Гималаи


Покровно-складчатая горная система Гималаев (рис. И-56) простирается на расстояние около 3000 км между поперечными долинами рек Инд и Брамапутра, венчаясь десятком пиков, превышающих 8000 м, включая Эверест - Джомолунгму (8846 м).
Северным ограничением Гималайской системы принято считать офи- олитовую зону Инда (Ярлунга)-Цангпо (Брамапутры), проходящую вдоль верховьев этих великих рек. С севера эта зона сопровождается Трансгималайским гра- нитно-батолитовым поясом андского типа, возникшим на южном крае Евразийской плиты, здесь представленным блоком Лхаса, позднее вошедшим в состав Тибетского нагорья. Офиолиты зоны Инда-Цангпо отвечают ложу океанского бассейна Неотетиса, начало образования которого здесь относится к раннему триасу, а
раскрытие продолжалось до позднего мела включительно.
Северная зона собственно Гималаев именуется Те- тис-Гималаями или Гималаями Тибета. Ее слагает мощная и практически непрерывная серия осадков от кембрия до нижнего эоцена, в основном отвечающая внешнему шельфу южной окраины Неотетиса. В мезозое, начиная с триаса на западе и востоке, в северной части зоны шельфовые терригенно-карбонатные отложения замещаются флишем, указывая на переход к континентальному склону.
В центральной части зоны флиш появляется лишь в среднем мелу. Разрез, особенно его мезозойская часть, довольно обильно охарактеризован фауной, обнаруживающей значительное сходство с альпийской, что и послужило основанием усмотреть в Гималаях продолжение Тетиса.



Структурный план Северной зоны характеризуется развитием нескольких южно-врегентных тектонических покровов (рис.11-57), возникших в процессе минимум трех фаз деформаций. Наиболее высокое положе-


ние в пакете этих покровов занимают останцы офио- литового покрова, обдуцированного из зоны Инда- Цангпо уже в первую фазу деформаций, распространявшихся с севера на юг. Здесь пакет покровов деформирован в крупные синформные впадины и антиформные поднятия и, кроме того, интрудирован значительным числом гранито-гнейсовых диапировых куполов миоценового возраста. Северный флиш испытал уже в первую фазу деформаций метаморфизм, достигающий зеленосланцевой фации, в то время как в зоне Инда-Цангпо известны эклогиты и глаукофано- выесланцы.
На юге зона Тетис-Гималаев примыкает к зоне Высоких Кристаллических Гимапаев. Граница полого наклонена в сторону первой из этих зон и ранее рассматривалась как стратиграфическая, как налегание фанерозойской осадочной толщи на кристаллический докембрийский фундамент. В действительности она, во-первых, не совпадает с границей докембрия и фа- нерозоя, поскольку кровля кристаллического комплекса отвечает примерно границе кембрия и ордовика (—500 млн лет), и, во-вторых, эта граница является тектонической и представляет полого падающий к северу сброс, по которому осадочный комплекс смещен, скорее всего гравитационно, уже на стадии подъема Гималайского сооружения. Но это разрывное нарушение несет и черты правого сдвига. С юга зона Высоких Ги- малаев ограничена крупным южно-вергентным надвигом - Главным Центральным надвигом, вдоль которого она контактирует с зоной Низких Гималаев.
Кристаллический комплекс Высоких Гималаев имеет в основном первично докембрийский возраст, о чем свидетелсьвтуют неодимовые модельные возраста - 1,5-2,2 млрд лет. Однако позднее он пережил еще две фазы метаморфизма, начиная с эоцена и кончая миоценом. По составу это парагнейсы, кварциты, мрамо- ры, а в верхах очковые гнейсы, по которым получен
возраст 513 млн лет. Важной особенностью Высоких Гималаев является развитие молодых, миоценовых, плутонов лейкогранитов, рассматриваемых как продукт плавления кристаллической серии вдоль ее тектонической подошвы - Главного Центрального надвига, и подъема к границе кристаллического и осадочного комплексов.
На западном окончании рассматриваемой зоны возвышается огромный антиформный массив Нанга- Парбат с одноименной вершиной 8128 м, сложенной гнейсами, для которых разными методами получены значения возраста 2700-1800,600-500 и 58-10 млн лет. Массив Нанга-Парбат обтекается Главным Мантийным надвигом, разделяет дугу Кохистан-Ладах на две части и достигает своей северной вершиной Главного Каракорумского надвига.
Зона Низких Гималаев[*] простирается к югу от Главного Центрального надвига, но фронт последнего имеет весьма извилистые очертания, благодаря чему он местами достигает южной границы Низких Гималаев - Главного Пограничного надвига, тем самым полностью перекрывая последние, что и происходит на востоке, а также в Непале. Кроме того, впереди Гланого Центрального надвига наблюдаются крупные синформные останцы покрова Высоких Гималаев, амплитуда перемещения которого составляет до 100 км.
Стратиграфический разрез Низких Гималаев существенно отличается от разреза Тетис-Гималаев и близок разрезу чехла Индостанской платформы, северным продолжением которого он и считается. Кое-где в основании этого разреза, в основном верхнепротерозой- ско-фанерозойского до нижнего эоцена включительно, наблюдаются выходы более древнего кристаллического фундамента с радиометрическими датировками 2,5
(архей), 1,8 (нижний протерозой) и 1,0 (средний протерозой) млрд лет. Но основной разрез, достигающий мощности 6,5 км, начинается верхним протерозоем, представленным эпиметаморфическими сланцами и филлитами, для которых получены датировки 950— 765 млн лет. На западе он подстилается более глубоко метаморфизованными первично глинистыми породами с прослоями кварцитов и мраморов и силлами и дайками магматитов основного и кислого состава; эго очевидно, уже средний протерозой. Верхний протерозой согласно и постепенно или через конгломерат сменяется кембрием. Все эти образования прорваны па западе гранитным плутоном с возрастом 516 млн лет. Отложения ордовика, силура, девона и нижнего и среднего карбона в Низких Гималаях обладают небольшой мощностью и неповсеместиым распространением, а выше с глубоким эрозионным несогласием залегают ледниковые отложения верхов карбона - низов перми, такие же, как и на платформе.
Кстати, тиллиты этого возраста известны и в Тетис-Гималаях. Выше в разрезе перми наряду с карбонатами и пелитами на западе, в хр. Пир-Панджал появляются покровы базальтов - траппы, которые рассматриваются как предвестники раскрытия севернее Неотетиса. Нижний и средний триас литологически выражены аналогично верхней перми, в верхнем триасе господствуют карбонаты, в юре и нижнем мелу - глины и песчаники, в верхнем мелу, палеоцене и низах эоцена развиты преимущественно известняки. Все эти отложения деформированы согласно, но метаморфизованы неравномерно - метаморфизм постепенно нарастает снизу вверх в направлении Главного Центрального надвига. Внутренняя структура Низких Гималаев, как и остального сооружения, покровно-надвиговая, но надвиги к югу становятся круче.
На юге Низкие Гималаи вдоль Главного Пограничного разлома надвинуты на Предгималайский прогиб, причем на крайнем востоке этот надвиг затрагивает и четвертичные отложения. Прогиб выполнен миоценовой пестроцветной песчано-глинистой лагунной молас- сой, несогласно залегающей на эоцене, и континентальной грубообломочной плиоценовой молассой, широко известной как Сивалик.
Несколько восточнее поперечной долины Инда молассы образуют на поверхности узкий выступ к северу, который обтекается Главным Пограничным надвигом и отвечает вершине Джеламского синтаксиса, повторяющей на юге аналогичный изгиб Главного Мантийного надвига. Западнее происходит расширение до 100 км Предгималайского прогиба, которому здесь отвечает Koxarn-Потварское плато, ограниченное на юге Соляным кряжем, обрывающимся 1000- 750-метровым уступом к прилегающей с юга равнине и ограниченным Главным Фронтальным надвигом.
В основании разреза Соляного кряжа обнажается мощная эвапоритовая формация, солям которой он и обязан своим названием. Возраст формации, очевидно, вендский, поскольку она согласно перекрыта нижним кембрием. Песчано-глинистые отложения нижнего и среднего кембрия с большим перерывом сменяются ледниковыми образованиями, переходящими вверх в частично морские, терригенные, частично угленосные слои нижней перми и затем в карбонатные отложения верхней перми. Мезозойские отложения развиты преимущественно в западной части плато и кряжа и представлены в основном мелководно-морскими терригенны- ми осадками с богатой фауной; карбонаты появляются в верхнем мелу. Выше трансгрессивно залегает палеоген, местами непосредственно на палеозое. В его составе заметную роль играют известняки; присутствуют гипсы и даже соли. Разрез завершают несогласно залегающие молассы, о которых говорилось уже выше. Мощность моласс превышает 3,5 км, а подстилающих отложений, кроме эвапоритов, значительно меньше.
Внутренняя структура этой части Предгималайского прогиба определяется южно-вергентными складками и надвигами, наиболее интенсивными в северном крыле, близ Главного Пограничного надвига. Складчатый комплекс сорван с докембрийского фундамента по подошве вендских эвапоритов; вторая поверхность срыва проходит вдоль кровли нижней молассы. Деформации затронули всю толщу до четвертичных отложений, распространяясь с севера на юг. Восточнее структура передового прогиба упрощается, а его платформенное крыло расширяется; мощность осадочного выполнения достигает 7 км.
Помимо Предгималайского прогиба позднекайнозойские молассы выполняют в Гималаях внутригорные впадины, из которых наиболее крупными являются Пешаварская и Кашмирская, расположенные симметрично по обе стороны Пенджабского (Джеламского) синтаксиса.
Формирование Гималайского орогена со времени Э.Аргана связывается с коллизией Индийского крато- на и Евразийской плиты. Эта коллизия, по современным данным, началась в конце палеоцена, около 55 млн лет назад, на северо-западе и распространялась к востоку до среднего эоцена включительно (рис. 11-58). Но раскрытие Неотетиса в данном регионе закончилось уже к середине мела и субдукция его коры к северу привела к образованию Трансгималайского (Гангдизе) батолитового пояса на южной окраине Тибета (Лхасского блока) и его продолжения вКохистане. Предполагается, что обдукция офиолитовых покровов на зону Тетис-Гималаев так же могла начаться еще до коллизии. Деформации распространялись с севера на юг. Они достигли первой кульминации в начале миоцена, 25- 20 млн лет назад, когда образовался Главный Цент-


ЮЮЗ              сев






ральный надвиг («интраконтинентальная субдукция»), сопровождаясь «обратным» метаморфизмом и становлением лейкогранитных плутонов за счет плавления метапелитов средней коры. Следующий импульс деформаций с началом образования Главного Пограничного надвига имел место в среднем-позднем миоцене, 15- 10 млн летт.н. Главный Фронтальный надвиг, очевидно, еще моложе, он имеет позднеплиоценовый возраст. Гималаи как орографическая единица возникли еще 17 млн лет т.н., судя по продуктам их размыва, пере- отложенным в Индском и Бенгальском конусах выноса в Индийском океане, но наиболее быстрый подъем они испытали с 8 млн лет т.н. и позднее.
Поперечное сжатие пространства, первоначально занимавшегося Гималаями, оценивается в сотни километров. Оно привело к нагромождению покровов и
увеличению мощности коры до 70 км, причем предполагается, что в нем участвует только верхняя кора, а нижняя испытала эклогитизацию и гранулитизацию и приобрела физические свойства, неотличимые от литосферной мантии.
На востоке система Гималаев срезается диагональным северо-западным разломом Миш ми, маскирующим ее крутое дугообразное сочленение со следующим сегментом альпийского пояса, начинающимся на севере Индо-Бирманскими цепями (см. следующий раздел). 
<< | >>
Источник: Хайн В.Е.. ТЕКТОНИКА КОНТИНЕНТОВ И ОКЕАНОВ (год 2000).. 2001

Еще по теме Гималаи:

  1. Исследователи Гималаев
  2. Первые европейские исследователи Гималаев и Тибета
  3. ИЗУЧЕНИЕ ЗАПАДНОЙ АЗИИ, ГИМАЛАЕВ И ЮЖНОГО ТИБЕТА
  4. ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЕ ОБЛАСТИ
  5. § 8. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ В КАЙНОЗОЙСКОЕ ВРЕМЯ
  6. Чехол платформы
  7. АЗИАТСКАЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНАЯ ОБЛАСТЬ
  8. Библиографические знания — условие успеха в самообразовании
  9. Индийские съемщики
  10. КАК РАСТУТ ГОРЫ?
  11. 3. АНГЛИЙСКАЯ ЭКСПАНСИЯ НА СЕВЕРО-ВОСТОКЕ (1814—1852 гг.)
  12. § 7. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ МЕЛА ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ
  13. Морфография и морфометрия рельефа
  14. Динаро-Зондская ветвь Альпийско-Гималайского пояса
  15. § 3. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ТРИАСА ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ
  16. § 9. АЛЬПИЙСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ И ЕЕ РЕЗУЛЬТАТЫ
  17. ТИПЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ЕЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
  18. АЗИАТСКАЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНАЯ ОБЛАСТЬ
  19. § 2. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ДОКЕМБРИЯ
  20. Связи с внешним миром.