Гималаи. Самые высокие, прекрасные и загадочные

Гималаи . Самые высокие , прекрасные и загадочные Самые высокие горы на Земле — Гималаи . Лишь Чогори , вторая по высоте вершина мира (8611 м ) располагается в Каракоруме (Индия ). Все остальные восьмитысячники — пики Гималаев . А сколько здесь семитысячников . Но высочайшие не значит самые красивые . Может быть , это покажется с т ранным , но самые прекрасные гималайские вершины не достигают 7000 м и по местным меркам горы рядовые . Например , горный массив Кхумбу Гимал : Эверест (8848 м ), Лхоцзе (8516 м ), Макалу (8463 м ), Чо Ойо (8201 м ), а царит здесь , правит бал ладная и грациозная А ма Даблам (6856 м ). От средних по высоте гималайских вершин невозможно отвести взгляд : Мачарпучхар в Аннапурна Гимале , Чомопомери в Лангтанге , Пумори в Кхумбу Гимале . Первая из них долго сопровождает путника от Покхары на юг . И на каждом повороте извилист ого горного шоссе вы ищете и находите ее своим взглядом . Гималаи поделились прекрасным с народом , в них обитающим . Нигде так , как в Непале , путешественник не ощущает того внутреннего комфорта , который способствует достижению целей его поездки . Но оставим эмоции и обратимся к нашей работе , к тому , зачем я стремился в Гималаи . Мечта их увидеть сопровождала меня на протяжении более чем 30 лет . Я геолог и геоморфолог , и главной целью моего путешествия в Непал было ознакомление с рельефом высочайшей и , пожалуй, самой загадочной на Земле горной страны . Загадка геологического строения и рельефа Гималаи составляют южную окраинную цепь горных сооружений Внутренней Азии . В то же время они морфологически удивительно напоминают поднятия островных дуг северо-западной окраины Тихого океана . Их фронтальный уступ — аналог внешних склонов островодужных поднятий в сторону глубоководных желобов . В нижних частях таких склонов залегают аккреционные призмы — деформированные осадки , срезанные с поверхности океанической литосфер н ой плиты , погружающейся под островную дугу . Фронтальный уступ Гималаев опирается на холмистые гряды и низкогорные массивы Сивалика — морфологического выражения интенсивных деформаций неоген-четвертичных отложений в месте поддвига Индостанского субконтинен т а под горное сооружение . Это своего рода внутриконтинентальный аккреционный клин . Низкие Гималаи — морфологический аналог внешних островодужных поднятий типа Малокурильской гряды или подводного хребта Витязя , а долина Катманду подобна междуговым бассейнам Алеутской островодужной системы . Морфологическое сходство островодужных поднятий и Гималаев определяет приложение к ним одних и тех же геодинамических моделей в духе тектоники литосферных плит . Насколько удовлетворительны данные модели , мы попытаемся расс мотреть ниже , а пока продолжим характеристику геолого-геоморфологических особенностей горных сооружений . Гималаи — южное окраинное поднятие Тибет-Гималайской секции Средиземноморского молодого (альпийского ) подвижного пояса , смещенного на север более чем на 1000 км относительно его сопредельных частей в Иране и Индокитае [ 1 , 2 ]. Будучи частью этого пояса , они предста вляют собой поднятый , или как бы выдвинутый и преобразованный в систему надвиговых пластин , блок фундамента Индостанской платформы , отчасти перекрытый палеозой-мезозойскими осадками пассивной континентальной окраины . Поэтому большинство высочайших вершин м ира сложены преимущественно пологозалегающими слоями известняков и других осадочных горных пород . Высокие Гималаи в виде гигантской моноклинали подняты на большую высоту и смещены по надвигам на юг вместе с подстилающим фундаментом древней платформы . И по т ому странной оказывается тектоническая позиция Индо-Гангского передового прогиба , сопровождающего эту горную цепь с юга . В отличие от других подобных прогибов он не разделяет платформу и складчатое сооружение , а как бы наложен на первую , поскольку край мо л одого орогенического пояса оказывается тоже частью древней платформы . Рельеф Г ималаев и их окружения . Числа на изолиниях обозначают сотни метров . Залитыми кружками показаны участки глубокофокусных землетрясений , зубцами — уступ поверхности геоида. Главная особенность геологической структуры Гималаев — серия переместившихся с севера на юг пологозалегающих надвиговых пластин . Характерная черта их — наложенная последующая складчатость . Обычно же складчатые деформации в орогенических поясах либо предшествуют надвигам , либо происходят одновременно . Эрозионное преобразование разделило ло б овые части надвиговых пластин на останцы , которые в условиях горизонтального сжатия литосферы испытывали выжимания . В результате сформировались клиновидные горсты [ 3 ], составляющие наиболее высокоподнятые части Низких Гималаев . Небезынтересным оказывается сравнение Гималаев с горной системой Загроса — южной ок раиной Иранской секции Средиземноморского подвижного пояса , — также граничащей с Аравийским субконтинентом . Последний наравне с Индостаном относится к “осколкам” распавшегося древнего южного материка Гондваны . Загрос — складчатые горы , возникшие при текто н ическом скучивании (поперечном сокращении ) мощного и продолжительно формировавшегося комплекса осадков пассивной континентальной окраины , перекрывающих погруженный участок древнего Аравийского кратона (части Африканской платформы ). В сущности Загрос и Гим а лаи дают нам примеры одного и того же процесса поперечного сокращения верхних частей литосферы молодых орогенов в результате горизонтального сжатия , но на разных уровнях . То , что мы видим в Гималаях , происходит в Загросе на больших глубинах . Тектоническом у рельефу Гималаев свойственно продольное расчленение , выражающееся в первую очередь в наличии понижений , разделяющих отдельные массивы высокогорья — гималы . Такие поперечные понижения проникают далеко на север , в Тибет , и особенно эффектно выглядят на пе р спективных космических снимках . Вдоль горизонтально смещенных относительно друг друга массивов-гималов заложены долины крупнейших рек , пересекающих Высокие Гималаи (Арун , Кали-Гандак ). Вообще следует сказать , что Гималаи начисто лишены какой-либо водоразд ельной роли . Практически это односкатные горы . Они возвышаются над крутой цокольной поверхностью гор этой части Средиземноморского подвижного пояса [ 4 ]. Перепад высот цоколя под ними достигает 4000 — 4500 м , и большая его часть располагается под Высокими Гималаями . Долины Цангпо и Инда , ограничивающие Гималаи с се вера , находятся уже на верхней части ската гор , а днища впадин Тибета располагаются над ними , на еще больших высотах . Поэтому и сам материковый водораздел между реками Индийского океана и бессточными бассейнами Внутренней Азии имеет необычную позицию — та к же в верхней части ската цоколя молодого подвижного пояса . Высокий и крутой скат цокольной поверхности определенно придает Гималаям гравитационную неустойчивость . Возможно , поэтому здесь проявляется гравитационный тектогенез , но вопрос этот совершенно не изучен . Особенность гималайского горообразования Модель тектоники литосферных плит в приложении к гималайскому орогенезу не согласуется с характером сейсмического режима этой части Евразийского континента . Казалось бы , мы должны ожидать наличие погружающ ейся на север сейсмофокальной зоны с глубокофокусными землетрясениями под северной частью Гималаев и южной — Тибета . В действительности этого нет , и под Тибетом на большой глубине зафиксирован лишь один (!) сейсмический толчок — в районе Лхасы . Напротив , г лубокофокусные землетрясения отмечаются под Индо-Гангским передовым прогибом , и особенно южнее плато Шиллонг . Но наибольшим распространением глубокофокусных землетрясений характеризуются районы вблизи окончаний Гималайского поднятия (Ассамский и Памир-Пен д жабский синтаксисы — гигантские горизонтальные складки , образованные дуговыми гирляндами покровно-складчатых горных цепей ). Характер сейсмичности Тибета , Гималаев , Индостана и Индокитая не объясняется моделью субдукции одной литосферной плиты под другую в ее ортодоксальном исполнении . В морфологической и геологической структуре Гималаев наблюдается причудливое переплетение результатов разнородных геодинамических обстановок : элементов сходства с островодужной геодинамикой , включая формирование предгорного а ккреционного клина ; тектонического скучивания посредством одновременного перемещения надвиговых клиньев и пластин ; приповерхностной складчатости и возможного гравитационного соскальзывания верхних частей литосферы над крутым и высоким скатом цоколя гор . Э т а комбинация и делает Гималаи загадочными в их геолого-геоморфологическом отношении . Рядом же с ними располагается не менее удивительный Тибет . Обычно он — наравне с Гималаями , Тянь-Шанем , Алтаем , горами , тянущимися на север , вплоть до Байкала , — объединя е тся в состав системы внутриконтинентальной коллизии (сближения ) Евразийской и Индостанской литосферных плит [ 5 ]. Но в тектоническом рельефе Тибета не просматриваются следы сжатия литосферы . Более выражены свидетельства рифтогенеза . Тектонический рельеф Тибета напоминает Провинцию хребтов и бассейнов Северной Аме рики . Итак , в структурном отношении данная внутриконтинентальная коллизионная система включает разобщенные элементы : Гималаи (поперечное сокращение за счет надвиговых клиньев и пластин ), Тянь-Шань и Алтай (сводовые изгибы и надвиги , продольные смещения ли н зовидных блоков верхних частей литосферы ) и Тибет (проявления рифтогенеза ). Внутриконтинентальная коллизионная система , выделяемая во Внутренней Азии , здесь по размерам сопоставима с размерами взаимодействующих литосферных плит . Более того , по площади она превышает Индостанский субконтинент ! Это крайне необычная ситуация . Внутриазиатский коллизионный пояс представляет собой своеобразное шовное образование , а такого рода тектонические формы по размерам значительно уступают порождающим их структурам . Следова т ельно , мы вправе предполагать существование особенных причин гималайского горообразования , и коллизионных явлений во Внутренней Азии вообще . Гигантский коромантийный блок Рельеф геоида (геометрически сложной поверхности равных значений потенциала силы тя жести ) дает хорошую подсказку в решении этой проблемы . В Азиатско-Индоокеанском регионе выделяется обширная полоса понижений поверхности геоида до отрицательных значений , с самым глубоким на Земле минимумом ( – 112 м ) южнее Индостанского п-ова и о.Шри-Ланка. Этот сектор геоида с востока и запада ограничен протяженными и встречно-наклонными скатами , которые (судя по результатам глобальной сейсмической томографии ) представляют собой крупные линеаменты , проникающие на глубину вплоть до раздела ядро— мантия . Само Азиатско-Индоокеанское понижение поверхности геоида неоднородно и распадается на две крупные части : Индоокеанский минимум и Азиатскую пониженную ступень . Они разделены невысоким уступом-скатом вдоль Гималаев и структурным мысом в районе Тибета . Возможно , Г ималайский уступ поверхности геоида также транслируется на глубину до границы ядро— мантия , но относительно субширотного линеамента смещается на север на расстояние , эквивалентное двум третям протяженности Индостанского п-ова . А сопровождающий его мыс — мо р фологическое отражение глубинной структуры под Тибетом . Рельеф геоида в Азиатс ко-Индоокеанском регионе ( вверху ) и его тектоническая интерпретация . Стрелками показано перемещение коромантийных геоблоков. Азиатско-Индоокеанское понижение поверхности геоида — следствие залегания в мантии этой части Земли относительно охлажденных и упл отненных масс , что подтверждается результатами глобальной сейсмической томографии . Расчеты показывают , что центр масс , обусловливающих существование Индоокеанского минимума геоида , находится на глубинах 700 — 800 м [ 6 ]. Следовательно , относительно тяжелое (охлажденное ) тело имеет вертикальные размеры порядка 1500 км и , видимо , представляет собой гигантский коромантийный геоблок , объем которого минимум в 10 раз превышает объем литосферной плиты . И не плита , а именно Индоокеанский коромантийный тяжелый геоблок смещается на север и приходит в столкновение с так о вым же Азиатским геоблоком . Эффект внутриконтинентальной коллизии во Внутренней Азии , включая формирование высочайшего Гималайского поднятия , можно рассматривать как результат взаимодействия именно гигантских геоблоков , и , возможно , что в Азиатско-Индооке а нском секторе Земли в этом процессе участвует вся мантия , а наблюдаемые элементы тектоники литосферных плит — лишь частный элемент такого взаимодействия . Мы полагаем , что здесь существенное , если не определяющее , значение имеют ротационные процессы . Именн о тяжелый и охлажденный Индоокеанский коромантийный геоблок производит наибольшую работу , смещая южное крыло молодого подвижного пояса на север более чем на 1000 км . При преодолении инерции получивший разгон этот тяжелый блок обладает наибольшими значения м и количества движения или кинетической энергии . Литература 1. Гансер А. Геология Гималаев . М ., 1967. 2. Хаин В.Е . Региональная геотектоника . Альпийский Средиземноморский пояс . М ., 1984. 3. Geological map of Nepal: Scale 1:1 000 000. K athmandu, 1994. 4. Уфимцев Г.Ф. Горные пояса континентов и симметрия рельефа Земли . Новосибирск , 1991. 5. Molnar P., Tapponnier P. // Science. 1975. V.189. P.419 — 426. 6. Тараканов Ю.А ., Винник Л.П. // Докл . АН СССР . 1975. Т .220. № 2. С. 339 — 341.