Геология Гималаев

Гималаи — крупный горный хребет, тянущийся на 2400 км от Намджагбарвы в Тибете на запад до Нангапарбата в Индии. Гималаи являются результатом продолжающегося до сих пор горообразования, вызванного столкновением двух континентальных литосферных плит. Этот огромный горный хребет был сформирован тектоническими силами с участием выветривания и эрозии. Гималайско-тибетский регион служит источником пресной воды для более чем одной пятой части мирового населения; на него также приходится четверть мировых осадочных накоплений. Пояс держит много топографических рекордов: максимальная скорость роста (около 10 мм/год на Нангапарбате), высочайшая точка (гора Эверест — 8848 м), самая быстрая эрозия (2-12 мм/год[[1]), источник некоторых величайших рек и самое большое количество ледников за пределами полярных регионов. Последняя особенность и дала Гималаям имя, переводящееся с санскрита как «обитель снега».

Ранняя пермь (290 млн л. н.)

Происхождение Гималаев
Пермско-триасовая граница (249 млн л. н.)
Мел (100 млн л. н.)

В течение позднего докембрия и палеозоя Индостан, граничивший на севере с Киммерией, являлся частью Гондваны и был отделён от Евразии Палеотетисом. В течение этого периода северная часть Индии оказалась под влиянием позднего этапа Пан-Африканской складчатости, которая отмечена различиями между ордовикскими континентальными конгломератами и базовыми кембрийскими морскими отложениями. Многочисленные гранитные интрузии возрастом от около 500 млн л. н. также отнесены к этому событию.

В начале карбона происходила ранняя стадия рифтогенеза между Индийским континентом и Киммерией. В начале пермского периода эта трещина переросла в океан Неотетис. Киммерия отошла от Гондваны к северу, в направлении Азии. Сегодня Иран, Афганистан и Тибет частично состоят из этих террейнов.

В норийском веке (210 млн л. н.) настал период крупного рифтообразования и раскола Гондваны на две части. Индийский континент вошел в состав Восточной Гондваны, вместе с Австралией и Антарктидой. Однако образование океанической коры произошло значительно позже, в Келловее (160-155 млн л. н.). Индийская плита откололась от Австралии и Антарктиды в начале мелового периода (130-125 млн л. н.), вместе с открытием "Южного" Индийского океана.

В Верхнем Мелу (84 млн л. н.), Индийская плита начала очень быстрое движение на север, покрыв расстояние около 6000 км[4[2]; океаническо-океаническая субдукция продолжалась до окончательного закрытия океанического бассейна, обдукции океанических офиолитов на Индию и начала континентально-континентального тектонического взаимодействия плит (65 млн л. н.) в центральных Гималаях[5][3]. Изменение относительной скорости между Индийской и Евразийской плитами из очень быстрой (18-19.5 см/год) до быстрой (4.5 см/год) появилось примерно 55 млн л. н.[4] С тех пор кора сжалась до 2500 км[5][6][7][8], а Индия повернулась на 45° против часовой стрелки относительной северо-запада Гималаев[11][9] и до 10°-15° против часовой стрелки относительно северо-центральной части Непала[10][12].

В то время как большая часть океанической коры субдуцировала под тибетские блоки во время движения Индии на север, три основных механизма объясняют отсутствие 2500-километровой части континентальной коры Индии на севере. Первый механизм — это субдукция Индийской континентальной коры под Тибет. Второй — выдавливание Индией Индокитайского блока на своём пути. Третий предлагаемый механизм заключается в том, что большая часть (~1000 км или ~800 до ~1200 км[13][11]) 2500-километрового сокращения земной коры подверглась землетрясениям и деформировала Тибет.

Крупные тектонические подразделения Гималаев
Движение Индии на север (71-0 млн л. н.)
Геологическо-тектоническая карта Гималаев
Геологическая карта северо-западных Гималаев
Северо-западные Гималаи в сечении

Гималаи классически разделены на четыре тектонических блока:

  1. Южные Гималаи (Сивалик): Они образуют предгорья Гималаев и по существу состоят из молассных отложений, датирующихся Миоценом-Плейстоценом и образовавшихся в результате эрозии Гималаев. Эти моласские месторождения известны как формации Мурее и Сивалик. Южные Гималаи расположены вдоль Главного Фронтального Надвига (ГФН) над четвертичным аллювием, содержащем реки, истоки которых находятся в Гималаях (Ганг, Инд, Брахмапутра и другие), что свидетельствует о том, что в Гималаях по-прежнему происходит очень активный орогенез.
  2. Малые Гималаи сформировывались в основном с позднего Протерозоя по ранний Кембрий из обломочной осадочной породы пассивной Индийской окраины, включающей гранитные и сульфидно-вулканические породы (1840 ±70 млн л. н.[12]). Малые Гималаи часто появляются в тектонических окнах (окна Киштвар или Ларджи-Кулу-Рампур).
  3. Центрально-Гималайская Территория, (ЦГТ) или Высокие Гималаи, формирует основной хребет Гималаев и окружает область высокого топографического рельефа. Она обычно делится на четыре зоны:
    1. Хрустальная Последовательность Высоких Гималаев, ХПВГ — это хребет шириной до 30 километров, содержащий мета-осадочные породы, в которые включены Ордовикские (500 млн л. н.) и ранне-Миоценовые (22 млн л. н.) граниты. Хотя большинство мета-осадочных пород формировали ХПВГ с позднего Протерозоя по Кембрий, много молодых пород этого типа можно найти в других местах (Мезозойские в синклинали Танди и регионе Варвань, Пермские в разрезе Чулдо, Ордовикско-Карбоновые в области Сарчу). Сейчас принято говорить, что мета-осадочные породы ХПВГ представляют собой метаморфический эквивалент осадочных серий, формирующих основу Тетических Гималаев. Хрустальная Последовательность формирует большой тектонический покров, который уходит под Малые Гималаи.
    2. Тетические Гималаи (TГ) это 100-километровая синклиналь, сформированная сильно изогнутыми тонкими метаморными осадочными сериями. Некоторые покровы, названные Северно-Гималайскими Покровами[16][13], часто описываются вместе с этим отделом. Стратиграфический анализ этих осадочных полей показывает всю геологическую историю северной окраины Индийского субконтинента от его Гондванской эволюции до столкновения плиты с Азией. Прогрессирует перемещение между основными нижними наносами Тетических Гималаев и высокими наносами ХПВГ. Но во многих местах Гималайского пояса это перемещение отмечено большой структурой, Центрально-Гималайской Отделительной Системой, которая постоянно расширяется и уплотняется.
    3. Метаморфический Купол Ньималинг-Цоморари, МКНЦ: В регионе Ладакх, Тетические Гималаи постепенно переходят в купол, состоящий из зелёного сланца и эклогитных метаморфических пород. Как и с Хрустальной Последовательностью, эти мета-осадочные породы представляют из себя метаморфический эквивалент наносов, основывающих Тетические Гималаи. Докембрийская формация Пхе также пронизана Ордовикскими (480 млн л. н.[14]) гранитами.
    4. Отделы Ламаюру и Маркха сформированы флишем и олистолитными отложениями в турбидитной среде в северной части Индийского континентального наклона и в примыкающем бассейне Неотетиса. Эти наносы датируются Поздней Пермью-Эоценом.
  4. Индская Соединительная Зона (ИСЗ) (Соединительная Зона Инд-Ярлунг-Цанпо) — зона столкновения между Индийской плитой и Ладакхскими батолитами на севере. Эта зона сформирована:

См. также

Примечания
  1. Burbank, Douglas W.; Leland, John; Fielding, Eric; Anderson, Robert S.; Brozovic, Nicholas; Reid, Mary R.; Duncan, Christopher. Bedrock incision, rock uplift and threshold hillslopes in the northwestern Himalayas // Nature. — 1996. — 8 Февраль.
  2. Pierre Dèzes. the geology of Zanskar : Home Page. zanskar.geoheritage.ch. Дата обращения: 5 ноября 2016.
  3. Ding, Lin; Kapp, Paul; Wan, Xiaoqiao. Paleocene-Eocene record of ophiolite obduction and initial India-Asia collision, south central Tibet // Tectonics. — 2005. — 6 Май.
  4. Klootwijk, Chris T.; Gee, Jeff S.; Peirce, John W.; Smith, Guy M.; McFadden, Phil L. An early India-Asia contact: Paleomagnetic constraints from Ninetyeast Ridge, ODP Leg 121 // Geology. — 1992. — Май.
  5. Achache, José; Courtillot, Vincent; Xiu, Zhou Yao. Paleogeographic and tectonic evolution of southern Tibet since Middle Cretaceous time: New paleomagnetic data and synthesis // Journal of Geophysical Research. — 1984.
  6. Patriat, Philippe; Achache, José. India-Eurasia collision chronology has implications for crustal shortening and driving mechanism of plates // Nature. — 1984. — 18 Октябрь.
  7. Besse, J.; Courtillot, V.; Pozzi, J.P.; Westphal, M.; Zhou, Y.X. Palaeomagnetic estimates of crustal shortening in the Himalayan thrusts and Zangbo Suture // Nature. — 1984. — 18 Октябрь.
  8. Besse, Jean; Courtillot, Vincent. Paleogeographic maps of the continents bordering the Indian Ocean since the Early Jurassic // Journal of Geophysical Research. — 1988. — 10 Октябрь.
  9. Klootwijk, C.T.; Conaghan, P.J.; Powell, C.McA. The Himalayan Arc: large-scale continental subduction, oroclinal bending and back-arc spreading // Earth and Planetary Science Letters. — 1985. — Октябрь.
  10. Bingham, Douglas K.; Klootwijk, Chris T. Palaeomagnetic constraints on Greater India's underthrusting of the Tibetan Plateau // Nature. — 1980. — 27 Март.
  11. Le Pichon, Xavier; Fournier, Marc; Jolivet, Laurent. Kinematics, topography, shortening, and extrusion in the India-Eurasia collision // Tectonics. — 1992.
  12. Frank, W.; Gansser, A.; Trommsdorff, V. Geological observations in the Ladakh area (Himalayas); a preliminary report // Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen Bulletin. — 1977.
  13. Steck, A.; Spring, L.; Vannay, J.C.; Masson, H.; Stutz, E.; Bucher, H.; Marchant, R.; Tièche, J.C. Geological Transect Across the Northwestern Himalaya in eastern Ladakh and Lahul (A Model for the Continental Collision of India and Asia) // Eclogae Geologicae Helvetiae. — 1993.
  14. Girard, M.; Bussy, F. Late Pan-African magmatism in Himalaya: new geochronological and geochemical data from the Ordovician Tso Morari metagranites (Ladakh, NW India) // Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen Bulletin. — 1998.

Ссылки
This article is issued from Wikipedia. The text is licensed under Creative Commons - Attribution - Sharealike. Additional terms may apply for the media files.