인도-아시아 충돌 시스템의 고고학

Paleogeography of the India–Asia collision system
인도-아시아 충돌 시스템
백악기 후기에서 신생대에 이르는 이 계의 대략적인 고고학적 진화.
유형대륙 충돌
특징들히말라야, 티베트 고원, 인도판, 유라시아판, 티스해

인도-아시아 충돌 시스템의 고생물학히말라야 산유대 충돌 구역 내에서 재구성된 지질학적, 지질학적 진화입니다. 인도판유라시아판대륙 충돌은 세계에서 가장 유명하고 가장 연구된 융합 시스템 중 하나입니다. 그러나 많은 메커니즘이 여전히 논란의 여지가 있습니다. 논쟁의 대상 중 일부는 대륙 충돌이 시작된 시기, 티베트 고원이 현재의 고도에 도달한 시기, 지각 과정이 다른 지질학적 메커니즘과 어떻게 상호 작용했는지 등입니다. 이러한 메커니즘은 히말라야 오로제닉 성장과 아시아 몬순 시스템상호 작용 [1][2]동물의 분산 및 종분화와 같은 중생대신생대 구조 진화, 고생물학고생물학을 이해하는 데 중요합니다.[3] 충돌 시스템의 고생물학이 어떻게 발전할 수 있었는지를 설명하기 위해 다양한 가설이 제시되었습니다. 중요한 아이디어로는 동기 충돌 가설, 라싸 평면 가설, 주요 하천 시스템의 남하 배수 등이 있습니다.

충돌발생시기

정의.

대륙 충돌의 시작은 해양 암석권이 완전히 붕괴되고 두 대륙판이 먼저 접촉하는 판 경계를 따라 있는 어떤 지점에 의해서도 결정됩니다.[4] 인도-아시아 충돌의 경우, 인도와 아시아 대륙이 서로 접촉하는 네오-테티스 해양 지각의 첫 번째 소멸 지점으로 정의될 것입니다. 이러한 과정은 대륙 가장자리의 모양이 불규칙하기 때문에 점으로 정의됩니다. 해양 지각의 완전한 소모는 충돌 전선을 따라 비동기적으로 발생할 수 있습니다.[5] 충돌 발생 연령을 제한하기 위해 다양한 방법을 사용할 수 있습니다. 일반적으로 사용되는 지질학적 증거에는 지층학, 퇴적학고생물학 데이터가 포함됩니다. 지층학과 퇴적학은 두 대륙이 만날 때 물질이 한 대륙에서 다른 대륙으로 이동하는 것을 의미하며, 해양 분지가 폐쇄되고 바닷물이 완전히 배출된 후 퇴적 환경의 변화를 의미합니다.[6] 고자기 데이터는 양쪽 대륙 가장자리의 고열도가 겹칠 때 충돌을 나타냅니다.[7]

인도-아시아 충돌의 시작은 백악기 후기부터 올리고-미오세까지 연구자마다 지질학적 증거에 대한 다른 해석으로 인해 제대로 제한되지 않았습니다.[5]

평면도에서 대륙 충돌 시작의 정의를 나타낸 그림입니다. Hu et al. (2016) 이후 수정.

이원 충돌 가설

시대착오적 충돌 가설은 두 단계의 충돌 메커니즘을 포함하며, 첫 번째 단계는 고생대에서 에오세 동안 시작됩니다.[8][9]

고유전자 아크-대륙 충돌 가설

Aitchison 등에 의한 2단 아크-대륙 충돌 시스템의 진화를 나타내는 단면 2000[8]

고생대 호-대륙 충돌은 인도 대륙이 두 단계의 충돌을 경험했음을 시사합니다.[8] 첫 번째 단계는 약 5,500만 년 전(Ma)에 있었던 테티스 해의 해양 내 섬와의 충돌입니다.[8] 두 번째 단계는 약 33Ma에서 인도 대륙과 아시아 대륙 사이의 충돌을 포함합니다.[8]

이 가설은 주로 YZSZ(Yarlung-Zangbo suture zone) 내부와 주변의 석영 패턴 관찰에 기반을 두고 있습니다.[8] YZSZ 자체는 오피올라이트와 기저암 내지 안산암 화산암으로 [8]구성되어 있으며, [10] 섬호 섭입 시스템의 일반적인 암석군과 유사합니다. YZSZ의 북쪽은 티베트 고원의 라사 지형이고, YZSZ의 남쪽은 인도의 슈퍼 지형입니다.[8] YZZ가 두 개의 대륙 지형을 분리하고 있다는 사실은 충돌이 일어나기 전에 아시아 대륙 가장자리(라사 지형)와 인도 대륙 가장자리(인도 슈퍼 지형) 사이에 위치한 과거 해양 내 섬 호였을 수 있음을 시사합니다.[8]

YZSZ에 속하는 Zeong terrane의 성상암은 KO2 함량이 높아 Shoshonite로 분류됩니다.[11] 쇼쇼나이트는 칼륨이 풍부한 기저 안산암으로 현대 해양 내 아크 환경에서 흔히 발견됩니다.[12] 따라서 YZSZ를 해양 고섬으로 예측하는 것을 선호합니다. 그러나, 최근 연구에 따르면, 제동 지형의 화산암은 이동 이온 비율(예: K와 Na)을 신뢰할 수 없도록 변경되었습니다.[13] 분류를 위해 Zr/TiO2 비율과 같은 고정 요소를 사용해야 합니다.[13] 새로운 자료에 따르면, 제동 지형의 화산암들은 석회암으로 구성되어 있는데,[13] 이것은 화산섬 호에 일반적이지만 반드시 해양섬 내에 있는 것은 아닙니다. 게다가, Zhong terrane의 화산암들은 Tibet Plate의 Lhaserrane의 Lower Jurassi-aged 화산암들과 유사한 지구화학적 패턴을 공유합니다.[14] 이것은 야룽-장보 봉합 지대가 별도의 해양 내 섬 대신 아시아 대륙 가장자리의 일부임을 시사합니다.[14]

대인도 분지 가설

대인도 유역 모델의 진화를 보여주는 단면. Van Hinsbergen et al. 2012에서[9] 수정됨

대인도 분지 가설은 인도와 아시아 대륙 사이에 두 단계의 충돌이 있었다는 것을 암시합니다.[9] 첫 번째 단계는 약 50 Ma에서 발생했는데, 인도판에서 온 미세 대륙이 아시아 대륙과 충돌했습니다.[9] 그 뒤를 이어 아시아 대륙 아래의 미세 대륙과 주요 인도 크레이터 사이에 위치한 해양 대인도 분지가 섭입되었습니다.[9] 두 번째 단계의 충돌은 그레이트 인디아 분지의 해양 지각이 소모된 후 발생했으며, 그곳에서 주요 인도 크레이터가 마침내 접촉하여 아시아 대륙 가장자리(현재의 티베트 고원으로 해석되는 이전에 "합병된" 미대륙 포함)와 충돌했습니다.[9]

이 가설은 주로 히말라야의 지각단축 결손 관찰에 근거를 두고 있습니다. 백악기 이후 인도판과 유라시아판이 융합되면서 지각이 약 3,600 ± 35km 단축되었어야 합니다.[15] 그러나 히말라야와 아시아 대륙에서 관찰된 단축은 전체 수렴의 30-50%에 불과합니다.[16] 따라서 대인도 분지 모델은 이러한 관찰을 설명하기 위해 제안되며, 여기서 총 수렴량은 실제로 두 개의 별개의 지각 비후 단계, 즉 마이크로컨티넨탈(티베탄 고원)과 히말라야 산생식으로 분산되었습니다. 미세 대륙 아래의 대인도 분지 해양 지각의 유입과 소멸은 표면의 지각 단축에 의해 표현되는 총 수렴의 측정 가능한 양을 감소시킵니다.[9]

고생물학 자료에 따르면 인도 대륙은 118년과 68년 동안 40–67 mm/y의 최소 확장 속도를 가진 N-S 확장을 경험했습니다.[9] 이러한 확장 속도는 대륙 내 균열에 대한 일반적인 기록과 유사합니다.[17] 그러므로, 해양 대인도 분지는 존재했을 수 있고 주요 인도 크레이터로부터 미세 대륙을 분리했을 수 있습니다.[9] 그러나 티베트 고원의 남쪽에 위치해 있고, 그것이 존재했다면 해양 대인도 분지의 잔해를 포함했어야 할 대히말라야 결정질 복합체의 암석 기록은 증거를 보여주지 못합니다.[18] 해양 분지의 오피올라이트 방출이나 아크트렌치 섭입 시스템의 전형적인 암석군은 발견되지 않습니다.[18]

동기 충돌 가설

인도-아시아 충돌 시스템의 단순화된 지도는 두 대륙 간의 충돌이 막 시작된 약 59-56 Ma에서 아래에서 논의된 두 횡단면의 방향을 나타냅니다. Hu et al. 2016 이후 수정.

동시 충돌 가설은 인도 대륙의 수동 변연에 형성된 가장 오래된 탁도를 연대 측정함으로써 59 Ma의 충돌 시작 연령을 제한합니다. [19]이는 활성 아시아 대륙 변연에서 물질이 유입됨을 나타냅니다. 59Ma 이하의 젊은 암석과 탁상암 계열 위에 퇴적된 지질학적 증거는 충돌이 시작된 후 구조적 진화를 재구성하는 지표로 간주될 수 있습니다. 인도-아시아 충돌 지역의 NE-SW 및 NW-SE 구역을 따라 기록된 다양한 증거들이 서로 동기화되어 "일회성" 충돌을 지지합니다.[19]

  1. 얼굴 변화(NE-SW): 히말라야의 NE-SW 방향에 걸쳐 고생대에서 초기 에오세까지의 지층 상관관계는 퇴적 환경의 변화가 시간적으로 유사하며, 불일치가 없고 수십 미터의 수직 차이만 있음을 보여줍니다.[5] 이것은 인도 대륙 전체가 거의 동시에 아시아 대륙 가장자리와 충돌했음을 시사합니다.[5]
    상기 지도에서 녹색 점선으로 표시된 것과 같이 NE-SW 횡단면을 따라 배열된 층서법(sequence stratography), Hu et al. 2016 이후 수정.
  2. 디탈 지르코니아지 패턴(NW-SE): 활성 아시아 대륙 마진, 충돌 지점 및 수동 인도 대륙 마진 상의 고동축성 분지(59-56 Ma)의 횡단면이 고려됩니다.[5] 이 분지의 찌꺼기 지르콘은 50Ma와 100Ma에서 동일한 나이 피크를 공유합니다. 이것은 퇴적물의 기원과 이 NW-SE 횡단면을 따라 유역을 채우는 시기가 동일하다는 것을 시사하며, 두 대륙 가장자리와 여러 단계의 충돌 사이에 섬 호가 존재할 가능성을 배제합니다.[20][21][22][23][5][19]

티베트 고원의 고지대

티베트 지형학의 진화

티베트 고원 고도의 시간에 따른 진화. 색상 구배는 피복 영역이 현재의 고도(예: 약 4-5km)에 도달한 예상 시점을 나타냅니다. 멀치 & 체임벌린(2006)[24] 이후 수정.

티베트 고원이 언제 그리고 어떻게 오늘날의 고도에 도달했는지는 오랫동안 널리 논의되어 왔습니다. 티베트의 평균 고도는 5km로, 지구상에서 가장 높은 고원이자 가장 높은 지형지물 중 하나입니다. 지각이 이렇게 크게 두꺼워지는 것을 보는 것은 매우 드문 일입니다.[25] 이것이 티베트가 과학적 관심을 끄는 이유입니다. 이전에는 티베트의 부상이 오로지 인도와 아시아 대륙의 충돌에서 비롯되었다고 믿었습니다.[26] 하지만, 점점 더 많은 연구들이 티베트가 백악기(145–66 Ma)에 이르면 오늘날의 고도에 도달했을지도 모른다는 것을 밝혀냈습니다. 이러한 가설을 뒷받침하기 위해 고생물학적 재구성,[28][29] [27]퇴적물학 및 화성암석학[30], 구조지질학 및 지구화학 등 다양한 과학적 증거가 제시되었습니다.[31] 예를 들어, Ingalls et al.(2018)은 운석수에서 δO(산소-동위원소)를 사용하고, 비해양 탄산염에서 δ (47(응집-동위원소)를 사용하여 티베트 고원의 고온 및 고강수를 재구성하고 있습니다. 티벳의 남부는 약 3-4 km 높이이고, 이르면 백악기 후기(92 Ma)에 평균 기온이 10 °C인 것으로 제시되고 있습니다. 이것은 티베트 남부가 이미 고도가 높은 지역에 매우 따뜻한 기온인 10°C를 유지할 수 있도록 현재의 아 적도 위도에 있어야 한다는 것을 보여줍니다.[31]

티베트가 차별적으로 성장했다는 것은 이제 일반적으로 받아들여지고 있는데, 티베트의 남쪽 부분이 먼저 오늘날의 고도에 도달했고, 그 다음이 북쪽 부분입니다.[32][33][34] 예를 들어, Fei et al. (2017)은 Ar/39Ar과 (U-Th)/He 열동시학[35] 사용하여 시간에 따른 고원의 성장을 추적하고 그 결과는 긍정적입니다. 아래 그림은 티베트 고원의 여러 지역이 언제 현재의 고도에 도달했는지에 대한 일반화된 진화 모델을 보여줍니다.[24] 나이는 잘 제한되어 있지 않지만 뚜렷한 북영 경향을 관찰할 수 있습니다.[24]

지각비후화를 위한 지각모형

그림은 인도와 아시아 대륙의 충돌로 인해 티베트의 융기가 어떻게 이루어지는지를 보여줍니다.[26]

중신세 융기 모형

중신세 모델은 인도와 아시아의 충돌이 티베트의 부상의 주요 원인임을 시사했는데,[26] 위에서 논의한 이유로 인해 잘못된 것일 가능성이 높습니다. 이 모델에서 남부 티베트에 해당하는 라사 구조 블록은 인도와 아시아 대륙이 충돌하고 Tethys 해양 슬래브가 부서지면서 발생한 압축력으로 인해 초기 융기가 발생했습니다(45-30Ma).[26] 이것은 라싸 블록에 아다카이트가 존재함으로써 뒷받침됩니다.[36] 아다카이트는 일반적으로 해양 섭입과 관련된 중간에서 장석의 암석입니다. Lhasa Adakite의 지구화학적 분석은 그것이 슬래브 단절에 의해 유발된 마그마 활동으로부터 유래되었음을 시사합니다.[36] 이는 초기 대륙 충돌 단계에서 라사 블록이 상승한다는 가설을 더욱 강화합니다.

나중에 대륙 충돌이 일어나면서 마그마 활동이 중단되었습니다. 인도와 아시아 대륙 지각의 밀도가 높은 물질들은 지각의 바닥 부분으로 가라앉아, 지각의 하부를 극도로 밀도가 높고 무겁게 만들었습니다. 따라서 그것은 분리되어 맨틀 속으로 가라앉았습니다. 조밀한 하부 지각의 제거는 라사 블록의 중력을 감소시켰고 라사 블록이 상승할 수 있도록 해주었습니다(30–26 Ma).[26] 충돌 속에서 경험한 강력한 압축력과 함께 강력한 지각 비후가 발생하여 남티베트에서 융기의 주요 단계가 발생했습니다. 충돌이 진행됨에 따라 (26–13 Ma), 북티베트 대륙 블록은 압축, 추진, 단축도 경험했습니다.[26] 이러한 해석은 북티베트 고원의 아파타이트 핵분열 트랙의 열 연대순 데이터에 의해 뒷받침되며, 이 데이터는 5월 20일부터 급속한 호기 및 압축 단계를 나타냅니다.[33][34]

중생대 융기 모형

그림은 라싸 블록(남티베트)이 중생대에 극심한 지각 비후를 경험한 과정을 보여줍니다.[37]

중생대 모델은 티벳 남부가 일찍이 쥐라기에서 백악기에 극심한 지각 단축과 두꺼워짐을 경험했다고 제안했습니다. 중생대에 인도판이 유라시아판에 접근하기 시작한 것은 곤드와나 초대륙의 붕괴로 인한 것으로 널리 알려져 있습니다.[29]

중생대에는 라싸 블록과 북티베트 대륙 블록 사이에 해양 분지가 있었습니다. 북티베트 블록 아래에 있는 해양 슬래브의 섭입은 트라이아스기에 시작되었습니다. 쥐라기에서 백악기에 중생대양은 닫혀있습니다. 라싸 대륙 블록과 북티베트 대륙 블록이 서로 충돌하면서 라싸 블록의 지각단축과 두께가 강하게 발생했습니다. 남티베트.[29] 중생대의 폐쇄, 라싸 블록과 북티베트 블록의 대륙 충돌, 라싸 블록의 초기 지각 비후는 중앙티베트의 창탕 변성대초고압 변성암이 존재한다는 것을 나타냅니다.[38]

인도 대륙과 아시아 대륙이 충돌했을 때, 남티베트는 이미 3-4 km 고도에 도달했습니다.[27][28][29][31] 인도와 아시아의 충돌로 인한 압축력은 인도 대륙이 북쪽으로 진행함에 따라 라싸 블록의 고도를 더욱 높이고 북티베트에 지각이 두꺼워지는 현상을 유발했습니다.

이 모델에서 Lhas 블록이 두꺼워지는 시기는 이용 가능한 지질학적 증거와 일치하지만 세부 사항은 여전히 논쟁 중입니다.[29]

공통의 일치

티베트 고원과 관련된 다양한 지질학적 사건들의 실제 발생 시기는 여전히 널리 논의되고 있지만, 여러 연구들이 제시한 것들 중 시간에 따른 대륙 블록 구성의 진화에 대해서는 공통된 의견이 있습니다. Royden et al. (2008)[39]은 인도와 아시아의 충돌 동안 북티베트와 남티베트의 대륙 블록이 어떻게 진화해 왔는지를 설명하기 위한 구조적 재건 모델을 제안했습니다.

이 모델은 라싸 블록이 먼저 변형되고, 다음으로 북티베트 블록이 변형된다는 점도 강조하고 있습니다. 게다가 라싸 블록과 북티베트 블록의 충돌은 남쪽보다 동쪽에서 더 늦게 일어났습니다. 이는 세부 충돌 메커니즘이 복잡하고 추가 조사가 필요할 수 있음을 시사합니다. 단일 구조 모형으로는 전체 과정을 설명할 수 없을 것 같습니다. 예를 들어, 위에서 언급한 중생대 융기 모델은 남티베트 지각단축의 시작 시기와 일치하지만, 다른 세부 사항들은 다듬을 필요가 있습니다.[39]

티베트 고원의 일반화된 고고학적 진화. 단지 관심있는 구조적인 블록들, 즉. L은 S를 나타내는 블록을 갖습니다. 티벳(노란색)과 단순화된 N. 티벳 블록(파란색)이 표시됩니다. 이 모델에서 추론된 연령은 위 섹션에서 논의한 충돌 시작 시점과 반드시 일치하지는 않습니다. Royden et al. 의 이름을 따서 수정됨. (2008)[39]

고배수 구성

구조공정에 따른 배수패턴

구조적으로 구동되는 융기와 침식으로 구동되는 융기가 서로 다른 배수 패턴으로 이 영역을 지배하는 결과를 나타내는 이미지입니다. 1992년 버뱅크 이후 수정.[40]

은 지표면으로 이 침식되어 형성된 특징입니다. 배수 패턴수문학적 조건뿐만 아니라 지질학 및 구조 진화에 대한 단서를 제공합니다. Burbank([40]1992)는 서로 다른 요인에 의해 구동되는 상승이 어떻게 서로 다른 배수 패턴을 초래할 수 있는지 설명하기 위한 모델을 제안했습니다. 여기서 상승은 지구의 중심을 기준으로 한 육지 질량의 상향 이동입니다.[40]

구조적으로 구동되는 융기의 경우, 능동적인 추력 전방이 존재하여 지각 물질을 지속적으로 위쪽으로 구동합니다. 이것은 지구 표면에 무게를 더해서 이 침하되는 원인이 됩니다. 지점이 활성 추력면에 가까울수록 상승된 지각이 지표면에 미치는 무게의 영향이 크기 때문에 비대칭 침하가 발생합니다. 융기된 지각에 가까운 지반 덩어리는 더 가라앉고, 더 가라앉지 않는 지반 덩어리는 더 가라앉습니다. 이는 침하 시 퇴적되는 퇴적 지층의 비대칭 부채꼴에 의해 반영되며, 최대 침하 지점에 가까운 기둥은 두껍고 기둥은 더 얇습니다.[40]

구조적으로 구동되는 융기는 횡단 강 대신 세로 방향의 강이 이 지역을 지배하는 결과를 가져옵니다. 가로 강은 산등성이에 직각으로 절단되는 강이고 세로 강은 평행하게 흐릅니다. 활발한 융기와 침하 동안 수용 공간은 빠르고 지속적으로 생성되는 반면 침식 속도는 상대적으로 느립니다. 따라서 융기된 산맥에 발달된 횡단 하천은 침하가 가장 심한 추력 전선과 가장 가까운 지역을 넘어 확장되지 못하고 있습니다. 대신 세로 방향의 강들이 대부분의 지역을 지배했습니다.[40]

반대로 침식 구동식 상승의 경우 능동 추력 전방이 없습니다. 지각의 상승은 등정적 반동에 의해 주도됩니다. 물질이 지속적으로 침식되고 제거된다는 사실은 지각에 추가되는 무게를 줄여 지각이 더 높게 "뛰어오르게" 만듭니다. 침식이 전체 지역을 지배하기 때문에 상승은 산맥 근처의 구간에만 국한되지 않습니다. 전체 배수 유역의 상승률은 상승 시 퇴적되는 퇴적층의 대칭적인 모양과 동일한 두께에 의해 반영되는 것과 같이 오히려 같습니다.[40]

침식에 의한 융기는 종형강 대신 횡형강이 이 지역을 지배하는 결과를 초래합니다. 적극적인 침식과 등방성 반동 시 수용 공간은 빠르고 지속적으로 감소하는 동시에 침강 속도도 높습니다. 따라서 융기된 산맥에 발달된 횡단 하천은 산맥의 기슭을 훨씬 넘어 뻗어나갈 수 있습니다. 세로 방향의 강은 배수 유역의 원위 부분만 지배합니다.[40]

주요 하천수계의 발전과 그 시사점

Brookfield([41]1998)는 인도-아시아 충돌 지역의 주요 하천 시스템의 진화를 이 지역의 구조 역사를 바탕으로 재구성했습니다. 배수 패턴의 가장 중요한 변화는 Pliocene to Quaternary(5.3 Ma 이후) 동안 발생했다고 제안됩니다. 유동 공정의 세부적인 변경 사항은 여기에서 논의하지 않습니다. 주요 초점은 이 지역의 하천 시스템이 시간이 지남에 따라 변화하는 지질학적 과정에 어떻게 반응했는지와 지역별 배수 패턴이 구조적 진화를 반영할 수 있는 방법입니다.[41]

대륙 충돌이 일어나기 전(브룩필드의 모델에서 50 Ma 또는 이전으로 정의됨), 종단 하천 시스템은 주요 하천 시스템이 접근하는 지역 추진력과 평행하게 달리는 아시아 대륙을 지배했습니다. (브룩필드의 모델에서 20 Ma라고 함) 충돌 속에서 강 수로의 모양은 다가오는 인도 대륙의 영향을 받았습니다. 주요 하천 시스템은 여전히 추력과 평행하게 흘렀지만, 충돌이 배수 유역에 압축력을 가했기 때문에 인도 대륙의 양쪽을 중심으로 구부러졌습니다. 그러한 효과는 인더스 강과 갠지스 강에 의해 가장 명확하게 반영됩니다. 서쪽으로 흐르는 인더스 강은 추력의 서쪽 경계를 감싸고, 동쪽으로 흐르는 갠지스 강은 추력의 동쪽 경계를 감싸고 있습니다.[41]

오늘날 지역 배수 구성은 원래와 매우 다릅니다. 대륙간 충돌이 시작되기 전에 강 시스템은 예외적으로 인더스를 제외하고 동쪽으로 흐르고 있었습니다. 현재 대부분의 하천은 남에서 남동으로 흐르고 있습니다. 살윈, , 메콩, 레드 강은 인도 대륙의 북동쪽 "끝"을 중심으로 급격하게 휘어져 있습니다. 이러한 하천 유역의 변형 패턴을 보다 자세히 조사하고 연구함으로써 동히말라야의 2상 변형 모델을 검증합니다.[42] 이것은 강이 지각 변형의 신뢰할 수 있는 지표이며 지역 구조 역사를 재구성하는 데 유용하다는 것을 보여줍니다.[42] 게다가, 인더스 강과 갠지스 강은 원래 아시아 대륙의 지역적인 추진력과 평행하게 흘렀지만, 지금은 그것과 수직으로 흐르고 있습니다. 그들은 추력을 넘어 인도 대륙까지 뻗었습니다. 이는 Burbank(1992)가 제안한 위의 모델에 부합합니다.[40] 오늘날 지각 상승은 충돌이 막 시작되었을 때에 비해 크게 느려졌기 때문에, 오늘날 인도-아시아 충돌 지역은 침식 과정에 의해 지배되고 있습니다. 따라서 라사 블록에서 발원한 인더스 강과 갠지스 강과 같은 강은 횡단 하천으로 흘러 히말라야 산맥의 근위부를 넘어 도달할 수 있습니다.[42]

브룩필드(1998) 이후에 수정된 인도-아시아 충돌 지역의 주요 배수 시스템의 진화. Royden et al 다음으로 기본 지도 수정. (2008), 시간에 따른 대륙 블록 구성의 변화를 보여줍니다.

고생대와 고기후

남아시아 몬순제도와 논쟁

남아시아 여름과 겨울 몬순을 위한 기후 열원 및 방열판.

남아시아 몬순 시스템은 주로 남아시아 대륙과 그 주변 수역에 영향을 미칩니다. 이 특정 시스템에서 여름 몬순은 육지 북동쪽으로 불고 겨울 몬순은 해안 서쪽으로 불어납니다. 몬순 시스템의 원동력은 육지 질량과 수역 사이의 압력 차이입니다. 이는 가장 일반적으로 특정 열용량 차이로 인한 육지와 바다의 차등 난방의 결과입니다. 그러나 남아시아 몬순 시스템의 경우 히말라야와 티베트 고원에 의해 거대한 압력 구배력이 유도됩니다. 히말라야 산맥은 지구상에서 가장 높은 곳에 위치해 있습니다. 여름에는 남아시아 전역의 기단이 전반적으로 뜨거워집니다. 반대로 히말라야와 티벳 상공의 기단은 단열 냉각을 경험하고 빠르게 가라앉아 강도 높은 고기압 셀을 형성합니다. 따라서 이 세포는 육지로 향하는 기류를 촉진하여 육지 여름 몬순을 유지할 수 있습니다.[43]

남아시아 몬순의 시작은 제한된 고기후 데이터를 사용할 수 있기 때문에 제대로 제한되지 않습니다. 일반적으로 에오세-올리고세 기후 변화(33.9 Ma 이후) 동안 발생한 것으로 간주됩니다.[44] 발병 메커니즘은 오랫동안 논의되어 왔고 잘 이해되지 않았습니다. 한편으로는 히말라야 산맥과 티베트 고원의 융기가 남아시아 몬순 시작의 주요한 계기가 되는 것으로 생각되는데, 이는 그러한 높은 육지 질량만이 지역적인 기류 구성을 변화시킬 수 있기 때문입니다.[43][1][45] 반면, 수치 모델링 및 열 연대순 데이터는 히말라야와 티베트의 에오세 융기가 몬순에 의해 강화된 황변, 즉 침식에 의한 융기에 의해 주도됨을 시사합니다.[46][47] 이것은 "닭이냐 달걀이냐"는 역설을 낳습니다.

Google 어스 엔진을 사용하여 분석 및 시각화된 기후 위험 그룹(CHIRPS) 30년 이상의 준지구 강우 데이터 세트를 기반으로 한 남아시아 몬순의 애니메이션 시각화.

채널 흐름 모델

히말라야 오로겐의 세 가지 운동학적 모델. Webb 등(2011) 이후 수정. 본문에서 논의한 채널 흐름 모델은 중간에 예시되어 있습니다.

앞서 언급한 바와 같이 히말라야와 티베트 고원의 융기가 남아시아 몬순의 시작을 어떻게 촉발시켰는지에 대해서는 많은 연구가 진행되어 왔습니다. 대부분의 연구의 접근 방식은 먼저 기존의 지각 모델을 설정하거나 사용하여 상승 및 지형 진화의 시기를 제한한 다음 수치 모델링을 통해 지역 기후를 제어하는 지형의 중요성을 평가하는 것입니다. 이전 섹션에서 다양한 중요한 구조 모델에 대해 논의했습니다. 그러나 기후에 중요한 역할을 부여한 유일한 정량적 모델은 그 반대를 시사합니다. 즉 티베트 고원의 남쪽 측면의 발굴은 몬순으로 강화된 황폐화의 결과입니다.[48]

채널 흐름 모델은 남티베트 융기를 두 단계로 나누어 설명합니다. 첫 번째 단계는 에오세에서 올리고세까지 진행되었습니다. 당시 티베트 대륙 지각의 중간 부분이 부분적으로 녹아 있었고 단단한 상하 지각에서 형성된 '채널'에 의해 경계를 이루었다는 가설입니다. 용융된 중간 지각은 그레이터 히말라야 크리스탈린 콤플렉스에 있는 고온의 암석 스위트룸으로 대표되는 것으로 생각됩니다. 상부 지각이 다소 강했기 때문에 용융물이 표면을 향해 전파될 수 없습니다. 두 번째 단계는 중신세 초에서 중기 사이에 발생했습니다. 남아시아 몬순이 발달하면서 지역적인 기후 조건이 바뀌었습니다. 강우와 바람은 탈진을 강화하고 상부 지각을 기계적으로 약화시킵니다(열적으로는 그렇지 않음). 따라서 용융된 중간 지각은 상부 지각을 뚫고 바깥쪽으로 표면으로 흘러갈 수 있었습니다.[48]

딜레마는 남아시아 몬순이 히말라야와 티베트 고원의 지형적 상승에서 비롯되었다고 믿어졌다는 것입니다. 채널 흐름 모델은 티베트 고원의 상승은 남아시아 몬순의 존재를 필요로 하며, 이로 인해 히말라야 산맥이 몬순 시스템을 시작할 수 있는 유일한 가능한 후보로 남게 된다고 예측합니다. 그러나, Boos & Kuang (2010)의 한 연구는 그러한 가능성을 제거했습니다.[48] 이 연구는 컴퓨터 모델을 사용하여 남아시아 몬순의 성장과 진화를 시뮬레이션합니다: (1) 히말라야와 티베트가 모두 존재하고, (2) 티베트만이 존재하고, (3) 히말라야와 티베트가 모두 존재하지 않습니다. 결과는 조건 (1)과 (2) 모두 유사한 몬순 기후 패턴을 생성할 수 있음을 보여주며, 이는 히말라야가 기후적으로 중요하지 않다는 것을 의미합니다.[48]

향후 연구방향

슬래브 동역학

슬래브 파단 과정을 도시한 개략도.
이중화에 대한 개략적인 설명.

Webb 등(2017)은 슬래브 동역학을 고려하여 히말라야 지형진화를 설명하기 위한 모형을 제안하였다. 이 모델은 히말라야 동부-중부 및 서부 지역의 지형 진화의 시간적 차이를 시사합니다. 이러한 차이로 인해 일련의 긍정적인 기후 피드백이 순차적으로 발생하고 지속 가능하게 유지될 수 있었습니다. 피드백 메커니즘은 지형적으로 유도된 몬순, 몬순으로 강화된 침식 및 침식에 의한 융기(등정적 반발)를 포함합니다.[49]

이 모델에 대한 논의는 20Ma 이후로 제한되지만, 이러한 개념은 티베트와 남아시아 몬순이 어떻게 공존했는지 더 잘 이해하기 위해 제3기에 초점을 맞춘 향후 연구에 구현될 수 있습니다.[49]

슬래브 동역학에[49] 의한 히말라야 산맥의 동서측지형 변화
서부 히말라야 히말라야 동부
20 마 슬래브 중단이 발생했습니다. 낡고 밀도가 높은 굴삭 슬래브가 부서져 맨텔로 가라앉습니다. 이렇게 하면 위에 깔린 지각 재료 위에 있는 슬래브의 중력이 방출되고 업플렉싱(up-flexing)으로 이어집니다. 따라서 히말라야 서부의 지형이 증가합니다. 이와 같은 지형의 증가는 남아시아 몬순을 심화시킬 수 있었지만, 아직 입증되지는 않았습니다. 히말라야 동부-중부 지역은 지속적인 슬래브 롤백과 슬래브 앵커링을 경험하고 있습니다. 밀집 슬래브의 중력이 상부 지각에 미치는 영향은 큽니다.[49]
10 마 몬순 기후와 침식이 심화된 후 퇴적물 공급이 증가하면 수직 이중화가 강화됩니다. 따라서 지형이 더욱 늘어납니다. 이러한 지형의 증가는 남아시아 몬순 시스템과 높은 침식 속도를 유지하고 양의 피드백 메커니즘을 유지합니다. 슬래브 중단이 발생했습니다. 낡고 밀도가 높은 굴삭 슬래브가 부서져 맨텔로 가라앉습니다. 이렇게 하면 위에 깔린 지각 재료 위에 있는 슬래브의 중력이 방출되고 업플렉싱(up-flexing)으로 이어집니다. 몬순으로 강화된 침식은 히말라야 동부-중부의 지형 상승을 더욱 강화시켰을 수 있습니다.[49]

기후대수

티베트 고원 지역의 4차 기후 재구성은 대부분 꽃가루 분석을 기반으로 하는 [50][51][52]반면, 중생대 기후 재구성은 고생대 분지의 저서 유공충을 분석하여 수행됩니다.[53][54] 남아시아 몬순이 시작된 것으로 생각되는 제3기에 초점을 맞춘 연구는 거의 없습니다. 팔레오솔의 3차 탄소 동위원소 조성에 대한 추가 연구는 C3/C4 식생 비율의 변화를 조사하기 위해 수행될 수 있습니다. C3 및 C4 공장은 서로 다른 탄소 고정 메커니즘을 실행합니다. C4 고정은 물에 더 효율적이므로 극한 기후 조건에 식물 적응을 선호합니다. 따라서 일반적으로 C4 식물은 저온 및 건조한 지역에 더 풍부합니다.[55] 팔레오솔의 탄소 동위 원소는 죽은 식물의 잔해이므로 기후 체제 변화를 정확하게 반영합니다. 기후 변화가 종분화를 촉진하거나 멸종을 유발할 수 있기 때문에 동물 분류군의 계통 발생학적 재구성도 유용합니다.[56]

다양한 일반 식물에서 추출한 꽃가루 알갱이의 주사 전자 현미경 이미지(500배 배율)입니다.
옥수수4 잎의 단면, C 식물. Kranz 해부학(세포의 고리)을 보여줍니다. 캠브리지 대학 식물과학부 제공 현미경 이미지를 기반으로 한 드로잉.
USGS의 4개의 저서성 유공충(ventral view)에 대한 SEM 현미경 사진. 왼쪽 위부터 시계방향: 암모니아 베카리이, 엘피듐 굴삭 클라바툼, 부셀라 프리기다, 에그렐라 아드베나.

참고 항목

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