Геология Гималаев представляет собой летопись наиболее впечатляющих и видимых творений огромного горного хребта , образованного тектоническими силами плит и сформированного в результате выветривания и эрозии . Гималаи , протянувшиеся более чем на 2400 км между синтаксисом Намча Барва на восточном конце горного хребта и синтаксисом Нанга Парбат на западном конце, являются результатом продолжающейся складчатости — столкновения континентальной коры двух тектонических плит . а именно, Индийская плита , вдавливающаяся в Евразийскую плиту . Гималайско-Тибетский регион снабжает пресной водой более одной пятой населения мира и составляет четверть мирового баланса осадочных пород . Топографически пояс имеет множество превосходных степеней: самую высокую скорость поднятия (около 10 мм/год на Нанга-Парбате), самый высокий рельеф (8848 м на горе Эверест Джомолунгма), среди самых высоких скоростей эрозии – 2–12 мм/год, [4] источник некоторых из крупнейших рек и самая высокая концентрация ледников за пределами полярных регионов . Эта последняя особенность принесла Гималаям свое название, происходящее от санскрита «обитель снега».
С юга на север Гималаи (Гималайский ороген) разделены на 4 параллельные тектоностратиграфические зоны и 5 надвигов , которые простираются по всей длине Гималайского орогена. Каждая зона, фланкированная с севера и юга надвигами, имеет иную, чем соседние зоны, стратиграфию (тип горных пород и их расслоение). С юга на север выделяются зоны и основные разломы, разделяющие их: Главный фронтальный надвиг (MFT), Субгималайская зона (также называемая Сивалик ), Главный пограничный надвиг (MBT), Малая Гималаи (в дальнейшем подразделяющаяся на «Малую Гималайскую осадочную зону» LHSZ) и Малые Гималайские кристаллические покровы (LHCN)), Главный центральный надвиг (MCT), Высшие (или Большие) гималайские кристаллы (HHC), Южно-Тибетская система отрядов (STD), Тетис Гималаи (TH) и Инд-Цангпо. Сутурная зона (ISZ). [5] К северу от нее находится Трансгималаи в Тибете, который находится за пределами Гималаев. Гималаи имеют Индо-Гангскую равнину на юге, горы Памира на западе в Центральной Азии и горы Хэндуань на востоке на границе Китая и Мьянмы. .
В раннем карбоне между Индийским субконтинентом и Киммерийскими супертеррейнами возникла ранняя стадия рифтогенеза . В ранней перми этот рифт развился в океан Неотетис (рис. 2). С этого времени Киммерийские супертеррейны отодвинулись от Гондваны на север. В настоящее время Иран , Афганистан и Тибет частично состоят из этих террейнов.
В норийском периоде (210 млн лет назад) крупный рифтогенный эпизод расколол Гондвану на две части. Индийский континент вошел в состав Восточной Гондваны вместе с Австралией и Антарктидой . Однако разделение Восточной и Западной Гондваны вместе с образованием океанической коры произошло позже, в келловее ( 160-155 млн лет назад). Затем в раннем мелу (130-125 млн лет назад) Индийская плита откололась от Австралии и Антарктиды с открытием «Южной части Индийского океана» (рис. 3).
В позднем мелу (84 млн лет назад) Индийская плита начала очень быстрый дрейф к северу на расстояние около 6000 км, [6] при этом океано-океаническая субдукция продолжалась до окончательного закрытия океанического бассейна и обдукции океанических офиолитов . на Индию и начало тектонического взаимодействия континент-континент, начавшегося примерно в 65 млн лет назад в Центральных Гималаях . [7] Изменение относительной скорости между Индийской и Азиатской плитами от очень быстрой (18-19,5 см/год) до быстрой (4,5 см/год) около 55 млн лет назад [8] является косвенным подтверждением столкновения. С тех пор произошло около 2500 км [9] [10] [11] [12] сокращения и поворота земной коры Индии на 45° против часовой стрелки в Северо-Западных Гималаях [13] до 10°-15° против часовой стрелки в Северо-Центральном Непале [ 14] относительно Азии (рис. 4).
Хотя большая часть океанической коры была «просто» погружена под Тибетский блок во время движения Индии на север, были выдвинуты, по крайней мере, три основных механизма, отдельно или совместно, для объяснения того, что произошло после столкновения с 2500-километровым слоем Тибетского блока. «отсутствующая континентальная кора ».
Первый механизм также предполагает субдукцию индийской континентальной коры под Тибет.
Во-вторых, это механизм тектонической экструзии или ухода (Molnar & Tapponnier, 1975), который рассматривает Индийскую плиту как индентор , сдавивший Индокитайский блок со своего пути.
Третий предполагаемый механизм заключается в том, что большая часть (~1000 км (Дьюи, Канде и Питман, 1989) или от ~800 до ~1200 км [15] ) из 2500 км сокращения земной коры была компенсирована за счет надвигания и складчатости отложений земной коры. пассивная окраина Индии вместе с деформацией тибетской коры.
Хотя более чем разумно утверждать, что такое огромное сокращение земной коры, скорее всего, является результатом сочетания этих трех механизмов, тем не менее, это последний механизм, который создал высокий топографический рельеф Гималаев.
Продолжающееся активное столкновение Индийской и Евразийской континентальных плит бросает вызов одной гипотезе движения плит, основанной на субдукции.
Основные тектонические подразделения Гималаев
Одним из наиболее поразительных аспектов Гималайского орогена является латеральная непрерывность его основных тектонических элементов. Гималаи классически разделены на четыре тектонических блока, которые прослеживаются вдоль пояса на протяжении более 2400 км (рис. 5 и рис. 7). [с]
Субгималайская (холмы Чурия или Сивалик) тектоническая плита
Тектоническая плита Малых Гималаев (LH) в основном образована обломочными отложениями верхнего протерозоя и нижнего кембрия с пассивной окраины Индии, прослоенными некоторыми гранитами и кислыми вулканитами (1840 ± 70 млн лет назад [16] ). Эти отложения надвинуты на Субгималайский хребет вдоль Главного граничного надвига (MBT). Малые Гималаи часто появляются в тектонических окнах (окнах Киштвар или Ларджи-Кулу-Рампур) в пределах кристаллической последовательности Высоких Гималаев.
Центрально-Гималайский домен (CHD) или Высокогималайская тектоническая плита
Центрально-Гималайский домен образует основу Гималайского орогена и охватывает территории с самым высоким топографическим рельефом (самые высокие вершины). Обычно его делят на четыре зоны.
Высокая гималайская кристаллическая последовательность (HHCS)
В литературе существует около 30 различных названий для описания этой единицы; наиболее часто встречающимися эквивалентами являются «Большая гималайская толща» , « Тибетская плита » и «Высокогималайская кристаллическая структура» . Это 30-километровая метаморфическая толща метаосадочных пород средней и высокой степени , которая во многих местах прорвана гранитами ордовика (около 500 млн лет назад) и раннего миоцена (около 22 млн лет назад). Хотя большинство метаосадков, образующих HHCS, имеют возраст от позднего протерозоя до раннего кембрия , гораздо более молодые метаотложения также могут быть обнаружены в нескольких областях, например, в мезозое в синклинали Танди в Непале и в долине Варван в Кистваре в Кашмире , в перми в «срезе Чулдо». от ордовика до карбона в « районе Сарчу » на шоссе Лех- Манали . В настоящее время общепринято, что метаосадки HHCS представляют собой метаморфические эквиваленты осадочной серии, образующей основание вышележащего « Тетиса Гималаи » . HHCS образует главный покров , который надвинут на Малые Гималаи вдоль « Главного центрального надвига » (MCT).
Тетис Гималаи (TH)
Тетис Гималаи представляет собой синклинорий шириной около 100 км , образованный сильно складчатыми и чешуйчатыми, слабо метаморфизованными осадочными толщами. Несколько покровов, названных «Северо-гималайскими покровами» [17] , также были описаны в рамках этого отряда. В отложениях ТГ сохраняется практически полная стратиграфическая летопись от верхнего протерозоя до эоцена . Стратиграфический анализ этих отложений дает важные сведения о геологической истории северной континентальной окраины Индийского субконтинента, от ее гондванского развития до континентального столкновения с Евразией . Переход между обычно низкосортными отложениями «Тетис Гималаи» и нижележащими породами с низким содержанием и высоким содержанием «Высокогималайской кристаллической последовательности» обычно происходит прогрессивно. Но во многих местах Гималайского пояса эта переходная зона отмечена крупной структурой, «Центрально-гималайской системой отрядов» , также известной как « Южно-тибетская система отрядов » или «Северо-Гималайский нормальный разлом» , которая имеет признаки как расширение и сжатие. См. раздел текущих геологических исследований ниже.
Метаморфический купол Ньималинг-Цо Морари (NTMD)
« Метаморфический купол Ньималинг -Цо Морари » в регионе Ладакх , «Гималайский синклинорий Тетис» постепенно переходит на север в большой купол от зеленосланцевых до эклогитовых метаморфических пород. Как и в случае с HHCS, эти метаморфические породы представляют собой метаморфический эквивалент отложений, образующих основание Тетиса Гималаев. « Докембрийская формация Phe» здесь также прорвана несколькими гранитами ордовика (ок . 480 млн лет назад [18] ).
^ Более современную палеогеографическую реконструкцию ранней перми можно найти в «Палеотетисе». Университет Лозанны. Архивировано из оригинала 8 июня 2011 года..
^ Более современная палеогеографическая реконструкция границы перми и триаса, см. «Неотетис». Университет Лозанны. Архивировано из оригинала 19 января 2011 года..
^ Четверное деление гималайских единиц использовалось со времен работ Бланфорда и Медликотта (1879 г.) и Хейма и Ганссера (1939 г.).
Рекомендации
Цитаты
^ Стампфли 2000.
^ Стампфли и др. 2001.
^ Стампфли и Борель 2002.
^ Бербанк и др. 1996.
^ ДиПьетро и Пог 2004.
^ Дез 1999.
^ Дин, Капп и Ван 2005.
^ Клоотвейк и др. 1992.
^ Ашаш, Куртильо и Сю 1984.
^ Патриат и Ачаче 1984.
^ Бесс и др. 1984.
^ Бесс и Куртильо 1988.
^ Клоотвейк, Конаган и Пауэлл 1985.
^ Бингхэм и Клотвейк 1980.
^ Ле Пишон, Фурнье и Жоливе 1992.
^ Франк, Ганссер и Троммсдорф 1977.
^ Штек и др. 1993а.
^ Жирар и Бюсси 1998.
Источники
Ачаче, Хосе; Куртильо, Винсент; Сю, Чжоу Яо (1984). «Палеогеографическая и тектоническая эволюция южного Тибета со времен среднего мела: новые палеомагнитные данные и синтез». Журнал геофизических исследований . 89 (Б12): 10311–10340. Бибкод : 1984JGR....8910311A. дои : 10.1029/JB089iB12p10311.
Бесс, Дж.; Куртильо, В.; Поцци, JP; Вестфаль, М.; Чжоу, YX (18 октября 1984 г.). «Палеомагнитные оценки сокращения земной коры в Гималайских надвигах и шве Зангбо». Природа . 311 (5987): 621–626. Бибкод : 1984Natur.311..621B. дои : 10.1038/311621a0. S2CID 4333485.
Бесс, Жан; Куртильо, Винсент (10 октября 1988 г.). «Палеогеографические карты континентов, граничащих с Индийским океаном, начиная с ранней юры». Журнал геофизических исследований . 93 (Б10): 11791–11808. Бибкод : 1988JGR....9311791B. дои : 10.1029/JB093iB10p11791. ISSN 0148-0227.
Бингхэм, Дуглас К.; Клоотвейк, Крис Т. (27 марта 1980 г.). «Палеомагнитные ограничения на надвигание Великой Индией на Тибетское нагорье». Природа . 284 (5754): 336–338. Бибкод : 1980Natur.284..336B. дои : 10.1038/284336a0. S2CID 4279478.
Брукфилд, Мэн (1993). «Пассивная окраина Гималаев от докембрия до мела». Осадочная геология . 84 (1–4): 1–35. Бибкод : 1993SedG...84....1B. дои : 10.1016/0037-0738(93)90042-4.
Бербанк, Дуглас В.; Лиланд, Джон; Филдинг, Эрик; Андерсон, Роберт С.; Брозович, Николас; Рид, Мэри Р.; Дункан, Кристофер (8 февраля 1996 г.). «Разрез коренной породы, скальное поднятие и пороговые склоны холмов на северо-западе Гималаев». Природа . 379 (6565): 505–510. Бибкод : 1996Natur.379..505B. дои : 10.1038/379505a0. S2CID 4362558.
Дьюи, Дж. Ф. (1988). «Расширенный коллапс орогенов». Тектоника . 7 (6): 1123–1139. Бибкод : 1988Tecto...7.1123D. дои : 10.1029/TC007i006p01123.
Дьюи, Дж. Ф.; Канде, С.; Питман III, WC (1989). «Тектоническая эволюция зоны столкновения Индии и Евразии». Eclogae Geologicae Helvetiae . 82 (3): 717–734.
Дез, Пьер (1999). Тектоническая и метаморфическая эволюция Центрально-Гималайской области на юго-востоке Занскара (Кашмир, Индия). «Мемуары геологии» (докторская диссертация). Том. 32. Университет Лозанны . п. 149. ISSN 1015-3578.
Дин, Лин; Капп, Пол; Ван, Сяоцяо (6 мая 2005 г.). «Палеоцен-эоценовые записи обдукции офиолитов и начального столкновения Индии и Азии, юг центрального Тибета». Тектоника . 24 (3): TC3001. Бибкод : 2005Tecto..24.3001D. дои : 10.1029/2004TC001729 . S2CID 39124270.
ДиПьетро, Джозеф А.; Пог, Кевин Р. (сентябрь 2004 г.). «Тектоностратиграфические подразделения Гималаев: вид с запада». Тектоника . Публикации Американского геофизического союза . 23 (5). Бибкод : 2004Tecto..23.5001D. дои : 10.1029/2003TC001554.
Ле Фор, П.; Кронин, В.С. (1 сентября 1988 г.). «Граниты в тектонической эволюции Гималаев, Каракорума и Южного Тибета». Философские труды Лондонского королевского общества. Серия А, Математические и физические науки . 326 (1589): 281–299. Бибкод : 1988RSPTA.326..281F. дои : 10.1098/rsta.1988.0088. S2CID 202574726.
Франк, В.; Ганссер, А.; Троммсдорф, В. (1977). «Геологические наблюдения в районе Ладакха (Гималаи); предварительный отчет». Швейцарский минералогический и петрографический бюллетень Mitteilungen . 57 (1): 89–113.
Жирар, М.; Бюсси, Ф. (1998). «Поздний панафриканский магматизм в Гималаях: новые геохронологические и геохимические данные из ордовикских метагранитов Цо Морари (Ладакх, северо-запад Индии)». Швейцарский минералогический и петрографический бюллетень Mitteilungen . 79 : 399–418.
Хейм, А.; Ганссер, А. (1939). «Центральные Гималаи; геологические наблюдения швейцарской экспедиции 1936 года». Швейцер. Натурф. Гес, Денкш . 73 (1): 245.
Клоотвейк, Коннектикут; Конаган, П.Дж.; Пауэлл, C.McA. (октябрь 1985 г.). «Гималайская дуга: крупномасштабная континентальная субдукция, ороклинальный изгиб и задуговое спрединг». Письма о Земле и планетологии . 75 (2–3): 167–183. Бибкод : 1985E&PSL..75..167K. дои : 10.1016/0012-821X(85)90099-8.
Клоотвейк, Крис Т.; Ну и дела, Джефф С.; Пирс, Джон В.; Смит, Гай М.; Макфадден, Фил Л. (май 1992 г.). «Ранний контакт между Индией и Азией: палеомагнитные ограничения из Девяносто-восточного хребта, этап 121 ODP». Геология . 20 (5): 395–398. Бибкод : 1992Geo....20..395K. doi :10.1130/0091-7613(1992)020<0395:AEIACP>2.3.CO;2.
Патриат, Филипп; Ачаче, Хосе (18 октября 1984 г.). «Хронология столкновения Индии и Евразии имеет значение для сокращения земной коры и механизма движения плит». Природа . 311 (5987): 615–621. Бибкод : 1984Natur.311..615P. дои : 10.1038/311615a0. S2CID 4315858.
Ле Пишон, Ксавье ; Фурнье, Марк; Жоливе, Лоран (1992). «Кинематика, топография, сокращение и выдавливание при столкновении Индии и Евразии». Тектоника . 11 (6): 1085–1098. Бибкод : 1992Tecto..11.1085L. CiteSeerX 10.1.1.635.2173 . дои : 10.1029/92TC01566. S2CID 36349751.
Рику, LM (1994). «Реконструкция Тетиса: плиты, континентальные фрагменты и их границы с 260 млн лет назад от Центральной Америки до Юго-Восточной Азии». Геодинамика Акта . 7 (4): 169–218. дои : 10.1080/09853111.1994.11105266 .
Стампфли, генеральный директор; Мосар, Дж.; Фавр, П.; Пиллевюит, А.; Ванней, Ж.-К. (1998). «Пермско-триасовая эволюция западной Тетической области: связь Неотетиса и восточно-Средиземноморского бассейна». Перитетис . 3 .
Стампфли, GM (2000). Э. Бозкурт; Дж. А. Винчестер; JDA Пайпер (ред.). «Тектоника и магматизм в Турции и окрестностях». Лондонское геологическое общество, специальные публикации . 173 : 1–23. дои :10.1144/ГСЛ.СП.2000.173.01.01. S2CID 219202298.
Стампфли, генеральный директор; Мосар, Дж.; Фавр, П.; Пиллевюит, А.; Ванней, Ж.-К. (2001). «Пермо-мезозойская эволюция западной Тетической области: связь Неотетиса и Восточного Средиземноморья». В П. А. Циглер; В. Кавацца; АХФ Робертсон; С. Краскен-Соло (ред.). Мемуары ПериТетиса 6: Перитефийские рифтовые/разрывные бассейны и пассивные окраины . МПГК 369. Mém. Музей Нац. Хист. Нат. Том. 186. стр. 51–108.
Стампфли, генеральный директор; Борель, Г.Д. (28 февраля 2002 г.). «Модель тектонических плит для палеозоя и мезозоя, ограниченная динамическими границами плит и восстановленными синтетическими океаническими изохронами». Письма о Земле и планетологии . 196 (1): 17–33. Бибкод : 2002E&PSL.196...17S. дои : 10.1016/S0012-821X(01)00588-X .
Стампфли, генеральный директор; Борель, Г.Д. (2004). «Трансекты TRANSMED в пространстве и времени: ограничения палеотектонической эволюции Средиземноморья». В Кавацце W; Рур Ф; Спакман В; Стампфли ГМ; Зиглер П. (ред.). Атлас TRANSMED: Средиземноморский регион от земной коры до мантии . Спрингер Верлаг. ISBN 978-3-540-22181-4.
Штек, А.; Спринг, Л.; Ванней, Джей Си; Массон, Х.; Штутц, Э.; Бучер, Х.; Маршан, Р.; Тьеш, JC (1993a). «Геологический трансект через северо-западные Гималаи в восточном Ладакхе и Лахуле (модель континентального столкновения Индии и Азии)» (PDF) . Eclogae Geologicae Helvetiae . 86 (1): 219–263.
Штек, А.; Спринг, Л.; Ванней, Джей Си; Массон, Х.; Бучер, Х.; Штутц, Э.; Маршан, Р.; Тиче, Дж. К. (1993b). Трелоар, ПиДжей; Сирл, член парламента (ред.). «Тектоническая эволюция северо-западных Гималаев в восточном Ладакхе и Лахуле, Индия, в гималайской тектонике». Геологическое общество, Лондон, специальные публикации . 74 (1): 265–276. Бибкод : 1993GSLSP..74..265S. дои :10.1144/ГСЛ.СП.1993.074.01.19. ISSN 0305-8719. S2CID 128420922.
Инь, Ан (май 2006 г.). «Кайнозойская тектоническая эволюция гималайского орогена, ограниченная вариациями структурной геометрии по простиранию, историей эксгумации и осадконакоплением на выступе». Обзоры наук о Земле . 76 (1–2): 1–131. Бибкод : 2006ESRv...76....1Y. doi : 10.1016/j.earscirev.2005.05.004. ISSN 0012-8252.
Внешние ссылки
Катлос, Элизабет Жаклин (2000). Геохронологические и термобарометрические ограничения эволюции главного центрального надвига Гималайского орогена (PDF) . Кандидатская диссертация. Калифорнийский университет.
«Геология и петрографическое исследование территории от Чираунди Кхола до Туло Кхола, район Дхадинг / Навакот, центральный Непал». Магистерская диссертация Гьянендры Гурунга
Гранитоиды Гималайского коллизионного пояса. Специальное издание «Журнала виртуального исследователя»
Реконструкция эволюции Альпийско-Гималайской складчатости. Специальное издание «Журнала виртуального исследователя»
«Инженерная геология Непала»
Институт гималайской геологии Вадиа, Дехрадун, Индия, главная страница. Архивировано 30 октября 2014 г. в Wayback Machine.