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La geología del Himalaya es un registro de las creaciones más dramáticas y visibles de la inmensa cadena montañosa formada por fuerzas tectónicas de placas y esculpida por la erosión y la erosión . El Himalaya , que se extiende a lo largo de 2.400 km entre la sintaxis Namcha Barwa en el extremo oriental de la cordillera y la sintaxis Nanga Parbat en el extremo occidental, es el resultado de una orogenia en curso : la colisión de la corteza continental de dos placas tectónicas . es decir, la Placa India empujándose hacia la Placa Euroasiática . La región Himalaya-Tíbet suministra agua dulce a más de una quinta parte de la población mundial y representa una cuarta parte del presupuesto sedimentario global . Topográficamente, el cinturón tiene muchos superlativos: la tasa más alta de elevación (casi 10 mm/año en Nanga Parbat), el relieve más alto (8848 m en el Monte Everest Chomolangma), una de las tasas de erosión más altas de 2 a 12 mm/año, [4] la fuente de algunos de los ríos más grandes y la mayor concentración de glaciares fuera de las regiones polares . Esta última característica le valió al Himalaya su nombre, que en sánscrito significa "la morada de la nieve".
De sur a norte, el Himalaya (orógeno del Himalaya) se divide en 4 zonas tectonoestratigráficas paralelas y 5 fallas de cabalgamiento que se extienden a lo largo del orógeno del Himalaya. Cada zona, flanqueada por las fallas de cabalgamiento en su norte y sur, tiene una estratigrafía (tipo de rocas y su estratificación) diferente a la de las zonas adyacentes. De sur a norte, las zonas y las principales fallas que las separan son el empuje frontal principal (MFT), la zona subhimalaya (también llamada Sivalik ), el empuje de límite principal (MBT), el Himalaya menor (subdividido a su vez en la "zona sedimentaria del Himalaya menor ( LHSZ) y las Nappes Cristalinas del Himalaya Menor (LHCN)), el empuje Central Principal (MCT), los cristalinos Superiores (o Mayores) del Himalaya (HHC), el sistema de desprendimiento del Sur del Tibetano (STD), el Tetis Himalaya (TH) y el Indo-Tsangpo. Zona de sutura (ISZ). [5] Al norte de esta se encuentra la Transhimalaya en el Tíbet, que está fuera del Himalaya. El Himalaya tiene la llanura indogangética al sur, las montañas Pamir al oeste en Asia Central y las montañas Hengduan al este en la frontera entre China y Myanmar. .
De este a oeste, los Himalayas se dividen en 3 regiones, Himalaya Oriental , Himalaya Central y Himalaya Occidental, que en conjunto albergan varias naciones y estados .
Durante el Precámbrico tardío y el Paleozoico , el subcontinente indio , limitado al norte por los superterrenos cimerios , formaba parte de Gondwana y estaba separado de Eurasia por el océano Paleo-Tetis (Fig. 1). Durante ese período, la parte norte de la India se vio afectada por una fase tardía de la orogenia panafricana que se caracteriza por una discordancia entre los conglomerados continentales del Ordovícico y los sedimentos marinos subyacentes del Cámbrico . A este evento se atribuyen también numerosas intrusiones graníticas datadas alrededor de 500 Ma.
En el Carbonífero Temprano , se desarrolló una etapa temprana de ruptura entre el subcontinente indio y los Superterrenos Cimmerios. Durante el Pérmico Inferior , esta grieta se convirtió en el océano Neotetis (Fig. 2). A partir de ese momento, los superterrenos cimmerios se alejaron de Gondwana hacia el norte. Hoy en día, Irán , Afganistán y el Tíbet están formados en parte por estos terrenos.
En el Noriano (210 Ma), un importante episodio de ruptura dividió Gondwana en dos partes. El continente indio pasó a formar parte de Gondwana Oriental, junto con Australia y la Antártida . Sin embargo, la separación de Gondwana Oriental y Occidental, junto con la formación de la corteza oceánica, se produjo más tarde, en el Calloviano (160-155 Ma). La placa Índica se desprendió de Australia y la Antártida en el Cretácico Inferior (130-125 Ma) con la apertura del "Océano Índico Sur" (Fig. 3).
En el Cretácico Superior (84 Ma), la placa india comenzó su deriva muy rápida hacia el norte cubriendo una distancia de unos 6000 km, [6] continuando la subducción oceánico-oceánica hasta el cierre final de la cuenca oceánica y la obducción de ofiolita oceánica. hacia la India y el comienzo de la interacción tectónica continente-continente a partir de aproximadamente 65 Ma en el Himalaya central . [7] El cambio de la velocidad relativa entre las placas india y asiática de muy rápida (18-19,5 cm/año) a rápida (4,5 cm/año) a aproximadamente 55 Ma [8] es entonces un apoyo circunstancial para la colisión. Desde entonces ha habido alrededor de 2500 km [9] [10] [11] [12] de acortamiento y rotación de la corteza de la India de 45° en sentido antihorario en el noroeste del Himalaya [13] a 10°-15° en sentido antihorario en el centro norte de Nepal [ 14] en relación con Asia (Fig. 4).
Si bien la mayor parte de la corteza oceánica fue "simplemente" subducida debajo del bloque tibetano durante el movimiento de la India hacia el norte, se han propuesto al menos tres mecanismos principales, ya sea por separado o en conjunto, para explicar lo que sucedió, desde la colisión, a los 2.500 km de "falta corteza continental ".
Aunque es más que razonable argumentar que esta enorme cantidad de acortamiento de la corteza probablemente sea el resultado de una combinación de estos tres mecanismos, es sin embargo el último mecanismo que creó el alto relieve topográfico del Himalaya.
La tectónica del Himalaya provoca deformaciones a largo plazo. Esto incluye acortamientos a través del Himalaya que van desde 900 a 1.500 km. Dicho acortamiento es producto de la importante actividad sísmica en curso. La continua convergencia de la placa india con la placa euroasiática produce megaterremotos. Estos eventos sísmicos pueden alcanzar más de MW 8 y provocar daños intensos a la infraestructura. La rampa de la corteza media en el Himalaya es una característica geológica clave en la historia de los procesos sísmicos de corto y largo plazo relacionados con la deformación y el acortamiento. Durante los últimos 15 millones de años, la rampa se ha movido gradualmente hacia el sur debido a la duplexación, la acreción y la socavación tectónica. [dieciséis]
La colisión activa en curso de las placas continentales india y euroasiática desafía una hipótesis sobre el movimiento de las placas que se basa en la subducción.
Uno de los aspectos más llamativos del orógeno del Himalaya es la continuidad lateral de sus principales elementos tectónicos. El Himalaya se divide clásicamente en cuatro unidades tectónicas que se pueden seguir a lo largo de más de 2.400 km a lo largo del cinturón (Fig. 5 y Fig. 7). [C]
La placa tectónica subhimalaya a veces se denomina placa tectónica cis-himalaya en la literatura más antigua. Forma las estribaciones meridionales de la Cordillera del Himalaya y está compuesto esencialmente por sedimentos molásicos del Mioceno al Pleistoceno derivados de la erosión del Himalaya. Estos depósitos de melaza , conocidos como " Formaciones Murree y Sivaliks " , están plegados e imbricados internamente . La Cordillera Subhimalaya se empuja a lo largo del Empuje Frontal Principal sobre el aluvión cuaternario depositado por los ríos provenientes del Himalaya ( Ganges , Indo , Brahmaputra y otros), lo que demuestra que el Himalaya es todavía un orógeno muy activo .
La placa tectónica del Himalaya Menor (LH) está formada principalmente por sedimentos detríticos del Proterozoico superior al Cámbrico inferior del margen pasivo de la India intercalados con algunos granitos y volcánicos ácidos (1840 ± 70 Ma [17] ). Estos sedimentos son empujados sobre la cordillera subhimalaya a lo largo del empuje del límite principal (MBT). El Himalaya Menor aparece a menudo en ventanas tectónicas (ventanas de Kishtwar o Larji-Kulu-Rampur) dentro de la Secuencia Cristalina del Alto Himalaya.
El Dominio del Himalaya Central forma la columna vertebral del orógeno del Himalaya y abarca las áreas con el relieve topográfico más alto (picos más altos). Comúnmente se divide en cuatro zonas.
Existen aproximadamente 30 nombres diferentes en la literatura para describir esta unidad; los equivalentes encontrados con mayor frecuencia son "Secuencia Mayor del Himalaya" , " Losa Tibetana " y "Cristalino del Alto Himalaya" . Es una secuencia metamórfica de grado medio a alto de 30 km de espesor de rocas metasedimentarias que están intruidas en muchos lugares por granitos del Ordovícico (c. 500 Ma) y del Mioceno temprano (c. 22 Ma). Aunque la mayoría de los metasedimentos que forman el HHCS son del Proterozoico tardío al Cámbrico temprano , también se pueden encontrar metasedimentos mucho más jóvenes en varias áreas, por ejemplo, en el Mesozoico en el sinclinal de Tandi de Nepal y en el Valle Warwan de Kistwar en Cachemira , en el Pérmico en la "corte de Tschuldo". " , del Ordovícico al Carbonífero en el " área Sarchu " en la autopista Leh-Manali . Actualmente se acepta generalmente que los metasedimentos del HHCS representan los equivalentes metamórficos de las series sedimentarias que forman la base del suprayacente " Tetis Himalaya " . El HHCS forma una gran napa que se extiende sobre el Himalaya Menor a lo largo del " Empuje Central Principal " (MCT).
El Tetis Himalaya es un sinclinorio de aproximadamente 100 km de ancho formado por series sedimentarias fuertemente plegadas e imbricadas y débilmente metamorfoseadas . Dentro de esta unidad también se han descrito varias siestas, denominadas "siestas del Himalaya del Norte" , [18] . Dentro de los sedimentos del TH se conserva un registro estratigráfico casi completo que abarca desde el Proterozoico Superior hasta el Eoceno . El análisis estratigráfico de estos sedimentos arroja importantes indicaciones sobre la historia geológica del margen continental norte del subcontinente indio desde su evolución gondwaniana hasta su colisión continental con Eurasia . La transición entre los sedimentos generalmente de baja ley del "Tethys Himalaya" y las rocas subyacentes de baja a alta ley de la "Secuencia Cristalina del Alto Himalaya" suele ser progresiva. Pero en muchos lugares a lo largo del cinturón del Himalaya, esta zona de transición está marcada por una estructura importante, el "Sistema de Destacamento del Himalaya Central" , también conocido como " Sistema de Destacamento del Sur del Tibetano " o "Falla Normal del Himalaya del Norte" , que tiene indicadores de ambos. extensión y compresión. Consulte la sección de estudios geológicos en curso a continuación.
"Nyimaling -Tso Morari Metamorphic Dome" en la región de Ladakh , el "Sinclinorio Tethys Himalaya" pasa gradualmente hacia el norte en una gran cúpula de esquistos verdes a rocas metamórficas eclogíticas . Al igual que el HHCS, estas rocas metamórficas representan el equivalente metamórfico de los sedimentos que forman la base del Tetis Himalaya. La " Formación Phe Precámbrica " también está invadida aquí por varios granitos del Ordovícico (c. 480 Ma [19] ).
Las Unidades Lamayuru y Markha están formadas por flyschs y olistolitos depositados en un ambiente turbidítico , en la parte norte del talud continental indio y en la cuenca contigua de Neotethys . La edad de estos sedimentos abarca desde el Pérmico Superior hasta el Eoceno .
Las rocas metamórficas del Himalaya pueden resultar muy útiles para descifrar y elaborar modelos de relaciones tectónicas. Según Kohn (2014), la exhumación de rocas metamórficas puede explicarse por el Empuje Principal del Himalaya. [20] Aunque el mecanismo de emplazamiento de rocas metamórficas de mayor grado sobre rocas metamórficas de menor grado todavía se debate fuertemente, Kohn cree que se debe a largos períodos de transporte de rocas metamórficas de mayor grado en el empuje principal del Himalaya. Esencialmente, cuanto más tiempo interactuaban espacialmente las rocas de mayor grado con el empuje, más lejos eran transportadas.
La exhumación de rocas de eclogita y granulita puede explicarse mediante varios modelos diferentes. El primer modelo incluye un desgarro de la losa donde la placa inferior se desgarró hacia el manto, lo que provocó una gran cantidad de rebote. El segundo modelo afirma que las rocas llegaron a cierto punto en subducción y luego fueron obligadas a retroceder a través del canal por el que bajaron debido a un problema de espacio. El tercer modelo afirma que la gruesa corteza continental de la India exasperó aún más el problema espacial y provocó que esas rocas retrocedieran por el canal. El cuarto modelo incluye las rocas transportadas a lo largo del empuje principal del Himalaya.
ISZ, también llamada zona de sutura Indo-Yarlung , Zona de sutura Yarlung-Zangpo o Zona de sutura Yarlung-Tsangpo, define la zona de colisión entre la Placa India y el Batolito de Ladakh (también Transhimalaya o Bloque Karakoram-Lhasa ) al norte. Esta zona de sutura está formada por:
La tasa actual de convergencia entre las placas india y euroasiática se calcula en aproximadamente 17 mm/año. [21] Esta convergencia se logra mediante la actividad sísmica en zonas de fallas activas. Como resultado, la cordillera del Himalaya es una de las regiones con mayor actividad sísmica del mundo. Esta región ha experimentado muchos terremotos de alta magnitud en los últimos 100 años, incluido el terremoto de Kangra de 1905 , el terremoto de Kinnaur de 1975 , el terremoto de Uttarkashi de 1991 y el terremoto de Chamoli de 1999 , todos los cuales se registraron con magnitudes iguales o superiores a Mw 6,6.
Un estudio reciente (Parija et al, 2021) buscó cuantificar la transferencia de estrés de Coulomb en el Himalaya occidental. La transferencia de tensión de Coulomb se utiliza para cuantificar cómo los terremotos liberan tensión, identificando áreas que están sometidas a una mayor tensión y aquellas que se han descargado. Este estudio y otros similares son importantes para comprender el estado actual de las zonas de fallas en la región, así como su potencial de ruptura en el futuro. [21]
En otras páginas se analizan temas localizados de geología y geomorfología para varias partes del Himalaya: