Гималаи

Покровно-складчатая горная система Гималаев 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-Гимсшаями 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.1 1-57), 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 Гималаев. 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 Гималаев 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; это очевидно, уже средний протерозой. Верхний протерозой согласно и постепенно или через конгломерат сменяется кембрием. Все эти образования прорваны на 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 Кохат-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 позднекайно-зойские молассы выполняют в Гималаях внутригорные впадины, из которых наиболее крупными являются Пешаварская и Кашмирская, расположенные симметрично по обе стороны Пенджабского (Джеламского) синтаксиса.