Геология Непала

Топографическая карта Непала

В геологии Непала преобладают Гималаи — самый высокий, самый молодой и очень активный горный массив. Гималаи являются типовым местом для изучения продолжающейся тектоники столкновений континентов. Гималайская дуга простирается примерно 2400 км (1500 миль) от Нанга Парбата (8138 м (26 699 футов)) по реке Инд на севере Пакистана на восток до Намче Барвы (7756 м (25 446 футов)) по ущелью Цангпо в - Брахмапутра восточном Тибете . Около 800 км (500 миль) этой протяженности находится в Непале ; оставшаяся часть включает Бутан и части Пакистана , Индии и Китая .

Начиная с 55 млн лет назад, гималайская складчатость началась с столкновения Индийского субконтинента и Евразии в эпоху палеоцена / эоцена . утолщил индийскую кору до нынешней толщины 70 км (43 мили). Северо-западная оконечность Индии после столкновения с Азией, по-видимому, встретилась по всей длине шва примерно на 40 млн лет назад.

Непосредственно перед началом Индо-Азиатской коллизии северная граница Индийского щита, вероятно, представляла собой утоненную континентальную окраину , на которой протерозойские обломочные отложения и кембрийско - эоценовые шельфовые толщи. отлагались

Морфо-тектоническое деление Непала Гималаев

Хейм и Ганссер разделили породы Гималаев на четыре тектоностратиграфические зоны, характеризующиеся своеобразной стратиграфией и физико-географией. С юга на север его можно разделить на пять широтных морфо-тектонических зон:

1. Гангская равнина ( Терай )
2. К югу от Гималаев (Чуре или Сивалик )
3. Малые Гималаи (горный хребет Махабхарат),
4. Большие Гималаи и
5. Тибетско-гималайские зоны (Тетис Гималаи).

Гангская равнина

Гангскую равнину также называют Тераи , это богатая и плодородная земля в южной части Непала. Он представляет собой пояс голоцена/современного осадконакопления, где речная седиментация все еще продолжается. Эта равнина находится на высоте менее 200 м над уровнем моря и покрыта мощными (около 1500 м) аллювиальными отложениями. Аллювиальные отложения в основном состоят из валунов, гравия, песка, ила и глины. Это прибрежный бассейн, состоящий из отложений, принесенных с северной части Непала. Это непальское продолжение Индо-Гангской равнины , которая охватывает большую часть северной и восточной Индии, наиболее густонаселенные части Пакистана и практически всю Бангладеш. Равнины получили свои названия от рек Ганг и Инд.

Аллювиальные равнины Индо-Гангского бассейна развивались как прибрежный бассейн в южной части возвышающихся Гималаев, прежде чем распасться на серию крутых разломов, известных как Гималайский фронтальный разлом. или Главный лобовой удар . Он состоит из нескольких суббассейнов, и все они довольно мелководны на юге, но довольно глубоки в северных частях.

Субгималаи (Сивалики)

Субгималайская толща граничит с Индо-Гангской поймой вдоль Гималайского фронтального разлома и в ней преобладают мощные моллассические отложения позднетретичного периода, известные как сиваликсы, образовавшиеся в результате накопления речных отложений на южном фронте развивающихся Гималаев. В Непале он простирается по всей территории страны с востока на запад в южной части. Он очерчен Гималайским фронтальным надвигом (HFT) и главным пограничным надвигом (MBT) на юге и севере соответственно. Самые молодые отложения в верхней части представляют собой конгломераты , а песчаники и аргиллиты в нижних частях преобладают . Последовательность огрубления отложений вверх, очевидно, отражает временную историю эволюции и роста Гималаев в раннем третичном периоде.

Субгималайская зона представляет собой пояс неогеновых пород сиваликской (или чурийской) группы шириной от 10 до 25 км, образующий топографический фронт Гималаев. Он поднимается над речными равнинами активного форландского бассейна, и этот фронт обычно картируется как след Главного фронтального надвига (MFT). Группа Сиваликс состоит из огрубевших вверх последовательностей речных аргиллитов, алевролитов , песчаников и конгломератов.

Группа сиваликсов в Непале состоит из трех подразделений, известных как низшие, средние и высшие члены. Эти подразделения можно соотнести с субгималайскими районами Пакистана и северной Индии. Палеотекущие и петрографические данные по песчанику и конгломерату указывают на то, что эти породы произошли из складчато-надвигового пояса и отложились в пределах изгибного прогиба Гималайского предгорного бассейна .

Малые Гималаи

Малые Гималаи расположены между Субгималаями и Высшими Гималаями, разделенными Главным пограничным надвигом (MBT) и Главным центральным надвигом (MCT) соответственно. Общая ширина колеблется от 60 до 80 км. Малые Гималаи состоят в основном из неокаменелых осадочных и метаосадочных пород; такие как сланец , песчаник, конгломерат, сланец , филлит , сланец , кварцит , известняк и доломит . Возраст пород варьируется от докембрия до миоцена . Геология сложна из-за складчатости , разломов и надвигов и в основном не содержит ископаемых. В тектоническом отношении все Малые Гималаи состоят из двух толщ горных пород: аллохтонных и автохтонно -параавтохтонных образований; с различными покровами , клиппами и тектоническими окнами .

Самая северная граница группы Сиваликс отмечена Главным пограничным надвигом (MBT), над которым залегают низкосортные метаосадочные породы Малых Гималаев. Малые Гималаи, также называемые Нижними Гималаями, или Мидлендс, представляют собой мощную (около 7 км) часть параавтохтонных кристаллических пород, сложенных породами низкого и среднего содержания. Эти нижнего протерозоя обломочные породы подразделяются на две группы. В нижней половине толщи преобладают глинисто-песчанистые породы, тогда как верхняя половина состоит как из карбонатных , так и из кремнеобломочных пород .

Надвиг Малых Гималаев на Сивалик вдоль МБТ на юг перекрыт аллохтонными надвигами Катманду и HHC вдоль МСТ. Малые Гималаи сложены в обширную постметаморфическую антиклинальную Кунча-Горкха структуру, известную как антиклинорий . Южный фланг антиклинория слабо метаморфизован, а северный — сильно метаморфизован.

Главная центральная зона надвига

Хейм и Ганссер определили MCT в Кумаоне на основе разницы в степени метаморфизма между породами с низким и средним содержанием Малых Гималаев и породами с более высоким содержанием Больших Гималаев. Однако разлом, первоначально определенный Хеймом и Ганссером, - это не MCT, а разлом в породах Малых Гималаев; Эта неправильная идентификация символизирует проблему, с которой столкнулись рабочие при поиске MCT. Степень метаморфизма в Малых Гималаях увеличивается по направлению к MCT и на более высоких структурных уровнях.

В центральном Непале степень метаморфизма увеличивается от низкой (хлорит + биотит) до средней (биотит + гранат + кианит + ставролит) в направлении MCT на расстоянии с севера на юг. Породы с самым высоким содержанием (кианитовые и силлиманитовые гнейсы) встречаются в зоне сдвига MCT , то есть в верхней части Малых Гималаев. Арита размещает два надвига (MCT I и MCT II) с каждой стороны зоны сдвига MCT.

Высшие Гималаи

Эта зона простирается от MCT до зоны Тибет-Тетис и проходит по всей стране. Эта зона состоит из последовательности кристаллических пород толщиной почти 10 км , обычно называемой группой Химал. Эту последовательность можно разделить на четыре основные единицы: кианит-силлиманитовый гнейс , пироксеновый мрамор и гнейс, полосчатый гнейс и оген-гнейс в порядке возрастания.

Последовательность Верхних Гималаев называлась по-разному. Французские рабочие использовали для этого агрегата термин Dalle du Tibet (Тибетская плита). Их называют покровами Кхумбу и покровами Лумбасумба. Арита называет это группой Гималайских Гнейсов. и он находится выше MCT II или верхнего MCT.

Высокие гималайские кристаллические единицы (ВГК) в основном сложены гнейсами от кианита до силлиманита, прорванными высокогималайскими лейкогранитами на структурно более высоких уровнях. На большей части ареала подразделение разделено на три формирования. В центральном Непале верхняя свита III представлена ​​ауген-ортогнейсами, средняя свита II — известково-силикатными гнейсами и мраморами, а базальная свита I — кианит- и силлиманитсодержащими метапелитами , гнейсами и метагрейвакками с обильным кварцитом .

Гнейсы Верхнегималайской зоны (HHZ) представляют собой мощную непрерывную толщу мощностью от 5 до 15 км. Северная часть отмечена Северо-Гималайским разломом (NHNF), который также известен как система Южно-Тибетского отряда (STDS). В основании он ограничен МСТ. Протолит . HHC интерпретируется как позднепротерозойские обломочные осадочные породы, отложившиеся на северной окраине Индии

Тибетский-Тетис

Тибетско-Тетисские Гималаи обычно начинаются от вершины Высшей Гималайской зоны и простираются на север Тибета . В Непале эти ископаемые породы хорошо развиты в Тхак Кхола ( Мустанг ), Мананг и Долпа районах . Эта зона имеет ширину около 40 км и состоит из ископаемых осадочных пород, таких как сланец, песчаник , известняк и т. д.

Территория к северу от хребтов Аннапурны и Манаслу в центральном Непале состоит из метаосадков, которые перекрывают зону Высших Гималаев вдоль системы Южно-Тибетского отряда . Он претерпел очень незначительный метаморфизм, за исключением своего основания, где он находится рядом с кристаллическими породами Верхних Гималаев. В настоящее время предполагается, что мощность составляет 7400 м. Породы тибетской серии Тетис (TSS) представляют собой мощную и почти непрерывную морскую осадочную последовательность от нижнего палеозоя до нижнего третичного периода. Считается, что породы отлагаются на части пассивной континентальной окраины Индии .

См. также

• Землетрясение в Непале и Индии 1934 г.
• Землетрясение в Непале, апрель 2015 г.
• География Непала
• Геология Гималаев
• Список землетрясений в Непале
• Землетрясение в Непале, май 2015 г.
• Главный Гималайский надвиг

Ссылки

• Ахмад, Талат; Харрис, Найджел; Бикл, Майк; Чепмен, Хейзел; Банбери, Джудит ; Принц, Кристоф (март 2000 г.). «Изотопные ограничения на структурные взаимоотношения между Малой Гималайской серией и Высокогималайской кристаллической серией, Гарвал Гималаи». Бюллетень Геологического общества Америки . 112 (3): 467–477. Бибкод : 2000GSAB..112..467A . doi : 10.1130/0016-7606(2000)112<467:ICOTSR>2.0.CO;2 . ISSN   0016-7606 .
• Арита, Казунори (20 мая 1983 г.). «Происхождение обратного метаморфизма нижних Гималаев, Центральный Непал». Тектонофизика . 95 (1–2): 43–60. Бибкод : 1983Tectp..95...43A . дои : 10.1016/0040-1951(83)90258-5 .
• Боллинджер, Л.; Авуак, Япония; Бейссак, О.; Катлос, Э.Дж.; Харрисон, ТМ; Гроув, М.; Гоффе, Б.; Сапкота, С. (2004). «Термическая структура и история эксгумации Малых Гималаев в центральном Непале» (PDF) . Тектоника . 23 (5): TC5015. Бибкод : 2004Tecto..23.5015B . дои : 10.1029/2003TC001564 . S2CID   12631808 .
• Борде, П.; Колхен, М.; Ле Фор, П. (1972). «Некоторые особенности геологии хребта Аннапурны Непал Гималаи». Гималайская геология . 2 : 537–563.
• Бербанк, Д.В.; Бек, РА; Малдер, Т. (1996). «Гималайский предгорный бассейн». Ин Инь, А.; Харрисон, ТМ (ред.). Тектоническая эволюция Азии . Кембридж: Кембриджский университет. Нажимать. стр. 149–188.
• ДеСеллес, PG; Герелс, GE; Куэйд, Дж.; Оджа, ТП; Капп, Пенсильвания; Упрети, Б.Н. (1998). «Неогеновые отложения форландового бассейна, эрозионное разрушение кровли и кинематическая история Гималайского складчато-надвигового пояса, западный Непал». Бюллетень Геологического общества Америки . 110 (1): 2–21. Бибкод : 1998GSAB..110....2D . doi : 10.1130/0016-7606(1998)110<0002:NFBDEU>2.3.CO;2 .
• Дьюи, Дж. Ф .; Шеклтон, Роберт М.; Ченгфа, Чанг; Иинь, Сунь (1988). «Тектоническая эволюция Тибетского нагорья». Философские труды Лондонского королевского общества. Серия А, Математические и физические науки . Философские труды Королевского общества, A. 327 (1594): 379–413. Бибкод : 1988RSPTA.327..379D . дои : 10.1098/rsta.1988.0135 . S2CID   122295871 .
• Эдмундсон, Генри, Сказки из Гималаев , Vajra Books, Катманду, 2019. ISBN   978-9937-9330-3-2
• Фукс, Г.; Овен, RW; Туладхар, Р. (1988). «Вклад в геологию хребта Аннапурана (район Мананг, Непал)». Ежегодник Федерального геологического института . Том 131. С. 593–607.
• Ганссер, Аугусто (1964). Геология Гималаев . Лондон/Нью-Йорк/Сидней: Wiley Interscience. п. 289.
• Ганссер, Аугусто (1981). «Геодинамическая история Гималаев в Загросе, Гиндукуш». В Гупте, Гонконг; Делани, FM (ред.). Гималайско-геодинамическая эволюция . Серия Геодинамика. Том. 3. Американский геофизический союз. стр. 111–121.
• Гийо, Стефан (октябрь – декабрь 1999 г.). «Обзор метаморфической эволюции в Центральном Непале» (PDF) . Журнал азиатских наук о Земле . 17 (5–6): 713–725. Бибкод : 1999JAESc..17..713G . дои : 10.1016/S1367-9120(99)00045-0 . Архивировано из оригинала (PDF) 20 августа 2011 г.
• Хаген, Т. (1969). Том 1: Предварительная разведка . Отчет Геологической службы Непала. Том 86. Меморандумы Швейцарского общества естественных исследований. п. 185.
• Хейм, Арнольд; Ганссер, Аугусто (1939). Геологические наблюдения Центральных Гималаев Швейцарской экспедиции, 1936 год .
• Ле Фор, П. (1975). «Гималаи, столкнувшийся хребет: современные знания о континентальной дуге». Американский научный журнал . 275А : 1–44.
• Ле Фор, П. (1996). «Эволюция Гималаев». Ин Инь, А.; Харрисон, ТМ (ред.). Тектоническая эволюция Азии . Нью-Йорк: Издательство Кембриджского университета. стр. 95–109.
• Лю, Г.; Эйнселе, Г. (1994). «Осадочная история Тетического бассейна в Тибетских Гималаях». Геологическое Рундшау . 83 (1): 32–61. Бибкод : 1994ГеоРу..83...32Л . дои : 10.1007/BF00211893 . S2CID   128478143 .
• Наката, Т. (1989). «Активные разломы Гималаев Индии и Непала». Специальный доклад Геологического общества Америки . Специальные статьи Геологического общества Америки. 32 : 243–264. дои : 10.1130/spe232-p243 . ISBN  0-8137-2232-2 .
• Пэрриш, Рэндалл Р.; Ходжес, В. (1996). «Изотопные ограничения возраста и происхождения отложений Малых и Больших Гималаев, Непальские Гималаи». Бюллетень Геологического общества Америки . 108 (7): 904–911. Бибкод : 1996GSAB..108..904P . doi : 10.1130/0016-7606(1996)108<0904:ICOTAA>2.3.CO;2 .
• Печер, А. (1977). «Геология Непальских Гималаев: деформация и петрография в Главной центральной зоне надвига». Экология и геология Гималаев . Наука Земли. Том. 268. С. 301–318.
• Фишер, А.; Ле Фор, П. (1986). «Метаморфизм в Центральных Гималаях, его связь с тектоническими надвигами». В Ле Форте, П.; Колхен, М.; Монтенат, К. (ред.). Эволюция орогенных областей Южной Азии (от Турции до Индонезии) . Наука о Земле. Полет. 47.стр. 285–309.
• Роули, Дэвид Б. (декабрь 1996 г.). «Эпоха начала столкновения между Индией и Азией: обзор стратиграфических данных» (PDF) . Письма о Земле и планетологии . 145 (1–4): 1–13. Бибкод : 1996E&PSL.145....1R . дои : 10.1016/S0012-821X(96)00201-4 . Архивировано из оригинала (PDF) 14 августа 2011 г.
• Шеллинг, Дэниел; Арита, Казунори (1991). «Надвиговая тектоника, сокращение земной коры и строение дальневосточных Непальских Гималаев». Тектоника . 10 (5): 851–862. Бибкод : 1991Tecto..10..851S . дои : 10.1029/91TC01011 .
• Шривастава, П.; Митра, Г. (1994). «Надвиговая геометрия и глубинное строение внешних и Малых Гималаев, Кумаона и Гарвала (Индия): последствия для эволюции Гималайского складчато-надвигового пояса». Тектоника . 13 (1): 89–109. Бибкод : 1994Tecto..13...89S . дои : 10.1029/93TC01130 .
• Стеклин, Дж. (1980). «Геология Непала и его региональная структура». Журнал Лондонского геологического общества . 137 (1): 1–34. Бибкод : 1980JGSoc.137....1S . дои : 10.1144/gsjgs.137.1.0001 . S2CID   128700927 .
• Токуока, Т.; Такаясу, К.; Ёсида, М.; Хиатоми, К. (1986). «Группа Чурия (Сивалик) в районе Арунг Кхола, западно-центральный Непал». Мемуары факультета естественных наук Университета Симанэ . 20 : 135–210.
• Упрети, Бишан Н. (октябрь – декабрь 1999 г.). «Обзор стратиграфии и тектоники Непальских Гималаев» (PDF) . Журнал азиатских наук о Земле . 17 (5–6): 577–606. Бибкод : 1999JAESc..17..577U . дои : 10.1016/S1367-9120(99)00047-4 . Архивировано из оригинала (PDF) 1 апреля 2011 г. Проверено 11 апреля 2011 г.
• Упрети, Бишал Натх (2014). Геология Непала, Гималаев и прилегающего региона . Катманду, Непал. п. 1. {{cite book}}: CS1 maint: отсутствует местоположение издателя ( ссылка )
• Валдия, Канзас (1980). Геология Кумауна Малых Гималаев . Дехра Дун, Индия: Институт гималайской геологии Вадиа . п. 291.

Дальнейшее чтение

• Элизабет Жаклин Катлос (2000). Геохронологические и термобарометрические ограничения эволюции главного центрального надвига Гималайского орогена (Диссертация). Лос-Анджелес: Калифорнийский университет. Архивировано из оригинала 23 августа 2011 г.
• ДеСеллес, Питер Г.; Робинсон, Делорес М .; Куэйд, Джей; Оджа, ТП; Гарционе, Кармала Н.; Коупленд, Питер; Упрети, Бишал Н. (2001). «Стратиграфия, строение и тектоническая эволюция Гималайского складчато-надвигового пояса на западе Непала» . Тектоника . 20 (4): 487–509. Бибкод : 2001Tecto..20..487D . дои : 10.1029/2000TC001226 .
• Инь, Ан (май 2006 г.). «Кайнозойская тектоническая эволюция Гималайского орогена, ограниченная вариациями структурной геометрии по простиранию, историей эксгумации и осадконакоплением на выступе» (PDF) . Обзоры наук о Земле . 76 (1–2): 1–131. Бибкод : 2006ESRv...76....1Y . doi : 10.1016/j.earscirev.2005.05.004 . Архивировано из оригинала (PDF) 27 июля 2011 г.
  • Инь, Ан (ноябрь 2006 г.). «Ошибка в статье «Кайнозойская тектоническая эволюция гималайского орогена, ограниченная продольными вариациями структурной геометрии, историей эксгумации и осадконакоплением» [Earth-Science Reviews 76 (2006 1–131)]». Обзоры наук о Земле . 79 (1–2): 163–164. Бибкод : 2006ESRv...79..163Y . doi : 10.1016/j.earscirev.2006.08.005 .

Внешние ссылки

• Департамент горнодобывающей промышленности и геологии Министерства промышленности, торговли и снабжения правительства Непала
• «Геология Непала для инженера»