Everest Dağı Jeolojisi

Jeolojisi Everest Dağı hakimdir tortul ve metamorfik kayaların arasından, Eosen itibaren kaydırdı üzerinde granulitic , arkaik kıta kabuğu Hindistan'da sırasında çarpışma Avrasya'da başladı Üst Kretase. Dağın muazzam yüksekliği, bir yandan Miyosenin başından itibaren altyapının metasedimlerini ihlal eden lökogranitik magmanın genişlemesiyle , diğer yandan iki üst kabuk tavanın varlığıyla açıklanmaktadır .

Giriş

Rongpu Manastırı'ndan görüldüğü şekliyle Everest Dağı'nın kuzey tarafı . Duvarda sarı şerit bulunan Kuzey Kol formasyonu ve üzerinde Everest formasyonunun bulunduğu zirve piramidi kolayca tanınabilir.

Everest Dağı'nın üstteki iki oluşumunun , çarpışmadan önce Hindistan'ın kuzey pasif kıta kenarında biriken deniz şelfi çökeltilerinden oluştuğuna inanılıyor . Çarpışmanın kendisi , Eosen'de yaklaşık 54 ila 50 milyon yıl önce Senozoik sırasında meydana geldi . Sonuç, Indus-Yarlung-Tsangpo sütürü boyunca son deniz çökeltileri açığa çıkan ve erken Eosen'den kalma Tethys'in kapanmasıydı . 50,5 ila 49 milyon yaşında ve Ypresium'a aittirler . Çarpışma , güneye doğru itilen daha önce çökelmiş çökelleri deforme etti ve metamorfize etti.

Everest Dağı'nın en alçak oluşumu, tortul kökenli oldukça metamorfik kayaçlardan oluşur. Çarpışma sürecinde kuzeye doğru 15 ila 20 kilometre derinliğe kadar batırılmış, ısıtılmış, metamorfize edilmiş, kısmen eritilmiş ve 24 ila 12 milyon yıl arasında Miyosen başından ortasına kadar lökogranitik malzeme dayklarıyla serpiştirilmiştir. İki büyük Abscherhorizonten ile çevrili - her biri hem asma duvarda hem de ayak duvarında - daha sonra güneye kanalartigem akışı ( İngiliz kanal akışı ) üretiyor tekrar preslenmiş. Bunun için varsayılan miktar güney yönünde 100 ila 200 kilometre arasındadır.

Hindistan'ın kuzeye doğru Avrasya kıtasına doğru sürekli ilerlemesi, kabuk kalınlığının hem Himalayaların altında hem de Karakoram-Lhasa bloğunun altında 70 kilometreye kadar ikiye katlanmasına neden oldu . 5000 metreden fazla yüksekliklerle dünyanın en büyük yüksek platosu olan Tibet yaylaları yükseldi .

Şu anda, Himalayalar yılda 5 milimetre oranında yükseliyor ve tektonik daralma, yılda 17 ila 18 milimetre oranında gerçekleşiyor.

Himalayaların Yapısı

Siyah löko granitleri olan Himalayaların jeolojik görünüm haritası. Everest Dağı, Katmandu'nun kuzeydoğusunda yer almaktadır .

Himalaya Orojeni, dalgalı cephesi yüzlerce kilometrede daha küçük çıkıntı ve girintilere sahip, açıkça tanımlanmış bir kemer yapısı oluşturur. Birbirine az çok paralel çalışan beş litotektonik kayıştan oluşur:

  • Transhimalayan batoliti kuzeyde (kırmızı)
  • Indus-Yarlung-Tsangpo-Sutur bölgesi (yeşil)
  • Tethyalen Yüksek Himalaya sediment dizisi (açık mavi)
  • metamorfik Büyük Himalaya Dizisi (turuncu)
  • güneyde ön Himalayalar (sarı)

Üst kabuk Tetis Himalaya kalın, katlanmış ve devrik çökeltiler 10 ila 12 bölgesi oluşur Fanerozoyik ( Ediacarium için Eosen İngilizce olarak adlandırılır -) yüksek Himalaya tortul Series ( HHSS - Yüksek Himalaya Tortu Serisi ). Kuzeyde İndus-Yarlung-Tsangpo-Sutur tarafından kesilirler ve güneyde sonlarını Güney Tibet Ayrılma Sisteminin (kısaltılmış STDS - Güney Tibet Kesme Sistemi ) düz kesme ufkunda bulurlar. hareket duygusu . Bunun güneyinde 15 ila maksimum 40 kilometre kalınlığındaki Büyük Himalaya Dizisi ( GHS ) - Barrow tipi metamorfik kayaçlar , migmatitler ve lökogranitler bulunur. Stratigrafik olarak en derin metapelitleri ( Kuncha-Pelit ) 1830 milyon yıldan biraz daha yaşlıdır ve bu nedenle Proterozoik'ten gelir . GHS, sillimanit-devedikeni zonundan biyotit-klorit zonuna geri dönen ters metamorfik izogradlarla 2 ila 4 kilometre kalınlığındaki bir zonda sona erer. Tabanda, hareket duygusu olarak yukarıdan güneye doğru sünek bir itme bölgesi vardır, Ana Merkezi İtme ( MCT - merkezi ana itme ). Önünde güneyde uzanan Ön Himalaya ( Küçük Himalaya ), Proterozoyik temel ve nispeten küçük kalınlıktaki Paleozoik güverte çökeltileri dahil olmak üzere Hint Plakasından kayalar içerir . Himalaya Orojeni , Ön Himalayaların kuzey ucundaki Ana Sınır İtişinin iki itme sistemi ve Pakistan ve Hindistan'ın kuzey Siwaliks ön ülkesinde Ana Ön İtme ile sona erer . Himalayaların hiçbir yerde açığa çıkmayan alt kabuğu, muhtemelen Hindistan'dan gelen granülit yüz siper kayalarından oluşuyor.

Everest Dağı'nın Tanımı

Jeolojik olarak , Everest Dağı - deniz seviyesinden 8.848 metre yükseklikte yeryüzünün en yüksek dağı - üç litotektonik birime bölünebilir ve bunlar, hareket duygusu ile düz uzanan faylarla birbirinden ayrılır. Yukarıdan kuzeye, STDS. Aşağıdaki birimler asılı olmaktan yalan söylemeye kadar ayırt edilebilir :

- Qomolangma Müfrezesi -

- Lhotse Dekolmanı -

Kuzey Kol Formasyonu, bazen de Kuzey Kol Formasyonu ve Everest Formasyonu birlikte, genellikle Everest Serie (İngiliz Everest Serisi ) olarak anılır .

Everest oluşumu

Everest Dağı'nın, asma duvarda gri Everest formasyonu ve yatık pozisyonda koyu North Col formasyonu ile sarı kurdele ile ayrılmış zirve yapısı .

Everest formasyonu üzerinde sarı bir bant (Engl. Sarı bant ) kuzey-doğu 5 ila 20 olayı ile düz ° 'ye kadar, yaklaşık 8600 metre Qomolangma Dekolmanının ayrılmış Kuzey-Col oluşumu. Ayrıca Everest Dağı'nın zirvesini oluşturuyor, bu nedenle 225 ila 250 metre açıkta kalıyor. Kuzey-kuzeydoğuya doğru yaklaşık 15 ° dalma gösteren formasyon, altta yeniden kristalize edilmiş dolomitlerin ve killi-siltli tabakaların bulunduğu Alt-Orta Ordovisyeniyen'in gri-koyu gri, bazen beyaz, kalın tabakalı, mikritik kireçtaşından oluşur. araya giriyor. Gansser (1964) ilk olarak kireç inanılmaktadır ihtiva Crinoid . Zirvelere yakın numuneler üzerinde yapılan müteakip petrografik araştırmalar, oluşumun karbonat peletleri ( peloidler ) ve ince kıyılmış trilobit , krinoid ve ayrıca ostrakod kalıntıları içerdiğini gösterdi . Bununla birlikte, birçok numune o kadar kesildi ve yeniden kristalleştirildi ki, orijinal bileşenler belirlenemedi. Zirvenin yaklaşık 70 metre altında, üçüncü adımı içeren ve zirve piramidinin tabanına kadar uzanan 60 metre kalınlığında, yıpranmış beyaz bir trombolit tabakası var . Bunlar, mikroorganizmaların, özellikle siyanobakterilerin salgılanan biyofilmi tarafından yakalanan, bağlanan ve çimentolanan stromatolit benzeri sığ deniz çökeltileridir . Qomolangma Dekolmanı üzerindeki formasyonun en alçak 5 metresi çok kötü şekilde deforme olmuştur.

Everest Formasyonu , tümü düz, kırılgan Qomolangma Dekolmanı ile sonuçlanan çok sayıda dik fay tarafından geçilir . Bu fay, oluşumu Kuzey Kol Formasyonunun altındaki Sarı Banttan ayırır .

Kuzey Kol Oluşumu

Everest Dağı'nın 7000 ila 8600 metre arasındaki zirve alanı, 1600 metre kalınlığındaki Orta Kambriyen, üst yeşil-alt amfibolit yüzlü Kuzey Kol Formasyonundan oluşur . Deniz seviyesinden 8.200 ila 8.600 metre yükseklikteki asma duvarı, Birinci Basamak'a kadar uzanan kuzeydoğu sırtındaki sarı bandı oluşturur . 172 metre kalınlığındaki sarı şerit esas olarak, çarpıcı bir sarı-kahverengiye dönüşen, ancak aynı zamanda muskovit-biyotit-filit ve arduvaz katmanları içeren, iri taneli, kalsit açısından zengin bir diopsit-epidot mermerden oluşur . 8.300 metre yükseklikten alınan numuneler, yeniden kristalize edilmiş kol ve krinoidlerin sap üyelerinin kalıntılarının yaklaşık yüzde 5'ini gösterdi. Qomolangma Dekolmanı'nın hemen yakınındaki Sarı Kurdelenin ilk 5 metresi aşırı derecede deforme oldu; 5-40 santimetre kalınlığında bir fay breşi, onu üstteki Everest Formasyonundan ayırır.

Sarı Bandın altında, deniz seviyesinden 8.200 ila 7.000 metre yükseklikte, Kuzey Kol Formasyonu dönüşümlü olarak deforme olmuş arduvazlara, filitlere ve daha az ölçüde mermerlere yol açar. 8200 ile 7600 metre arasındaki üst 600 metre, daha az önemli olan biyotit-serisit-kuvars-şistlerin müdahale ettiği çoğunlukla biyotit-kuvars ve klorit-biyotit-fillitlerdir. Bunu, 7600 ila 7000 metre yükseklikte, epidot-kuvars-kayrak, biyotit-kalsit-kuvars-kayrak ara katmanları ve kuvars içeren ince mermer katmanları ile biyotit-kuvars-arduvaz izliyor.

Ortadan yukarıya yeşil arduvaz fasiyesinin şimdi metamorfik olan tüm bu kayaçlarının , başlangıçta alternatif kiltaşı, kayrak, killi kumtaşı, kalkerli kumtaşı ve kumlu katmanlarından oluşan Orta veya Üst Kambriyen derin deniz kurbağasından ortaya çıkması muhtemeldir. kireçtaşı. Yatma pozisyonunda, Kuzey Kol Formasyonu sünek Lhotse Ayrılmasıyla düz olarak kesilir.

Rongbuk oluşumu

Altta yatan üst amfibi yüz Rongbuk Formasyonu (veya Rongpu Formasyonu ), Everest Dağı'nın alt yapısını deniz seviyesinden 7000 ila 5400 metre yükseklikte oluşturur. Zaten Himalayaların merkezi kristal bölgesine ( Büyük Himalaya Dizisi veya kısaca GHS ) aittir ve çok sayıda depolama koridoru ve koridoru tarafından desteklenen arduvaz ve gnayslardan (koyu, biyotit bakımından zengin sillimanit-granat-kordiyerit-gnays) oluşur. lökogranitten yapılmış - Everest- Nuptse Granit - izinsiz girilecek . Simpson ve arkadaşları (2000), eşlik eden temas metamorfozunu 17.9 ± 0.5 milyon yıl olarak tarihledi. Foliasyonu Rongbuk Oluşumunda genellikle doğu-batı çarpar ve doğrultu doğu-kuzeydoğuya uzanan doğrusal ilişkili N 020 kadar N 005 kadar düz düşer. SC yapıları, mika balığı ve asimetrik porfiroklast uçları gibi kinematik kriterler, GHS'den güneye aynı anda bastırarak kuzeye doğru yüksek sıcaklıkta kesme hissini kanıtlamaktadır. Kuvarsdaki mikro yapılar ve kuvarsın c eksenleri, kayma bölgesinde 500 ° C'nin üzerindeki sıcaklıkları gösterir.

Bunun üzerinde kilometre ile on kilometre arasında kuzeye doğru uzanan kıvrımlar vardır .

Everest-Nuptse granit

Everest-Nuptse-Granit, aynı zamanda Pumori-Everest-Granit , kuvars , plajiyoklaz , alkali feldispat ( mikroklin veya ortoklaz ) ve mika muskovit ve biyotit ve ayrıca turmalin mineralleri içeren, kesin olarak peralüminli iki mika turmalin-lökogranittir. . Endülüs , kordiyerit ve granat ile zirkon , monazit , ksenotim ve apatit gibi aksesuarlar da eklenebilir . Lökogranit setlerinin kalınlığı çok değişkendir ve santimetreden binlerce metrede şişliklere kadar değişebilir. En yüksek kalınlık , South Col yakınlaştırma aralıklarında neredeyse 7800 metreye kadar çıkan Kangshung doğu duvarının 3000 metrelik genişliğine ulaştı . Nihayetinde bu, Everest Dağı ve Lhotse'nin muazzam yüksekliğinden sorumlu olabilir .

Lökogranitler, Oligosen-Miyosen müdahaleci kuşağının bir parçasını oluşturur - HHL ( Yüksek Himalaya Lökogranitleri - Yüksek Himalayaların Lökogranitleri). Onlar Ordovisyen metasedimentler yüksek dereceli Paleoproterozoyik ergimesi ile iki aşamada oluşturulan GHS ( Büyük Himalaya Sırası içinde synkinematically 24 milyon ila 17 yıl önce) Aquitanium ve Burdigalium içinde postkinematically 16400000 yıl önce ve Langiyen'de . Bu nihai tetikleyici oldu yitim Hint altında Avrasya plakası .

Löko granitleri çok viskoz minimum eriyiklerden oluşturulmuştur. Burada iki işlem ele alınmaktadır - sıcak sıvıların varlığında pelitik ana kayanın düşük sıcaklıkta, ıslak eritilmesi veya daha yüksek sıcaklıkta, kuru eritme işlemi. Sonuncusu, örneğin, bir buhar fazı olmadan gerçekleşen, ancak daha yüksek bir eriyik oranı üreten muskovitin uyumsuz erimesinde gerçekleştirilir.

Stronsiyum, neodim ve kurşun elementlerinin izotoplarının önerdiği gibi, metasedimanlar ana kayaçlar olarak kabul edilmelidir. Bir kabuk katılımı hariçtir. Özellikle 87 Sr / 86 Sr izotop oranları 0.74 ile 0.79 arasında son derece yüksektir ve aynı zamanda çok heterojendir, bu da yüzde yüz kabuksal protolit anlamına gelir. Neoproterozoik Haimanta formasyonunun muskovit içeren pelitleri ve kuvars-feldispat gnaysları günümüzde en olası ana kaya olarak kabul edilmektedir . Eritme işlemi için gerekli olan ısı kaynağı, ancak ana kayadaki yüksek konsantrasyonda radyoaktif elementlerden kaynaklanabilir. Himalayalar'daki lökogranitlerin çok yüksek radyojenik kurşun izotoplarına sahip olduğu ve bu nedenle protolitlerinin uranyum ve toryum açısından zenginleştirilmesi gerektiği bilinmektedir. Himalaya granitlerindeki uranyum konsantrasyonları dünyadaki en yüksekler arasındadır.

Lökogranit kanallarının çoğu eşzamanlı görünür, ancak aynı zamanda post-kinematik de olabilirler. Senkinematik koridorlar Rombuk formasyonundaki yapraklanmaya dayanır ve kendileri zayıf bir şekilde engellenir, nispeten belirsiz muskovit ve uzun feldispat fenokristalleri tarafından tanınabilir. Mikrotektonik yapıları, örneğin kuvars ve feldispatın çözülmemiş erozyonu , plajiyoklazdaki deformasyon ikizleri ve kuvars ve feldspatın geç kırılgan kırılması yoluyla deformasyonlarının kanıtıdır . Kinematik sonrası dayklar masiftir, iç deformasyonu yoktur ve ayrıca kabuk kayaların yapraklanmasına paralel olarak nüfuz edebilir. Bununla birlikte, çoğu zaman, gnaysların yapraklanmasını geçer, büyük gnays ve senkinematik lökogranit bloklarını ortadan kaldırır ve bunları döndürerek ayarlarlar.

Senkinematik lökogranitler, basit kesme nedeniyle hidrolik kırılma sistemlerine yanlamasına enjekte edilebilir. Ayrıca, migmatit lökozomlarının , Noel ağacı prensibine göre daha büyük plüton benzeri koleksiyonlar halinde birleşebilecek büyük depolama koridor sistemleri oluşturmak için nasıl birleştiği de gözlemlenebilir . Depolama koridorları, sillimanit fasiyesinin gnayslarındaki yapraklanmaya her zaman aşağı yukarı paraleldir. Eriyik göçü ağırlıklı olarak yataydı ve dikey değildi. Emaye birikimleri aktif olarak daha yüksek kotlara girmedi, aksine dalgalı depolama koridorları gibi davrandı. Bunun en net örneği, Nuptse güney duvarındaki depo koridorudur.

Daha kuzeyde uzanan bir magmanın kaynak bölgesi olarak, daha büyük boyutlarda daha derin depolama tünelleri düşünülmektedir. Eritme için fiziksel koşullar genellikle 0,4 ile 0,6 gigapaskal arasındaydı ve bu, 15 ila 20 kilometrelik orta kabuk derinliklerine karşılık geliyordu .

Deformasyon, metamorfoz ve anateksis

Himalaya orojeninde, sırayla metamorfik olaylarla bağlantılı iki önemli deformasyon aşaması ayırt edilebilir :

  • Orta Eosen'den Üst Oligosen'e kadar olan, kabuk kalınlaşmasına yol açan ve 33 ila 28 milyon yıl önce bölgesel zirvesine ulaşan bir Eohimalaya fazı
  • 23 milyon yıl önce Alt Miyosen'den bugüne kadar süren bir Neohimalaya evresi . 620 ° C'nin üzerinde sillimanit derecesine ulaştı ve anatektik erime ile intruzif lökogranitler oluştu. Tektonik deformasyon tarzında, şimdiye kadar değişmeyen ve bu nedenle denge durumunda bir orojen öneren net bir değişiklik getirdi.

Eohimalaya aşamasından önce, yaklaşık 46.4 milyon yıl önce Lutesyum'daki Hint plakasının kuzey kenarına çarpan kıtasal çarpışma yaşandı . 2,75 GPa'ya kadar (100 kilometreden fazla derinliğe karşılık gelen) basınçlara ve 720 ila 770 ° C sıcaklıklara sahip ultra yüksek basınç koşulları (Coesit-Eklogit-Facies) elde edildi. Bu ilk UHP metamorfozu, daha sonra disten fasiyesinde Eohimalaya fazının bölgesel metamorfozuna ve ardından sillimanit fasiyesinde Neohimalaya fazına yol açtı.

Silimanit fasiyesinin metamorfik koşulları GHS'nin asma duvarlarında 16.9 milyon yıl boyunca devam etti. Bu, erken Miyosen'de bu dönemde büyük ölçüde artan bir topografyaya işaret etmektedir.

Son bir dördüncü metamorfik olay, çok düşük basınçlar ancak yüksek sıcaklıklarla karakterize edilir ve buna metasomatoz ve kordierit içeren lökogranitler eşlik eder . Bununla birlikte, yalnızca Nanga Parbat ve Namjagbarwa'nın sözdizimlerinde (tavan cephesindeki girintiler) tespit edilebiliyordu .

Everest Dağı'nda, metamorfozun seyri iki olaya bölünebilir. İlk yüksek basınç olayı M 1 Barrow tipindeydi ve kademeli olarak disten fasiyesine kadar ilerledi . PT koşulları 550 ila 560 ° C ve 0.8 ila 1.0 GPa idi. Sonraki olay M2 sillimanit fasiyesteki bir basınç düşüşü (0,7-0,4 GPa) altında 650 ila 740 ° C daha yüksek bir sıcaklığa kadar ısıtıldı. M 1 39 milyon yıl önce Yukarı Eosen'de başladı ve Simpson ve arkadaşları (2000) tarafından 32.2 ± 0.4 milyon yıl öncesine tarihlendi. Daha sonra, Simpson ve arkadaşları (2000) tarafından 22.7 ± 0.2 milyon yıl olarak tarihlendirilen M 2, 28 ila 18 milyon yıl arasında kendisini kurdu. Böylece yüksek sıcaklıklar 20 milyon yıl sürdü. Basınç düşüşü genellikle anateksis ve Everest-Nuptse graniti gibi löko granitlerinin üretimi ile ilişkilidir . Son kinematik sonrası löko granitleri, Kangshung vadisinde 16.7 milyon yıl önce, aksi takdirde 16.4 milyon yıl önce salgılanmıştı. Rongbuk Formasyonundaki sünek yapraklanma, Burdigali'nin bu tarihinden açıkça daha eskidir .

Jeodinamik

STDS'de kesme

Tibet'teki Gyawu La geçidinden kuzeyden alınan Everest panoraması. Solda Makalu , sağda Gyachung Kang ve Cho Oyu .

Güney Tibet Kesme Sistemi (STDS), Everest Dağı'nda iki kesme yüzeyi ile temsil edilir - asma duvardaki kırılgan Qomolangma ayrılması, minimum 34 kilometre sapma ve yatayda minimum 40 kilometre sapma ile sünek Lhotse ayrılması. Lhotse Detachment daha önce oluşturuldu ve yer yer katlandı. İki müfreze arasında, sarı kurdeleli North Col formasyonu sıkışmış. Bu oluşum açıkça kesilmiştir ve 450 ° C'ye kadar sıcaklıklara ulaşmıştır, ancak genel olarak, altta yatan Rombuk formasyonundan önemli ölçüde daha az metamorfiktir ve lökogranitler tarafından infiltre edilmemiştir. Lhotse Dekolmanı'ndaki sünek hareketlerin 18 ila 16.9 milyon yıl önce Burdigalium'da meydana geldiğine inanılıyor. Öte yandan Qomolangma Müfrezesindeki kırılgan hareketler 16 milyon yıl sonrasına kadar gerçekleşmedi ve bu nedenle daha genç.

İki müfreze daha sonra Rongpu Manastırı'ndaki Everest Dağı'nın kuzeyindeki tek bir kesme alanında birleşir , böylece burada Kambriyen tabakasındaki sünek bir makaslama bölgesi doğrudan düz bir fay alanıyla kaplanır. Manastırın kuzeydoğusundaki STDS nihayet tek, 1000 metre kalınlığında bir sünek makaslama bölgesi olarak oluşur ve kuzeyde 35 ° dalma yapar, bu sayede Ordovisiyen ve daha genç tortular kesilmiş Kambriyen silikat kayaları üzerinde uzanır . ve milonitler . In Kharta Valley, 57 kilometre kuzeyinde Everest Dağı Sillimanit GHS gnayslar, leukogranite serpiştirilmiş , bentler yüzeyde görünür.

Ayrıca güney Tibet'teki Nyalam'da daha batıda iki dekolman tek bir kesme alanı oluşturmak için birleşir, burada da Kambriyen tabakaları birleşik kaymanın altında yer alır. Bunun altında deformasyon ve metamorfoz derecesi hızla artar. STDS sadece Everest Dağı gibi bölünmüş, ama aynı zamanda çok değişken pozisyonları alabilir Yani, gösterilen Zanskar o Neoproterozoyik içine ulaşır.

Khumbu itme

Everest Dağı'nın güneybatısındaki Lhotse Dekolmanı'nın altında, Nuptse'nin eteğinde, 3 ila 6 kilometre kalınlığındaki düz lökogranit depolama koridorlarının ve cesetlerin güneye doğru 25 kilometreye kadar bastırıldığı Khumbu Thrust görünür . Nuptse plütonuna ek olarak, bu örtü, muhtemelen tümü mevcut erozyonun başlangıcından önce tek bir katman olarak bağlanan löko granit zirveleri Ama Dablam , Kantega ve Thamserku'yu içerir.

Kanal akış bölgesi

Rombuk Formasyonunu içeren Kanal Akışının kısmen erimiş bölgesi , daha önce bahsedildiği gibi, tabanında sünek Ana Merkezi İtme ile sınırlanmıştır, bu sayede metamorfik izogradlar bir tersine dönüş yaşarlar. Üstte, STDS'nin Lhotse dekolmanı tarafından düz kesilir - ancak burada izogradlar doğrudur. Bu bölgenin iç kısmı jeodinamik olarak saf kaymayı belgelerken , üst ve alt kenarlar saf ve basit kaymanın bir kombinasyonunu gösterir. Sünek alt kenar 1 ila 2 kilometre kalınlığındadır ve kırılgan bir itme kuvveti ile son bulur - Everest bölgesinde 23 ila 20 milyon yıl öncesine tarihlendirilebilen MCT.

Güneye bakan ekstrüzyon, nihayetinde, Tibet'in dağlık bölgeleri ile Hindistan'ın ön ülkesi arasındaki farklı kabuk kalınlığından ve yükseklik farkından kaynaklanan yerçekimi potansiyeli farkı nedeniyle gerçekleşti. Örneğin, Tibet hinterlandının 70 ila 80 kilometre kalınlığında ve ortalama 5000 metre yüksekliğinde bir kabuğu vardır, oysa kuzey Hindistan kabuğu yalnızca 35 ila 40 kilometre kalınlığındadır ve 1000 metreye kadar düşük yüksekliklere ulaşır.

Orta Miyosen'den daha fazla gelişme

STDS'deki sünek kesme hareketleri ve kanal akışının orta kabuk ekstrüzyonu 16 milyon yıl önce sona erdi, çünkü tüm Himalayalar 350 ° C'nin altına düştü. Daha sonra, Yüksek Himalayalar sadece Himalayalar öncesi güneye doğru gelişen daha genç bindirmelerde piggy-back yöntemi kullanılarak hareket ettirildi ve kaldırıldı. Ana Sınır İtişi üzerindeki itkiler 10 milyon yıl önce meydana geldi ve Ana Ön İtme yalnızca yaklaşık 3 milyon yıl önce etkinleştirildi.

STDS'nin kendisinde, GHS'nin Rongbuk oluşumu 350 ° C'lik muskovit sızdırmazlık sıcaklığının altına düştüğü için, 16 milyon yıl önce Orta Miyosen'den yalnızca kırılgan hareketler gerçekleşti. 16 ila 2,5 milyon yıllık dönemde, daha fazla soğutma, milyon yılda 20 ila 22,5 ° C'lik bir soğutma hızı ile yalnızca çok yavaş ilerledi. Bir ile jeotermal gradyanı 25 ila 35 ° C kilometre başına bölgesinin yüzeyleme hızları yılda 0.2 ila 2.0 milimetre arasında idi. 2.5 milyon yıl önceki Gelasian'dan itibaren, Kuaterner Buzul Çağlarının başlaması ve buna bağlı iklimsel bozulma nedeniyle erozyon oranı keskin bir şekilde arttığından, mezar açma hızı yeniden arttı.

Buzullaşma

Khumbu Himal'in manzarası

In Khumbu Himal üç buzul avans aşamaları ayırt edilebilir:

  • Periche aşaması
  • Chhukung sahnesi
  • Lobuche aşaması.

OSL tarihlemesi , Periche aşaması için BP'nin 25.000 ila 18.000 yıllık bir yaşını gösterdi . Bu nedenle oksijen izotropik evre MIS 2'ye karşılık gelir ve son buz devri maksimumuna (LGM) denk gelir . Chhukung aşama başında yaklaşık 10.000 yaşındadır Holosen . Lobuche sahne nihayet bugünden önce 2000 ve 1000 yılları arasında bulunur ve hatta daha önce bir spätholozänen itme temsil Küçük Buz Çağı sona erdi.

Khumbu Buzulu şu anda yılda 20 metre hızla geri çekiliyor. Ek olarak, Everest Ana Kampı son 55 yılda 40 metre yükseklik kaybetti. Bu kalınlık kaybı yokuş yukarı daha da belirgindir, böylece buzul genel olarak hızını kaybeder.

Bireysel kanıt

  1. ↑ a b M. P. Searle, RL Simpson, RD Law, RR Parrish ve DJ Waters: Everest masifinin yapısal geometrisi, metamorfik ve magmatik evrimi, Nepal'in Yüksek Himalayası - Güney Tibet. In: Jeoloji Derneği Dergisi . bant 160 , 2003, s. 345-366 , doi : 10.1144 / 0016-764902-126 .
  2. ^ Hodges, KV: Himalaya ve güney Tibet'in iki açıdan tektoniği . In: Geological Society of America Bulletin . bant 112 , 2000, s. 324-350 .
  3. ↑ Myrow, PM, NC Hughes, TS Paulsen, IS Williams, SK Parcha, KR Thompson, SA Bowring, S.-C. Peng ve AD Ahluwalia: Himalayaların entegre tektonostratigrafik rekonstrüksiyonu ve tektonik rekonstrüksiyonu için çıkarımlar . İçinde: Dünya ve Gezegen Bilimi Mektupları . vol. 212, 2003, s. 433-441 .
  4. ↑ Searle, M .: Çarpışan Kıtalar: Himalaya, Karakurum ve Tibet'in jeolojik keşfi . Oxford University Press, Oxford, Birleşik Krallık 2012, ISBN 978-0-19-965300-3 , s. 464 .
  5. ↑ Bilham, R., Larson, K., Freymueller, J. ve Project Idylhim Üyeleri: Nepal Himalaya boyunca günümüzün yakınsamasının GPS ölçümleri . İçinde: Doğa . bant 386 , 1997, s. 61-64 .
  6. ↑ Mukul, M .: Kama ölçekli aktif Himalaya deformasyonunun birinci dereceden kinematiği: Darjiling-SikkimTibet (DaSiT) takozundan içgörüler . İçinde: Asya Yer Bilimleri Dergisi . bant 39 , 2010, s. 645-657 .
  7. ↑ a b Cottle, JM, Jessup, MJ, Newell, DL, Searle, MP, Law, RD ve Horstwood, MSA: Orojen ölçekli bir müfrezenin sünek evrimine yapısal bakış: Güney Tibet Ayrılma Sistemi, Dzakaa Chu bölümü, Doğu Himalayalar . In: Yapısal Jeoloji Dergisi . bant 291 , 2007, s. 781-797 , doi : 10.1016 / j.jsg.2007.08.007 .
  8. ↑ Jackson, J., McKenzie, D., Priestley, K. ve Emmerson, B .: Litosferin yapısı ve reolojisi hakkında yeni görüşler . In: Journal of the Geological Society, Londra . bant 165 , 2008, s. 453-465 .
  9. ↑ Hodges, KV, Bowring, S., Davidek, K., Hawkins, D. ve Krol, M .: Himalaya normal faylarında hızlı yer değiştirmenin kanıtı ve dağ sıralarının evriminde tektonik soyulmanın önemi . İçinde: Jeoloji . bant 26 , 1998, s. 483-486 .
  10. ^ Yin, J.-X .: Cambro-Ordovician Sistemi . Ed .: Su, Z.-W., Qomolangma Dağı Bölgesi Stratigrafisi. Sciences Press, Beijing 1989, s. 5-26 .
  11. ↑ Gansser, A .: Himalayaların Jeolojisi . John Wiley Interscience, Londra 1964, s. 289 .
  12. ↑ Turner, EC, James, NP ve Narbonne, GM: Erken Neoproterozoik resifal stromatolitler ve trombolitlerde mikro yapı üzerinde tafonomik kontrol . İçinde: Palaios . v. 15, 2000, s. 87-111 .
  13. ^ A b Paul M. Myrow, Nigel C. Hughes, Michael P. Searle, CM Fanning, S.-C. Peng ve SK Parcha: Himalaya boyunca Kambriyen-Ordovisyen çökellerinin stratigrafik korelasyonu: Everest Dağı bölgesindeki kayaların yaşı ve doğası için çıkarımlar . In: Geological Society of America Bulletin . bant 121 , 2009, s. 323-332 , doi : 10.1130 / B26384.1 .
  14. ↑ Jessup, MJ, Law, RD, Searle, MP ve Hubbard, MS: Büyük Himalaya Levhası, Everest Dağı Masifi, Tibet / Nepal: Orojen ölçekli akış bölümleme için çıkarımlar . In: Law, RD, Searle, MP and Godin, L., Channel Flow, Sünek Ekstrüzyon ve Kıta Çarpışma Bölgelerinde Kazı (Eds.): Jeoloji Derneği Londra Özel Yayını . bant 268 , 2006, s. 379-413 .
  15. ↑ Harutaka Sakai, Minoru Sawada, Yutaka Takigami, Yuji Orihashi, Tohru Danhara, Hideki Iwano, Yoshihiro Kuwahara, Qi Dong, Huawei Cai ve Jianguo Li: Qomolangma Dağı'nın (Everest) zirve kireçtaşının jeolojisi ve Sarı Bant'ın soğuma tarihi Qomolangma müfrezesi . İçinde: Ada Arkı . v. 14 sayı 4, 2005, s. 297-310 , doi : 10.1111 / j.1440-1738.2005.00499.x .
  16. ↑ Law, RD, Jessup, MJ, Searle, MP, Francis, MK, Waters, DJ ve Cottle, JM: Güney Tibet Ayrılma Sistemi, Everest Dağı Masifi'nin altındaki izotermlerin iç içe geçmesi . In: Yapısal Jeoloji Dergisi . v. 33, 2011, s. 1569–1594 , doi : 10.1016 / j.jsg.2011.09.004 .
  17. ↑ Carosi, R., Lombardo, B., Musumeci, G. ve Pertusati, PC: Khumbu Himal'deki (doğu Nepal) Yüksek Himalaya Kristallerinin Jeolojisi. İçinde: J. Asian Earth Sci. bant 17 , 1999, s. 785-803 .
  18. ↑ Dario Visonà ve Bruno Lombardo: Everest - Makalu bölgesinden (Nepal - Tibet) iki mika ve turmalin lökogranitler. İzobarik ısıtma ile Himalaya lökogranit oluşumu? İçinde: Lithos . bant 62 , 2002, s. 125-150 , doi : 10.1016 / S0024-4937 (02) 00112-3 .
  19. ↑ Searle, MP: Dev eşik kompleksleri boyunca magma enjeksiyonu ile Himalaya lökogranitlerinin yerleşimi: Cho Oyu, Gyachung Kang ve Everest leucogranitlerinden (Nepal Himalaya) örnekler . İçinde: Asya Yer Bilimleri Dergisi . v. 17, no.5-6, 1999, s. 773-783 .
  20. ↑ RF Weinberg: Himalaya lökogranitleri ve migmatitler: anateksisin doğası, zamanlaması ve süresi. In: Journal of Metamorphic Geology . bant 34 , 2016, s. 821-843 , doi : 10.1111 / jmg.12204 .
  21. ↑ Guo, Z. ve M. Wilson: Himalaya lökogranitleri: Kabuksal kaynak bölgesinin doğası ve jeodinamik konumu üzerindeki kısıtlamalar . İçinde: Gondwana Araştırması . v. 22, sayı 2, 2012, s. 360-376 .
  22. ↑ a b Harris, N., Ayres, M. ve Massey, J .: Muskovitin uyumsuz erimesi sırasında üretilen granitik eriyiklerin jeokimyası: Himalaya lökogranit magmanın çıkarılması için çıkarımlar . In: Jeofizik Araştırma Dergisi . bant 100 , 1995, s. 15767-15777 .
  23. ↑ Pinet, C. ve Jaupart, C .: Himalaya granitlerinin uzay ve zaman içindeki dağılımı için bir termal model . İçinde: Dünya ve Gezegen Bilimi Mektupları . bant 84 , 1987, s. 87-99 .
  24. ↑ a b Jessup, MJ, Cottle, JM, Searle, MP, Law, RD, Newell, DL, Tracy, RJ ve Waters, DJ: Everest Series şistinin PT-tD yolları, Nepal. In: Journal of Metamorphic Geology . bant 26 , 2008, s. 717-739 .
  25. ↑ Parrish, RR, Gough, SJ, Searle, MP and Waters, DJ: Pakistan Himalayasında ultra yüksek basınçlı eklojitlerin plaka hızı ekogitasyonu . İçinde: Jeoloji . bant 34 , 2007, s. 989-992 .
  26. ↑ Crowley, JL, Waters, DJ, Searle, MP ve Bowring, SA: Pleistosen erime ve Nanga Parbat masifinin hızlı kazı, Pakistan: Migmatit ve lökozomda yardımcı mineral büyümesinin Yaş ve P - T koşulları . İçinde: Dünya ve Gezegen Bilimi Mektupları . bant 288 , 2009, s. 408-420 , doi : 10.1016 / j.epsl.2009.09.044 .
  27. ↑ Booth, AL, Zeitler, PK, Kidd, WSF, Wooden, J., Liu, YP, Idleman, B., Hren, M. and Chamberlain, CP: U - Pb zirkon kısıtlamaları güneydoğu Tibet'in tektonik evrimi, Namche Barwa bölgesi . In: American Journal of Science . bant 304 , 2004, s. 889-929 .
  28. ↑ Simpson, RL, Parrish, RR, Searle, MP ve Waters: Nepal Himalaya'sının Everest bölgesinde metamorfizma ve kabuk erimesi sırasında monazit kristalleşmesinin iki bölümü . İçinde: Jeoloji . bant 28 , 2000, s. 403-406 .
  29. ↑ John M. Cottle, Michael P. Searle, Matthew SA Horstwood ve David J. Waters: Güney Tibet'in Everest Dağı Bölgesinde Orta Kabuk Metamorfizmasının Zamanlaması, Erime ve Deformasyon U (-Th) -Pb Jeokronolojisi Tarafından Açıklandı . In: Jeoloji Dergisi . cilt 117, 2009, s. 643-664 , doi : 10.1086 / 605994 .
  30. ↑ Carosi, R., Lombardo, B., Molli, G., Musumeci, G. ve Pertusati, PC: Everest bölgesi, Rongbuk vadisindeki Güney Tibet dekolmanı sistemi. Deformasyon özellikleri ve jeolojik çıkarımlar . İçinde: Asya Yer Bilimleri Dergisi . v. 16, 1998, s. 299-311 , doi : 10.1016 / S0743-9547 (98) 00014-2 .
  31. ↑ Burchfiel, BC, Chen, Z., Hodges, KV, Liu, Y., Royden, LH, Deng, C. ve Xu, J .: Güney Tibet dekolman sistemi, Himalaya orojeni: Kısaltmayla eşzamanlı ve buna paralel uzatma çarpışan bir dağ kuşağı. In: Geological Society of America Special Paper . bant 29 , 1992, s. 1-41 .
  32. ↑ Searle, MP: Everest-Lhotse masifinde, Khumbu Himalaya, Nepal'de genişlemeli ve sıkışmalı faylar . In: Journal of the Geological Society, Londra . bant 156 , 1999, s. 227-240 .
  33. ↑ Nelson, KD ve diğerleri: Tibet'in güneyinde kısmen erimiş orta kabuk; INDEPTH Projesi sonuçlarının sentezi . İçinde: Bilim . bant 274 , 1996, s. 1684-1688 .
  34. ^ Ben WM Richards ve diğerleri: Nepal, Khumbu Himal'deki Everest Dağı'nın güneyindeki geç Kuvaterner buzullarının zamanlaması . In: Geological Society of America Bulletin . v. 112; 10, 2000, s. 1621-1632 , doi : 10.1130 / 0016-7606 (2000) 112 <1621: TOLQGS> 2.0.CO; 2 .
  35. ↑ Bajracharya, SR, Mool, PK ve Shrestha, BR: İklim değişikliğinin Himalaya buzulları ve buzul gölleri üzerindeki etkisi; GLOF ve Nepal ve Butan'daki ilgili tehlikeler üzerine vaka çalışmaları . ICIMOD, 2007.