Геологія Гімалаїв

Гімалаї — великий гірський хребет, що тягнеться на 2400 км від Намче-Барва у Тибеті на захід до Нангапарбат в Індії. Гімалаї є результатом постійного орогенезу, що відбувся в результаті зіткнення двох континентальних літосферних плит. Цей величезний гірський хребет був сформований тектонічними силами, а так само за допомогою вивітрювання і ерозії. Регіон Гімалаї-Тибет є виробником прісної води для більш ніж однієї п'ятої частини світового населення; на нього також доводиться чверть світових осадових накопичень. Топографічно, пояс має багато рекордів: найвищий рівень підйому (близько 10 мм/рік на Нангапарбат), найвища точка (гора Еверест — 8848 м), найшвидша ерозія (2-12 мм/рік[3]), витоки деяких найбільших річок і найбільша кількість льодовиків за межами полярних регіонів. Ця остання особливість дала Гімалаям ім'я, що перекладається з санскриту як «обитель снігу».

Розташування континентів під час раннього перму (290 Ма), коли Індія була частиною Гондвани і межувала на півночі з Кіммерійським супертеррейном. Згідно з Dèzes, (1999), Stampfli та Borel, (2002) та Patriat та Achache, (1984).[1]
Розташування континентів на межі перм/тріасу (249 Ма), Відкриття Неотетісу відокремлює Кіммерійський Супертеррейн від Гондвани. Згідно (Stampfli, (2000), Stampfli та ін., (2001) and Stampfli та Borel, (2002)).[2]
Розташування континентів за часів крейди (100 Ма) Кіммерійський Супертеррейн з'єднався з Мега-Лавразією, океанічна кора Неотетісу зазнала субдукції на північ уздовж Драскової вулканічної дуги, Океан Шигацзе відкривається внаслідок поширення спредінгу зворотньої дуги, Індія відокремлена від Африки та Східної Гондвани, відкриття Індійського океану. Згідно з Dèzes, (1999), Stampfli та Borel, (2002) та Patriat та Achache, (1984)

Утворення Гімалаїв

У пізньому докембрії і палеозої, Індостан, межував на півночі з Кіммерією, був частиною Гондвани і був відокремлений від Євразії Палеотетісом. Протягом цього періоду, північна частина Індії зазнала впливу пізнього етапу Пан-Африканської орогенезу, яка відзначена відмінностями між ордовицькими континентальними конгломератами і базовими кембрійськими морськими відкладеннями. Численні гранітні інтрузії віком близько 500 Ma також віднесені до цієї події.

На початку карбона відбувалася рання стадія рифтогенезу між Індійським континентом і Кіммерією. На початку пермського періоду, на місці рифту утворено океан Неотетіс. Кіммерія дрейфувла від Гондвани на північ, у напрямку Азії. Сьогоденні Іран, Афганістан і Тибет частково складаються з цих террейнів.

У норійський період (210 Ma) відбувся період великого рифтогенезу і розколу Гондвани на дві частини. Індійський континент був у складі Східної Гондвани, разом з Австралією і Антарктидою. Проте, утворення океанічної кори сталося значно пізніше, у келловейський період (160—155 Ma). Індійська плита відкололася від Австралії і Антарктиди на початку крейдяного періоду (130—125 Ma), разом з відкриттям «Південного» Індійського океану.

Під час верхньої крейди (84 Ma), Індійська плита розпочала дуже швидкий рух на північ, подалавши відстань близько 6000 км[4]; океанічно-океанічна субдукція тривала до остаточного закриття океанічного басейну, обдукція океанічних офіолитів на Індію і початку континентально-континентального тектонічного взаємодії плит (65 Ma) у центральних Гімалаях[5]. Зміна відносної швидкості між Індійською та Євразійською плитами з дуже швидкої (18-19.5 см/рік) до швидкої (4.5 см/рік) відбулося приблизно 55 Ma.[6] З тих пір кора стиснулася до 2500 км[7][8][9][10], а Індії повернулася на 45 ° проти годинникової стрілки відносної північного заходу Гімалаїв[11] і до 10 ° -15 ° проти годинникової стрілки щодо північно-центральної частини Непалу [12].

У той час як більша частина океанічної кори зазнала субдукції під Тибетський блок під час руху Індії на північ, три основні механізми пояснюють відсутність 2500-кілометрової частини континентальної кори Індії на північ.

  • Перший механізм — субдукція Індійської континентальної кори під Тибет.
  • Другий — видавлювання Індією Індокитайського блоку на своєму шляху. (Molnar та Tapponnier, 1975)
  • Третій — велика частина (~ 1000 км (Dewey, Cande & Pitman, 1989) або ~ 800 до ~ 1200 км[13]) 2500 км стисненя земної кори була зім'ята у складки і деформувала Тибет.

Найбільші тектонічні структури Гімалаїв

Гімалаї класично мають поділ на чотири тектонічні блоки:

  • Південні Гімалаї (Шивалік): утворюють передгір'я Гімалаїв і складаються з моласових відкладень, що датуються міоцен-плейстоценом і утворилися в результаті ерозії Гімалаїв. Ці моласові родовища відомі як формації Муреє і Шивалік. Субгімалайський хребет розташовано уздовж Головного центрального насуву (ГЦН) над четвертинним алювієм, що принесли річки, витоки яких знаходяться в Гімалаях (Ганг, Інд, Брахмапутра тощо), що свідчить про те, що в Гімалаях відбувається дуже активний орогенез.
  • Малі Гімалаї були утворені головним чином з пізнього протерозою по ранній кембрій з уламкових осадових порід пасивної Індійської околиці, що включає гранітні і сульфідно-вулканічні породи (1840 ± 70 Ма[14]). Малі Гімалаї часто з'являються у тектонічних вікнах (вікна Кіштвар або Лардж-Кулу-Рампур).
  • Центрально-Гімалайський терен, (ЦГТ) або Високі Гімалаї, утворено за часів Гімалайського орогенезу і охоплює найвищі високогір'я (найвищі вершини). Зазвичай поділяють на чотири зони:
    • Кристалічна послідовність Високих Гімалаїв (КПВГ): хребет завширшки до 30 км, що містить мета-осадові породи: ордовицькі (500 Ма) і ранньо-міоценові (22 Ма) граніти. Хоча більшість мета-осадових порід формували КПВГ з пізнього протерозою до кембрію, багато молодших порід цього типу можна знайти в інших місцях (мезозойські в синклиналі Танді і долини Варван, пермські в розрізі Чулдо, ордовицько-карбонові в області Сарчу). Зараз прийнято говорити, що мета-осадові породи КПВГ є метаморфічним еквівалентом осадових серій, які формують основу Тетіс-Гімалаїв. Кристалічна послідовність формує тектонічний покрив, що покриває Малі Гімалаї.
    • Тетіс-Гімалаї (TГ) — синкліналь завдовжки 100 км, сформована сильно вигнутими тонкими метаморнимі осадовими серіями. Деякі покриви, названі Північно-Гімалайський шар'яж[15], часто описуються разом з цим відділом. Стратиграфічний аналіз цих твердих осадів показує всю геологічну історію північної околиці Індійського субконтиненту від його Гондванської еволюції до зіткнення плити з Азією. Прогресує переміщення між основними нижніми наносами Тетіс-Гімалаїв і високими наносами КПВГ. Але в багатьох місцях Гімалайського пояса це переміщення відзначено великою структурою, Центрально-Гімалайським розломом, який має показники як розширення, так і ущільнення.
    • Метаморфічний купол Ньїмалінг-Цоморарі, МКНЦ: у регіоні Ладакх, Тетіс-Гімалаї поступово на півночі переходять у купол, що складається з зеленого сланцю і еклогітних метаморфічних порід. Як і з Кристаличною Послідовністю, ці мета-осадові породи є метаморфічним еквівалентом наносів, що складають Тетіс-Гімалаї. Докембрийская формація Пхе також пронизана ордовицькими (480 Ма[16]) гранітами.
    • Відділи Ламаюру і Маркха сформовані флішем і олістолітними відкладеннями у турбідітних середовищі у північній частині Індійської континентальної околиці і у примикаючому басейні Неотетіс. Ці наноси датуються пізнім пермом-еоценом.
  • Індостанська сутурна зона (ШСЗ) (Сутурна зона Інд-Ярлунг-Цанпо) — зона зіткнення між Індостанською плитою і Ладакхським батолітом на півночі (також Трансгімалаї або Лхаський террейн. Ця зона сформована:
    • Офіолітовими меланжами, які складаються з флішу і офіолітів океанічної кори Неотетісу;
    • Драсськими вулканитами, які були реліктами пізнього юрського до пізнього крейдяного періодів вулканічної острівної дуги і включають базальти, дацити, вулканокластити, подушкову лаву і дрібних радіоляритних флінтів;
    • Індський моласой, яка є континентальною уламковою породою (з рідкісними прошарками морських відкладень з наносами морської води), що містить конус виносу, руслову багаторукавність і озерні відкладення, що знаходяться в основному у Ладакхському батоліті, а також у сутурній зоні і Тетіс-Гімалаях. Ця моласа є постколлізіонною і, таким чином, датується еоценом та пост-еоценом.
    • Індська сутурна зона — північна межа Гімалаїв. Далі на північ — Трансгімалаї, або, локальніше, Ладакхський батоліт, що є активною околицею Андського типу. Широко поширений вулканізм в цій вулканічної дузі був викликаний плавленням мантії в основі тибетського блоку, через дегідратацією що зазнає субдукції океанічної кори.

Примітки
  1. Сучаснішу реконструкцію мапи раннього перму можна знайти: at this website Архівовано 8 червня 2011 у Wayback Machine..
  2. Сучаснішу палеогеографічну реконструкцію того ж періоду див this web-site Архівовано 19 січня 2011 у Wayback Machine. (Stampfli, (2000), Stampfli та ін., (2001) and Stampfli та Borel, (2002)).
  3. 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. — Помилка: неправильний час.
  4. Dèzes, 1999.
  5. Ding, Kapp та Wan, 2005.
  6. Klootwijk та ін., 1992.
  7. Achache та Courtillot, Xiu.
  8. Patriat та Achache, 1984.
  9. Besse та ін., 1984.
  10. Besse та Courtillot, 1988.
  11. Klootwijk, Conaghan та Powell, 1985.
  12. Bingham та Klootwijk, 1980.
  13. Le Pichon, Fournier та Jolivet, 1992.
  14. Frank, Gansser та Trommsdorff, 1977.
  15. Steck та ін., 1993.
  16. Girard та Bussy, 1998.
This article is issued from Wikipedia. The text is licensed under Creative Commons - Attribution - Sharealike. Additional terms may apply for the media files.