ΙΜΑΛΑΪΑ – ΝΟΤΙΟ ΘΙΒΕΤ: ηπειρωτική σύγκρουση μακράς διάρκειας. Βυθισμένες πλάκες της Τηθύος κάτω από την Ινδία.

ΙΜΑΛΑΪΑ – ΝΟΤΙΟ ΘΙΒΕΤ: ηπειρωτική σύγκρουση μακράς διάρκειας

Βυθισμένες πλάκες της Τηθύος κάτω από την Ινδία.

Αναδιάταξη των λιθοσφαιρικών πλακών στο Υπρέσιο (η περίπτωση του Reykjanes Ridge)

(Απαιτούνται γνώσεις Πετρολογίας, Τεκτονικής Γεωλογίας- Γεωδυναμικής.)

Τα Ιμαλάια καλύπτουν περιοχή μήκους περίπου 3000χλμ και εύρους 250-300χλμ, η οποία διαχωρίζει την Ινδία από το μεγαλύτερο παγκοσμίως Οροπέδιο, αυτό του Θιβέτ με μέσο υψόμετρο 5000μ

Η οροσειρά των Ιμαλαῒων έχει μια σχετικά απλή, τοξοειδή και κυλινδρική γεωμετρία καθόλο σχεδόν, το μήκος της και η οποία τερματίζεται στα δύο άκρα της σε σχετικά εγκάρσιες συντάξεις (Wadia 1931), δηλ. περιοχές όπου οι ορογενετικές δομές περιστρέφονται οξύληκτα γύρω από κάθετο άξονα. Αμφότερες οι συντάξεις ονομάστηκαν από τις κορυφές οι οποίες δεσπόζουν από πάνω τους: την Namche Barwa (7756 μ) στον πυρήνα της ανατολικής σύνταξης και την Nanga Parbat (8138 μ) στη δυτική καμπή του Πακιστάν (Σχήματα Α & 1).

Η μεγάλη και γρήγορη ανύψωση των Ιμαλαῒων, με ρυθμό 54 - 43 mm/a, αποδίδεται σε ισοστατική εξισορρόπηση του χαμηλής πυκνότητας ευρασιατικού φλοιού. Ο ορεινός όγκος ορειοθετείται και από τα δύο άκρα του από ζώνες ρηγμάτων οριζόντιας ολίσθησης: Το σύστημα ρηγμάτων Quetta-Chaman δυτικά στο Αφγανιστάν και τη ζώνη Sittang ανατολικά στη Μπούρμα. (Σχήμα 1).

Χρονολόγηση της σύγκρουσης

Από τα παλαιομαγνητικά στοιχεία προκύπτει ότι η σύγκρουση μεταξύ των ηπειρωτικών τμημάτων της Ινδίας και της Ασίας τοποθετείται στο Ηώκαινο στα 55 Ma περίπου (Υπρέσιο), όταν η βόρειας κατεύθυνσης κίνηση της Ινδίας υπέστη ταχεία ελάττωση από >10cm/a στα 5cm/a. Αυτή η χρονολόγηση είναι συμβατή με εκείνη που προέκυψε από τους κοεσιτικούς εκλογίτες στο Ladakh (δες ανάρτηση: Δυτικά Ιμαλάια) καθώς επίσης και με τα νεότερα πελαγικά ιζήματα κατά μήκος της Ζώνης Συρραφής Tsangpo.

Η σύγκρουση της Ινδίας με την Ευρασία έγινε αισθητή σ΄ όλο τον πλανήτη: Στον Ειρηνικό έχει καταγραφεί μία ευρεία αναδιάταξη των λιθοσφαιρικών πλακών στα 43 Ma από την αιφνίδια κλίση της υποβρύχιας οροσειράς Emperor στη Χαβάη καθώς επίσης και με το σχηματισμό πολλών ηφαιστειακών τόξων (Tonga, Mariana, Aleutian). Στο βόρειο Ατλαντικό, περίπου την ίδια εποχή, παρατηρείται μία μετανάστευση της ράχης της Θάλασσας του Labrador στη Reykjanes Ridge (RR) ανατολικά της Γροιλανδίας.*

* Έχουν καταγραφεί τρεις διακριτές φάσεις του ανοίγματος του πυθμένα κατά μήκος της Μεσο-Ατλαντικής Ράχης νότια της Ισλανδίας, σύμφωνα με τις μεταβολές που φαίνονται, στα περιθώρια της πλάκας και στους δύο χάρτες (Σχήματα Π1, Π2): βαρυτικών και μαγνητικών ανωμαλιών αντίστοιχα (Vogt, 1971. White, 1997): α) Αμέσως μετα τον διαχωρισμό Γροιλανδίας Ευρασίας στα 55Ma ένα σύστημα ράχης αναπτύχθηκε χωρίς ρήγματα μετασχηματισμού δίνοντας μαγνητικά και βαρυτικά χαρακτηριστικά σχεδόν παράλληλα με το ηπειρωτικό περιθώριο. β) Αυτή η διάταξη άλλαξε περίπου στα 37 Ma (Jones, 2003) σε μία περισσότερο τυπική κατάσταση δηλ. διάνοιξη ράχης με ρήγματα μετασχηματισμού, η οποία πιθανώς να οφείλεται σε μία σχεδόν στιγμιαία αλλαγή στη διεύθυνση διάνοιξης από 125⁰ σε 100⁰  εξαιτίας της σύζευξης της Γροιλανδίας με τη  Βόρειο Αμερική. γ) Σχεδόν αμέσως μετα την αρχική αναδιάταξη ξεκίνησε μια πρόσφατη νέα διάνοιξη μεγάλου εύρους νότια της Ισλανδίας και η οποία συνεχίζεται ακόμη.

ΣΧΉΜΑ Π1: Δορυφορική μέτρηση βαρύτητας (Sandwell et al., 2014) και τεκτονική διάταξη:

Η λευκή διάστικτη γραμμή (1) αντιστοιχεί στον άξονα της Reykjanes Ridge.Οι μαύρες κλιμακωτές γραμμές σε σχήμα V (2) επεξηγούνται ως η διαχρονική αναδιάταξη του περιθωρίου με την εξάλειψη των ρηγμάτων μετασχηματισμού. Οι λεπτές διάστικτες γραμμές (3) αντιστοιχούν στις πλευρές της τάφρου. Οι μαύρες γραμμές (4), περίπου φοράς Α-Δ, αντιπροσωπεύουν τις ζώνες διάρρηξης. Bight (5) είναι το πρώτο ρήγμα μετασχηματισμού που απέμεινε, νότια τη Ισλανδίας καθώς το Modred (6) μεταναστεύει τώρα σε μία μη-μετασχηματισμού τύπου κατάσταση (non-transform offset:NTO.) Οι λεπτές μαύρες γραμμές σχήματος V (7), οι οποίες επεκτείνονται από τα αναδιατεταγμένα περιθώρια προς τον άξονα της ράχης, είναι οι «αυλακιές» της μετανάστευσης των ΝΤΟ. Οι μαύρες κουκίδες (8) δείχνουν την διάδοση/διασπορά ιχνών τα οποία είναι ανεξάρτητα από την αναδιάταξη του RR.

Σχήμα Π2:Συνδυασμένα μαγνητικά δεδομένα του Geological Survey of Canada (Macnab et al., 1995) και του ωκεανογραφικού RRS Charles Darwin (Searle et al., 1998), του Βρετανικού Συμβουλίου Έρευνας Φυσικού Περιβάλλοντος: Δείχνουν, νότια της Ισλανδίας, τον μαγνητικό σχηματισμό της Reykjanes Ridge που οφείλεται σε ρήγμα διάδοσης (rift propagation) καθώς έτσι εξηγούνται οι προοδευτικές ασύμμετρες επαυξήσεις. Εξάλλου, ο σχηματισμός ψευδορηγμάτων σχήματος V και από τις δύο πλευρές των ραχών είναι χαρακτηριστικό του rift propagation.

Σχήμα Π3: Η παλαιογεωγραφία της ΒΔ Ευρώπης

Το ΒΑ τμήμα της Βόρειας Αμερικής το ΒΔ της Σιβηρίας και η Αρκτική Θάλασσα στα 50Ma, όπου διακρίνεται η διάνοιξη των σκελών του Β. Ατλαντικού και του Αρκτικού Ωκεανού καθώς και το τμήμα της Eurekan* ορογένεσης του Β. Καναδά και Γροιλανδίας. Οι πράσινες γραμμές σημειώνουν τα ρήγματα μετασχηματισμού. Με γκρι δείχνονται τα βυθισμένα, σήμερα, ρηξιγενή μικρο ηπειρωτικά τεμάχη. Ακόμα σημειώνονται οι περιοχές όπου έχουν βρεθεί φυλλοβόλα και αειθαλή δένδρα. AH: Axel Heiberg Island, ARC: Alpha Ridge,

CH: Chukchic, Devon Island FLZ: Franz Josef Island, JMM: Jan Mayen Microcontinent,

ME :Mendeleev Ridge, NW; Nortwind Ridge .

* Η Eurekan Ορογένεση είναι αποτέλεσμα σύγκλησης μεταξύ Γροιλανδίας και Αρκτικού Καναδά στο Παλαιόκαινο.

Σύγκρουση μακράς διάρκειας

Στο Νότιο Θιβέτ, στα 55 Ma, θαλάσσιες αποθέσεις ιζημάτων δείχνουν ότι αυτό το βόρειο τμήμα της Ινδίας ήταν σταθερό ενώ η σύγκλιση βόρειας κατεύθυνσης ήταν ακόμη με ταχύτητα 20 cm/a. Στα 50 Ma η αρχική σύγκρουση είχε ξεκινήσει.

Σημειώνεται (Σχήμα 2) η διαδοχική σειρά των γεγονότων πριν και αμέσως μετά τη σύγκρουση. Το βόρειο περιθώριο της Ινδίας στα 56Ma πέρασε από τον Ισημερινό πλησίον της Tingri (Σχήμα 3). Ακολούθως στα 55 Ma ξεκίνησε η υποβύθιση 500χλμ ηπειρωτικού φλοιού στη συρραφή Tsangpo προτού αυτή κλείσει. Η συρραφή “σφραγίστηκε” στα 45 Ma και η κίνηση σύγκλισης, 400χλμ ακόμη, μετατοπίσθηκε πρώτα στο MCT και μετα στο MBT (45-35 Ma). Οι επωθήσεις συνεχίζονται μέχρι σήμερα στα νότια του ΜΒΤ.

Διαχρονική, ανατολικής κατεύθυνσης, μετανάστευσης της σύγκρουσης

Η ηπειρωτική πανίδα δείχνει ότι η Ινδία και Ασία είχαν συνδεθεί στα 67 Ma στα Δυτικά Ιμαλάια. Η υπόθεση ότι η σύγκρουση μπορεί να άρχισε νωρίτερα στα δυτικά και ακολούθως επεκτάθηκε ανατολικά κατά μήκος των Ιμαλαῒων, φαίνεται να είναι συμβατή με την ελαφρώς ταχύτερη σύγκλιση στο ανατολικό άκρο της Ινδίας από ότι στο δυτικό (Σχήμα 4).

Σχήμα 4: Αποστάσεις σημείων των ΒΔ και ΝΑ άκρων της Ινδίας σε διαφορετικούς χρόνους με τη μέση ταχύτητα σύγκλισης καθώς και τη συνεχόμενη επιβράδυνσή της.

Πρόσφατα παλαιογεωγραφικά και τοπογραφικά δεδομένα δείχνουν ότι στο Παλαιόκαινο (Δάνιο), η βόρεια Ινδία είχε συγκρουσθεί με ένα ενδο-ωκεάνιο νησιωτικό τόξο σε ισημερινά πλάτη (βλέπε ανάρτηση: “Δυτικά Ιμαλάια: σύγκρουση νησιωτικού τόξου-ηπείρου”). Αυτή η κατάσταση οδήγησε ώστε να εξελιχθεί η σύγκρουση σε δύο βασικά στάδια: στα 55-50 Ma και στα 25–20 Ma.

 Σχήμα 5: Εξέλιξη παλαιοσυντεταγμένων του Ινδικού Κράτονα, Νότιου Θιβέτ και Θιβετιανών Ιμαλαῒων σε σχέση με ένα σημερινό σημείο αναφοράς (29⁰Β, 88⁰Α – Σχήμα 3). Οι αριθμοί αντιστοιχούν σε παλαιομαγνητικούς πόλους και περιγράφονται στον παρακάτω πίνακα.

APWP (Apparent Polar Wander Path): φαινομενικό ίχνος της διαδρομής των διαδοχικών θέσεων του παλαιομαγνητικού πόλου. Οι αλλαγές στο φαινομενικό ίχνος της διαδρομής του πόλου προκαλούνται, συνήθως, από συγκρούσεις ηπειρωτικών πλακών.

Paleomagnetic Poles for Southern Tibet, the Tibetan Himalaya, and Cratonic India Παλαιομαγνητικοί Πόλοι για το Νότιο Θιβέτ, τα Θιβετιανά Ιμαλάια και τον Ινδικό Κράτονα
Σχήμα 5	Location		Stratigraphic Age
Cratonic India
1	Deccan Traps	Cretaceous-Paleocene	65±1
	Deccan Traps at 59 Ma in India-Asia plate circuit                  of Torsvik et al. (2008)	59±1	65
	Deccan Traps at 68 Ma in India-Asia plate circuit                       of Torsvik et al. (2008)	68±1	65
2	Rajmahal Traps	Aptian	118±1
Southern Lhasa Block
3	S. Qiangtang	Eocene-Oligocene	35±3
4	Penbo		Paleocene-Eocene
5	Maxiang		Upper Cretaceous
6	Penbo	Upper Cretaceous	105-90
7	Deqing & Cuoqin	Lower Cretaceous	130-110
Tibetan Himalaya
8	Zongpu	Selandian - Thanetian	62-56
9	Zongshan		Campanian - Maastrichtian
	Zongshan corrected to Deccan at 68 Ma	71-65	144
	Zongshan corrected to Indian APWP at 68 Ma		71-65
10	Thakkhola - Dzong Fm
	Thakkhola - Dzong corrected to Rajmahal at 118 Ma

Η κινηματική και η εξέλιξη της σύγκρουσης Ινδίας – Ασίας (Σχήμα 6A-D).

Το πριν τη σύγκρουση προεξέχον βόρειο ηπειρωτικό τμήμα της Ινδίας, γνωστό ως Μείζονα Ινδία (Greater India – GI), είναι δύσκολο να οριοθετηθεί εξαιτίας των μεγάλων ασυνεχειών από την παραμόρφωση της σύγκρουσης και από τις αντίστοιχες λιθοσφαιρικές “καταστροφές”. Πάντως, το μέγεθος της Ινδίας πριν από τη σύγκρουση είναι κρίσιμο στοιχείο καθώς συνδέεται άμεσα με το πώς και πού ξεκινάει η σύγκρουση  και πως η επακολουθείσα σύγκληση προσαρμόζεται μεταξύ Ινδίας και Ασίας. Σεισμικά δεδομένα δείχνουν ότι η ζώνη σύγκρουσης Ν. Ιμαλάια – Θιβέτ έχει πάχος φλοιού 65χλμ ενώ ο φλοιός της Ινδίας νότια των Ιμαλαῒων είναι μόνο 35-45χλμ. Τεκτονικές ανασυγκροτήσεις δείχνουν ότι το πιθανό βόρειο περιθώριο της GI “ταιριάζει” με αυτό της Αυστραλίας και υπολογίζεται στα 800χλμ. Πάντως ο σχετικός ταχύς ρυθμός και το μεγάλο εύρος της σύγκλισης από τη σύγκρουση, συνεπάγεται ότι η GI είχε εύρος ηπειρωτικού περιθωρίου 1500 – 2000χλμ (από Ανατολικά έως Δυικά) για το βόρειο μέτωπο των Ιμαλαῒων. Ακόμη, από παλαιομαγνητικά δεδομένα σε ιζήματα της Τηθύος συμπεραίνεται εύρος >1300χλμ.

Οι τέσσερεις Πλουτωνικές Ζώνες (Plutonic Belts)

Τέσσερεις πλουτωνικές ζώνες, ηπειρωτικής κλίμακας, έχουν αναπτυχθεί στο Νεπάλ – Νότιο Θιβέτ (Σχήμα 6D). Από βορά προς νότο:

1) Η Διαϊμαλαϊκή Βαθολιθική (Transhimalaya- Batholithic) ή Gangdese, η οποία βρίσκεται βόρεια και παράλληλα της Indus-Tsangpo Ζώνης Συρραφής, χαρακτηρίζεται από ένα τεράστιο, σχεδόν συνεχή, βαθόλιθο μήκους 2600χλμ, μαγματικό τόξο τύπου Άνδεων Κρητιδικού εως Τεταρτογενούς, το οποίο σχηματίστηκε στο νότιο τμήμα της ηπείρου της Λάσας (το τότε ενεργό περιθώριο της Ασίας) πάνω από ένα υποβυθιζόμενο σύστημα, με πετρώματα βασαλτικής, χαλαζιο-ανδεσιτικής και δακιτικής σύνθεσης.

2) Των Βορείων Ιμαλαίων ή Lhagoi Kangri. Η ζώνη βρίσκεται 50χλμ νότια της Ζώνης Συρραφής η οποία αποτελείται από δομούς γρανιτοειδών, εντός μετα-ιζηματογενών πετρωμάτων, του Ανώτερου Παλαιοζωικού με Μεσοζωικό (Wang et al., 1981; Debon et al, 1982, 1983; Burg, 1983; Le Fort, 1985). Σχετική έρευνα σε δύο δομούς του παλαιοζωικού εντοπίστηκαν πετρώματα ομάδας γνευσιακών πορφυριτικών γρανίτων, και σε δύο δομούς του Καινοζωικού ομάδες μαρμαρυγιών αδαμελλίτη

3) Των Ευρύτερων / Μείζονων (Greater/High) Ιμαλαίων. Η ζώνη σχηματίζεται από πετρώματα λευκογρανίτων Καινοζωικού, τοποθετημένα εντός των Θιβετιανών ιζηματογενών ακολουθιών βορείως και πάνω από τη MCT.

4) Των Μικρότερων (Lesser) Ιμαλαίων. Αυτή είναι μια ασυνεχής ζώνη Παλαιοζωικών γρανιτοειδών η οποία αποτελείται κυρίως από γνεύσιους και από μη-γνευσιακούς γρανίτες. Εμφανίζεται, σε μικρή απόσταση, βόρεια από τη ΜΒΤ και την υπερ-επωθούμενη MCT (και Σχήμα 1 “λεκάνη προχώρας”).

Οφιόλιθοι

Λεπτές φυλλώσεις οφιόλιθων και πελαγικά ιζήματα (ραδιολαρίτες) αναπτύσσονται ασυνεχώς για σχεδόν 2500χλμ κατά μήκος της Συρραφής. Δυο οφιολιθικές ακολουθίες διαφορετικής ηλικίας, πετρολογίας και γεωχημείας εντοπίζονται. Η παλαιότερη αντιπροσωπεύει μια διαδοχή νησιώτικου τόξου και η νεώτερη  την ζώνη υπερ-υποβύθισης ωκεάνιου φλοιού (supra subduction: δημιουργία οφιόλιθων σε δευτερογενείς ζώνες υποβύθισης δηλ. μακριά από την βασική μεσοωκεάνεια ράχη). Αυτοί οι οφιόλιθοι έχουν επωθηθεί 80χλμ νότια από τη Συρραφή πάνω στα ιζήματα της Τηθύος. Τα εναπομείναντα τεκτονικά ράκη καλυμμάτων (klippe) αντιπροσωπεύουν εν μέρει υποθαλάσσια όρη Κρητιδικού (125 Ma) τα οποία υπήρχαν στον Ωκεανό της Τηθύος. Η συσχετιζόμενη ηφαιστειότητα αποτελεί τεκμήριο θερμικής διάβρωσης της υπερ-υποβύθισης της ωκεάνιας λιθόσφαιρας.

Νησιωτικό τόξο

Πυριγενή και ηφαιστειακά πετρώματα (μαξιλαροειδείς μπονινίτες, βασαλτικά – ανδεσιτικά λατυποπαγή, dykes, δακίτες, ρυόλιθοι και λευκογρανίτες) του νησιωτικού τόξου, χρονολογούνται μεταξύ 160 και 150 Ma. Σχηματίζουν μια διαμελισμένη και αναποδογυρισμένη λεπιώδη ακολουθία μαζί με το συγκρότημα των οφιόλιθων του εμπροσθότοξου και της υποβύθισης. Το νησιωτικό τόξο (Zedong Terrane) ήταν ενεργό από το Μεσο Ιουρασικό μέχρι το Ανώτερο Κρητιδικό.

Στο παρακάτω σχήμα (after Aitchison et al. 2000) φαίνεται η τεκτονική εξέλιξη του Ωκεανού της Νέο-Τηθύος μεταξύ 170 – 26 Ma. (a,b): Βόρειας κατεύθυνσης ενδο-ωκεάνια υποβύθιση της λιθόσφαιρας της Νέο-Τηθύος, γίνεται η αφετηρία του σχηματισμού του νησιώτικου τόξου / τεκτονοστρωματογραφικού πεδίου – ΤΣΠ, (terrane) Zedong στα 160 Ma. Πιο βόρεια, πάλι βόρειας κατεύθυνσης υποβύθιση κάτω από το Ευρασιατικό ηπειρωτικό περιθώριο (ΤΣΠ Λάσας) σχηματίζεται στα 155 Ma το ηπειρωτικό τόξο Gangdese. (c): Το ΤΣΠ οφιόλιθων Dazhuqa επωθείται νότια πάνω στο Ινδικό ηπειρωτικό περιθώριο καθώς το ΤΣΠ της Ινδίας συγκρούεται με το ενδο-ωκεάνιο συγκρότημα του τόξου. (d,e): Συνεχιζόμενη υποβύθιση της λιθόσφαιρας της Νέο-Τηθύος στα βόρεια , τελικά παρατίθεται στα ΤΣΠ της Ινδίας και της Λάσας με αποτέλεσμα την εναπόθεση των οφιόλιθων μαζί με συσχετιζόμενα πετρώματα τόξου σε λεπιωμένη τεκτονική (flake tectonics). B: Bainang ΤΣΠ, D: Dazhuqa ΤΣΠ, Z: Zedong ΤΣΠ, X: Xigaze ΤΣΠ, G: Gangdese τόξο.

Θολεϊτικοί οφιόλιθοι.

Οι θολεϊτικοί οφιόλιθοι χρονολογούνται από 130 εως 120 Ma, αποτελούμενοι από ιζηματογενή καλύμματα μαξιλαροειδών βασαλτών με βιοστρωματογραφικά στοιχεία ραδιολαρίτων. Αντιπροσωπεύουν μια τεκτονικά διαρρηγμένη ωκεάνια λιθόσφαιρα. Τα υπερμαφικά πετρώματα είχαν αρχικά δημιουργηθεί από MORB (Mid-Ocean-Ridge-Basalts) προερχόμενα από τον ανώτερο μανδύα με σύσταση από χαρζβουργίτες και λεζόρλιθους ενώ σπανίζουν οι δουνίτες. Η πετρολογία και η γεωχημεία δεικνύουν ότι προέχονται από διανοιγόμενη ράχη εμπροσθότοξου και επακολούθησε μπονινιτική μετατροπή στη μανδυακή σφήνα της υπερ-υποβύθισης. Τα συσχετιζόμενα μαφικά πετρώματα (λάβες, διοριτικά dykes και συσσωρευμένοι γάββροι) καταγράφουν  αυτή την εξέλιξη των δυο σταδίων καθώς επίσης η διανοιγόμενη εμπροσθόταφρος μάλλον σηματοδοτεί οπισθοκύλισμα (rollback) της πλάκας.

Μεταμορφωτικό πέλμα (sole) και οφιολιθικό mélange (τεκτονικό μείγμα)

Ένα ασυνεχές σερπεντινιωμένο mélange στη βάση οφιολοθικών στρώσεων περιέχει γρανατο-αμφιβολίτες (μεταμορφωτικές συνθήκες 13-15 kbar, 750-875°C) και αντιπροσωπεύει ένα ενδο-ωκεάνιο επωθητικό πέλμα, (τεκτονικές καλυμματικές εναποθέσεις οφιόλιθων) το οποίο σχηματίστηκε κατά τη διάρκεια της αρχικής υποβύθισης. Χρονολόγηση Ar-Ar σε αμφιβολίτες δίνει ένα εύρος 130-70Ma, καθώς επίσης η χρονική περίοδος ψύχρανσης των 130-120 Ma είναι λίγο νεώτερη ή επικαλύπτει την ηλικία των μαγματικών και ιζηματογενών πετρωμάτων η οποία εκτιμήθηκε από τα οφιολιθικά καλύμματα. Αυτή η χρονική σύμπτωση υποστηρίζει ένα μοντέλο στο οποίο η νέα ζώνη υποβύθισης ξεκίνησε κοντά στον άξονα διάνοιξης όπου σχηματίστηκαν οι οφιόλιθοι. Στο υπόβαθρο (Σχήμα:7) ένα οφιολιθικό “mélange” χαρακτηρίζεται από τεμάχη ψαμμίτων, κερατόλιθων, χαλαζιακών σχιτοπηλών, ασβεστόλιθων, βασαλτών, μαφικών σχιστόλιθων και υπερμαφικών πετρωμάτων τα οποία αναγνωρίζονται ως θραύσματα του πρίσματος προσαύξησης και των πετρωμάτων της τάφρου, εντός ενός ιδιαίτερα παραμορφωμένου σώματος σερπεντινίτων, ψαμμίτων και χαλαζιακών σχιτοπηλών. Χρονολόγηση Ar-Ar της ψύχρανσης των αμφιβολιτών από μαφικούς σχιστόλιθους υπολογίσθηκε σε 65-60Ma.

Εξελικτικό μοντέλο των Ιμαλαῒων

Κατά τη διάρκεια υποβύθισης του Ινδικού περιθωρίου, τα ανώτερα στρώματά του αποξύθηκαν μερικώς και προσαυξήθηκαν στην εφιππεύουσα λιθόσφαιρα, σε διαφορετικά βάθη, εντός της παρεμβάλλουσας Ζώνης Συρραφής. Ένα μεγάλο τμήμα του Ινδικού ηπειρωτικού φλοιού υποβυθίστηκε σε βάθος 200-250χλμ ακολουθώντας την ωκεάνια λιθόσφαιρα της Τηθύος (Σχ.8a). Ακολούθως, αστοχία του φλοιού στο βάθος περίπου των 100χλμ είχε ως αποτέλεσμα την ταχεία καθοδική του κίνηση μεταξύ των δύο λιθοσφαιρικών πλακών (Σχ.8b)..

Το ανοδικά κινούμενο τέμαχος του φλοιού, το οποίο προσάρτησε ιζηματογενές υλικό φλοιού στη βάση της πλάκας (underplated), συμπιέστηκε στη παρεμβάλλουσα ζώνη και ως εκ τούτου πτύχωσε δομούς γνεύσιων οι οποίοι πιθανώς αντιπροσωπεύουν κορυφαία σημεία αντίμορφων της ζώνης Νοτίου Θιβέτ - Βορείων Ιμαλαῒων. Τότε, η ταχεία ανοδική πορεία διακόπηκε και ακολούθησε σπάσιμο (break-off) της πλάκας (slab) (Σχ.8b).

Η υποβύθιση μετατρέπεται σε τεκτονικό συμπιεστικό σώμα καθώς πραγματοποιείται προσάρτηση ιζηματογενούς υλικού σ’ όλη την Ινδική λιθόσφαιρα κάτω από την Ασία με συνέπεια μια πρώτη ισοστατική άνοδο, (Σχ.8c,d), προφανώς στο Ηώκαινο. Ο καθοδικά επωθούμενος φλοιός θερμάνθηκε στα όρια της πλαστικότητας. Η φυσική κατάσταση, η ρεολογία και η ορυκτολογική σύνθεση αυτού του φλοιού δεν είναι ξεκάθαρη. Τμήμα του, το πιθανότερο κατώτερος φλοιός, εκλογιτιώθηκε και έγινε πυκνότερος από τον μανδύα. Ο άνω φλοιός πιθανώς να υπέστη τήξη. Μετα από μερικές εκατοντάδες χλμ. τεκτονικής προσάρτησης υποβάθρου, το στρώμα του μανδύα (πιθανώς μαζί με τον κατώτερο φλοιό) αποκολλάται (delamination) από τον φλοιό και επιστρέφει στη ζώνη υποβύθισης (Σχ.8d). Αυτή η διαδικασία συνετέλεσε σε μία νέα φάση της ισοστατικής ανύψωσης της εφιππεύουσας λιθόσφαιρας (Θιβέτ) και τερματίστηκε με δεύτερο σπάσιμο (Σχ.8e).

Μία δεύτερη αστοχία φλοιού έλαβε χώρα μπροστά από την υποβυθιζόμενη ζώνη/οροσειρά (Σχ.8e, καθεστώς ισχυρής συμπιεστικής υποβύθισης). Το κύριο ανάστροφο ρήγμα σ’ αυτό το χρονικό διάστημα ήταν η Κύρια Κεντρική Επώθηση (MCT). Το χαμηλό ιξώδες του Ινδικού φλοιού, κάτω από την Ασία και σε απευθείας αντίθεση με τη καυτή ασθενόσφαιρα, άρχισε να εισχωρεί στο καυτό πυκνό λιθοσφαιρικό μανδύα της Ασίας (Σχ.8e).

Η παραπάνω, νότιας διεύθυνσης, διεργασία εισχώρησης (Σχ.8f) συνάδη με την θερμότητα που προέρχεται από τον μανδύα και η οποία συντελεί στην ανάτηξη του φλοιού στην περιοχή του τόξου και κατά μήκος των Ιμαλαῒων, κατά το Άνω Ολιγόκαινο- Κάτω Μειόκαινο (25-20Μa). Το νέο μέτωπο υποβύθισης ήταν η MCT. Η προσάρτηση υλικού στη βάση του φλοιού, κατά μήκος αυτού του ρήγματος (MCT), αύξησε ακόμη περισσότερο το πάχος του φλοιού κάτω από τα Ιμαλάια και είχε ως αποτέλεσμα τον σχηματισμό υψηλού, έντονα διαβρωμένου, ανάγλυφου. Η διάβρωση εκκίνησε και την ανάδυση (exhumation) των κρυσταλλικών Ιμαλαῒων και τον σχηματισμό του συστήματος ρηγμάτων του Νοτίου Θιβέτ. Η υποβύθιση της Ινδικής λιθόσφαιρας έγινε ξανά σχεδόν οριζόντια και είχε ως αποτέλεσμα αφενός στην περαιτέρω πάχυνση του φλοιού κάτω από το Θιβέτ με έντονη παραμόρφωση του πολύ αδύνατου (τηγμένου?) κατώτερου τμήματός του και αφετέρου προσθέτοντας νέα τεμάχη του Ινδικού φλοιού.

Ο Ασιατικός λιθοσφαιρικός μανδύας αντικαταστάθηκε ολοσχερώς από τον Ινδικό φλοιό (Σχ.8g) και βυθίστηκε στην ασθενόσφαιρα. Αυτό προκάλεσε επιπρόσθετη ανύψωση του Θιβέτ με λευκογρανίτες φλοιού Μειόκαινου στη ζώνη των Ιμαλαῒων. Η πύκνωση από κάτω του φλοιού των Ιμαλαῒων καθώς επίσης η διάβρωση από επάνω, προκάλεσαν προοδευτικά ανάδυση HP/LT πετρωμάτων από τα 100χλμ περίπου σε ρηχότερα επίπεδα κατα τα πρώιμα στάδια (Σχ.8b). Η ανάδυση πρωτοξεκίνησε σε περιοχές όπου οι ρυθμοί ανόδου και διάβρωσης ήταν γρήγοροι, προφανώς στο δυτικό άκρο των Ιμαλαῒων όπου πετρώματα HP είναι διατηρημένα. Στους τεκτονικά παρόμοιους δομούς των Βορείων Ιμαλαῒων το υλικό απόξεσης του Ινδικού περιθωρίου, το οποίο συσσωρεύτηκε σε χαμηλά βάθη, προωθήθηκε προς τα πάνω αλλά δεν έχει ακόμα εμφανιστεί ή δεν έχει διατηρηθεί. Στο σημερινό στάδιο (Σχ.8h) η ΜΒΤ φαίνεται ως η κύρια ενεργή επώθηση για τα τελευταία 10 Ma, η οποία συγχωνεύεται σε κλίμακα φλοιού με την MCT. Ο σχηματισμός της ΜΒΤ δεν αντιστοιχεί σε νέα αστοχία στο σύνολο του Ινδικού φλοιού, αλλά είναι ένα ρήγμα διακλαδώσεων (splay fault) το οποίο ήταν αποτέλεσμα της απόξεσης και την συσσώρευσης υλικού ιζηματογενούς φλοιού κάτω και μπροστά της MCT.

Σχήμα 8: 1: Ινδικός ανώτερος (a) και κατώτερος (b) φλοιός; 2: Ασιατική λιθόσφαιρα: (a) ηπειρωτικός φλοιός, (b) λιθοσφαιρικός μανδύας; 3: αποξεσμένο και προσαυξημένο Ινδικό περιθώριο; 4: διάβρωση; 5: ανάστροφα (a) και κανονικά (b) ρήγματα.

Επιπροσθέτως, ο βασικός παράγων για τη συνένωση μεταξύ STD και MCT (Σχήμα 9) ήταν η ανάμεσά τους νότιας διεύθυνσης κίνηση των γνεύσιων. Αρχικά μοντέλα θεωρούν ότι οι σφηνοειδείς ακολουθίες γνεύσιων των Άνω Ιμαλαῒων συγχωνεύτηκαν με τις STD και MCT σε βάθος. Η κίνηση της εξώθησης αυτών των σφηνών θεωρήθηκε ότι προέκυψε από βαρυτική κατάρρευση εξαιτίας της ακραίας τοπογραφικής κλίσης κατά μήκος του νοτίου περιθωρίου των Ιμαλαῒων.

Η ταχύτητα σύγκλησης ποικίλει κατά μήκος του μετώπου των Ιμαλαῒων καθώς δεδομένα GPS δίνουν περίπου 35mm/a η οποία είναι χαμηλότερη σε σχέση με το μακροχρόνια μέση, ΒΒΑ διεύθυνσης, ταχύτητα σύγκλισης μεταξύ Ευρασίας (σταθερή) και Ινδίας, δηλ. σχεδόν 50mm/a.

Παλαιοδυναμική εξέλιξη της Ζώνης Συρραφής Tsangpo (ή Yarlung Zangbo) στο Θιβέτ.

Βασικές κοίτες και dykes στο Πέρμιο και Κατώτερο Κρητιδικό θεωρούνται ότι οφείλονται στη φάση της ρηξιτάφρου, σχετιζόμενη με τα πρώιμα στάδια του ανοίγματος του Ωκεανού της Τηθύος κατά το Τριαδικό. Οι ιζηματογενείς ακολουθίες της Τηθύος σχηματίστηκαν από ιζήματα πλατφόρμας τα οποία αποτέθηκαν πάνω από υπάρχοντα Ινδικά ηπειρωτικά. Η πελαγική ιζηματογένεση πιθανώς ξεκίνησε κατά την διάρκεια του Ανώτερου Τριαδικού ακριβώς βόρεια της Ινδικής ηπείρου. Έτσι στο Ανώτερο Τριαδικό υπήρχε Ινδικό περιθώριο αν και η ύπαρξη του Τριαδικού ωκεάνιου φλοιού δεν είχε ακόμα έρθει σε επαφή με τη Ζώνη Συρραφής Tsangpo.

Βόρειας κατεύθυνσης υποβύθισης της ωκεάνιας λιθόσφαιρας κάτω από την Ευρασία ευνόησε την παραγωγή ενός τεράστιου όγκου μάγματος η οποία συνεχίστηκε καθόλο το Ανώτερο Τριαδικό και η οποία συνδέεται με μια ορογένεση τύπου Άνδεων (Σχήμα 10) στο ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο. Η υποβύθιση είχε ήδη ξεκινήσει κατά την διάρκεια του Κατώτερου Κρητιδικού όταν η Ινδία άρχισε να στρέφεται βόρεια ως προς της Ευρασία. Νηριτική ιζηματογένεση συνεχίζεται, κατά την διάρκεια του Κρητιδικού μέχρι το Ηώκαινο, στην Ινδική προ-χώρα και στην λεκάνη εμπροσθότοξου.

Το ΤΣΠ της Λάσας και οι οφιόλιθοι οι οποίοι μετέφεραν τις ακολουθίες Xigaze (Σχ.7) αντιπροσωπεύουν την εφιππεύουσα λιθοσφαιρική πλάκα η οποία υπέστη πάχυνση και διαβρώθηκε πριν από τη σύγκρουση. Ο μαγματισμός σταμάτησε στο Ηώκαινο. Αυτή την εποχή η παραμόρφωση της εφιππεύουσας πλάκας ήταν ουσιαστικά μικρότερη από αυτή της υποβυθισμένης εκτός από το νοτιότερο άκρο της.

Το Διαϊμαλαϊκό μαγματικό κενό και η ξαφνική άνοδος της ταχύτητας σύγκλισης μεταξύ 70 και 60 Ma, πρέπει να αντιστοιχεί στο οπισθοκύλισμα του υποβυθισμένου τέμαχους/πλάκας (slab) της Νέο-Τηθύος. Αυτό θα πρέπει να επαύξησε τη βαρυτική έλξη της πλάκας η οποία όχι μόνο είναι υπεύθυνη για την αύξηση της ταχύτητας σύγκλισης αλλά ακόμη εξηγεί και τη γενική έλλειψη συστολής και βράχυνσης κατά μήκος του Διαϊμαλαϊκού τόξου και του ΤΣΠ της Λάσα, εκτός από μία ουσιώδη οδόντωση στο Ινδικό περιθώριο κατά την διάρκεια αυτής της χρονικής περιόδου. Επιπρόσθετα, η οπισθοκύλιση της πλάκας πρέπει να είχε συνοδευτεί από μία νότιας κατεύθυνσης μετανάστευση ασθενοσφαιρικού υλικού, κάτω από το Θιβέτ, το οποίο θα πρέπει να είχε σημαντική επαύξηση στην ασθενοσφαιρική ροή και αλλαγή τη θερμικής δομής της μανδυακής σφήνας. Έτσι η τελική φάση μαγματισμού του Διαϊμαλαϊκού τόξου χαρακτηρίστηκε από μία δεσπόζουσα πηγή ροής ασθενοσφαιρικού μανδύα.

Η νότια εξώθηση (obduction) πετρωμάτων της ραφής έλαβε χώρα συγχρόνως με την απόθεση του άγριου φλύσχη (Μααστρίχιο – Παλαιόκαινο?). Η συνολική παραμόρφωση αυτής της εποχής αυξάνεται προς τα πάνω στη περιοχή της συρραφής με την ανάπτυξη μία υποοριζόντιας σχιστότητας και μίας γράμμωσης με διάταση, περίπου, βορρά –νότου.

Η σύγκρουση άρχισε στο Παλαιόκαινο με την άφιξη, στη ζώνη υποβύθισης, τουρβιδίτων και mélange. Αυτή η πολυσύνθετη λιθολογική συσσώρευση θεωρήθηκε ότι αντιπροσωπεύει μια σειρά από υποθαλάσσια όρη, πελαγικά κέρατα (απλή/καθαρής διάτμησης κανονικής ρηγμάτωσης) και μεταφερόμενα λεπτόκοκκα ιζήματα του Ινδικού ηπειρωτικού περιθωρίου τα οποία τώρα διατηρούνται ως εξωτικά τεμάχη. Αυτές οι πρώτες καλυμματικές κινήσεις προέρχονται από την εναπόθεση τουρβιδιτικών καλυμμάτων και διατμητικής παραμόρφωσης του βόρειου περιθωρίου της Ινδίας. Αυτό το οικοδόμημα κάλυψε ιζήματα Ανώτερου Κρητιδικού και πιθανώς εμπλέκεται σε τμήμα του υποβάθρου του mélange.

Η έναρξη της ‘‘δυνατής σύγκρουσης’’ Ινδίας-Ασίας, στα 45 Ma, υποδηλώνει την παύση των δυνάμεων εφελκυσμού, η οποία οφείλεται στο σπάσιμο της ωκεάνιας πλάκας της Νέο-Τηθύος. Αυτό το σπάσιμο θα πρέπει να είχε διακόψει τον μαγματισμό τόξου και να ξεκίνησε μία ουσιαστική τοπογραφική άνοδο. Έτσι μια υψηλή αλλά σχετικά στενή οροσειρά υπάρχει στο Νότιο  Θιβέτ από το Μέσο Κρητιδικό.

Η δραματική βράχυνση του φλοιού (σχεδόν 550 χλμ. στη Ζώνη Συρραφής και περισσότερα από 400χλμ στα Ιμαλάια) καθώς και η μεγάλη κλίση της εν λόγω ζώνης, η οποία ήταν αποτέλεσμα της συνεχόμενης ηπειρωτικής σύγκλισης, οδήγησε σε ισοκλινείς κατακεκλιμένες πτυχώσεις στις βόρειες ακολουθίες της Τηθύος, καθώς επίσης και στην ανάπτυξη λεπιώσεων μικρής κλίσης επωθητικών συστημάτων συσχετιζόμενες με ενδιάμεσο βαθμό μεταμορφισμού. Η πάχυνση του φλοιού έχει συμβάλλει στη συνολική πάχυνση του Θιβέτ λόγω ετερογενούς παραμόρφωσης. Η κύρια ζώνη επώθησης καταδύεται με τον ίδιο τρόπο της αρχικής ζώνης υποβύθισης στο ανώτερο όροφο του φλοιού. Η μετα-συγκρουσιακή παραμόρφωση περιλαμβάνει: ενδοηπειρωτικές ζώνες επώθησης στην υποβυθιζόμενη πλάκα συσχετιζόμενες με ενδιαμέσου βαθμού πίεσης μεταμορφισμό, δύο γρανιτο-μαρμαρυγιακές διεισδύσεις καθώς και ανοιχτές ορθο-ισοκλινείς πτυχώσεις.

Στο βόρειο Ινδικό περιθώριο ενδοηπειρωτικές ζώνες επώθησης με ανοδικά μειούμενη παραμόρφωση δημιουργεί παραμορφωμένες ζώνες διαφόρων υλικών, διαφορετικής ηλικίας αν και έχουν την ίδια υφή καθώς προέρχονται από έντονη βόρεια – νότια  συμπίεση.

Οι τελευταίες κινήσεις ήταν βόρειας κατεύθυνσης και οδήγησαν στην επανεργοποίηση της κύριας συρραφής και στην επανεπώθηση τουρβιδίτων εμπροσθότοξου σε αυτόχθονες μολάσσες (ανδρόκοκκα κορήματα Ηώκαινου του νότιου κρασπέδου του ΤΣΠ της Λάσας). Η περίπλοκη επωθητική  γεωμετρία, που απεικονίζεται στη Ζώνη Συρραφής Tsangpo του Θιβέτ, αποτελείται από τρεις περιόδους επωθητικής ρηγμάτωσης και ευρείας πάχυνσης του φλοιού. Η ακολουθία των γεγονότων είναι : 1) κινήσεις καλυμμάτων με αποτέλεσμα το θάψιμο των Ινδικών ακολουθιών, 2) βράχυνση και ισοκλινής πτύχωση  και 3)  οπισθο-πτύχωση. Αυτή η ακολουθία αντιστοιχεί πλήρως με την ακολουθία των ορογενετικών επεισοδίων που έχουν παρατηρηθεί σ’ άλλα μέρη των Ιμαλαῒων και σε πολλές πρόσφατες ορογενέσεις όπως των οροσειρών των Άλπεων και του Ομάν.

Μαγματισμός του Θιβέτ

Από γεωχημικές αλλά και διαχρονικές μεταβολές σε μαγματικά πετρώματα, νεότερα της σύγκρουσης Ινδίας-Ασίας, φαίνεται ότι το Οροπέδιο ήταν απίθανο να διαμορφωθεί από ένα μόνο επεισόδιο, καθώς επίσης προέκυψε ότι η θερμική δομή της λιθόσφαιρας του Θιβέτ συμμετείχε στη διαμόρφωσή του.

Τέσσερεις κύριες μαγματικές ενότητες οροθετούνται μετα τη σύγκρουση Ινδίας – Ασίας:

Παλαιόκαινο – Ηώκαινο: μαγματισμός τόξου στο νοτιότερο τμήμα του ΤΣΠ της Λάσας.

Ο μαγματισμός του τόξου άρχισε στο Κατώτερο Κρητιδικό (130 Ma) και διήρκησε μέχρι το Ανώτερο Ηώκαινο (40 Ma) με ένα πιθανό μαγματικό κενό μεταξύ 75 και 60 Ma. Μετα-συγκρουσιακός μαγματισμός από βασάλτες έως ρυόλιθους με ασβεσταλκαλικά και τοπικά υπο-αλκαλικά χαρακτηριστικά φαίνονται να περιορίζονται στο νότιο τμήμα του ΤΣΠ της Λάσας. Ισοτοπικά δεδομένα δεικνύουν σημαντική συμμετοχή νεότερων μανδυακών τμημάτων από την ασθενόσφαιρα στη παραγωγή του μάγματος.

Ηώκαινο – Ολιγόκαινο: μαγματισμός στο ΤΣΠ του Qiangtang.

Καλιούχες λάβες σοσονιτικών και υπεραλκαλικών πετρωμάτων, τα οποία χαρακτηρίζονται από υψηλά αλκαλικά στοιχεία, απαντώνται στο κεντρικό Θιβέτ (δηλ. σ’ όλο το ΤΣΠ Qiangtang) μεταξύ 50 και 30 Ma.

Ανώτερο Ολιγόκαινο – Μέσο Μειόκαινο: μαγματισμός στο ΤΣΠ της Λάσας

Στα νότια του Οροπεδίου του Θιβέτ, ηφαιστειακοί πύργοι (plug) και dykes συσχετίζονται με τεκτονικούς τάφρους (graben) σε ένα χρονικό εύρος από 25 έως 8 Ma. Γεωχημικές αναλύσεις έδειξαν ότι αυτά τα μετα-συγκρουσιακά ηφαιστειακά πετρώματα προήλθαν από χαμηλού βαθμού μερικώς τηγμένου μετασωματωμένου λιθοσφαιρικού μανδύα (δες ανάρτηση “Μετασωμάτωση – Μετασωματικά Πετρώματα”).Τα ασβεσταλκαλικά πετρώματα περιλαμβάνουν αδακίτες* που προήλθαν από μερική τήξη εκλογιτιωμένου κατώτερου φλοιού. Αυτή η χημική “υπογραφή” δεν συσχετίζεται με ενεργή υποβύθιση ωκεάνιας λιθόσφαιρας κάτω από το νοτιότερο τμήμα του Θιβέτ κατά το παραπάνω χρονικό εύρος.

*Αδακίτης: λεπτόκοκκο κρυσταλλικό πυριγενές πέτρωμα ασυνήθους χημικής σύστασης οφειλόμενης σε ηπειρωτικές συγκλίσεις και σχηματισμούς νησιώτικών τόξων.

Μέσο Μειόκαινο – Τεταρτογενές: ηφαιστειότητα

Ηφαιστειότητα Μειόκαινου υπεραλκαλικών, σοσονιτικών και ασβεσταλκαλικών πετρωμάτων εμφανίζεται ξανά στο βόρειο Θιβέτ στα 15 Ma περίπου και επεκτείνεται μετα τα 13 Ma ή αργότερα. Η πλέον πρόσφατη ηφαιστειότητα που διατηρήθηκες μέχρι το Τεταρτογενές συσχετίζεται με μικρές λεκάνες πλάγιας απομάκρυνσης (pull-apart basins) κατά μήκος του βορειοδυτικού περιθωρίου του Οροπέδιου του Θιβέτ και είναι πτωχότερη σε κάλιο σε σχέση με τον παλαιότερο καλιούχο μαγματισμό. Αυτός ο νέος μαγματισμός εμφανίστηκε μόνο στο δυτικό τμήμα του βορείου Θιβέτ και σε μια έκταση η οποία γενικά αντιστοιχεί σε περιοχή κάτω από την οποία, σεισμικά δεδομένα, τεκμηρίωσαν υψηλή θερμοκρασία του ανώτερου μανδύα

Βυθισμένες πλάκες (slabs) της Τηθύος κάτω από την Ινδία.

(Van der Voo, R., Spakman, W. and Bijwaard, H., 1999)

Σήμερα είναι γενικώς αποδεκτό ότι η επιφανειακή έκταση της Ινδικής ηπείρου είναι αρκετά μικρότερη από ότι ήταν πριν από τη σύγκρουση, δηλαδή η GI επεκτεινόταν περίπου 1000χλμ βόρεια από το σημερινό ορεινό μέτωπο των Ιμαλαῒων.

Σεισμική τομογραφική ανάλυση του μανδύα κάτω από το Θιβέτ, την Ινδία και τον παρακείμενο Ινδικό Ωκεανό απεκάλυψε αρκετές ζώνες υψηλών P_wave  ταχυτήτων (ανωμαλίες) σε διάφορα βάθη.

Αυτές οι ανωμαλίες του ανώτερου μανδύα επεξηγούνται ως υπολείμματα της αποκολληθείσας ηπειρωτικής λιθόσφαιρας όταν η GI συνέχισε να συγκλίνει με βόρεια κατεύθυνση με την Ασία, μετα τα 45Ma. Οι βαθύτερες, υψηλών P_wave ταχυτήτων, ανωμαλίες κάτω από την Ινδική πλάκα φαίνεται καθαρά ότι διαχωρίζονται και από τις ρηχότερες και μεταξύ των, καθώς συμπεραίνεται ότι αποτελούν υπολείμματα πλακών της ωκεάνιας λιθόσφαιρας τα οποία βυθίστηκαν στο κατώτερο μανδύα και ακολούθως καλύφθηκαν από την Ινδική πλάκα. Αυτές οι καταβυθίσεις έφθασαν σε βάθη 1000 εως 2300χλμ και σε μερικές περιπτώσεις και μέχρι το όριο μανδύα – πυρήνα (Core Mandle Boundary, CMB).   

Επειδή η επέκταση του φλοιού κατά το Ιουρασικό – Κρητιδικό συνέβη εντός της Τηθύος υποθέτουμε ότι τουλάχιστον 4000 εως 7000χλμ ωκεάνιας λιθόσφαιρας της Νέο-Τηθύος βυθίστηκε στον μανδύα κατά την διάρκεια του Κρητιδικού– Κατώτερου Παλαιογενούς. Τα υπολείμματα – πλάκες (slabs) που προέκυψαν από την υποβύθιση της εν λόγω λιθόσφαιρας είναι ακόμη ορατά λόγω των βελτιωμένων τεχνικών στη ποιότητα των σεισμικών τομογραφιών. Η περιοχή ενδιαφέροντός μας με τις καταγραφείσες ανωμαλίες βαθύτερου μανδύα που περιγράφονται ως Ι, ΙΙ και ΙΙΙ φαίνονται στο Σχήμα 12.

Ο χάρτης (Σχ.12) αντιστοιχεί με τους τοπογραφικούς χάρτες του Σχ.14c-h στη ίδια κλίμακα. Το πλαίσιο των συντεταγμένων (σε υποδιαιρέσεις των 10⁰) καθορίζεται από δύο σημεία (μαύρες κουκίδες). Το περίγραμμα των υψηλών ταχυτήτων ζωνών Ι, ΙΙ και ΙΙΙ βασίζεται από τα τομογραφικά στοιχεία βάθους των 1325χλμ (Σχ.14e), και απεικονίζεται σε συνεχή γραμμή όταν οι ανωμαλίες φαίνονται ευκρινώς και με διάστικτη όταν παρουσιάζουν λιγότερη ευκρίνεια.

Τα Σχήματα 13 και 14 δείχνουν διατομές; χάρτη σε διάφορα βάθη κάτω από την Ινδία και στην ευρύτερη περιοχή, από τις οποίες προκύπτει ένα κάθετος διαχωρισμός  των P_wave  ανωμαλιών στο βάθος των 1000χλμ. Οι θετικές ανωμαλίες στον φλοιό και στους ανώτερους ορόφους του μανδύα αποτελούν βασικά χαρακτηριστικά της Ινδικής και Θιβετιανής λιθόσφαιρας, εκτός από τις περιοχές κάτω από το Deccan Traps, όπου χαμηλές ταχύτητες επικρατούν στα πρώτα 600χλμ .Κάτω από το βόρειο Αφγανιστάν, οι υψηλότερες P_wave ταχύτητες της λιθόσφαιρας συνδέονται με μία πλάκα, βόρειας κλίσης η οποία συνεχίζει σε βάθος 600χλμ στη ΡΗΚ (Pamir–Hindu Kush) περιοχή (Σχ.13a). Μία παρόμοια πλάκα, κάτω από το Πακιστάν (Σχ.13b), φαίνεται να έχει περιστραφεί ώστε το βαθύτερο τμήμα της να έχει αναποδογυρίσει με νότα κλίση κάτω από την Ινδική λιθόσφαιρα. Ανατολικότερα, κάτω από το Νεπάλ επισημαίνεται η ύπαρξη μιας σύνδεσης μεταξύ μίας ανωμαλίας σε βάθος 500 -1000χλμ, νότια του Νεπάλ (Σχ.13c) και μία άλλης στα 400-800χλμ κάτω από το βόρειο Πακιστάν (Σχ. 14b).

Οι θετικές ανωμαλίες σε βάθος 300-800χλμ ακολουθούν την κύρτωση των Ιμαλαῒων από την περιοχή του ΡΗΚ εως στο Νεπάλ και Yunnan (ΝΔ Κίνα) και ακολούθως σχηματίζουν ένα οξύ άκρο όπου η κύρτωση αλλάζει απότομα συνεχίζοντας νότια κάτω από Μυανμάρ (Σχ.5a-c) προς τη Μαλαισία. Αυτή η αλλαγή στη πόλωση είναι ιδιαίτερα αξιοσημείωτη στο βάθος των 810χιλ, καθώς προς τα ΝΑ αυτή η ζώνη συνεχίζει παράλληλα στο κυρτωμένο τόξο της Sunda της Ινδονησίας.

Σε βάθη μεγαλύτερα των 1000χλμ και μέχρι 2800χλμ έχουν εντοπισθεί αρκετές ζώνες υψηλών P_wave ταχυτήτων, που φαίνονται σαν μπαλώματα στις διατομές του Σχήματος 13, καθώς επίσης, στα πρώτα 1000χλμ του μανδύα, διακρίνονται καθαρά αποκολλημένες από παρακείμενες ανωμαλίες και διαχωρίζονται πλαγίως μεταξύ των.

Από τους χάρτες του Σχήματος 14, αυτές οι βαθιές, θετικές P_wave ταχυτήτων, ανωμαλίες σχηματίζουν τρεις παράλληλες (διεύθυνσης ΔΒΔ – ΑΝΑ) χαρακτηριστικές ζώνες με την μεσαία να συνδέεται με βαθιά πλάκα κάτω από το αρχιπέλαγος της Ινδονησίας, οι οποίες στο Σχήμα 12, όπως προαναφέρθηκε, σημειώνονται ως Ι, ΙΙ και ΙΙΙ. Ως προς το βάθος, αυτές οι τρεις πλάκες μπορούν να αναγνωριστούν μέχρι τα 1500χλμ, αλλά στα 1900-2100χλμ το περίγραμμά τους ξεθωριάζει (Σχήματα 13 & 14). Πάντως, ο έλεγχος των στοιχείων μας επιτρέπει τον ακριβή εντοπισμό τους στον μανδύα, τόσο με την οριζόντια όσο και με την καθετή έννοια.

Η κύρια ζώνη υποβύθισης της Τηθύος (ζώνη ΙΙ  στα 1400χλμ και κάτω ) δεν σχηματίζει οξύ άκρο κάτω από το Yunnan και το Μυανμάρ, αλλά αντ’ αυτού, διατρέχει σε ευθεία από τη κεντροδυτική Ινδία, δια μέσου του Κόλπου της Βεγγάλης, έως στη Νότια Σουμάτρα (Σχ.14). Αυτή η ζώνη είναι παράλληλη, σε βάθη μεταξύ 900 και 2100χλμ, με την πλέον νότια από τις τρεις, τη ζώνη ΙΙΙ, η οποία επεκτείνεται κάτω από τη Σαουδική Αραβία εως ένα σημείο νότια από το νοτιότερο άκρο της Ινδίας όπου και την χάνουμε. Για τη ζώνη Ι, ανατολικά των Θαλασσών Κασπίας και της Αράλης, από τα στοιχεία προκύπτει (Σχ13a) ότι οι ανωμαλίες συνεχίζονται μέχρι το CMB κάτω από την ανατολική και βορειοκεντρική Ινδία (Σχ. 13c) και είναι πλάγια διαχωρισμένη με απόσταση 400χλμ (κατεύθυνση ΒΔ-ΝΑ) από μία πολύ ευρεία ζώνη υψηλών ταχυτήτων στα ίδια βάθη κάτω από τη βόρεια και ανατολική Κίνα.

Οι ευρείες και πλέον χαμηλές περιοχές ανωμαλιών του μανδύα, έχουν ερμηνευθεί ως το νεκροταφείο των πλακών (slabs) που προέκυψε από τη Μεσοζωική συγχώνευση της Ανατολικής Ασίας και από τη δυτικής φοράς υποβύθιση της Ωκεάνιας λιθόσφαιρας του Ειρηνικού. 

Ελάχιστες είναι πλέον οι αμφιβολίες ότι, η ευρεία περιοχή υψηλών P_wave ταχυτήτων στα βάθη του μανδύα κάτω από το ορογενετικό σύστημα της Μεσογείου – Ιμαλαίων – Ινδονησίας (Σχ.12), αντιπροσωπεύει υπολείμματα πλακών της λιθόσφαιρας της Τηθύος που υποβυθίστηκαν από τα 160 εως τα 50 Ma. Αυτά τα υπολείμματα φαίνεται ότι υποδιαιρούνται σε τρεις ζώνες (Ι, ΙΙ, ΙΙΙ) που διαχωρίζονται μεταξύ τους.

Η επεξήγηση των βυθισμένων ζωνών ως απολιθωμένες πλάκες της Τηθύος και η τοποθεσία τους κάτω από την Ινδία και τον παρακείμενο Ινδικό Ωκεανό, είναι ότι η Ινδία μετακινήθηκε βόρεια πάνω απ’ αυτές τις πλάκες ως επακόλουθο της βύθισής των βαθύτερα στον μανδύα. Αυτό εύκολα εξηγείται από το γεγονός ότι η Ινδία συνέχισε να συγκλίνει, με βόρεια κατεύθυνση, προς την Σιβηρία μετα από την αρχική σύγκρουσή της με το Θιβέτ στα 65-50Ma. Από παλαιομαγνητικά δεδομένα προκύπτει ότι, ενώ η Ινδία συνέχιζε να συγκλίνει με το Θιβέτ, υπέστει δεξιόστροφη περιστροφή 20⁰ ως προς τον άξονα περιστροφής και 35⁰ περίπου ως προς τη Σιβηρία, καθώς επίσης η συνεχιζόμενη βόρεια κίνησή της, κατά το Παλαιογενές, κάλυψε περισσότερα από 2000χλμ.

Η βαθύτερη βόρεια ζώνη Ι, στο μέσο του μανδύα, βρέθηκε κάτω από το Τατζικιστάν, βόρεια του Αφγανιστάν, Θιβέτ και των Ιμαλαῒων σε βάθος 1000-1900χλμ (και τοπικά μέχρι το CMB), εμφανίζεται να είναι κάθετη κάτω από το ΡΗΚ και έχει μια κλίση νότιας κατεύθυνσης κάτω από το Νεπάλ και το παρακείμενο Θιβέτ (Σχ.13c). Όπως προαναφέρθηκε, εφόσον η ζώνη ΙΙ είναι το κύριο υπόλειμμα του λιθοσφαιρικού Ωκεανού της Τηθύος και η οποία ακολούθως επικαλύφθηκε από την Ινδική ήπειρο, τότε αυτή η βόρεια βαθιά υψηλής ταχύτητας ανωμαλία (ζώνη Ι) μπορεί να αποδοθεί στη ζώνη υποβύθισης βορείως του ΤΣΠ της Λάσας (Σχ. 15). Ο ωκεανός, ο οποίος εξαφανίστηκε σ΄ αυτή τη θέση μεταξύ του ΤΣΠ της Λάσας και του περιθωρίου του Qiangtang ΤΣΠ της Ασίας, κατά την διάρκεια του Ανώτερου Ιουρασικού – Κατώτερου Κρητιδικού, ήταν το τελευταίο υπόλειμμα της Παλαιο-Τηθύος.

Η ζώνη ΙΙΙ  (Σχ.15) είναι η νοτιότερη και επεκτείνεται από την Ανατολική Μεσόγειο, δια μέσου του μανδύα κάτω από την Σαουδική Αραβία, μέχρι τη νοτιότερη απόληξη της Ινδίας και ίσως ακόμη μακρύτερα. Αν και η επεξήγηση αυτής της ζώνης και των άλλων ανωμαλιών είναι περισσότερο υποθετική, καθώς δεν υπάρχουν δεδομένα της ηλικίας των υπολειμμάτων των προηγούμενων θέσεών τους στη γενικότερη διαμόρφωση της Τηθύος. Πάντως, φαίνεται ότι υπήρξε όντως βόρειας κατεύθυνσης υποβύθιση στο εσωτερικό της Τηθύος στη βόρεια Αραβία καθώς επίσης και στην Ινδία, επομένως αυτή η ενδοωκεάνια ζώνη υποβύθισης θα θεωρηθεί υπεύθυνη για τη βαθιά νότια ανωμαλία που χαρακτηρίζει τη ζώνη ΙΙΙ (Σχ.15).Το βάθος και η θέση αυτής της ανωμαλίας συμπίπτει με τις υποθέσεις για την χρονική περίοδο της υποβύθισης (Μεσο-Ανώτερο Κρητιδικό) και για την παλαιο-συντεταγμένη της (κοντά στον Ισημερινό ). Έτσι μπορούμε να συμπεράνουμε, από την θέση των ζωνών ΙΙ και ΙΙΙ καθώς επίσης και από άλλες ανωμαλίες κάτω από τη Ασία, ότι η Ευρασία κινήθηκε πολύ λίγο ως προς τον βαθύ μανδύα κατά το Ιουρασικό.

Το βάθος των ανώτερων τμημάτων αυτών των τριών, βαθιού μανδύα, πλακών (Σχ.15, δεξιό τμήμα), μας επιτρέπει να κάνουμε εκτίμηση για τη μέση ταχύτητα βύθισης, αν γνωρίζουμε περίπου το χρόνο κατά τον οποίο  η υποβύθιση σταμάτησε. Για τη ζώνη Ι η εν λόγω παύση υποβύθισης εικάζεται στα 130 Ma, για τη ζώνη ΙΙ στα 65-55 Ma εδώ για τη ζώνη ΙΙΙ υπολογίζεται σε 85-70 Ma. Αν οι εκτιμήσεις είναι σωστές , αυτές οι χρονολογίες δεικνύουν μια μέσου όρου ταχύτητα βύθισης 1-2cm/a.

 Β. Ανδρώνης

Αναφορές

Aitchison J.C., Badengzhu, Davis A. A., et al. 2000. Remnants of a Gretaceous intra-oceanic subduction system within the Yarlung Zangbo Suture (southern Tibet). Earth and Planetary Science Letters, 183, 231-244

Besse J., V. Courtillof , J. P. Pozzr, M. Westphait & Y. X. Zhou- 1984 :Palaeomagnetic estimates of crustal shortening in the Himalayan thrusts and Zangbo suture. Nature Publishing Group Vol.311 1984

Besse J., Courtillot V., -1988: Paleomagnetic maps of the continent bordering the Indin Ocean since early Jurassic. Geophys J Res93 (B10):11808 – 11971.

Bijwaard Hatmen, E. Robert Engdahl and Wim Spakman: Closing the gap between regional and global travel time tomography. Journal of Geophysical Research, Vol.103, No. B12, December 1998.

Burg Jean-Pierre – 2017: Structural Geology and Tectonics, ETH Zürich Geologisches Institut.

Burg J-P & Podladchikov Y. – 2000: From buckling to asymmetrics folding of the continental lithosphere: numerical modelling and application to the Himalayan syntaxes. After Khan M.A., Treolar P.J., Searle M.P. & Jan M.Q. (editors) of “Tectonics of the Nanga Parbat Syntaxis and the Western Himalayas”. Special Publication No 170. The Geological Society of London 2000.

Chemenda Alexander I., Jean-Pierre Burg, Maurice Mattauer: Evolutionary model of the Himalaya -Tibet system: geopoem based on new modelling, geological and geophysical data. Earth and Planetary Science Letters 174 (2000) 397-409

Debon Francois, Patrick Le Fort, SimonM. F. Sheppard and Jacques Sonet 1985: The Four Plutonic Belts of the Transhimalaya-Himalaya: a Chemical, Mineralogical, Isotopic, and Chronological Synthesis along a Tibet-Nepal Section. Centre de Recherches Petrographiques et Geochimiques (C.R.P.G.), B.P. 20,

DeMets C., Gordon R.G., Argus D.F. and Stein S: Current plate motions: Geophysical Journal International, Volume 101, Issue 2, May 1990, Pages 425–478,

Douwe J. J. van Hinsbergena, Peter C. Lippertc, Guillaume Dupont-Nivete, Nadine McQuarrie,

Pavel V. Doubrovinea, Wim Spakmani, and Trond H. Torsvika: Greater India Basin hypothesis and a two-stage Cenozoic collision between India and Asia.National Academy of Sciences · April 2012

Henderson Alexandra L., Yani Najman, Randall Parrish, Darren F. Mark, Gavin L. Foster: Constraints to the timing of India–Eurasia collision; a re-evaluation of evidence from the Indus Basin sedimentary rocks of the Indus–Tsangpo Suture Zone, Ladakh, India. Earth-Science Reviews, Volume 106, Issues 3–4, June 2011, Pages 265-292

Hey Richard, Fernando Martinez Ármann Höskuldsson and Ásdís Benediktsdóttir: Propagating rift model for the V‐shaped ridges south of Iceland. Geochemistry Geophysics Geosystems Volume 11, Number 3 19 March 2010

Hey Richard, Fernando Martinez, Ármann Höskuldsson, Ásdís Benediktsdóttir, Rob Van der Voo, Wim Spakman, Harmen Bijwaard: Tethyan subducted slabs under India. Earth and Planetary Science Letters 171 (1999) 7–20

Hey, R., F. Martinez, Á. Höskuldsson, D.E. Eason, J. Sleeper, S. Thordarson, Á. Benediktsdóttir, and S. Merkuryev, Multibeam investigation of the active North Atlantic plate boundary reorganization tip. Earth Planet. Sci. Lett., 435, 115-123

Jones, S.M. (2003), Test of a ridge-plume interaction model using oceanic crustal structure around Iceland, Earth Planet. Sci. Lett., 208, 205-218.

Kennett B. L. N., Engdah E. R. and Butland R.: Constraints on seismic velocities in the Earth from traveltimes Geophys. J. Int. (1995) 122, 108-124

Macnab, R., J. Verhoef, W. Roest, and J. Arkani-Hamed (1995), New database documents the magnetic character of the Arctic and North Atlantic, Eos Trans. AGU, 6(45), 449 and 458

Malpas J., Zhou M-F., Robinson P. T. & Reynolds P: Geochemical and geochronological constraints of the origin and emplacement of the Yarlung Zangbo ophiolites, Southern Tibet. Geologocal Society Special Publication 2003 No. 218 (editors: Diler Y. Robinson P.T.)

Molnar Peter and Joann M. Stock: Slowing of India’s convergence with Eurasia since 20 Ma and its implications for Tibetan mantle dynamics. Tectonics, Vol. 28, TC3001.

Sandwell, D. T., R. D. Müller, W. H. F. Smith, E. Garcia, and R. Francis (2014), New global marine gravity model from CryoSat-2 and Jason-1 reveals buried tectonic structure, Science, 346, 65-67

Searle, R.C., J.A. Keeton, R.B. Owens, R.S. White, R. Mecklenburgh, B. Parsons, and S.M. Lee (1998): The Reykjanes Ridge; structure and tectonics of a hot-spot-influenced, slow-spreading ridge, from multibeam bathymetry, gravity and magnetic investigations, Earth Planet. Sci. Lett., 160, 463-478

Van der Voo, R., Spakman, W. and Bijwaard, H., 1999. Tethyan subducted slabs under India. Earth Planet: Sci. Lett., 171, 7–20.

Virdi, N. S., 1986.: Indus-Tsangpo suture in the Himalaya: crustal expression of a palaeo-subduction zone. Ann. Soc. Geol. Polon., 56: 3-31. Krakow.

Vogt, P. R. (1971), Asthenosphere motion recorded by the ocean floor south of Iceland, Earth Planet. Sci. Lett., 13, 153-160

Wadia D. N., - 1931: The syntaxis of the northwest Himalayas: its rock, tectonics and orogeny. Records of the Geological Survey of India 65, 189-200.

Zahirovic Sabin:The lost Tethyan seaways: A deep-Earth and deep-time perspective on eastern Tethyan tectonics 2017. Blogs of the European Geosciences Union. GeoLog Network  Divisions

Zhiming Bai, Sufang Zhang, Carla Braitenberg : Crustal density structure from 3D gravity modeling beneath Himalaya and Lhasa blocks, Tibet. Journal of Asian Earth Sciences 78 (2013) 301–317