actividad de la Falla Cauto-Nipe. La Zona-1 de la cuenca está caracterizada principalmente por estructuras compresivas con direcciones NE•SO y ENE-OSO. En la parte NE de la cuenca (Zona-2) predominan las estructuras extensivas con direcciones N-S, NE-SO y posiblemente NO-SE, y en el Golfo de Güacanayabo (Zona-3) apenas se observan deformaciones. A partir de las deformaciones observadas en el registro sedimentario se han establecido tres fases principales en la evolución de la cuenca. La primera fase de deformación ocurrió entre el Eoceno Medio y el Mioceno Medio, y está caracterizada por un régimen compresivo en la Zona-1 y otro extensivo en la Zona-2. Durante este período el acortamiento ocurrió en dirección N-S y la extensión en dirección E-O o ENE-OSO. En la segunda fase, durante el Mioceno Medio al Plioceno Inferior, la falla de desgarre Cauto-Nipe experimentó una reactivación normal, como consecuencia de la extensión en dirección NO-SE y de la compresión en dirección NE-SO. La tercera fase de deformación se produjo durante el Plioceno Superior-Holoceno, y en ella la Zona-1 registró compresión en dirección N-S y la Zona-2 extensión en dirección E-O o ENE-OSO. Las deformaciones registradas en la Cuenca Cauto-Güacanayabo confirman que la mayor actividad tectónica se produjo durante el Eoceno Medio, coincidiendo con el inicio del Corredor Tectónico Güacanayabo-Nipe. y que a partir del Eoceno Superior comienza una atenuación progresiva de dicha actividad. que pudo prolongarse en el tiempo hasta el Plioceno. El sistema petrolero de la Cuenca Cauto-Güacanayabo no ha sido establecido, aunque existen indicios superficiales y en el subsuelo de petróleo. Las unidades del registro sedimentario evaluadas como posibles rocas madre presentan contenidos de Materia Orgánica (TOC) muy bajos o nulos. Las estructuras prospectivas de la cuenca han sido perforadas, llegando a cortar en algunos casos el basamento, sin que se haya revelado la existencia de hidrocarburos; por lo que es posible que los elementos del sistema petrolero formen parte de las secuencias sedimentarias del basamento de la cuenca. / The Cauto-Güacanayabo basin is located to the SW of the Nipe-Güacanayabo tectonic corridor. This basin is the largest than those are associated to this corridor; wich also includes the Cacocum and Nipe basins. Most of the basin is located offshore. constituting their active part. where current marine deposition sedimentation occurs, while the present-day onshore part is mainly subject to denudation. This basin is an example of strike-slip basins present in the Cuban Orogen. which developed associated to the tectonic corridors oblique to the orogen. Its evolution began during the Middle Eocene times, and has been controlled by strike-slip activity, with left lateral displacement ofthe Cauto-Nipe fault. This sludy based, mainly, in a subsurface database provided by Cupet consisting of 17 oil exploration wells. 94 seismic lines totaling 1426 km and a map of gravity anomalies, besides geological surface mapping at different scales and samples from one well. The sedimentary fill or the basin incluides the formations Puerto Boniato, Charco Redondo, Farallón Grande, San Luís, Sevilla Arriba, Camazán, Paso Real, Cabo Cruz, Manzanillo, Guines, Río Maya, Bayamo, Dátil, Cauto, Villarroja, Jaimanitas, Río Macío, Jutía and the informal unit Marga Demajagua. This sedimentary fill has been divided into four allostratigraphic sequences, called from base to top as A. B, C and D, and are bounded by regional, basin-scale uncoformities, named: U-0, U-1, U-2 and U -3. The thickness of the sedimentary infill can exceed double time 2600 ms (TWT), while the thickness cut by drilling reaches 2500 m in the NE part of the basin. Geo-historycal analysis obtained from wells, and lectonic display different pattems, allowing to divide the basin into three zones that evolved differently. These zones have been designated as Zone-1, Zone-2 and Zone-3. The Zone-1 constitutes the SW part or the basin, the Zone-2 is located at the NE, and the Zone•3 constitutes most of the present-day Güacanayabo Gulf. Sequence A is bounded at bottom by the basal unconformity U-0. It is made up by the formations Puerto Boniato, Charco Redondo, Farallón Grande and San Luis. Their age ranges from the early Middle Eocene to the Upper Eocene. Deposition in this sequence starts with the shallow marine course siliciclastic sediment or the Charco Redondo and Puerto Boniato formations, and ends at top with the deep marine turbidite deposits of the San Luis Fm. This sequence constitutes a deepening-upwards sequence which records the strongly subsiding initial state of the basin and the uplift and erosion of the surrounding reliefs of the Sierra Maestra. High values of tectonic subsidence and low laxes or sediment supply confirm the processes registered by sequence A. The deposit of sequence A has three depocenters, two of them rectangular in shape, and the third one elongated in a NE-SW direction. Sequence A reaches thicknesses greater than 900 ms (TWT), and the thickness drilling by wells ranges between 0 m and 674 m. The sequence B comprises Upper Oligocene to Middle Miocene time-span, and it is bounded at bottom by the unconfonnity U-l, which can be related to the uplift and erosion embracing the entire island of Cuba during the Oligocene. This sequence includes the Sevilla Arriba, Paso Real, Camazán and Güines formations. whose deposits characterize the depositional in a shallow marine shelf. This sequence shows no clear vertical trend and the subsidence analysis indicates that during this period, an increase ofthe sedimentary supply rate and a decrease of the tectonic subsidence was done. Rocks of the sequence B have two depocenters displaying an approximately rectangular shape, and reaching thicknesses greater than 700 ms (TWT), while the thicknesses cut by wells range between 37 m and 1337 m. Sequence C is hounded at bottom by the unconformity U-2 and covers a period of time from the Middle Miocene to the Lower Pliocene. It is formed by the Cabo Cruz and Manzanillo formations, which are made up by carbonate sediments deposited in shallow marine and transitional environments, The sequence display a shallowing-upwards trend. Sedimentation of the sequence C was characterized by high values of teclonic subsidence and sediment supply. maintaining a certain balance between them. During the Middle Miocene times. the Zone-1 recorded the highest rates of subsidence of the basin. exceeding those recorded during the deposition of the sequence A. The sequence C has a single, NE-SW elongated depocenter reaching over 800 ms (TWT) in thicknesses. The thicknesses drilled by wells range between 103 m and 1173 m. The sequence D is bounded at bottom by the unconformity U-3 and consists oft he Río Maya, Dátil, Bayamo, Cauto, Jaimanita, Villarroja, Río Macio and Jutía formations, with the Demajagua Marga unit. This sequence records an Upper Pliocene to Holocene time-span, and it is characterized by shallow marine, transitional and continental deposits, showing different vertical trends. The geohistory analysis from wells located onshore zone (Zones 1 and 2) show lower subsidence and sedimentary supply values than those are located offshore zone in the Gilacanayabo Gulf (Zone-3), and consistently, the vertical arrangement of sequence D displays a shallowing-upwards trend in zones 1 and 2 (onshore), whereas there are not a clear trend in the otfshore Zone-3. The sequence D has two depocenters elongated in a NE-SW direetion, which reach thieknesses greater than 350 ms (TWT), while the thickness drilled by wells range between 10m and 518 m. In the Güacanayabo Cauto Basin contemporary extensional and compressional tectonic structures coexist. The structures must be associated with local transpressive and transtensive regimes. which in turn were controlled by the activity of the Cauto-Nipe fault. The Zone-1 of the basin is mainly characterized by compressional structures with NE-SW and N E-WSW compression in a N-S direction and Zone-2 extension in E-W or ENE-WSW directions. The deformations recorded in the Cauto-Güacanayabo basin confirm that most of the tectonic activity occurred during the Middle Eocene times, coinciding with the starting of the activity of the Güacanayabo-Nipe tectonic corridor, and since the Upper Eocene times begins a progressive attenuation of such activity, which could have extended until the Pliocene. Although a number of oil see-pages have been reported in the surface of the Cauto-Güacanayabo basin, and oil indications have been supplied by boreholes in the subsurface, it has been not possible to stablish the petroleum system of the Cauto-Güacanayabo basin. The units of the sedimentary infill evaluated as potential source rocks have low or zero organic matter contents (TOC). The prospective structures drilled in the subsurface of the basin resulted unsuccessful, having not revealed the existence of oil, so it is possible that some elements of the petroleum system form pan of the pre Middle Eocene sedimentary sequences which constitute the basement of the basin.

Tesi realitzada a l'Institut de Ciències del Mar (ICM-CSIC) / Studies have proven that the desired signal for Magnetotellurics (MT) in the electromagnetic (EM) field can be regarded as 'quasi stationary' (i.e. sufficiently stationary to apply a windowed Fourier transform). However, measured time series often contain environmental noise. Hence, they may not fulfill the stationarity requirement for the application of the Fourier Transform (FT) and therefore may lead to false or unreliable results under methods that rely on the FT. In light of paucity of algorithms of MT data processing in the presence of non stationary noise, it is the goal of this thesis to elaborate a robust, non stationary algorithm, which can compete with sophisticated, state-of-the-art algorithms in terms of accuracy and precision. In addition, I proof mathematically the algorithm's viability and validate its superiority to other codes processing non stationary, synthetic and real MT data. Non stationary EM data may affect the computation of Fourier spectra in unforeseeable manners and consequently, the traditional estimation of the MT transfer functions (TF). The TF estimation scheme developed in this work is based on an emerging nonlinear, non stationary time series analysis tool, called Empirical Mode Decomposition (EMD). EMD decomposes time series into Intrinsic Mode Functions (IMF) in the time-frequency domain, which can be represented by the instantaneous parameters amplitude, phase and frequency. In the first part of my thesis, I show that time slices of well defined IMFs equal time slices of Fourier Series, where the instantaneous parameters of the IMF define amplitude and phase of the Fourier Series parameters. Based on these findings I formulate the theorem that non stationary convolution of an IMF with a general time domain response function translates into a multiplication of the IMF with the respective spectral domain response function, which is explicitly permitted to vary over time. Further, I employ real world MT data to illustrate that a de-trended signal's IMFs can be convolved independently and then be used for further time-frequency analysis as done for MT processing. In the second part of my thesis, I apply the newly formulated theorem to the MT method. The MT method analyses the correlation between the electric and magnetic field due to the conductivity structure of the subsurface. For sufficiently low frequencies (i.e. when the EM field interacts diffusively), the conductive body of the Earth acts as an inductive system response, which convolves with magnetic field variations and results in electric field variations. The frequency representation of this system response is commonly referred to as MT TF and its estimation from measured electric and magnetic time series is summarized as MT processing. The main contribution in this thesis is the design of the MT TF estimation algorithm based on EMD. In contrast to previous works that employ EMD for MT data processing, I (i) point out the advantages of a multivariate decomposition, (ii) highlight the possibility to use instantaneous parameters, and (iii) define the homogenization of frequency discrepancies between data channels. In addition, my algorithm estimates the transfer functions using robust statistical methods such as (i) robust principal component analysis and (ii) iteratively re-weighted least squares regression with a Huber weight function. Finally, TF uncertainties are estimated by iterating the complete robust regression, including the robust weight computation, by means of a bootstrap routine. The proposed methodology is applied to synthetic and real data with and without non stationary character and the results are compared with other processing techniques. I conclude that non stationary noise can heavily affect Fourier based MT data processing but the presented non stationary approach is nonetheless able to extract the impedances correctly even when the other methods fail.

La consulta íntegra de la tesi, inclosos els articles no comunicats públicament per drets d'autor, es pot realitzar prèvia petició a l'Arxiu UPC / This thesis firstly describes the chemical composition of the lipid fraction corresponding to the aerial parts, especially leaves of 22 plants, 16 of which are angiosperms, 3 gymnosperms, 1 fern, 1 moss and 1 alga. In these soluble extracts in organic solvents of species belonging to the Mediterranean vegetation have been identified several families of aliphatic compounds such as alkanes, alcohols and carboxylic acids and also alicyclics as terpenes or derivatives of phenol. Thus, new products have been recognized as natural compounds, such as alkylresorcinols and alkylguaiacols in the leaves of tamarisk (Tamarix canariensis) and labdanes as imbricatolic-nor-16, 16-nor-acetylimbricatolic and acetylimbricatolic acids in the needles of the common juniper (Juniperus communis). Other compounds previously described in the literature, are found for the first time in some of the analyzed species. Secondly, four catalan water systems have been characterized: Torrent Salat from Horta d'Avinyó (Bages), salí de Cambrils del Solsonès (Solsona), the lamination Lake from Castelldefels (Barcelona) and the Llac de l'Agulla de Manresa (Bages), by analyzing biomarkers in water and sediments. In this regard have been analyzed qualitatively and semiquantitatively compounds as mentioned above. Here, for example, have been identified in the sediment Torrent Salat compounds as alkylguaiacols only described in the tamarisk that can be considered new biomarkers. / Aquesta tesi descriu en primer lloc la composició química de la fracció lipídica corresponent a les parts aèries, més freqüentment les fulles, de 22 plantes, 16 de les quals angiospermes, 3 gimnospermes, una falguera, una molsa i una alga. En aquests extractes solubles en dissolvents orgànics, pertanyents a espècies de la vegetació mediterrània, s’hi han detectat vàries famílies de compostos alifàtics com els alcans, els alcohols o àcids carboxílics i també d’alicíclics com els terpens o els derivats del fenol. Així, s’han reconegut com a nous productes naturals alguns compostos, com per exemple els alquilresorcinols i els alquilguaiacols en les fulles del tamariu (Tamarix canariensis) i labdans com els àcids nor-16-imbricatolic, nor-16-acetilimbricatolic i acetilimbricatolic en les agulles del ginebró (Juniperus communis). D’altres, prèviament descrits en la literatura, s’han trobat per primera vegada en alguna de les espècies analitzades. En segon lloc s’han caracteritzat 4 sistemes aquàtics catalans, el Torrent Salat d’Horta d’Avinyó (Bages), les salines de Cambrils del Solsonès (Solsonès), el llac de laminació de Castelldefels (Baix Llobregat) i el llac de l’Agulla de Manresa (Bages), analitzant-ne els biomarcadors presents en l’aigua i els sediments. En aquest sentit s’hi han analitzat qualitativa i semiquantitativament compostos orgànics com els abans esmentats. Aquí, per exemple, s’han identificat, en el sediment del Torrent Salat, compostos com els alquilguaiacols que només s’han descrit en el tamariu i que es poden considerar, nous biomarcadors.

Detailed modelling of the present-day lithospheric structure is of paramount importance to understand the evolution of the Earth in the context of plate tectonics. The objectives of this thesis are twofold: the development of numerical methods to determine the lithospheric structure combining geopotential, lithostatic and heat transport equations, and the application of these methods to the study area, the Gibraltar Arc System region (GAS). The final product should be a useful 3D tool to analyse the lithosphere integrating, in a consistent manner, the thermal field, elevation, geoid and gravity anomalies, and SHF. In this sense, four main goals are:1) Development of a numerical code to compute Bouguer anomalies from publicly available satellite-derived free air data in both continental and marine areas. 2) Development of a 1D method to calculate a first order lithospheric structure using elevation and geoid anomaly as input data.3) Development of a 3D interactive code to perform lithospheric forward modelling, integrating SHF, gravity and geoid anomalies, and elevation.4) Obtain a 3D image of the lithosphere geometry over the study region independent from seismic tomography in order to improve our knowledge of the deep, present day, lithospheric structure of the GAS region, and discuss the different geodynamic models proposed to explain its origin. FA2BOUG is a FORTRAN 90 code to compute Bouguer anomaly specially intended to work with global elevation and free air data bases (Chapter 3). The program is designed to calculate in both continental and oceanic areas. Chapter 4 deals with a method based on the combination of elevation and geoid anomaly data that allows for a rapid calculation of the crustal and lithospheric thickness over large regions under the assumption of local isostasy, thermal steady state, linear vertical density gradient for the crust, and temperature dependent mantle density.Chapter 5 presents GEO3Dmod, a computer program intended to perform interactive 3D lithospheric forward modelling, integrating SHF, elevation, gravity anomaly and geoid anomaly. The program consists of two modules. The first one (GEO3Dmod) resolves the direct problem, i.e. given a lithospheric model (a set of layers with different properties), it calculates the 3D thermal and density structure of the lithosphere and the associated geophysical observables. The second one (GEO3Dmod_INTF) is a graphical interface designed to visualize and modify the lithospheric structure according to the differences between calculated and measured geophysical observables. To test the program, we used a number of synthetic models composed of crust, lithospheric mantle, sea water and asthenosphere.In Chapter 6 we applied GEO3Dmod to the Gibraltar Arc System region using as initial geometry of the Moho and the LAB the 1D model obtained using elevation and geoid anomaly (Chapter 4). The application of the model to the GAS region yields a crustal and lithospheric structure that coincides fairly well with previous works. The whole Atlas Mountains seem to be affected by lithospheric thinning (60-90 km), but this feature is more conspicuous in its southern part, the Anti Atlas Variscan domain, and to the north, in the Middle Atlas. The eastern branch of the Atlas does not seem to be much affected by this lithospheric thinning. The strongest LAB topography gradients are present in the northern, southern and eastern limits of the thick lithosphere imaged beneath the Gulf of Cadiz, the Betics and the Rif (170-210 km). These regions coincide with the contact between the Iberian Variscan Massif and the Betic chain in the north, the contact between the Middle Atlas and the external Rif domain to the south, and the contact between the Betic-Rif orogen and the Alboran Basin to the east. The rough topography of the LAB suggests that the mantle contribution to the isostatic balance is not negligible, as confirmed by the isostatic residual anomaly map calculated for the GAS region. The presence of the SW-NE oriented zone of lithospheric thinning affecting the High, Anti and Middle Atlas and extending to the eastern Alboran Basin, as well as the parallel thick lithosphere zone extending along the western Betics, eastern Rif, Rharb Basin, and Gulf of Cadiz, put severe constraints on the proposed geodynamic models. Slab tear and asymmetric roll-back could be a plausible mechanism to explain the lithospheric thickening, whereas lateral asthenospheric flow would cause the lithosphere thinning. An alternative mechanism responsible for the lithospheric thinning could be the presence of a hot magmatic reservoir derived from a deep ancient plume centred in the Canary Island, and extending as far as Central Europe.

La tesi s'ha estructurat en dos grans blocs, el primer dedicat a la caracterització sismotectònica del sector occidental de los Pirineus mitjançant mètodes de sísmica passiva, i el segon focalitzat a la caracterització estructural del sector central i oriental del marge continental Nord-Ibèric emprant mètodes de sísmica activa. A la primera part s'han abordat diferents aspectes com són els estudis estadístics de la sismicitat, la relocalització hipocentral mitjançant dobles diferències i l'obtenció de famílies d'events mitjançant tècniques de correlació creuada, que han permès millorar significativament el coneixement sismotectònic de la zona estudiada. Els resultats a nivell regional posen de manifest la importància de la sismicitat E-O de Pirineus i revelen la seva continuïtat a cap a l'oest a través de la falla de Leiza, fins a la falla d'Hendaya. La Falla de Leiza apareix com una estructura a nivell cortical amb la sismicitat distribuïda des de la superfície fins als 30 km de fondària, aprofundint-se cap al nord. La Falla de Pamplona es revela com un accident a escala crustal, amb la sismicitat distribuïda, en seu sector central, entre 0 i 20 km de profunditat. A nivell local, les rèpliques del terratrèmol de magnitud 4.1, que va tenir lloc l'any 2002 a uns 5 km de la falla de Pamplona, se han relacionat amb el sector meridional de l'encavalcament d'Aralar. Les dades obtingudes per les xarxes temporals desplegades a la zona de l'embasament d'Itoiz permeten interpretar les sèries sísmiques que van tenir lloc en esta regió com un cas de resposta ràpida disparada per l'inici de posta en carrega de l'embassament. La majoria de mecanismes focals obtinguts en aquest estudi mostren un predomini de les solucions de falla normal, amb diferents graus de component de cisalla, fet característic de la sismicitat dels Pirineus Occidentals. Els resultats obtinguts de la interpretació per mètodes directes dels perfils de gran angle del marge Cantàbric posen de manifest la gran complexitat estructural del nord de la península ibèrica, producte de l'etapa extensional Mesòzoica i la convergència Alpina. El pre-processat de les dades, incloent-hi un filtrat F-K i de Coherència Lateral, ha permès millorar notablement els registres i correlacionar fases sísmiques a distàncies superiors. La interpretació conjunta de les dades dels OBS i les estacions de terra dels perfils N-S permeten acotar amb continuïtat l'estructura d'indentació de l'escorça del Golf de Biscaia entre l'escorça Ibérica, produint la subducció cap al nord de l'escorça mitja i inferior Ibèrica. L'arrel crustal apareix més desenvolupada al sector oriental de la conca Basco-Cantàbrica i la Serralada Cantàbrica, i té una menor potència al sector central i occidental de la Conca Basco-Cantàbrica. Les variacions d'espessor cortical s'han relacionat amb un major o menor grau d'indentació. Al sector oriental de la zona d'estudi l'estructura cortical mostra característiques d'escorça continental aprimada, on és possible diferenciar clarament els nivells d'escorça superior, mitja i inferior. S'observa un important aprimament cortical cap al sector nord-occidental de la zona d'estudi on, a mesura que es penetra al sector central del Golf de Biscaia, les característiques d'escorça continental s'esvaeixen. El fet de que no s'observin anomalies magnètiques de caràcter oceànic a l'interior de la zona d'estudi i que a la sísmica multicanal apareguin gran quantitat d'estructures característiques de processos extensionals continentals, són indicadors clars de que l'escorça d'aquest sector és de tipus transició continent-oceà i que no s'ha arribat a mostrejar escorça oceànica. / TITLE OF THE THESIS: "Structural and Seismotectonic characterization of the lithosphere in the Pyrenean-Cantabrian domain using active and passive seismic methods".ABSTRACT: This thesis is divided in two parts. The first one is dedicated to the seismotectonic characterization of the western Pyrenean edge and the second part is focused on the structural characterization of the central and eastern sectors of the North-Iberian margin. Methodologies applied in the first part have contributed to obtain an enhanced image of the seismotectonic features of the studied area. The results obtained confirm the important seismic activity on the E-W Pyrenean belt and reveal its westward continuity along the Leiza Fault, up to the Hendaya Fault. The Leiza Fault is manifested as a crustal-scale deep structure, with an important northward dipping seismicity, continuously distributed from surface to almost 30 km depth. The aftershock series following the 2002 February 21 earthquake have been related to the southern sector of the Aralar thrust unit. Data obtained by the temporary arrays deployed arround the Itoiz resorvoir favour the explanation of the aftershock series, occurred after the 2004 September 18 earthquake, as a rapid response case of reservoir-triggered seismicity, burst by the first impoundment of the reservoir. The results derived from the wide angle modelling show the high structural complexity of the northern sector of the Iberian Peninsula. The analysis of the seismic phases recorded at the OBS and land stations of the N-S profiles allow to continuously constrain the indentation geometry of the Bay of Biscay crust between the Iberian crust, producing the subduction to the north of the Iberian middle and lower crusts, down to 55 km depth. The velocity depth distributions obtained in the north-westernmost edge of the study region present the main properties of transition continental to oceanic crust. The fact that no oceanic magnetic anomalies were observed inside the study area, and the multichannel seismic profiles showed numerous normal faults and half-graben structures, typical of continental extensional processes, are clear indicatives that the crust in this sector of the study area is a transitional crust, strongly stretched and thinned, but real oceanic crust has not been imaged yet. The crustal structure, in the easternmost sector of the study region shows the typical continental crust pattern.

DE LA TESIS:Aunque los trabajos geomorfológicos sobre la Depresión Central Catalana fueron en cierta manera abundantes durante el período comprendido entre 1926 y 1958, no existe ninguno elaborado con posterioridad a esta fecha, más allá de algunas síntesis que tratan indirectamente la problemática que se plantea en la Depresión Central. Eso significa que solamente disponemos de estudios dispersos espacialmente y que, en el mejor de los casos, tienen una veintena de años de antigüedad. Si tenemos en cuenta que precisamente en los últimos años la Geomorfología ha experimentado un gran auge, hay que reconocer que es necesaria una rápida labor de revisión de los trabajos anteriores y emprender una intensa campaña de reconocimiento geomorfológico del territorio, para dar paso a estudios especializados de los problemas que se han ido planteando.Efectivamente, además de una necesidad de puesta al día de nuestro conocimiento empírico del territorio, existe una vertiente práctica que no puede ser pasada por alto. La mecanización de la agricultura, la instalación de polígonos industriales, la construcción de nuevos ejes de comunicaciones y remodelación de los antiguos, los problemas acuciantes de degradación del medio ambiente... hacen necesaria una planificación del territorio más coherente de la que se ha hecho hasta ahora, si es que se ha hecho. Todos estos hechos nos han inducido a emprender el estudio de la Depresión Central Catalana, aunque no hemos escogido esta zona porque fuera la única donde se planteaba la problemática expuesta (ya que toda Catalunya se halla falta de estudios recientes sobre la materia), sino sobre todo por razones de tipo personal. Vista la imposibilidad de abarcar en una sola tesis toda la Depresión Central Catalana, decidimos escoger una serie de sectores representativos que estudiaríamos con especial atención. Para ello, consideramos como Depresión Central toda el área ocupada por los terrenos terciarios, poco o nada deformados, enmarcados por el Prepirineo y la Cordillera Prelitoral Catalana (tomada ésta en sentido geológico) y limitados por el liste por la gran falla del valle de Hostoles. Por el Oeste tuvimos que trazar un límite artificioso, que inicialmente dejaba fuera de nuestra área de estudio todas las formaciones detríticas cuaternarias del Pla d'Urgell, prolongándose por el Sur hasta la Serra de la Llena y por el Norte hasta Ponts, siguiendo luego el trazado del Segre hasta el Prepirineo. Es evidente que los límites septentrional y meridional son en muchos casos poco netos, pero no es nuestro objetivo establecerlos con precisión, ni constituyen una barrera a nuestro trabajo, siempre que se traten en cada caso con la debida atención. Dentro del área delimitada nos hemos propuesto estudiar las caracteristícas de la dinámica actual y, mediante el estudio de las formas y formaciones superficiales heredadas, deducir los sistemas morfogenéticos imperantes durante el Cuaternario,, así como su variabilidad espacial y temporal, Al mismo tiempo, es evidente que todo ello nos lleva a poner de manifiesto las influencias estructurales, debidas a las características litológicas del substrato y la disposición de los materiales, haciendo aparecer en su caso la existencia de deformaciones tectónicas cuaternarias o actuales.Una vez delimitado el espacio y los objetivos de nuestro trabajo, procedimos a efectuar un reconocimiento exhaustivo de toda el área mediante el estudio de las fotografías aéreas y varios recorridos sobre el terreno, todo ello en vistas a escoger los sectores representativos a estudiar. Consideramos que lo más indicado era seleccionar aquellas áreas en las que el modelado fuese fruto de la combinación temporal de períodos de deposición y periodos de incisión, dejando de lado aquellas en las que ha predominado casi exclusivamente la incisión. Obteníamos así un mayor número do datos para intentar la reconstrucción de la evolución geomorfológica. De este modo, seleccionamos el valle del Llobregós, la Plana de Vic e incorporamos a nuestro estudio la Conca de Barbera y la Conca d'Odena. Creímos oportuno rebasar el límite que nos habíamos puesto por el Oeste, para ocuparnos del borde oriental del Pía d'Urgell, ya que los depósitos de gravas allí existentes podían aportar datos valiosos. Debido a la gran nitidez y extensión de las formas estructurales, y a la existencia de formas determinadas por deformaciones tectónicas recientes, tomamos también en consideración el sector de la Segarra.Para el estudio de cada uno de los sectores hemos procedido, en primer lugar, a un análisis de la bibliografía existente y a un reconocimiento detallado de las fotografías aéreas posteriormente hemos hecho una campaña de campo en cada uno do los sectores realizando, cuando ha sido necesario, pequeñas cartografías de detalle. Dadas las características del relieve de la Depresión Central Catalana, se ha considerado que una cartografía geomorfológica a mediana escala podría ser útil, puesto que, aunque existen sectores de modelado bien diferente, en cada uno de ellos las formas son grandes y bastante monótonas. Dentro de esta óptica hemos realizado la cartografía a escala 1: 100 000 de dos zonas de la Depresión, una correspondiente a las hojas de Ponts y Guissona del Mapa Topográfico Nacional de España, E. 1: 50 000, y la otra a la hoja de Vic del mismo mapa. En total se han cubierto unos 1300 km2. Por lo que respecta a la exposición de nuestro trabajo, hemos optado por referir los capítulos de Antecedentes, Contexto estructural e Historia geológica a la totalidad de la Depresión Central Catalana, de la que adjuntamos un mapa litológico a escala 1; 200 000, elaborado a partir de la cartografía geológica existente. En los capítulos posteriores nos hemos ceñido tan solo a los sectores estudiados con detalle.

Aquest treball es basa en les dades recollides al llarg de quatre campanyes de camp a l'Illa de Lívingston (Shetland del Sud. Antàrtida). L'objectiu principal és donar una visió coherent de la geologia del conjunt de l'illa, dins del seu marc geològic regional. La tesi comprèn (1) una síntesi geològica regional, (2) una compilació de dades sobre la geologia mesozoica a quaternària de l'Illa de Livingston i (3) una discussió de diversos punts clau de l'evolució geològica, amb especial èmfasi en la geomorfologia i la història quaternària. Els resultats més importants els sintetitzem a continuació:L'Illa de Lívingston es divideix en diversos blocs tectònics. Les falles que separen els diferents blocs estan directament relacionades amb l'obertura del rift neògen de Bransfield. La tectònica de blocs influencia les variacions espacials en la intensitat d'erosió, l'aflorament de nivells més o menys profunds de la successió estratigràfica i. conjuntamente amb l'erosió diferencial, la distribució de les unitats fisiogràfiques.Les plataformes d'erosió marina que es troben fins a una altitud de 120 m tenen una edat de Miocè inferior a Pleistocè. Aquestes plataformes s'han pogut formar únicament durant els estatges interglacials o durant períodes interglacials anteriors, quan el substrat es trobava parcialment descobert de gel i era susceptible a ser afectat pels processos d'erosió marina.Les Illes Shetland del Sud, probablement han experimentat aixecament tectònic des dels inicis de l'obertura del rift de Branstield. L'aixecament tectònic no ha superat la velocitatnutjana de 0.4 m/ka. A aquest aixecament tectònic relativament lent, l'arxipèlag ha estat afectat per altres moviments verticals d'orígen glàcio-isostàtic, molt més ràpids, associats a les fluctuacions glacials del Quaternari i del Terciari superior.Durant el Darrer Màxim Glacial (al voltant de 21-18 ka B.P.), el gruix màxim de glaç a 1'Illa de Livingston probablement se situava entre 500 i 700 m. amb la qual cosa el glaç es trobava en contacte amb el substrat rocós fins a una profunditat de més de 400 m per sota del nivell del mar actual. Aquesta reconstrucció és compatible amb la presència d'un únic casquet glacial que hauria recobert el conjunt de l'arxipèlag de les Shetland. Si el temps de desglaçament proposat per la zona de la Peninsula Antàrtica és correcte (al voltant de 10 ka B.P.), el nivell de màxima inundació durant l'Holocè no hauria superat els 25-30 m. El desglaçament de l'arxipèlag i de la Península Antàrtica ha produït un aixecament glàcioisostàtic des de 10 ka B.P. L'emersió resultant ha permès la sedimentació de les platges aixecades Holocenes. Aquest model evolutiu implica que les platges situades a més de 30 m d'altitud sobre el nivell del mar actual han de ser pre-Holocenes, que es van haver de sedimentar durant algun període interglacial pleistocè i que han d'haver-se preservat parcialment, malgrat haver estat cobertes pel gel durant una o més glaciacions.El registre glacial a l'Illa de Livingston permet de reconèixer un mínim de quatre fases glacials. Les dues fases glacials més antigues tenen una edat superior a 6.000 a B. P. i probablement registren fases d'estabilització o reavenç glacial associades al darrer màxim glacial o a la deglaciació posterior. Les dues fases glacials més recents són posteriors a 720 ka B.P. i s'inclouen dins de la Petita Edat del Gel. / Livingston Island is divided into several tectonic blocks. Faults bounding these blocks are directly related to opening of the Neogene Bransfield rift Tectonic block movements influence the spatial variations in erosion intensity, the outcrop of deeper or shallower stratigraphic levels and, together with differential erosion, the distribution of physiographic units.Marine erosion platforms located at around 120 m and below have an early Miocene to late Pleistocene age. Platforms could only have been cut during interglaciations or nonglacial periods, when the substrate was locally free of ice and susceptible lo modification by marine processes. The South Shetland Islands probably underwent tectonic uplift after the first stages in the evolution of Bransfield rift. The tectonic uplift was produced at an average of less than 0.4 m/ka. Superimposed on this relatively slow tectonic uplift movement, the archipelago has been affected by other much faster vertical movements of glacio-isostatic origin, associated with Quatenary and late Tertiary glacial fluctuations.During the Last Glacial Maximum (around 21 to 18 ka), Ice on Livingston Island probably had a maximum thickness of about 500 to 700 m and was grounded at depths of more than 400 m below present sea level, which is consistent with a single ice cap covering the whole central South Shetland Islands. If the assumed timing of deglaciation in the South Shetland Islands and the Antarctic Peninsula is correct, the maximum Holocene inundation would not have been 25 to 30 m. Deglaciation of the archipelago and the Antarctic Peninsula has produced glacio-isoslatic uplift since 10 ka BP. The resulting emergence allowed deposition of the Holocene raised beaches. This evolutive model implies that beaches or residual beaches above 30 m must have been deposited during interglaciations prior to the Holocene and must have been partially preserved in spite of being covered by ice during one or more glaciations. Several glacial phases are recognised from at least 6.4 ka BP to Present. We distinguish two recent glacial phases, at 720-330 years BP and at 300 years BP to Present.

Cuando se aborda el estudio de un determinado tema desde una perspectiva científica es frecuente que muchos de los problemas que rodean al mismo dejan de serlo, pero al mismo tiempo surgen multitud de nuevas incógnitas. Ello es posible principalmente por dos motivos. Por una parte, al recopilar información sobre dicho tema, es habitual que se obtengan nuevos datos que aportan matices distintos a los existentes hasta el momento y abren perspectivas de estudio insospechadas. Por otra parte, conforme el estudio va progresando es habitual que los objetivos marcados inicialmente se vayan cambiando, por lo que las hipótesis de partida (que entonces eran totalmente válidas) se van transformando a la luz de los nuevos datos obtenidos. En el caso que nos ocupa, hasta que se realizó el primer informe (elaborado por el S.G.O.P. y la Comisaría de Aguas del Pirineo Oriental) en que se daban a conocer los grandes rasgos litológicos del delta del Llobregat, los conocimientos sobre éste eran muy escasos y dispersos, por lo que existían unas incógnitas básicas clásicas, tales como conocer las potencias del cuaternario, la naturaleza del zócalo, etc. A estos problemas se añadían otros cuya resolución permitiría conocer de qué modo habían quedado reflejadas las pulsaciones cuaternarias en el terreno y en definitiva cuál era exactamente el proceso evolutivo del delta.Por ello, en primer lugar intentamos reunir de un modo exhaustivo todos los datos existentes sobre el delta. Una vez comprobada su escasez y dado su interés propio, ampliamos el estudio a las reseñas sobre el cuaternario de las zonas próximas, es decir, al valle inferior y zonas limítrofes al delta. Esperamos ue este esfuerzo resulte útil también a todos aquellos que necesiten información geológica sobre este pequeño sector de Cataluña. Otro trabajo imprescindible, aunque no ha quedado reflejado directamente en la presente memoria, ha sido el estudio de las características de varios modelos de delta, en particular el del Mississippi, el del Ródano y el del Ebro. Dicho estudio nos llevó a la necesidad de profundizar sobre el concepto de delta y las maneras de abordar su definición. En nuestro caso, hemos denominado complejo deltaico a una masa sedimentaria formada por un conjunto de secuencias típicamente progradativas ("offlap" o cisclamiento) y otras transgresivas. Para llegar a conocer estas secuencias ha sido necesario obtener una serie de datos de tipo litológico y paleontológico. Por ello hemos abordado el estudio sedimentológico de las muestras y en cuanto al paleontológico hemos dedicado especial interés a las características o condiciones ecológicas requeridas por las diferentes especies determinadas.También ha sido imprescindible conocer las características de los diferentes factores que influyen en la evolución deltaica, ya que muchos de ellos (como las características de la cuenca de deposición o el régimen fluvial) son los que determinan directamente el valor o resultado de la relación entre la dinámica fluvial y marina.Por último, hemos creído imprescindible incluir la información de base recopilada, ya que puede ser utilizada y retrabajada en cualquier momento a la luz de nuevos conocimientos o con otros objetivos distintos de los propuestos en nuestro trabajo. Evidentemente no todos los problemas han quedado resueltos, sino que en realidad se han abierto nuevas perspectivas y quizás ha cambiado el planteamiento de algunas cuestiones.

El present estudi està enquadrat dins d'una sèrie de treballs de geomorfologia regional del Pirineu, que s'han fet i s'estan fent per diversos investigadors de la Universitat de Barcelona. La majoria d'ells tracta d'una manera prioritaria el paper morfogenètic del glaciarisme quaternari de la serralada pirinenca, tot i que en alguns casos, els altres sistemes morfogenètics existents són tractats exhaustivament.A partir de la tesi de llicenciatura realitzada sobre el mateix tema a les Valls d'Andorra, on vaig aplegar l'estudi geomorfològic juntament amb el sedimentològic, he intentat aprofundir en aquest últim aspecte de cara a obtenir una més gran informació del fet geològic glacial.Així doncs, he de dir que, tot i considerant el present treball com un estudi regional, s'han definit els següents objectius:- Paper morfogenètic del glaciarisme quaternari i, en un segon nivell, el dels altres sistemes acompanyants (periglacial, fluvial, lacustre, etc.)- Estudiar la petrografía i sedimentologia dels dipòsits glacials i dels altres sediments relacionats per tal de:a) - definir els diferents tipus de tills existents en aquesta àrea del Pirineu, en funció de les classificacions actuals.b) - reconstruir models deposicionals lligats a l'ambient glacial quaternari.c) - Establir una estratigrafía relativa dels dipòsits quaternaris a nivell de la conca estudiada, i intentar la seva correlación amb d'altres punts a nivell de serralada.