.jpg/1280px-CoupeHimal2_(cropped).jpg)
La geología del Himalaya es un registro de las creaciones más espectaculares y visibles de la inmensa cadena montañosa formada por fuerzas tectónicas de placas y esculpida por la meteorización y la erosión . El Himalaya , que se extiende a lo largo de 2400 km entre la sintaxis de Namcha Barwa en el extremo oriental de la cordillera y la sintaxis de Nanga Parbat en el extremo occidental, es el resultado de una orogenia en curso : la colisión de la corteza continental de dos placas tectónicas , a saber, la placa india que empuja hacia la placa euroasiática . La región del Himalaya y el 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 mayor tasa 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 (2-12 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 se origina del sánscrito que 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 inversas que se extienden a lo largo del orógeno del Himalaya. Cada zona, flanqueada por las fallas inversas al norte y al sur, tiene una estratigrafía (tipo de rocas y su estratificación) diferente a las zonas adyacentes. De sur a norte, las zonas y las fallas principales que las separan son el Empuje Frontal Principal (MFT), la Zona Subhimalaya (también llamada Sivalik ), el Empuje Límite Principal (MBT), el Himalaya Menor (subdividido en la "Zona Sedimentaria del Himalaya Menor (LHSZ) y las Manchas Cristalinas del Himalaya Menor (LHCN)), el Empuje Central Principal (MCT), los Cristalinos del Himalaya Superior (o Mayor) (HHC), el Sistema de Desprendimiento del Tíbet Sur (STD), el Himalaya de Tetis (TH) y la Zona de Sutura del Indo-Tsangpo (ISZ). [5] Al norte de esto se encuentra el Transhimalaya en el Tíbet, que está fuera del Himalaya. El Himalaya limita con 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, el Himalaya se divide en tres regiones: el Himalaya oriental , el Himalaya central y el 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 Superterráneos Cimerios , era 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 está marcada por una discordancia entre los conglomerados continentales del Ordovícico y los sedimentos marinos subyacentes del Cámbrico . Numerosas intrusiones graníticas datadas en alrededor de 500 Ma también se atribuyen a este evento.
En el Carbonífero temprano , se desarrolló una etapa temprana de rifting entre el subcontinente indio y los Superterrenos cimerios. Durante el Pérmico temprano , este rift se convirtió en el océano Neotetis (Fig. 2). A partir de ese momento, los Superterrenos cimerios se alejaron de Gondwana hacia el norte. En la actualidad, Irán , Afganistán y el Tíbet están formados en parte por estos terrenos.
En el Noriense (210 Ma), un importante episodio de rifting dividió Gondwana en dos partes. El continente Índico 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, ocurrió más tarde, en el Calloviano (160-155 Ma). La placa Índica se separó entonces de Australia y la Antártida en el Cretácico Inferior (130-125 Ma) con la apertura del "Océano Índico Sur" (Fig. 3).
A finales del Cretácico (84 Ma), la placa india comenzó su rápida deriva hacia el norte cubriendo una distancia de unos 6000 km, [6] con la subducción océano-oceánica continuando hasta el cierre final de la cuenca oceánica y la obducción de ofiolita oceánica sobre la India y el comienzo de la interacción tectónica continente-continente a partir de unos 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 unos 55 Ma [8] es un apoyo circunstancial para la colisión entonces. Desde entonces ha habido unos 2500 km [9] [10] [11] [12] de acortamiento de la corteza y rotación de la India de 45° en sentido antihorario en el Himalaya noroccidental [13] a 10°-15° en sentido antihorario en el centro-norte de Nepal [14] en relación con Asia (Fig. 4).
Aunque la mayor parte de la corteza oceánica fue "simplemente" subducida debajo del bloque tibetano durante el movimiento hacia el norte de la India, se han propuesto al menos tres mecanismos principales, ya sea por separado o en conjunto, para explicar lo que sucedió, desde la colisión, con los 2.500 km de " corteza continental faltante ".
Si bien es más que razonable argumentar que esta enorme cantidad de acortamiento de la corteza probablemente sea resultado de una combinación de estos tres mecanismos, es sin embargo el último mecanismo el que creó el alto relieve topográfico del Himalaya.
La tectónica del Himalaya produce deformaciones a largo plazo, como el acortamiento de la cordillera, que va de los 900 a los 1.500 km. Dicho acortamiento es producto de la importante actividad sísmica en curso. La continua convergencia de la placa india con la euroasiática produce megaterremotos, que pueden alcanzar una magnitud mayor a 8 MW y provocar daños intensos a la infraestructura. La rampa de la corteza media del Himalaya es una característica geológica clave en la historia de los procesos sísmicos de corto y largo plazo vinculados a la deformación y el acortamiento. Durante los últimos 15 Ma, la rampa se ha desplazado gradualmente hacia el sur debido a la duplexación, la acreción y la socavación tectónica. [16]
La actual colisión activa 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 pueden seguirse a lo largo de más de 2400 km ( Fig. 5 y Fig. 7). [c]
La placa tectónica subhimalaya se denomina a veces placa tectónica cishimalaya en la literatura más antigua. Forma las estribaciones meridionales de la cordillera del Himalaya y está compuesta esencialmente por sedimentos molásicos del Mioceno al Pleistoceno derivados de la erosión del Himalaya. Estos depósitos de molasa , conocidos como las " Formaciones Murree y Sivaliks " , están internamente plegados e imbricados . La cordillera subhimalaya se encuentra empujada a lo largo del empuje frontal principal sobre el aluvión cuaternario depositado por los ríos que vienen del Himalaya ( Ganges , Indo , Brahmaputra y otros), lo que demuestra que el Himalaya sigue siendo 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 volcanes ácidos (1840 ± 70 Ma [17] ). Estos sedimentos se desplazan 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 constituye la columna vertebral del orógeno del Himalaya y abarca las áreas con el relieve topográfico más elevado (picos más altos). Generalmente se divide en cuatro zonas.
En la literatura existen aproximadamente 30 nombres diferentes para describir esta unidad; los equivalentes que se encuentran con más frecuencia son "Gran secuencia del Himalaya" , " Losa tibetana " y "Cristal del Alto Himalaya" . Es una secuencia de rocas metasedimentarias de 30 km de espesor y de grado medio a alto metamórfico que están intruidas en muchos lugares por granitos de edad Ordovícico (c. 500 Ma) y Mioceno temprano (c. 22 Ma). Aunque la mayoría de los metasedimentos que forman el HHCS son de edad Proterozoica tardía a Cámbrica temprana , también se pueden encontrar metasedimentos mucho más jóvenes en varias áreas, por ejemplo Mesozoico en el sinclinal Tandi de Nepal y el valle Warwan de Kistwar en Cachemira , Pérmico en la "corte Tschuldo" , Ordovícico a Carbonífero en el " área Sarchu " en la carretera Leh-Manali . En la actualidad, se acepta generalmente que los metasedimentos del HHCS representan los equivalentes metamórficos de la serie sedimentaria que forma la base del " Himalaya de Tetis " suprayacente . El HHCS forma una capa principal que se desplaza sobre el Himalaya menor a lo largo del " empuje central principal " (MCT).
El Himalaya de Tetis es un sinclinorio de aproximadamente 100 km de ancho formado por series sedimentarias fuertemente plegadas e imbricadas, débilmente metamorfoseadas . Varias capas, denominadas "capas del Himalaya del Norte" , [18] también se han descrito dentro de esta unidad. Un registro estratigráfico casi completo que abarca desde el Proterozoico Superior hasta el Eoceno se conserva dentro de los sedimentos del TH. El análisis estratigráfico de estos sedimentos proporciona indicaciones importantes 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 calidad del "Himalaya de Tetis" y las rocas subyacentes de baja a alta calidad 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 Desprendimiento del Himalaya Central" , también conocido como " Sistema de Desprendimiento del Tíbet del Sur " o "Falla Normal del Himalaya del Norte" , que presenta indicadores tanto de extensión como de compresión. Véase la sección de estudios geológicos en curso a continuación.
El "sinclinorio del Himalaya de Tetis", situado en la región de Ladakh, se extiende gradualmente hacia el norte en un gran domo de rocas metamórficas de esquisto verde a eclogíticas . Al igual que en el caso del HHCS, estas rocas metamórficas representan el equivalente metamórfico de los sedimentos que forman la base del Himalaya de Tetis. La " Formación Phe precámbrica " también está intruida aquí por varios granitos del Ordovícico (hace unos 480 millones de años [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 adyacente de Neotethys . La edad de estos sedimentos varía desde el Pérmico tardío hasta el Eoceno .
Las rocas metamórficas del Himalaya pueden ser 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 aún es objeto de un intenso debate, Kohn cree que se debe a los 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 se puede explicar mediante varios modelos diferentes. El primer modelo incluye el desgarro de la losa, donde la placa inferior se desgarró hacia el manto, lo que provocó grandes cantidades de rebote. El segundo modelo afirma que las rocas llegaron a un cierto punto de subducción y luego fueron forzadas a volver a subir 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 exacerbó aún más el problema de espacio y provocó que el flujo de esquina de esas rocas volviera a subir por el canal. El cuarto modelo incluye las rocas que se transportan a lo largo del principal empuje del Himalaya.
La ISZ, también llamada zona de sutura Indus-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 mide en aproximadamente 17 mm/año. [21] Esta convergencia se adapta a través de 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 gran 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 en magnitudes iguales o superiores a Mw 6,6.
Un estudio reciente (Parija et al, 2021) buscó cuantificar la transferencia de tensión de Coulomb en el Himalaya occidental. La transferencia de tensión de Coulomb se utiliza para cuantificar cómo los terremotos liberan la tensión, identificando las áreas que están sometidas a una mayor tensión y las que se han descargado. Este estudio y otros similares son importantes para comprender el estado actual de las zonas de falla en la región, así como su potencial de ruptura en el futuro. [21]
En otras páginas se tratan temas de geología y geomorfología localizada de varias partes del Himalaya: