Geología del monte Everest

La geología del Monte Everest está dominada por rocas sedimentarias y metamórficas , que desde el Eoceno en adelante se deslizaron sobre la corteza continental granulítica y arcaica de la India en el curso de la colisión con Eurasia que comenzó en el Cretácico Superior . La enorme altura de la montaña se explica por un lado por la expansión del magma leucogranítico , que se inmiscuyó en los metasedimentos de la subestructura desde principios del Mioceno , y por otro lado por la presencia de dos techos corticales superiores .

Introducción

El lado norte del monte Everest visto desde el monasterio de Rongpu . La formación North-Col con la banda amarilla en la pared colgante y sobre ella la pirámide de la cumbre con la formación Everest se puede reconocer fácilmente.

Se cree que las dos formaciones superiores del Monte Everest originalmente consistían en sedimentos de la plataforma marina que se habían acumulado en el margen continental pasivo norte de la India antes de la colisión. La colisión en sí ocurrió durante el Cenozoico , hace alrededor de 54 a 50 millones de años en el Eoceno. La consecuencia fue el cierre del Tethys , cuyos últimos sedimentos marinos a lo largo de la sutura Indus-Yarlung-Tsangpo están expuestos y datan del Eoceno temprano. Tienen entre 50,5 y 49 millones de años y pertenecen al Ypresium . La colisión deformó y metamorfoseó los sedimentos previamente depositados, que fueron empujados hacia el sur.

La formación más baja del Monte Everest está formada por rocas altamente metamórficas de origen sedimentario. Durante el proceso de colisión, se hundió a una profundidad de 15 a 20 kilómetros en dirección norte, se calentó, se metamorfoseó, se derritió parcialmente y en el Mioceno temprano a medio, entre 24 y 12 millones de años, estuvo intercalado con vetas de material leucogranítico . Rodeado por dos Abscherhorizonten grandes , uno en cada uno tanto en la pared colgante como en la pared del pie , estaba luego hacia el sur, bajo el flujo de kanalartigem (flujo del canal inglés ) produce prensado nuevamente. Se asume que la cantidad para esto es de 100 a 200 kilómetros al sur.

El avance constante de la India hacia el norte hacia el continente euroasiático resultó en una duplicación del espesor de la corteza hasta 70 kilómetros tanto por debajo del Himalaya como por debajo del bloque Karakoram-Lhasa. Surgió el altiplano del Tíbet , el altiplano más grande del mundo con alturas de más de 5000 metros.

Actualmente, el Himalaya está aumentando a un ritmo de 5 milímetros por año y el estrechamiento tectónico se produce a un ritmo de 17 a 18 milímetros por año.

Estructura del Himalaya

Mapa general geológico del Himalaya, en negro los granitos leuco. El monte Everest se encuentra en el noreste de Katmandú .

El orogen del Himalaya forma una estructura de arco claramente definida, cuyo frente ondulado tiene protuberancias y hendiduras más pequeñas en los cientos de kilómetros. Está formado por cinco cinturones litotectónicos que corren más o menos paralelos entre sí:

  • el batolito de Transhimalaya en el norte (rojo)
  • la zona Indus-Yarlung-Tsangpo-Sutur (verde)
  • la secuencia de sedimentos del Alto Himalaya de Tethyalen (azul claro)
  • la secuencia metamórfica del Gran Himalaya (naranja)
  • el frente del Himalaya en el sur (amarillo)

La corteza superior del Tetis Himalaya consta de sedimentos plegados y volcados de 10 a 12 kilómetros de espesor del Fanerozoico ( Ediacarium al Eoceno ), denominado en inglés Serie sedimentaria del Himalaya superior ( HHSS - High Himalayan Sediment Series ). Están aislados en el norte por el Indo-Yarlung-Tsangpo-Sutur y al sur encuentran su final en el horizonte de corte plano del Sistema de Destacamento Tibetano del Sur (abreviado STDS - Sistema de Corte Tibetano del Sur ) con la parte superior hacia el norte como una sensación de movimiento. Al sur de esta se encuentra la Secuencia del Gran Himalaya ( GHS ) de 15 a un máximo de 40 kilómetros de espesor : rocas metamórficas del tipo Barrow, migmatitas y leucogranitas. Sus metapelitas estratigráficamente más profundas ( Kuncha-Pelit ) tienen algo más de 1830 millones de años y, por lo tanto, provienen del Proterozoico . El GHS termina al sur en una zona de 2 a 4 kilómetros de espesor con isógrados metamórficos invertidos que se remontan desde la zona de silimanita-cardo hasta la zona de biotita-clorita. En la base hay una zona de empuje dúctil con la parte superior hacia el sur como una sensación de movimiento, el empuje central principal ( MCT - empuje principal central). El Frente Himalaya ( Himalaya Menor ) que se encuentra al sur frente a él contiene rocas de la Placa India, incluido el basamento del Proterozoico y los sedimentos de la cubierta del Paleozoico de espesor relativamente pequeño. El orógeno del Himalaya termina con los dos sistemas de empuje, el empuje del límite principal en el borde norte del Himalaya frontal y el empuje frontal principal en el promontorio de Siwaliks del norte de Pakistán e India . La corteza inferior del Himalaya, que no está expuesta en ninguna parte, probablemente esté compuesta de rocas de escudo facial de granulita de la India.

Descripción del monte Everest

Geológicamente , el Monte Everest, a 8.848 metros sobre el nivel del mar, la montaña más alta de la tierra, se puede dividir en tres unidades litotectónicas, que están separadas entre sí por fallas planas con un sentido de movimiento Arriba al norte, pertenecientes a las STDS. Las siguientes unidades se pueden distinguir de colgadas a tumbadas :

- Desprendimiento de Qomolangma -

- Destacamento Lhotse -

La Formación North-Col, ocasionalmente también la Formación North-Col y la Formación Everest juntas, a menudo se conocen como Everest-Serie ( Serie Everest en inglés ).

Formación del Everest

La estructura de la cumbre del Monte Everest con la formación gris del Everest en el muro colgante y la formación oscura del Collado Norte en posición reclinada, separados por la cinta amarilla .

La formación Everest se encuentra por encima de la banda amarilla (engl. Cinta amarilla ) a aproximadamente 8600 metros a través del plano con 5 incidente a 20 ° al noreste del Destacamento Qomolangma de la formación Norte-Col separada. También forma la cima del monte Everest, por lo que se exponen de 225 a 250 metros. La formación, que se hunde alrededor de 15 ° hacia el norte-noreste, está formada por calizas micríticas de capas gruesas de color gris a gris oscuro, a veces blancas, del Ordovícico Inferior al Medio , en la que se interponen dolomitas recristalizadas subordinadas y capas arcilloso-limosas. Gansser (1964) fue originalmente de la opinión de que la cal contenía crinoideos . Investigaciones petrográficas posteriores en muestras cercanas a los picos mostraron que la formación contenía bolitas de carbonato ( peloides ) y restos finamente picados de trilobites , crinoideos y también ostrácodos . Sin embargo, muchas muestras se cortaron y recristalizaron de tal manera que no se pudieron determinar los componentes originales. Unos 70 metros por debajo de la cima hay una capa de trombolita blanca desgastada de 60 metros de espesor que incluye el tercer escalón y se extiende hasta la base de la pirámide de la cima. Estos son sedimentos marinos poco profundos similares a estromatolitos que han sido capturados, unidos y cementados por la biopelícula secretada de microorganismos, especialmente cianobacterias . Los 5 metros más bajos de la formación sobre el Destacamento Qomolangma están muy deformados.

La Formación Everest está atravesada por numerosas fallas empinadas , todas las cuales terminan en el Destacamento Qomolangma llano y quebradizo. Esta falla separa la formación de la Banda Amarilla subyacente de la Formación Collado Norte.

Formación North Col

El área de la cumbre del Monte Everest entre 7000 y 8600 metros consiste en la Formación Col del Norte , del Cámbrico Central, de 1600 metros de espesor, desde arriba hasta anfibolita inferior . Su pared colgante de 8200 a 8600 metros sobre el nivel del mar es la cresta más al noreste hasta el enfoque del Primer Paso que llega a la Cinta Amarilla . La cinta amarilla de 172 metros de grosor está compuesta principalmente de un mármol de epidota-diópsido de grano grueso, rico en calcita, que se degradó a un llamativo color amarillo-marrón, pero también contiene capas de moscovita-biotita-filita y pizarra . Las muestras desde una altura de 8.300 metros mostraron un contenido de alrededor del 5 por ciento de los restos de miembros recristalizados de brazos y tallos de crinoideos. Los 5 metros superiores de la Cinta Amarilla en las inmediaciones del Destacamento Qomolangma están extremadamente deformados; una brecha de falla de 5 a 40 centímetros de espesor lo separa de la Formación Everest suprayacente.

Por debajo de la Banda Amarilla entre 8.200 y 7.000 metros sobre el nivel del mar, la Formación Col norte conduce alternativamente pizarras deformadas, filitas y, en menor medida, mármoles. Los 600 metros superiores entre 8200 y 7600 metros son principalmente biotita-cuarzo y clorita-biotita-filitas, en las que intervienen esquistos-cuarzo-biotita-sericita menos significativos. Le sigue la biotita-cuarzo-pizarra de entre 7.600 y 7.000 metros de altura con intercalaciones de epidota-cuarzo-pizarra, biotita-calcita-cuarzo-pizarra y finas capas de mármol con cuarzo.

Es probable que todas estas rocas ahora metamórficas de la facies de pizarra verde media a superior hayan surgido de una rana de aguas profundas del Cámbrico medio o superior , que originalmente estaba compuesta por capas alternas de arcillas, pizarra, arenisca arcillosa, arenisca calcárea y cal arenosa. En la posición acostada, la Formación North Col se corta plana por el desprendimiento dúctil de Lhotse .

Formación Rongbuk

La Formación Rongbuk facial de anfibolita superior subyacente (o Formación Rongpu ) forma la subestructura del Monte Everest por debajo de los 7000 a 5400 metros sobre el nivel del mar. Pertenece ya a la zona cristalina central del Himalaya ( Secuencia del Gran Himalaya o GHS para abreviar ) y consta de pizarra y gneis (oscuros, ricos en biotita silimanita-granate-cordierita-gneis), que se apoya en numerosos corredores de almacenamiento y corredores de leucogranito - Everest- Granito Nuptse - para ser entrometido. Simpson y sus colegas (2000) fecharon la metamorfosis de contacto acompañante en 17,9 ± 0,5 millones de años. La foliación de la Formación Rongbuk generalmente golpea de este a oeste y cae plana a N 005 a N 020, el estiramiento lineal asociado golpea este-noreste. Los criterios cinemáticos como las estructuras SC, los peces de mica y las terminaciones de porfiroclasto asimétricas demuestran una parte superior con sentido de cizallamiento de alta temperatura hacia el norte con presión simultánea fuera del GHS hacia el sur. Las microestructuras en cuarzo y los ejes c del cuarzo indican temperaturas de más de 500 ° C en la zona de cizallamiento.

Por encima de esto, hay pliegues que se extienden en dirección norte en el rango de kilómetros a diez kilómetros.

Granito Everest-Nuptse

El Everest-Nuptse-Granito, también Pumori-Everest-Granito , es una turmalina-leucogranita bimica decididamente peraluminosa, que contiene los minerales cuarzo , plagioclasa , feldespato alcalino ( microclina u ortoclasa ) y la mica moscovita y biotita , así como turmalina . También se pueden añadir andalucita , cordierita y granate , además de circón , monacita , xenotima y apatita como accesorios . El grosor de los diques de leucogranito es muy variable y puede variar desde centímetros hasta hinchazones de miles de metros. El espesor más alto alcanzó la inflación de 3000 metros de alcance de la pared este de Kangshung , que casi llega a los 7800 metros en los rangos de zoom del Collado Sur . En última instancia, esto debería ser responsable de la enorme altura del Monte Everest y Lhotse .

Los leucogranitos forman parte de un cinturón de intrusivos del Oligoceno al Mioceno: los HHL ( Leucogranitos del Alto Himalaya - Leucogranitos del Alto Himalaya). Fueron creados en dos fases por fusión parcial del paleoproterozoico de alto grado a metasedimentos ordovícicos del GHS ( Secuencia del Gran Himalaya ) sinquinémicamente hace 24 a 17 millones de años en Aquitanium y Burdigalium y post-cinemáticamente hace 16,4 millones de años en Langhian . El último disparador de esto fue la subducción de la India bajo la placa euroasiática .

Los granitos leuco se crearon a partir de fundiciones mínimas muy viscosas. Aquí se consideran dos procesos: una fusión húmeda a baja temperatura de una roca madre pelítica en presencia de líquidos calientes o un proceso de fusión en seco a una temperatura más alta . Esto último se realiza, por ejemplo, en la fusión incongruente de la moscovita, que tiene lugar sin fase de vapor, pero genera una mayor proporción de fusión.

Los metaedimentos deben asumirse como rocas madre, como sugieren los isótopos de los elementos estroncio, neodimio y plomo. Se excluye una participación de concha . En particular, las proporciones de isótopos 87 Sr / 86 Sr son extremadamente altas de 0,74 a 0,79 y al mismo tiempo muy heterogéneas, lo que implica un protolito cortical del cien por cien. Las pelitas que contienen moscovita y los gneises de feldespato de cuarzo de la formación neoproterozoica Haimanta ahora se consideran la roca madre más probable . La fuente de calor necesaria para el proceso de fusión solo puede producirse a través de una alta concentración de elementos radiactivos en la roca madre. Se sabe que los leucogranitos del Himalaya tienen un contenido muy elevado de isótopos de plomo radiogénicos y que, por tanto, sus protolitos deben estar enriquecidos en uranio y torio. Las concentraciones de uranio en los granitos del Himalaya se encuentran entre las más altas del mundo.

La mayoría de los conductos de leucogranito parecen sincinemáticos, pero también pueden ser post-cinemáticos. Los corredores sincinemáticos se basan en la foliación en la formación Rombuk y están débilmente frustrados, reconocibles por las moscovitas relativamente indistintas y los fenocristales de feldespato alargados. Su estructura microtectónica demuestra su deformación, por ejemplo a través de la erosión no disuelta del cuarzo y el feldespato, a través de la deformación gemela en la plagioclasa y a través de la rotura tardía y quebradiza del cuarzo y el feldespato. Los diques post-cinemáticos son masivos, no tienen deformación interna y también pueden penetrar paralelos a la foliación de la roca de revestimiento. Sin embargo, a menudo atraviesan la foliación del gneis, eliminan grandes bloques de gneis y leucogranito sincinemático y los ajustan mediante rotación.

Los leucogranitos sincinemáticos podrían inyectarse lateralmente en sistemas de fractura hidráulica debido a un simple cizallamiento. También se puede observar cómo los leucosomas de migmatita se combinan para formar enormes sistemas de corredores de almacenamiento , que a su vez pueden fusionarse en colecciones más grandes similares a plutones de acuerdo con el principio del árbol de Navidad . Los pasillos de almacenamiento son siempre más o menos paralelos a la foliación en gneis de las facies de silimanita. La migración de la masa fundida fue predominantemente horizontal y no vertical. Las acumulaciones de esmalte no se entrometieron activamente en elevaciones más altas, sino que se comportaron como pasillos de almacenamiento ondulantes. El ejemplo más claro de esto es el pasillo del almacén en el muro sur de Nuptse.

Como región de origen del magma más al norte, se consideran túneles de almacenamiento más profundos de grandes dimensiones. Las condiciones físicas para el derretimiento fueron generalmente entre 0,4 y 0,6 gigapascales , lo que corresponde a profundidades de la corteza media de 15 a 20 kilómetros.

Deformación, metamorfosis y anatexis

En el orógeno del Himalaya, se pueden distinguir dos fases de deformación significativas , que a su vez están vinculadas a eventos metamórficos :

  • una fase Eohimalaya en el Eoceno medio hasta el Oligoceno superior, que llevó al engrosamiento de la corteza y alcanzó su clímax regional hace entre 33 y 28 millones de años
  • una fase Neohimalaya del Mioceno Inferior hace 23 millones de años que continúa hasta el día de hoy . Alcanzó el grado de silimanita con más de 620 ° C y se formaron leucogranitos intrusivos con fusión anatectica. Trajo un cambio claro en el estilo de deformación tectónica, que no ha cambiado hasta ahora y por lo tanto sugiere un orógeno en un estado de equilibrio.

La fase Eohimalaya fue precedida por la colisión continental, que golpeó el borde norte de la placa india en el Lutecio hace unos 46,4 millones de años . Se lograron condiciones de ultra alta presión (Coesit-Eklogit-Facies) con presiones de hasta 2.75 GPa (que corresponde a profundidades de más de 100 kilómetros) y temperaturas de 720 a 770 ° C. Esta metamorfosis inicial de UHP luego dio paso a la metamorfosis regional de la fase Eohimalaya en la facies disthene y luego a la fase Neohimalaya en la facies sillimanita.

Las condiciones metamórficas de las facies de silimanita persistieron en el muro colgante del GHS durante 16,9 millones de años. Esto apunta a una topografía mucho mayor durante este período ya durante el Mioceno temprano.

Un último cuarto evento metamórfico se caracteriza por presiones muy bajas pero altas temperaturas y estuvo acompañado de metasomatosis y leucogranitos portadores de cordierita. Sin embargo, solo se pudo detectar en las sintaxis (hendiduras en el frente de un techo) de Nanga Parbat y Namjagbarwa .

En el Monte Everest, el curso de la metamorfosis se puede dividir en dos eventos. El primer evento de alta presión M 1 fue del tipo Barrow y progresó progresivamente hasta la facies de disthene. Las condiciones de PT fueron de 550 a 560 ° C y de 0,8 a 1,0 GPa. El evento subsiguiente M 2 en la facies de silimanita se calentó a una temperatura más alta de 650 a 740ºC bajo una caída de presión (0,7 a 0,4 GPa). M 1 comenzó hace 39 millones de años en el Eoceno superior y Simpson y sus colegas (2000) lo fecharon hace 32,2 ± 0,4 millones de años. Entonces, M 2 se estableció entre 28 y 18 millones de años, fechada por Simpson y colaboradores (2000) en 22,7 ± 0,2 millones de años. Las altas temperaturas duraron así unos buenos 20 millones de años. La caída de presión se asocia generalmente con la anatexis y la producción de granitos leuco, como el granito Everest-Nuptse. Los últimos granitos leuco post-cinemáticos se secretaron en el valle de Kangshung hace 16,7 millones de años, de lo contrario hace 16,4 millones de años. La foliación dúctil en la Formación Rongbuk es claramente más antigua que esta fecha del último Burdigali .

Geodinámica

Cizallas en el STDS

Panorama del Everest, tomado desde el norte desde el paso de Gyawu La en el Tíbet. Makalu a la izquierda, Gyachung Kang y Cho Oyu a la derecha.

El sistema de cizallamiento del sur del Tíbet (STDS) está representado en el Monte Everest por dos superficies de cizallamiento: el desprendimiento frágil de Qomolangma en el muro colgante con un desplazamiento mínimo de 34 kilómetros y el desprendimiento dúctil Lhotse en la horizontal con un desplazamiento mínimo de 40 kilómetros. El Destacamento Lhotse se creó anteriormente y está doblado en algunos lugares. Encajada entre los dos destacamentos está la formación North Col con la cinta amarilla. Esta formación está claramente cizallada y ha alcanzado temperaturas de hasta 450 ° C, pero en general es significativamente menos metamórfica que la formación de Rombuk subyacente y no fue infiltrada por leucogranitos. Se cree que los movimientos dúctiles en el Destacamento Lhotse ocurrieron hace entre 18 y 16,9 millones de años en el Burdigalium. Los movimientos frágiles en el Destacamento Qomolangma, por otro lado, no ocurrieron hasta después de 16 millones de años y, por lo tanto, son más jóvenes.

Los dos destacamentos luego se fusionan en una sola área de cizallamiento al norte del Monte Everest en el Monasterio de Rongpu , de modo que aquí una zona de cizallamiento dúctil en las capas del Cámbrico está cubierta directamente por un área de falla plana. Más al noreste del monasterio, el STDS se forma finalmente como una única zona de cizallamiento dúctil de 1000 metros de espesor, que se hunde 35 ° hacia el norte, por lo que los sedimentos del Ordovícico y más jóvenes llegan a reposar sobre rocas de silicato y milonitas del Cámbrico cortadas . En el valle de Kharta, a 57 kilómetros al norte del monte Everest , aparecen en la superficie gneis de silimanita GHS , intercalados con diques de leucogranito.

También más al oeste, en Nyalam, en el sur del Tíbet, los dos destacamentos se unen para formar una sola área de cizallamiento, aquí también las capas del Cámbrico se encuentran por debajo del cizallamiento combinado. Por debajo de esto, el grado de deformación y metamorfosis aumenta rápidamente. Que el STDS no solo se dividió como en el Monte Everest, sino que también puede tomar posiciones muy variables, se muestra en Zanskar , donde llega hasta el Neoproterozoico.

Estocada de Khumbu

Debajo del Destacamento Lhotse, al suroeste del monte Everest, al pie del Nuptse, aparece el empuje de Khumbu , donde se presionó una capa de 3 a 6 kilómetros de espesor de corredores de almacenamiento de leucogranito y cuerpos planos hasta 25 kilómetros al sur. Además del Nuptse Pluton, esta cubierta incluye los picos de granito leuco Ama Dablam , Kantega y Thamserku , que probablemente estaban todos conectados como una sola capa antes del inicio de la erosión actual.

Zona de flujo del canal

La zona parcialmente derretida del Flujo del Canal , que incluye la Formación Rombuk, está, como ya se mencionó, delimitada en su base por el dúctil Empuje Central Principal, por lo que las isogradas metamórficas experimentan una inversión. En la parte superior está cortado plano por el destacamento Lhotse del STDS, pero las isogradas son correctas aquí. El interior de esta zona documenta un cizallamiento geodinámicamente puro , mientras que los bordes superior e inferior muestran una combinación de cizallamiento puro y simple. El borde inferior dúctil tiene entre 1 y 2 kilómetros de espesor y termina en un empuje quebradizo: el MCT, que en la región del Everest puede datarse entre 23 y 20 millones de años.

La extrusión orientada al sur finalmente tuvo lugar debido a la diferencia de potencial gravitacional, causada por el diferente grosor de la corteza y la diferencia de altura entre las tierras altas del Tíbet y el promontorio de la India. El interior tibetano tiene una corteza engrosada de 70 a 80 kilómetros y se encuentra a una altitud promedio de 5000 metros, mientras que la corteza del norte de la India tiene solo 35 a 40 kilómetros de espesor y alcanza alturas bajas de hasta 1000 metros.

Más desarrollo desde el Mioceno Medio

Los movimientos de cizallamiento dúctil en el STDS y la extrusión de la corteza media del flujo del canal llegaron a su fin hace 16 millones de años, cuando todo el Himalaya se había enfriado por debajo de 350 ° C. Posteriormente, el Alto Himalaya solo se movió y se elevó utilizando el método a cuestas en empujes más jóvenes que se habían desarrollado hacia el sur en el pre-Himalaya. Los empujes en el empuje del límite principal se produjeron hace 10 millones de años y el empuje frontal principal solo se activó hace unos 3 millones de años.

En el propio STDS, solo se produjeron movimientos frágiles desde el Mioceno Medio hace 16 millones de años, ya que la formación Rongbuk del GHS ya se había enfriado por debajo de la temperatura de sellado de moscovita de 350 ° C. En el período de 16 a 2,5 millones de años, el enfriamiento adicional procedió muy lentamente con una velocidad de enfriamiento de 20 a 22,5 ° C por millón de años. Con un gradiente geotérmico de 25 a 35 ° C por kilómetro, las velocidades de exhumación fueron de 0,2 a 2,0 milímetros por año. Desde el gelasiano hace 2,5 millones de años, la velocidad de la exhumación volvió a aumentar, ya que la tasa de erosión había aumentado considerablemente debido al inicio de las glaciaciones cuaternarias y el deterioro climático asociado.

Glaciación

Vista sobre el Khumbu Himal

En el Khumbu Himal se pueden distinguir tres etapas de avance glacial:

  • el escenario de Periche
  • el escenario de Chhukung
  • la etapa de Lobuche.

La datación OSL indicó una edad de 25.000 a 18.000 años AP para la etapa de Periche . Por tanto, corresponde a la etapa isotrópica de oxígeno MIS 2 y coincide con el último máximo de la edad de hielo (LGM). La etapa de Chhukung tiene alrededor de 10,000 años al comienzo del Holoceno . El escenario de Lobuche finalmente se ubicó entre 2000 y 1000 años antes de hoy y representa un empuje spätholozänen que incluso antes de que expirara la Pequeña Edad de Hielo .

El glaciar Khumbu se está retirando actualmente a un ritmo de 20 metros por año. Además, el campo base del Everest ha perdido 40 metros de altura en los últimos 55 años. Esta pérdida de espesor es aún más pronunciada cuesta arriba, por lo que el glaciar en general pierde velocidad.

Evidencia individual

  1. ↑ a b M. P. Searle, RL Simpson, RD Law, RR Parrish y DJ Waters: La geometría estructural, evolución metamórfica y magmática del macizo del Everest, Alto Himalaya de Nepal - Sur del Tíbet. En: Revista de la Sociedad Geológica . cinta 160 , 2003, pág. 345-366 , doi : 10.1144 / 0016-764902-126 .
  2. ^ Hodges, KV: Tectónica del Himalaya y el sur del Tíbet desde dos perspectivas . En: Boletín de la Sociedad Geológica de América . cinta 112 , 2000, págs. 324-350 .
  3. Volver arriba ↑ Myrow, PM, NC Hughes, TS Paulsen, IS Williams, SK Parcha, KR Thompson, SA Bowring, S.-C. Peng y AD Ahluwalia: reconstrucción tectonoestratigráfica integrada del Himalaya e implicaciones para su reconstrucción tectónica . En: Letras de Ciencias Planetarias y de la Tierra . vol. 212, 2003, pág. 433-441 .
  4. ↑ Searle, M.: Continentes en colisión: una exploración geológica del Himalaya, Karakoram y Tibet . Oxford University Press, Oxford, Reino Unido 2012, ISBN 978-0-19-965300-3 , págs. 464 .
  5. ↑ Bilham, R., Larson, K., Freymueller, J. y miembros del Proyecto Idylhim: mediciones GPS de la convergencia actual a través del Himalaya de Nepal . En: Naturaleza . cinta 386 , 1997, págs. 61-64 .
  6. ↑ Mukul, M.: Cinemática de primer orden de la deformación activa del Himalaya a escala de cuña: conocimientos de la cuña Darjiling-SikkimTibet (DaSiT) . En: Revista de Ciencias de la Tierra de Asia . cinta 39 , 2010, pág. 645-657 .
  7. ↑ a b Cottle, JM, Jessup, MJ, Newell, DL, Searle, MP, Law, RD y Horstwood, MSA: Perspectiva estructural de la evolución dúctil de un desprendimiento de escala orógena: el sistema de desprendimiento del sur del Tíbet, sección Dzakaa Chu, Himalaya oriental . En: Revista de Geología Estructural . cinta 291 , 2007, pág. 781-797 , doi : 10.1016 / j.jsg.2007.08.007 .
  8. ↑ Jackson, J., McKenzie, D., Priestley, K. y Emmerson, B .: Nuevos puntos de vista sobre la estructura y reología de la litosfera . En: Revista de la Sociedad Geológica, Londres . cinta 165 , 2008, pág. 453-465 .
  9. ↑ Hodges, KV, Bowring, S., Davidek, K., Hawkins, D. y Krol, M.: Evidencia de desplazamiento rápido en fallas normales del Himalaya y la importancia de la denudación tectónica en la evolución de las cadenas montañosas . En: Geología . cinta 26 , 1998, págs. 483-486 .
  10. ^ Yin, J.-X.: Sistema Cambro-Ordovícico . Ed.: Su, Z.-W., Estratigrafía de la región del monte Qomolangma. Sciences Press, Beijing 1989, págs. 5-26 .
  11. ↑ Gansser, A.: Geología del Himalaya . John Wiley Interscience, Londres 1964, págs. 289 .
  12. ↑ Turner, EC, James, NP y Narbonne, GM: Control tafonómico de la microestructura en estromatolitos y trombolitos de arrecifes del Neoproterozoico temprano . En: Palaios . v. 15, 2000, págs. 87-111 .
  13. ↑ a b Paul M. Myrow, Nigel C. Hughes, Michael P. Searle, CM Fanning, S.-C. Peng y SK Parcha: Correlación estratigráfica de depósitos Cámbrico-Ordovícicos a lo largo del Himalaya: Implicaciones para la edad y naturaleza de las rocas en la región del Monte Everest . En: Boletín de la Sociedad Geológica de América . cinta 121 , 2009, pág. 323-332 , doi : 10.1130 / B26384.1 .
  14. ↑ Jessup, MJ, Law, RD, Searle, MP y Hubbard, MS: Evolución estructural y vorticidad del flujo durante la extrusión y exhumación de la Gran Losa del Himalaya, Macizo del Monte Everest, Tíbet / Nepal: Implicaciones para la partición del flujo a escala de orógenos . En: Law, RD, Searle, MP y Godin, L., Channel Flow, Ductile Extrusion and Exhumation in Continental Collision Zones (Eds.): Publicación especial de la Sociedad Geológica de Londres . cinta 268 , 2006, pág. 379-413 .
  15. ↑ Harutaka Sakai, Minoru Sawada, Yutaka Takigami, Yuji Orihashi, Tohru Danhara, Hideki Iwano, Yoshihiro Kuwahara, Qi Dong, Huawei Cai y Jianguo Li: Geología de la piedra caliza de la cumbre del Monte Qomolangma (Everest) e historia de enfriamiento de la Banda Amarilla debajo el destacamento Qomolangma . En: Island Arc . v. 14 núm. 4, 2005, pág. 297-310 , doi : 10.1111 / j.1440-1738.2005.00499.x .
  16. ↑ Law, RD, Jessup, MJ, Searle, MP, Francis, MK, Waters, DJ y Cottle, JM: Telescópico de isotermas debajo del Sistema de Destacamento Tibetano del Sur, Macizo del Monte Everest . En: Revista de Geología Estructural . v. 33, 2011, pág. 1569–1594 , doi : 10.1016 / j.jsg.2011.09.004 .
  17. ↑ Carosi, R., Lombardo, B., Musumeci, G. y Pertusati, PC: Geology of the Higher Himalayan Crystallines en Khumbu Himal (este de Nepal). En: J. Asian Earth Sci. cinta 17 , 1999, pág. 785-803 .
  18. ↑ Dario Visonà y Bruno Lombardo: Leucogranitos de dos mica y turmalina del Everest - región de Makalu (Nepal - Tibet). ¿Génesis del leucogranito del Himalaya por calentamiento isobárico? En: Lithos . cinta 62 , 2002, pág. 125-150 , doi : 10.1016 / S0024-4937 (02) 00112-3 .
  19. ↑ Searle, MP: Emplazamiento de leucogranitos del Himalaya mediante inyección de magma a lo largo de complejos de antepechos gigantes: ejemplos de los leucogranitos de Cho Oyu, Gyachung Kang y Everest (Himalaya de Nepal) . En: Revista de Ciencias de la Tierra de Asia . v. 17, nº 5-6, 1999, pág. 773-783 .
  20. ↑ RF Weinberg: Leucogranitos y migmatitas del Himalaya: naturaleza, momento y duración de la anatexis. En: Revista de Geología Metamórfica . cinta 34 , 2016, pág. 821-843 , doi : 10.1111 / jmg.12204 .
  21. ↑ Guo, Z. y M. Wilson: Los leucogranitos del Himalaya: restricciones sobre la naturaleza de su región de origen de la corteza y el entorno geodinámico . En: Investigación de Gondwana . v. 22, núm. 2, 2012, pág. 360-376 .
  22. ↑ a b Harris, N., Ayres, M. y Massey, J.: Geoquímica de fundiciones graníticas producidas durante la fusión incongruente de moscovita: implicaciones para la extracción de magma leucogranito del Himalaya . En: Revista de Investigación Geofísica . cinta 100 , 1995, págs. 15767-15777 .
  23. ↑ Pinet, C. y Jaupart, C.: Un modelo térmico para la distribución en el espacio y el tiempo de los granitos del Himalaya . En: Letras de Ciencias Planetarias y de la Tierra . cinta 84 , 1987, págs. 87-99 .
  24. ↑ a b Jessup, MJ, Cottle, JM, Searle, MP, Law, RD, Newell, DL, Tracy, RJ y Waters, DJ: caminos PT-tD del esquisto de la serie Everest, Nepal. En: Revista de Geología Metamórfica . cinta 26 , 2008, pág. 717-739 .
  25. ↑ Parrish, RR, Gough, SJ, Searle, MP y Waters, DJ: Exhumación a velocidad de placa de eclogitas de ultra alta presión en el Himalaya de Pakistán . En: Geología . cinta 34 , 2007, pág. 989-992 .
  26. ↑ Crowley, JL, Waters, DJ, Searle, MP y Bowring, SA: Fusión del Pleistoceno y exhumación rápida del macizo de Nanga Parbat, Pakistán: Condiciones de edad y P - T del crecimiento mineral accesorio en migmatitas y leucosomas . En: Letras de Ciencias Planetarias y de la Tierra . cinta 288 , 2009, pág. 408-420 , doi : 10.1016 / j.epsl.2009.09.044 .
  27. ↑ Booth, AL, Zeitler, PK, Kidd, WSF, Wooden, J., Liu, YP, Idleman, B., Hren, M. y Chamberlain, CP: Restricciones de circonio U - Pb en la evolución tectónica del sureste del Tíbet, Namche Área de Barwa . En: American Journal of Science . cinta 304 , 2004, pág. 889-929 .
  28. ↑ Simpson, RL, Parrish, RR, Searle, MP y Waters: dos episodios de cristalización de monacita durante el metamorfismo y el derretimiento de la corteza en la región del Everest del Himalaya nepalí . En: Geología . cinta 28 , 2000, págs. 403-406 .
  29. ↑ John M. Cottle, Michael P. Searle, Matthew SA Horstwood y David J. Waters: sincronización del metamorfismo, fusión y deformación de la corteza media en la región del monte Everest del sur del Tíbet revelado por la geocronología U (-Th) -Pb . En: The Journal of Geology . volumen 117, 2009, pág. 643-664 , doi : 10.1086 / 605994 .
  30. ↑ Carosi, R., Lombardo, B., Molli, G., Musumeci, G. y Pertusati, PC: El sistema de destacamento tibetano del sur en el valle de Rongbuk, región del Everest. Características de deformación e implicaciones geológicas . En: Revista de Ciencias de la Tierra de Asia . v. 16, 1998, págs. 299-311 , doi : 10.1016 / S0743-9547 (98) 00014-2 .
  31. ↑ Burchfiel, BC, Chen, Z., Hodges, KV, Liu, Y., Royden, LH, Deng, C. y Xu, J.: El sistema de desprendimiento del sur del Tíbet, orógeno del Himalaya: Extensión contemporánea y paralela al acortamiento en un cinturón de montaña de colisión. En: Documento especial de la Sociedad Geológica de América . cinta 29 , 1992, págs. 1-41 .
  32. ↑ Searle, MP: Fallas extensionales y compresionales en el macizo Everest-Lhotse, Khumbu Himalaya, Nepal . En: Revista de la Sociedad Geológica, Londres . cinta 156 , 1999, págs. 227-240 .
  33. ↑ Nelson, KD et al.: Corteza media parcialmente fundida debajo del sur del Tíbet; síntesis de los resultados del Proyecto INDEPTH . En: Ciencia . cinta 274 , 1996, págs. 1684-1688 .
  34. ^ Ben WM Richards et al.: Momento de las glaciaciones del Cuaternario tardío al sur del Monte Everest en el Khumbu Himal, Nepal . En: Boletín de la Sociedad Geológica de América . v. 112; nº 10, 2000, pág. 1621-1632 , doi : 10.1130 / 0016-7606 (2000) 112 <1621: TOLQGS> 2.0.CO; 2 .
  35. ↑ Bajracharya, SR, Mool, PK y Shrestha, BR: Impacto del cambio climático en los glaciares y lagos glaciares del Himalaya; estudios de caso sobre GLOF y peligros asociados en Nepal y Bután . ICIMOD, 2007.