طبقات الهيمالايا الصغرى

📅 آخر تحديث: ٤ أغسطس ٢٠٢٦
✍️ نُشر في: ٤ أغسطس ٢٠٢٦
📷 يحتوي على 5 صور
الموسوعة الحرة

تُعدّ طبقات الهيمالايا الصغرى إحدى الطبقات الرسوبية الرئيسية في جبال الهيمالايا، والتي تعود إلى حقبتي الحياة القديمة والوسطى . وقد شهدت هذه الطبقات تتابعًا بحريًا مختلفًا تمامًا خلال حقبة الحياة القديمة ، إذ أن معظم أجزائها فقيرة بالأحافير أو حتى خالية منها تمامًا . علاوة على ذلك، تتكون من العديد من أنواع الصخور المختلفة ، مما يجعل عملية الربط بينها أكثر صعوبة. تتناول هذه المقالة أهم تكوينات طبقات الهيمالايا الصغرى التي تعود إلى حقبتي الحياة القديمة والوسطى ، بما في ذلك تكوين تال ، وطبقات غوندوانا ، وتكوين سينغتالي ، وتكوين سوباثو .

الخلفية الجيولوجية

سلسلة جبال الهيمالايا عبارة عن حزام طي ودفع يمكن تقسيمه إلى أربع وحدات محددة بدفعات من الجنوب إلى الشمال: جبال الهيمالايا الفرعية، وجبال الهيمالايا الصغرى، وجبال الهيمالايا الكبرى، وجبال الهيمالايا التيثية. [ 1 ] تتميز منطقة جبال الهيمالايا الصغرى بانخفاض تضاريسها وارتفاع جبالها مقارنةً بجبال الهيمالايا الكبرى. يحد سلسلة جبال الهيمالايا الصغرى دفعان رئيسيان: الدفع المركزي الرئيسي في الشمال، والدفع الحدودي الرئيسي في الجنوب. [ 2 ]

تمت مناقشة المواقع الجغرافية للتكوينات الرئيسية. تم التعديل من NR McKenzie et al. (2011).

تتضمن الطبقات الرئيسية لتكوين الهيمالايا الصغرى صخورًا رسوبية متحولة منخفضة الدرجة وخالية من الأحافير، وطبقات بركانية متحولة ، وصخور نيس عينية . وقد تم تأريخ هذه الطبقات بعمر يتراوح بين 1870 مليون سنة و520 مليون سنة (أي من حقبة ما قبل الكامبري إلى العصر الكامبري ). [ 3 ] [ 4 ] قرب نهاية العصر الكامبري المبكر ، حدثت حركة قشرية إقليمية (أي تشوه في قشرة الأرض) أدت إلى ارتفاع شبه القارة الهندية ، مما أدى إلى انقطاع الترسيب في الهيمالايا الصغرى وظهور عدم توافق واسع النطاق في نيبال. يُعرف هذا باسم عدم التوافق الكبير في الهيمالايا الصغرى، والذي يفصل بين تكوين الهيمالايا الصغرى الأقدم وتكوين الهيمالايا الصغرى الأحدث الذي يعلوه والذي يعود عمره إلى العصر البرمي إلى العصر الإيوسيني الأوسط . [ 2 ]

خلال حقبتي الحياة القديمة والوسطى ، يبدأ نظام الهيمالايا الصغرى (LHS) من تكوين تال القاعدي، الذي يُعد جزءًا من متتالية الهيمالايا الصغرى الخارجية في جبال غاروال الهيمالايا. ترسب تكوين تال بين أواخر حقبة ما قبل الكامبري وحقبة الحياة القديمة . [ 5 ] بعد ذلك، حدثت فجوة كبيرة بين صخور حقبة ما قبل الكامبري الوسطى والطبقات التي تعلوها من العصرين الباليوسيني والإيوسيني . [ 6 ] يشير هذا إلى أن نظام الهيمالايا الصغرى (LHS) قد تعرض لفترة طويلة من التعرية أو عدم الترسيب في غرب الهيمالايا (مثل منطقة جوملا)، مما أدى إلى فقدان طبقات غوندوانا في جوملا خلال حقبة الحياة الوسطى (انظر المزيد في جدول "طبقات غوندوانا لنظام الهيمالايا الصغرى في غرب ووسط نيبال"). [ 6 ] في وسط وشرق الهيمالايا، حُفظت طبقات غوندوانا من العصر البرمي إلى العصر الباليوسيني بشكل غير متوافق على نظام الهيمالايا الصغرى الأقدم. [ 2 ] يأتي التتابع التالي لـ LHS في جبال غاروال الهيمالايا إلى تكوين سينغتالي، الذي ترسب من أواخر العصر الطباشيري إلى العصر الباليوسيني ، يليه تكوين سوباثو، الذي ترسب من أواخر العصر الباليوسيني إلى العصر الإيوسيني الأوسط ، [ 5 ] مما يمثل بداية العصر السينوزوي .

جدول يوضح التكوينات الرئيسية التي تمت مناقشتها في الأقسام التالية:

سلسلة جبال الهيمالايا الصغرى
جبال الهيمالايا الغربيةجبال الهيمالايا الوسطىجبال الهيمالايا الشرقية
جبال غارهوال الهيمالاياغرب نيبالوسط نيبالبوتان
مجموعة سيرمورتشكيل سوباثو

(أواخر العصر الباليوسيني - منتصف العصر الإيوسيني)

الوحدات الثلاثية (تكوين بهاينسكاتي)وحدات غوندوانا

(العصر الكربوني المتأخر - العصر البرمي)

تكوين سينغتالي

(أواخر العصر الطباشيري - العصر الباليوسيني)

غوندوانا

(العصر الجوراسي - العصر الباليوسيني)

مجموعة تانسين -

غوندوانا العليا والسفلى

(أواخر العصر البرمي الكربوني - العصر الباليوسيني)

وحدات غوندوانا المفقودة (فترة توقف)
مجموعة موسوريتكوين تال

(العصر الكامبري)

تكوين كرول~~~~~~~~عدم التوافق الهيمالايي الصغير العظيم~~~~~~~مجموعة باكسا
تكوين بلينيوحدة نواكوتمجموعة دالينغ-شومار

تكوين تال

ينتمي تكوين تال إلى مجموعة موسوري التابعة لجبال الهيمالايا الصغرى الخارجية في غاروال بشمال غرب الهند. وهو مكشوف بشكل جيد على طول حزام كرول، ويغطي مجموعة كرول ما قبل الكمبري . [ 7 ]

يمكن تقسيم تكوين التال في طية موسوري إلى التال السفلي والتال العلوي. وينقسم التال السفلي إلى أربعة أقسام فرعية: وحدات الصوان، والطين، والرمل، والكلسية. [ 8 ] ويمثل تتابع الطفلة السوداء القاعدي مع الحجر الجيري الرملي بيئة ترسيبية لبحيرة محمية أو خليج ، بينما يترسب الحجر الطيني العلوي في مسطح طيني لمنطقة المد والجزر . [ 9 ]

يمكن تقسيم طبقة تال العليا إلى تسلسل كوارتزي سفلي وتسلسل كلسي سميك علوي يحتوي على وفرة من الأصداف المجزأة من ذوات الصدفتين ، والبطنيات الأقدام ، والطحالب البحرية ، وما إلى ذلك. [ 10 ] يمثل تسلسل كوارتزيت فولتشاتي رواسب بيئة ضحلة، بينما يشير تسلسل الحجر الجيري الصدفي العلوي إلى زيادة طاقة البحر المدّي الضحل، وتجاوز بحري في العصر الطباشيري . [ 11 ]

تزداد طاقة الترسيب من طبقة تال السفلى إلى طبقة تال العليا. ونظرًا لقلة الأحافير الجسدية الواضحة في طبقة تال، فقد اقتُرح أن رواسبها تشكلت في أواخر ما قبل الكمبري قرب الانتقال بين ما قبل الكمبري والكمبري ، [ 9 ] باستثناء حجر مانيكوت الجيري الصدفي العلوي، الذي يُعتقد أنه تشكل في أواخر العصر الطباشيري، وتغطيه بشكل غير متوافق تكوين سوباثو في وادي تال، غاروال هيمايا. [ 12 ]

تظهر تفاصيل أنواع الصخور وبيئة الترسيب لتكوين تال [ 10 ] في الجدول أدناه:

تشكيلعلم الصخوربيئة الترسيب
أعلى الكاحلحجر جيري مانيكوت الصدفي – حجر جيري رمادي، حبيبي، رملي، ذو طبقات تيارية، غني بالأحافير، يحتوي على بقايا محار ثنائي الصدفة، وبطنيات الأقدام، والكوارتزيت.بحر مدّي ضحل عالي الطاقة
------------------------ غير متوافق محليًا------------------------
كوارتزيت فولتشاتي – أبيض إلى بنفسجي، فلسباثي، ناعم الحبيبات إلى خشن، ذو طبقات مائلة، ومتكتل محليًاشاطئ
أسفل تالوحدة كلسية – حجر جيري رملي حديدي أو كوارتزيت كلسي (مطور محلياً)
وحدة رملية – حجر طيني، ميكا، رمادي إلى رمادي داكنمسطح مختلط ومسطح طيني في منطقة المد والجزر
وحدة طينية – طفلة، ميكا، رمادية إلى رمادية داكنة، كربونية محلياً مع عقيدات بيريتية كلسيةبحيرة محمية أو خليج
وحدة الصوان – صوان أسود اللون مع طبقات متداخلة من الصخر الزيتي الأسود، وطبقات الفوسفات والعقيدات (مطور محليًا)

طبقات غوندوانا

جغرافية وحدات غوندوانا في غرب ووسط نيبال

لا تظهر طبقات غوندوانا في جبال الهيمالايا غاروال بعد تكوين تال بسبب الفجوة الكبيرة؛ ويمكن العثور على بعض النتوءات في جبال الهيمالايا الوسطى والشرقية خلال أواخر العصر الباليوزوي إلى العصر الميزوزوي.

جبال الهيمالايا الوسطى - وسط وغرب نيبال

طبقات غوندوانا في غرب ووسط نيبال

في نيبال ، يفصل عدم التوافق الهيمالايي الصغير الكبير بين طبقات الهيمالايا الصغرى الأقدم، التي يتراوح عمرها بين العصر الباليوبوروتيروزوي وبداية ما قبل الكمبري، وطبقات الهيمالايا الصغرى الأحدث. [ 2 ] يشير غياب طبقات العصر البروتيروزوي المبكر من طبقات الهيمالايا الصغرى إلى احتمال تعرض الصخور للتآكل قبل ترسب طبقات غوندوانا. ترسبت طبقات غوندوانا القارية الأحدث بعد عدم التوافق، ثم غطتها بشكل غير متوافق وحدة من العصر الثالث ذات سحنات بحرية. تتواجد طبقات غوندوانا بشكل رئيسي في منطقتين في نيبال في جبال الهيمالايا الوسطى. الأولى في وسط نيبال، حيث توجد العديد من نتوءات مجموعة تانسين. والثانية في غرب نيبال، حيث تظهر طبقات غوندوانا في أحواض جوملا - هوملا بالقرب من جبال الهيمالايا التيثية. [ 13 ]

تحتوي منطقة تانسين على رواسب غوندوانا التي تم تحديدها من خلال وجود أحافير . يوجد هناك تكوينان رئيسيان: تكوين سيسن الأقدم (أو غوندوانا السفلى) وتكوينا تالتونغ وأميل الأحدث (أو غوندوانا العليا). يهيمن على تكوين سيسن رواسب الدياميكتيت الجليدية والرواسب النهرية. [ 14 ] في الجزء العلوي من التكوين، وُجدت صخور طينية تحتوي على أحافير حيوانات بريوزوا من نوع فينستيليد ، مما يشير إلى أن غوندوانا السفلى في وسط نيبال تعود إلى أواخر العصر الكربوني وحتى العصر البرمي . [ 14 ]

تنقسم غوندوانا العليا إلى تكويني تالتونغ وأميل. يتميز تكوين تالتونغ بصخور بركانية فتاتية خشنة الحبيبات ، وأحجار رملية ، وطين صفحي . وقد ترسبت هذه الصخور بفعل قنوات نهرية تتجه نحو الشمال الغربي. [ 15 ] يُعثر على العديد من الأحافير النباتية في تكوين تالتونغ، ويعود تاريخها إلى أواخر العصر الجوراسي وبداية العصر الطباشيري . [ 16 ] يقع تكوين أميل فوق تكوين تالتونغ بشكل غير متوافق. ويتكون بشكل رئيسي من أحجار رملية كوارتزية بيضاء ، وأحجار رملية حصوية كوارتزية ، وطين صفحي كربوني ، وأحجار جيرية تحتوي على أحافير مرجانية ورخويات وفقاريات . [ 13 ] [ 14 ] في الجزء العلوي من التكوين، لوحظ تغير مفاجئ في الليثولوجيا من أحجار رملية كوارتزية سميكة وخشنة الحبيبات إلى طبقات متداخلة من طفلة بحرية سوداء وأحجار رملية كوارتزية ناعمة الحبيبات. يُرجح أن يكون هذا هو الحد الفاصل بين تكوين أميل العلوي وتكوين بهاينسكاتي الذي يعلوه من الوحدة الثلاثية. [ 13 ] يعود تاريخ تكوين أميل إلى العصر الطباشيري المبكر إلى العصر الباليوسيني المبكر ، بينما يعود تاريخ تكوين بهاينسكاتي، وفقًا للتحليل الطبقي الحيوي، إلى العصر الإيوسيني الأوسط إلى المتأخر . [ 16 ]

في منطقة جوملا غرب نيبال، تغطي طبقات غوندوانا بشكل غير متوافق صخور الكربونبات التابعة لوحدة نواكوت العليا من العصر الميزوبروتيروزوي. [ 2 ] تتميز طبقات غوندوانا هنا بأحجار رملية كوارتزية ، وطفل أسود، وتكتلات حصى كوارتزية، بالإضافة إلى الفحم والليغنيت. ويُؤرَّخ لها بأنها تعود إلى العصر الجوراسي إلى الباليوسيني . [ 16 ] يتشابه التركيب الصخري لطبقات غوندوانا هنا إلى حد كبير مع تركيب تكوين أميل في وسط نيبال. كما أن وحدة غوندوانا مغطاة بتكوين بهاينسكاتي التابع للوحدة الثلاثية، على غرار الوضع في وسط نيبال.

مع ذلك، في الواقع، لا تتطور وحدة غوندوانا بشكل جيد في منطقة جوملا . [ 2 ] [ 14 ] تفتقر هذه المنطقة إلى الطبقات ذات التركيب الصخري المشابه لتكوين تالتونغ وغوندوانا السفلى. بعبارة أخرى، تفتقر منطقة الهيمالايا السفلى في جوملا إلى جزء من وحدة غوندوانا التي يتراوح عمرها بين أواخر العصر الكربوني - البرمي إلى أوائل العصر الطباشيري . يُعزى ذلك على الأرجح إلى تأثير أكبر لعدم التوافق الهيمالايي الصغير في منطقة جوملا مقارنةً بمنطقة تانسين . [ 2 ]

وحدات غوندوانا التابعة لنظام الرعاية الصحية في جنوب شرق بوتان

شرق جبال الهيمالايا - بوتان

بالمقارنة مع نيبال، تظهر طبقات غوندوانا في مساحة أصغر نسبيًا في بوتان . في جنوب شرق بوتان، يبدأ الجزء السفلي من تكوين غوندوانا بمجموعة دالينغ-شومار المتحولة، تليها مجموعة باكسا التي تتميز بتتابع الكوارتزيت والفيليت والدولوميت ، والتي يعود تاريخها إلى العصر النيوبروتيروزوي، وربما إلى العصر الكامبري . [ 17 ] [ 18 ] ثم يقع الجزء السفلي من وحدات غوندوانا (تكوين ديوري) فوق مجموعة باكسا مباشرةً.

بشكل عام، توجد ثلاث تكوينات رئيسية لوحدات غوندوانا مكشوفة في جنوب شرق بوتان. التكوين السفلي هو تكوين ديوري الذي يعود تاريخه إلى حقبة ما قبل الكامبري وحتى العصر البرمي . [ 19 ] يتكون هذا التكوين من الكونغلوميرات والكوارتزيت والفيليت بالإضافة إلى الدياميكتيت مع طبقات متداخلة من الأردواز . في قاعدة هذا التكوين، تتكون الحصى من الكوارتزيت والدولوميت السيليسي، وهي مغمورة في مصفوفة دقيقة من الكوارتزيت . تعلو طبقات الأردواز والفيليت الأكثر سمكًا طبقات الكونغلوميرات. ويمكن ملاحظة التورق بوضوح. [ 19 ] يشير وجود الدياميكتيت إلى أصل جليدي، ومن المحتمل أن يكون مرتبطًا بحدث التجلد الذي ضرب قارة غوندوانا العظمى خلال حقبة الحياة القديمة المتأخرة . [ 18 ]

يعلو تكوين ديوري تكوين سيتيكولا، الذي يتميز بحجر رملي فلسباثي ، وطين صفحي ، وحجر رملي رمادي ، وعدسات فحم، وأحافير نباتية . يتكون أحد التتابعات من طبقات متداخلة من الحجر الرملي والطين الصفحي، وهو مُعرَّض بشدة للاضطراب الحيوي مع وجود بنى لهبية ملحوظة. [ 6 ] يشير هذا إلى بيئة ترسيبية لشاطئ أو مسطح طيني . كما تم العثور على تتابع آخر من طبقات متداخلة من الحجر الرملي الرمادي الكلسي والطين الصفحي الكربوني. يمكن ملاحظة تموجات وصفائح متقاطعة على الحجر الرملي الرمادي، بينما يمكن رؤية تشققات شمسية صغيرة الحجم وطيات انزلاقية على الطين الصفحي. [ 6 ] يُقترح أن هذا التتابع له بيئة ترسيبية لحوض شبه معزول. تشير الأحافير البحرية الموجودة هنا إلى أن تكوين سيتيكولا يعود إلى العصر البرمي . [ 6 ] [ 19 ]

تُعدّ مجموعة داموداس الفرعية أعلى وحدات غوندوانا، وتتميز بتكوينات من الحجر الرملي ، والطفل ، والأردواز ، وطبقات الفحم الأسود . في الواقع، يُطلق على تكوين سيتيكولا ومجموعة داموداس الفرعية معًا اسم تتابع غوندوانا. [ 17 ] تتكون الصخور الأساسية لمجموعة داموداس الفرعية من أحجار رملية خشنة، غنية بالميكا، وذات طبقات متقاطعة . تتخلل هذه الطبقات الرملية الهشة طبقات من الفحم تعرضت للقص والتكسير. [ 18 ] يمكن العثور على أحافير نباتية وفيرة ، مثل أوراق السرخس، على الطفل الكربوني، مما يميز حقول فحم دامودا ويشير إلى العصر البرمي . [ 6 ] [ 19 ] بشكل عام، تكون الطبقات هنا عدسية الشكل وتُظهر تسلسلًا تنازليًا من حيث حجم الحبيبات إلى الأعلى. في السياق التكتوني، يُقترح أن طبقات غوندوانا هنا قد تعرضت لحركات جبلية لاحقة لتكوين غوندوانا ، مما أدى إلى طي الصخور متبوعًا بانقلاب الطبقات. [ 17 ]

تشكيلات سينغتالي وسوباثو

بعد حدوث انقطاع رسوبي أو عدم توافق، ترسبت تكوينات سينغتالي وسوباثو كرسوبيات حوض أمامي في جبال غاروال الخارجية الصغرى في الهيمالايا خلال أواخر العصر الطباشيري إلى منتصف العصر الباليوسيني. وتوجد كلتا التكوينتين فوق تكوين تال في بيئة هيكلية بالغة التعقيد، تشمل طيات متماثلة مقلوبة وأحداث دفع متعددة. [ 2 ] [ 6 ] إضافةً إلى ذلك، ونظرًا لتشابه الليثولوجيا وبيئة الترسيب، يصعب أحيانًا التمييز بين تكوينات سينغتالي وسوباثو. ويتعلق الاختلاف الرئيسي الذي سنناقشه فيما يلي بالأحداث التكتونية التي حدثت أثناء ترسبها.

تكوين سينغتالي

ينتمي تكوين سينغتالي إلى مجموعة سيرمور في جبال الهيمالايا الصغرى الخارجية في غاروال . ويُعرف أيضًا باسم "تال العلوي" نسبةً إلى حجر مانيكوت الجيري الصدفي العلوي، [ 20 ] [ 21 ] إلا أن هذا التكوين يختلف عن تكوين تال الأساسي الذي يستقر عليه بشكل غير متوافق. تتكون صخوره الرئيسية بشكل أساسي من أحجار جيرية رملية، وحجرية بيضية ، وحجرية صدفية، مع وجود كميات أقل من أحجار الكوارتز الرملية . وتسود الطبقات الضخمة متوسطة السماكة، ولا تظهر أي تراكيب رسوبية . [ 1 ] وقد تم تحديد عمر تكوين سينغتالي على أنه من أواخر العصر الطباشيري إلى العصر الباليوسيني استنادًا إلى الأدلة الحيوانية. [ 9 ] من حيث بيئة الترسيب، فإن هيمنة الحجر الجيري في تكوين سينغتالي وقلة الأحافير تشير إلى ظروف بحرية ضحلة في ذلك الوقت. ويمكن استنتاج بيئة عالية الطاقة ومضطربة من وجود الحبيبات البيضية . [ 1 ]

تشكيل أو مجموعة سوباثو

تُعدّ تكوينات سوباثو جزءًا من مجموعة سيرمور في جبال الهيمالايا الصغرى الخارجية في غاروال. ويُشار إليها في المراجع العلمية لعام 2020 باسم مجموعة سوباثو. وهي عبارة عن سلسلة من الحجر الجيري والطين الأخضر وطبقات ثانوية من الحجر الرملي ، وقد تم تحديد تاريخها الأحفوري من أواخر العصر الباليوسيني إلى منتصف العصر الإيوسيني . [ 20 ] تتميز هذه الصخور بغناها بالأحافير . ويشير وجود الحجر الجيري الذي يحوي أحافير بحرية طبيعية، والطين السميك الذي يحوي أحافير رخويات محفوظة جيدًا من النوع الحفار، إلى بيئة رصيف بحري هادئة وضحلة نسبيًا خلال فترة الترسيب. وتتشابه بيئة الترسيب هذه مع بيئة تكوينات سينغتالي. [ 20 ] تحتوي تكوينات سوباثو على أقدم صخور حوض الهيمالايا الأمامي . بالقرب من صدعي كرول وغارهوال في شمال شرق الهند، توجد تكوينات سوباثو على شكل شريط ضيق وغير متصل، مما يشير إلى تعرضها لقص تكتوني شديد وتفتت نتيجةً لانزلاق الصخور فوق بعضها. ونتيجةً لذلك، فإن تكوينات سوباثو محفوظة جزئيًا فقط في غطاء كرول وتحت صدع غارهوال، وتستقر بشكل غير متوافق فوق تكوينات تال. [ 6 ]

الفروقات بين تكوينات سينغتالي وسوباثو

خلال فترة تكوين سينغتالي ( أواخر العصر الطباشيري - الباليوسين )، غمرت المياه الصفيحة الهندية، وسادت ظروف بحرية ضحلة مستقرة. يُحتمل أن يكون هذا الحدث مرتبطًا بالانثناء، حيث انزلقت أفيوليت سبونتانغ فوق هامش الصفيحة الهندية الشمالية . [ 1 ] ثمة تفسير آخر محتمل يتعلق بالتكتونية التمددية ، حيث انجرفت الهند وانفصلت عن غوندوانا ، وحدث انغماس نيو تيثيس (محيط تيثيس) شمالًا تحت آسيا. [ 1 ] لذلك، فُسِّر تكوين سينغتالي على أنه رواسب غمرية سابقة للتصادم، بالتزامن مع ارتفاع عالمي في مستوى سطح البحر خلال أواخر العصر الطباشيري . [ 22 ]

يختلف الوضع التكتوني لتكوين سوباثو عن تكوين سينغتالي. فقد ترسب خلال عملية التحام الهند وأوراسيا، بين بداية ونهاية التصادم القاري . [ 1 ] ويتعارض النمط المُستنتج للضحالة باتجاه الشمال وانخفاض الترسيب مع نماذج أحواض المقدمة الكلاسيكية . ومع ذلك، قد تعكس أنماط الترسيب هذه إعادة تنشيط الصدوع في القاعدة الصخرية، مما أدى إلى ظهور مرتفعات قديمة، بدلاً من مجرد تحميل القشرة الأرضية الناتج عن التصادم.

تُناقش أهمية كل منهما التكتونية فيما يتعلق بتطور حوض المقدمة بمزيد من التفصيل في القسم التالي. يوضح الجدول أدناه أوجه التشابه والاختلاف العامة بين تكويني سينغتالي وسوباثو.

تشكيلفترةعلم الصخوربيئة الترسيبحدث (أحداث) تكتونية
سوباثوأواخر العصر الباليوسيني - منتصف العصر الإيوسينيالحجر الجيري ، والطفل ، والصخور الطينية الخضراءبيئة بحرية ضحلةاصطدام القارات الهندية والأوراسية
سنجتاليالعصر الطباشيري المتأخر - العصر الباليوسينيالحجر الجيري ، الحجر الرمليبيئة بحرية ضحلةانزلاق أفيوليت سبونتانج على هامش الصفيحة الهندية الشمالية ؛

اندساس بحر تيثس الجديد تحت آسيا ؛

استمرار انجراف الهند شمالاً بعد انفصالها عن غوندوانا

الأهمية الجيولوجية خلال حقبة الحياة القديمة إلى حقبة الحياة الوسطى

طبقات غوندوانا

في جبال الهيمالايا النيبالية، تغطي طبقة الدياميتايت الجليدية السفلى من غوندوانا بشكل غير متوافق تكوين تالتونغ النهري (غوندوانا العليا)، الذي يحتوي على أحافير نباتية وفيرة منتشرة على نطاق واسع في منطقة تانسين . وتتداخل تدفقات الحمم البازلتية القلوية مع الطبقات النهرية في تالتونغ السفلى. وتظهر في تالتونغ السفلى رواسب نهرية متشعبة حصوية، بينما تظهر في تالتونغ العليا رواسب نهرية متعرجة طينية ، ونتيجة لذلك، فإن التتابع يتناقص تدريجيًا نحو الأعلى. وقد ترسبت هذه الطبقات في حوض أرضي على غوندوانا. [ 23 ]

نظراً لظهور رواسب الدياميكتيت الجليدية والأحافير النباتية الدليلية في غوندوانا السفلى والعليا على التوالي، فقد اقتُرح أن جبال الهيمالايا الصغرى كانت جزءاً من غوندوانا خلال العصرين البرمي والطباشيري . [ 14 ] لاحقاً، يشير وجود تدفقات الحمم البازلتية إلى بيئة تكتونية مرتبطة بالنشاط البركاني البازلتي ، حيث اشتُقت الحصى البركانية من الحمم البركانية الكامنة ونُقلت بواسطة الأنهار من غوندوانا. تشير الطبقات المتداخلة من الرواسب النهرية وأشرطة الحمم البازلتية إلى حدوث ثوران بازلتي متكرر، وتآكل وترسيب الرواسب النهرية بالتناوب. من المحتمل أن تكون هذه الأحداث قد نتجت عن تفكك غوندوانا وتصدعها خلال أواخر العصر الجوراسي وبداية العصر الطباشيري . [ 23 ]

تمثل سلسلة غوندوانا العليا بأكملها (بما في ذلك تكويني تالتونغ وأميل) ترسبات غير بحرية. وتشير بيانات اتجاه التيار القديم إلى أن الرواسب أتت من الجنوب، نظرًا لانجراف شبه القارة الهندية شمالًا باتجاه جبال الهيمالايا الصغرى. [ 23 ] بعد ذلك، ترسب تكوين بهاينسكاتي في بيئة بحرية ضحلة. وقد وُجد أن الجزء العلوي من بهاينسكاتي ترسب في بيئة مياه قليلة الملوحة أو عذبة، مما يشير إلى فترة تراجع تدريجي طفيف . وربما بدأت مرحلة التراجع بتغير مستوى سطح البحر في شمال نيو تيثيس. [ 24 ] ومع ذلك، لم تحدث تغيرات كبيرة في الوضع التكتوني خلال الفترة من العصر الطباشيري المبكر إلى العصر الباليوسيني المبكر . في الواقع، يرتبط تكوين بهاينسكاتي بتكوين سوباثو في جبال غاروال الهيمالايا. ويرتبط ترسب هذه السحنات البحرية في بيئة بحرية ضحلة بتطور حوض المقدمة . [ 23 ]

الإزاحة الهابطة والانثناء للصفيحة الهندية نتيجة لانزلاق الأفيوليت على الصفيحة الهندية.

تتوافق جيولوجيا العصر الثالث المبكر لجبال الهيمالايا الصغرى الهندية بشكل جيد مع نموذج حوض المقدمة الكلاسيكي . في أواخر العصر الطباشيري، غمرت المياه هذه المنطقة من شمال الصفيحة الهندية بعد فترة طويلة سادت فيها الظروف الجوية. [ 25 ] نتج عن ذلك ترسب تكوين سينغتالي البحري. [ 26 ] من التفسيرات المحتملة لهذا الحدث أن الأفيوليتات، مثل أفيوليت سبونتانغ، انزلقت فوق الجرف القاري لزانسكار التابع للصفيحة الهندية خلال العصر الكامباني [ 26 ] أو الماستريختي [ 27 ]، مما أدى إلى انزياح وانثناء الصفيحة الهندية نحو الأسفل لمئات الكيلومترات جنوبًا. علاوة على ذلك، يُقترح أن يكون هذا التجاوز البحري مرتبطًا بوضع تكتوني تمددي، حيث انفصلت الطبقة الألبية المتأخرة عن الهند وبدأت بالانجراف من قارة غوندوانا العظمى، كما انزلقت نيو تيثيس شمالًا تحت آسيا. [ 25 ] ويصاحب هذا الحدث أيضاً ارتفاع مستوى سطح البحر العالمي في أواخر العصر الطباشيري . [ 22 ]

حدث الاتصال الأولي بين الهند وأوراسيا في الفترة ما بين 62 و60 مليون سنة مضت في شمال غرب جبال الهيمالايا، وبلغ الاصطدام النهائي ذروته في الشرق قبل 55 مليون سنة. [ 28 ] ترسبت صخور تكوين سوباثو خلال عملية الالتحام والاصطدام الأولي بين الهند وأوراسيا.

مع ذلك، تُظهر المواقع الواقعة في المستوى البنيوي المتوسط ​​الغربي تسلسلًا بحريًا من نوع سوباثو أرق بكثير مقارنةً بالمواقع الواقعة في المستوى البنيوي المتوسط ​​الشرقي، وكذلك مقارنةً بأدنى مستوى بنيوي. ويمكن تفسير اختلافات السُمك بين الغرب والشرق بالالتحام التدريجي للهند وأوراسيا من الشمال الغربي إلى الشرق، [ 28 ] حيث أتاح الالتحام اللاحق في الشرق فترة أطول سادت فيها الظروف البحرية.

مع ذلك، لا يُفسر هذا الالتحام التدريجي اختلاف السماكة بين المستويين البنيويين الأدنى والمتوسط. فبما أن المستوى البنيوي المتوسط ​​يمتد شمالًا أكثر من المستوى البنيوي الأدنى، يُفترض وجود ضحلة في الحوض باتجاه الشمال (أي باتجاه منطقة التحميل). وهذا يختلف عن النموذج النظري، حيث يكون مركز الترسيب قريبًا من منطقة التحميل ويتناقص عمقه باتجاه الدرع القاري . [ 29 ] في حوض مقدمة جبال الهيمالايا الصغرى المبكر ، ربما كانت المرتفعات القديمة، الناتجة عن إعادة تنشيط الصدوع في القاعدة الصخرية، تقع في الغرب بين منطقة التحميل شمالًا وحوض سوباثو البحري جنوبًا. [ 1 ] وهذا من شأنه أن يؤدي إلى تناقص العمق باتجاه المرتفع القديم، وانخفاض الترسيب عليه، وهو ما يُفسر، إلى جانب الطبيعة البعيدة المحتملة للحوض، رقة التتابعات في مواقع المستوى البنيوي المتوسط ​​الغربي.

بعد عملية الالتحام، تغطي الرواسب النهرية تكوين سوباثو البحري. ويرتبط ذلك بارتفاع جبال الهيمالايا وانحسار البحر في أواخر العصر الإيوسيني. [ 5 ]

انظر أيضاً

مراجع

  1. 1 2 3 4 5 6 7 نجمان، يانينا؛ كليفت، بيتر؛ جونسون، مايكل آر دبليو؛ روبرتسون، ألاستير إتش إف (1993). "المراحل المبكرة لتطور حوض المقدمة في جبال الهيمالايا الصغرى، شمال الهند". الجمعية الجيولوجية، لندن، منشورات خاصة . 74 (1): 541-558 . Bibcode : 1993GSLSP..74..541N . doi : 10.1144/GSL.SP.1993.074.01.36 . S2CID 128625649 . 
  2. 1 2 3 4 5 6 7 8 أوبيرتي، ب. ن. (1 أكتوبر 1999). "نظرة عامة على طبقات وتكتونيات جبال الهيمالايا في نيبال". مجلة علوم الأرض الآسيوية . 17 ( 5-6 ): 577-606 . Bibcode : 1999JAESc..17..577U . doi : 10.1016/S1367-9120(99)00047-4 .
  3. ↑Miller, C.; Klotzli, U.; Frank, W.; Thoni, M.; Grasemann, B. (2000). "Proterozoic crustal evolution in the NW Himalaya (India) as recorded by circa 1.80 Ga magic and 1.84 Ga granitic magmatism". Precambrian Research. 103 (3–4): 191–206. Bibcode:2000PreR..103..191M. doi:10.1016/s0301-9268(00)00091-7.
  4. ↑Singh, S.; Barley, M.E.; Brown, S.J.; Jain, A.K.; Manickavasagam, E.M. (2002). "SHRIMP U-Pb in zircon geochronology of the Chor granitoid: evidence for Neoproterozoic magmatism in the Lesser Himalayan granite belt of NW India". Precambrian Research. 118 (3–4): 285–292. Bibcode:2002PreR..118..285S. doi:10.1016/s0301-9268(02)00107-9.
  5. 123Dubey, A. (2014). Understanding an Orogenic Belt: Structural Evolution of the Himalaya. Springer.
  6. 12345678Dhital, M. R. (2015). Geology of the Nepal Himalaya: Regional Perspective of the Classic Collided Orogen. Springer.
  7. ↑Hughes, N. C.; Peng, S.; Bhargava, O. N.; Ahluwalia, A. D.; Walia, S.; Myrow, P. M.; Parcha, S. K. (2005). "Cambrian biostratigraphy of the Tal Group, Lesser Himalaya, India, and early Tsanglangpuan (late early Cambrian) trilobites from the Nigali Dhar syncline". Geological Magazine. 142 (1): 57–80. Bibcode:2005GeoM..142...57H. doi:10.1017/s0016756804000366. S2CID 16436249.
  8. ↑Shanker, R (1971). "Stratigraphy and sedimentation of Tal Formation, Mussoorie Syncline, Uttar Pradesh". J. Palaeontol. Soc. India. 16 (1): 1–15. Bibcode:1971JPalS..16....1S. doi:10.1177/0971102319710101.
  9. 123Singh, I. B. (1979). "Environment and Age of the Tal formation of Mussorie and Nilkanth Areas of Garhwal Himalaya". Geological Society of India. 20 (5): 214–225. Bibcode:1979JGSI...20..214S. doi:10.17491/jgsi/1979/200503.
  10. 1 2 كومار، ج.؛ دهاونديال، ج.ن. (1979). "حول الموقع الطبقي لتكوين تال، تكوين غارهوال، مقاطعتي غارهوال وتهري غارهوال، ولاية أوتار براديش". مجلة الجمعية الأحفورية الهندية . 23 (1): 58. Bibcode : 1979JPalS..23...58K . doi : 10.1177/0971102319790112 .
  11. ↑ سريفاستافا، آر في كي، وتيواري، في سي (1986). طبيعة الغلوكونيت في تكوين تال العلوي لحزام الهيمالايا الصغرى ودوره في حل مشكلة عدم التوافق بين كوارتزيت تال العلوي وحجر شل الجيري.
  12. ↑ براساد، ف.، وساركار، س. (2002). أحفورة من نوع سيتونيما (نوستوكاليس) من تكوين سوباثو في وادي تال، غاروال هيمالايا، الهند. الإحداثيات ، 134 (x13)، 5.
  13. 1 2 3 دي سيلز، بي جي؛ جيريلز، جي إي؛ نجمان، واي؛ مارتن، إيه جيه؛ كارتر، إيه؛ غارزنتي، إي. (2004). "التأريخ الجيولوجي والكيمياء الجيولوجية للرواسب الفتاتية لطبقات العصر الطباشيري - الميوسيني المبكر في نيبال: دلالات على توقيت وتطور التكوين الأولي لجبال الهيمالايا". رسائل علوم الأرض والكواكب . 227 (3): 313-330 . Bibcode : 2004E & PSL.227..313D . doi : 10.1016/j.epsl.2004.08.019 .
  14. 1 2 3 4 5 باشيال، آر بي (2001). "تكوينات غوندوانا في جبال الهيمالايا النيبالية وأهميتها الإقليمية". بحث غوندوانا . 4 (4): 572-573 . Bibcode : 2001GondR...4..572B . doi : 10.1016/s1342-937x(05)70376-2 .
  15. ↑ ساكاي، هـ. (1991). غوندوانا في جبال الهيمالايا النيبالية. الأحواض الرسوبية في الهند: السياق التكتوني، جيانودايا براكاشان، ناينيتال ، 202-217.
  16. 1 2 3 ساكاي، هـ (1983). "جيولوجيا مجموعة تانسين في جبال الهيمالايا الصغرى في نيبال". مذكرات كلية العلوم، جامعة كيوشو . 25 : 27-74 .
  17. 1 2 3 ماكواري، ن.؛ روبنسون، د.؛ لونغ، س.؛ توبغاي، ت.؛ غروييتش، د.؛ غيريلز، ج.؛ دوسيا، م. (2008). "البنية الطبقية والتركيبية الأولية لبوتان: دلالات على البنية الممتدة على طول سلسلة جبال الهيمالايا". رسائل علوم الأرض والكواكب . 272 ​​(1): 105-117 . Bibcode : 2008E & PSL.272..105M . doi : 10.1016/j.epsl.2008.04.030 . S2CID 33571084 . 
  18. لونغ ، س.؛ ماكواري، ن.؛ توبغاي، ت.؛ روز، س.؛ غيرلز، ج.؛ غروييتش، د. (2011). "التكتونوستراتيغرافيا لجبال الهيمالايا الصغرى في بوتان: دلالات على استمرارية الطبقات على امتداد الهامش الشمالي للهند". نشرة الجمعية الجيولوجية الأمريكية . 123 ( 7-8 ): 1406-1426 . Bibcode : 2011GSAB..123.1406L . doi : 10.1130/b30202.1 .
  19. 1 2 3 4 غانسر، أ. (1983). جيولوجيا بوتان هيمالايا، 181 ص. Denkschr. شويز. ناتورفورش. جيس ، 96 .
  20. 1 2 3 ماثور، ن. س. (1977). "عمر تكوينات تال وسوباثو في منطقة غارهوال، أوتار براديش، الهند". نشرة الجمعية الجيولوجية الهندية . 10 : 21-27 .
  21. ↑ بهاتيا، إس بي. متشابك تال في بهاتيا وفالديا (محرران) (1980). علم الطبقات وعلاقات التكوينات الهيمالايية الصغرى. مؤسسة هندوستان للنشر، دلهي، 79-98.
  22. 1 2 فايل، بي آر؛ ميتشوم، آر إم؛ طومسون، إس. (1977). "الدورات العالمية للتغيرات النسبية في مستوى سطح البحر. في: بايتون، سي إي (محرر) علم الطبقات الزلزالي - تطبيقات في استكشاف الهيدروكربونات". الجمعية الأمريكية لجيولوجيي البترول، مذكرات . 26 : 83-98 .
  23. 1 2 3 4 ساكاي، هـ. (1989). تصدع غوندوانا وارتفاع جبال الهيمالايا كما هو مسجل في الرواسب النهرية من العصرين الميزوزوي والتيرشياري في جبال الهيمالايا النيبالية. السحنات الرسوبية في هامش الصفيحة النشطة ، 723-732.
  24. ↑ مخلوف، IMI (2006). "تطور بحر تيثس الجديد في أواخر العصر الترياسي وبداية العصر الجوراسي في شمال غوندوانا (الأردن وليبيا، منطقة البحر الأبيض المتوسط)". مجلة جيولوجيكا أكتا . 4 (3): 371-376 . Bibcode : 2006GeolA...4..371M . doi : 10.1344/105.000000350 .
  25. 1 2 غايتاني، م.؛ غارزنتي، إ. (1991). "التاريخ متعدد الدورات للهامش القاري لشمال الهند (شمال غرب جبال الهيمالايا)". نشرة الجمعية الأمريكية لجيولوجيي البترول . 75 (9): 1427-1446 . Bibcode : 1991BAAPG..751865DM . doi : 10.1306/0C9B2957-1710-11D7-8645000102C1865D .
  26. 1 2 بروكفيلد، مين؛ رينولدز، بي إتش (سبتمبر 1981). "توضع مزيج الأفيوليت في منطقة درز وادي السند خلال العصر الطباشيري المتأخر، وقوس ماغماتي من العصر الإيوسيني-الأوليغوسيني على الحافة الشمالية للصفيحة الهندية". رسائل علوم الأرض والكواكب . 55 (1): 157-162 . Bibcode : 1981E & PSL..55..157B . doi : 10.1016/0012-821X(81)90094-7 .
  27. ↑ سيرل، م.ب. (يناير 1986). "التطور البنيوي وتسلسل الدفع في مناطق التماس بين جبال الهيمالايا العليا، والتبت-تثيس، وإندوس في زانسكار ولاداخ، غرب الهيمالايا". مجلة الجيولوجيا البنيوية . 8 (8): 923-936 . Bibcode : 1986JSG.....8..923S . doi : 10.1016/0191-8141(86)90037-4 .
  28. 1 2 كلوتويك، سي تي؛ كوناغان، بي جيه؛ باول، سي. ماك إيه (1985). "قوس الهيمالايا: اندساس قاري واسع النطاق، وانحناء أوروليني، وانتشار خلف القوس". رسائل علوم الأرض والكواكب . 75 ( 2-3 ): 167-183 . Bibcode : 1985E & PSL..75..167K . doi : 10.1016/0012-821x(85)90099-8 .
  29. ↑ بومونت، سي (1981). "أحواض المقدمة" . المجلة الجيوفيزيائية للجمعية الفلكية الملكية . 65 (2): 291-329 . Bibcode : 1981GeoJ...65..291B . doi : 10.1111/j.1365-246x.1981.tb02715.x .