stringtranslate.com

Геология Гималаев

Рис. 1: Земля в ранней перми (290 миллионов лет назад), когда Индия была частью Гондваны и граничила на севере с Киммерийским супертеррейном. Палеогеографическая реконструкция Деза (1999) на основе Stampfli & Borel (2002) и Patriat & Achache (1984). [а]
Рис. 2: Земля на границе перми и триаса. Открытие Неотетиса отделяет Киммеридийский супертеррейн от Гондваны. На основе Stampfli & Borel (2002) и Patriat & Achache (1984).( [1] [2] [3] ) [b]
Рис. 3: Земля в меловом периоде. Киммеридийский супертеррейн прирос к Мега-Лавразии, океаническая кора Неотетиса субдуцируется к северу по вулканической дуге Драс, в результате задугового спрединга открывается океан Шигадзе, Индия отделяется от Африки и Восточной Гондваны и Индийский океан открывается. Палеогеографические реконструкции, основанные на Дезе (1999), Stampfli & Borel (2002) и Patriat & Achache (1984).
Рис. 4: Дрейф Индии на север с 71 млн лет назад до настоящего времени. Обратите внимание на одновременное вращение Индии против часовой стрелки. Столкновение Индийского континента с Евразией произошло около 55 миллионов лет назад. Источник: www.usgs.org (измененный)
Рис. 5: Геолого-тектоническая карта Гималаев, измененная по данным Ле Форта и Кронина (1988). Зелёным цветом обозначена шовная зона Инд-Ярлунг .
Рис. 6: Геологическая карта северо-западных Гималаев; ссылки см. в описании изображения или библиографии. HHCS: Высокогималайская кристаллическая последовательность; ISZ: шовная зона Инда; KW: Окно Киштвар; LKRW: Окно Ларджи-Кулу-Рампур; ОБТ: Главный пограничный удар; MCT: Главный центральный упор; ЮФ: Сарчуский разлом; ЗСЗ: Занскарская зона сдвига. (Скачать карту в формате PDF).
Рис. 7: Упрощенный разрез северо-западных Гималаев, показывающий основные тектонические единицы и структурные элементы по Дезе (1999). (Скачать в формате PDF)
Рис. 8: Зона шва Инд-Ярлунг отделяет Гималаи от Трансгималаев. Лхасский террейн (также называемый Каракорум — Лхасский блок/террейн ) расположен в пределах Трансгималаев на его восточной стороне. Суточная зона Бангонг-Нуцзян отделяет террейн Цянтан от террейна Лахса.

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. .

С востока на запад Гималаи разделены на 3 региона: Восточные Гималаи , Центральные Гималаи и Западные Гималаи, в которых проживают несколько стран и штатов .

Создание Гималаев

В течение позднего докембрия и палеозоя Индийский субконтинент , ограниченный с севера Киммерийскими супертеррейнами , входил в состав Гондваны и был отделен от Евразии океаном Палео-Тетис (рис. 1). В этот период северная часть Индии подверглась воздействию поздней фазы панафриканской складчатости , которая отмечена несогласием между ордовикскими континентальными конгломератами и нижележащими кембрийскими морскими отложениями . К этому событию также относят многочисленные гранитные интрузии возрастом около 500 млн лет.

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 ».

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

Субгималайскую тектоническую плиту в старой литературе иногда называют Предгималайской тектонической плитой . Он образует южные предгорья Гималайского хребта и в основном состоит из молассичных отложений миоцена и плейстоцена , образовавшихся в результате эрозии Гималаев. Эти отложения молассы , известные как « формации Мурри и Сиваликс » , имеют внутреннюю складчатую и черепчатую структуру . Субгималайский хребет надвинут по Главному фронтальному надвигу на четвертичный аллювий , отложенный реками, идущими из Гималаев ( Ганг , Инд , Брахмапутра и др.), что свидетельствует о том, что Гималаи до сих пор являются весьма активным орогеном .

Малая Гималаи (LH) 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] ).

Отряды Ламаюру и Маркха (LMU)

Пачки Ламаюру и Марха сложены флишами и олистолитами , отложившимися в турбидитовой обстановке, на северной части Индийского континентального склона и в прилегающей котловине Неотетис . Возраст этих отложений колеблется от поздней перми до эоцена .

Индская шовная зона (ISZ) (или шовная зона Ярлунг-Цангпо) тектоническая плита

ISZ, также называемая шовной зоной Инд-Ярлунг , шовной зоной Ярлунг-Зангпо или шовной зоной Ярлунг-Цангпо, определяет зону столкновения Индийской плиты и Ладакхского батолита (также Трансгималаев или блока Каракорум-Лхаса ) на севере. Эту шовную зону образуют:

Смотрите также

Локализованные темы геологии и геоморфологии различных частей Гималаев обсуждаются на других страницах:

Примечания

  1. ^ Более современную палеогеографическую реконструкцию ранней перми можно найти в «Палеотетисе». Университет Лозанны. Архивировано из оригинала 8 июня 2011 года..
  2. ^ Более современная палеогеографическая реконструкция границы перми и триаса, см. «Неотетис». Университет Лозанны. Архивировано из оригинала 19 января 2011 года..
  3. ^ Четверное деление гималайских единиц использовалось со времен работ Бланфорда и Медликотта (1879 г.) и Хейма и Ганссера (1939 г.).

Рекомендации

Цитаты

  1. ^ Стампфли 2000.
  2. ^ Стампфли и др. 2001.
  3. ^ Стампфли и Борель 2002.
  4. ^ Бербанк и др. 1996.
  5. ^ ДиПьетро и Пог 2004.
  6. ^ Дез 1999.
  7. ^ Дин, Капп и Ван 2005.
  8. ^ Клоотвейк и др. 1992.
  9. ^ Ашаш, Куртильо и Сю 1984.
  10. ^ Патриат и Ачаче 1984.
  11. ^ Бесс и др. 1984.
  12. ^ Бесс и Куртильо 1988.
  13. ^ Клоотвейк, Конаган и Пауэлл 1985.
  14. ^ Бингхэм и Клотвейк 1980.
  15. ^ Ле Пишон, Фурнье и Жоливе 1992.
  16. ^ Франк, Ганссер и Троммсдорф 1977.
  17. ^ Штек и др. 1993а.
  18. ^ Жирар и Бюсси 1998.

Источники

Внешние ссылки