2011, Vol. 54
按构造地质学划分，喜马拉雅造山带的西边界是查曼(Chaman)断层，北边界是印度雅鲁藏布(IndusZangbu)缝合带，东边界是实皆(Sagaing)断层，南边界是主前缘逆冲(mainfrontalthrust, MFT)断层[1].它横跨了东经66~98°，长达3000km, 宽度为200~300km, 西部相对较宽.它的中部主体是向南凸出的弧形喜马拉雅山脉(简称喜马拉雅弧)，地理学以西边的NangaParbat峰(海拔8162m)和东边的NamcheBarwa 峰(海拔7756m)为端点，两峰连线大体与山脉平行，长2170km, N70°W方向，代表整个弧形造山带的基本走向(图 1)，沿山脉的弧线长度约为2500km.按几何形态，喜马拉雅弧和东、西两端的构造结是整个造山带的基本组成部分.
|
图 1 喜马拉雅造山带地质概况（根据尹安[1]做了简化） MBT-主边界断层，MCT-主中央断层，MFT-主前缘断层，MKT-主喀喇昆仑断层，MMT-主地幔断层，STD藏南滑脱带 Fig. 1 Map showing outlined geology of the Himalayan orogenic belt (simplified from Yin[1]) MBT-Main Boundary Thrust,MCT-Main Central Thrust,MFT-Main Frontal Thrust,MKT-Main Karakorum Thrust,MMT-Main Mantle Thrust,STD-South Tibet Detachment |
年轻的喜马拉雅造山带是印度板块向欧亚大陆会聚、碰撞的结果.古地磁和地质分析估计这个大陆会聚过程已持续了5 千万年，古地磁和板块恢复研究显示，现在印度次大陆仍在以50 mm/a向北移动[2].GPS测量表明，印度次大陆内部现代变形非常小，在全球参考系ITRF97中，测站班加罗尔(13.02°N，77.57°E)的北向速度分量是31.8±0.6 mm/a, 东向速度分量是42.4±1.0mm/a, 合成速度约38mm/a, 方向N20°E，与喜马拉雅造山带的基本走向垂直[3](图 2).地震波速度反演和成像研究[4]认为，印度板块岩石圈下插到整个喜马拉雅造山带和西藏高原下，在中部(88~90°E)其前缘已越过喜马拉雅到达西藏班公湖-怒江缝合带(32°N)[5~7].地质年代测定数据发现，喜马拉雅山的中高变质沉积岩的年龄比印度克拉通基底年轻得多，因此有人推论喜马拉雅造山带的岩石不是大陆碰撞时从印度板块前缘刮落下来的产物，而是独立的喜马拉雅上地壳物质；南北向长达700km 的印度地壳已插到喜马拉雅造山带和西藏高原下面[8].这些新的观察说明，沿喜马拉雅山的陆陆碰撞已演化为3D 空间的板片俯冲，简单的刚体挤入塑性滑移线模型[2]不能解释很多复杂的构造变形现象，如喜马拉雅弧形几何的形成，环绕东构造结的地壳物质旋转，以及西构造结附近的中源地震等.已有很多人对这些问题做过探讨，提出过不同的模型，但至今仍然没有达到较一致的共同认识.本文根据近年来新的观测和研究结果，分别描述喜马拉雅弧、西构造结和东构造结的基本变形特征及其对北边高原区的影响，说明这些复杂的地质现象可以用3D 空间的运动转换与变形分配给出动力学解释，并探讨控制这些过程的边界与深部条件.
|
图 2 喜马拉雅造山带及其周围地区构造与 地壳运动示意图 箭头和旁边数字表示GPS速度（mm/a，相对于稳定的欧亚大 陆）.CF-查曼断层，KF-喀喇昆仑断层，ATF-阿尔金断层，MBT-主边界断层，MCT-主中央断层，SF-实皆断层，RRF-红河断层， IS-印度一藏布缝合带，BS-班公一怒江缝合带 Fig. 2 Sketch of tectonics and crustal motion in the Himalayan orogenic belt and surrounding areas Arrows and figures in vicinity are GPS velocities (mm/yr). CF-Chaman Fault , KF-Karakorum Fault , ATF-Altyin Tagh Fault , MBT-Main Boundary Thrust , MCT-Main Central Thrust , SF-Sagaing Fault , RRF-Red River Fault , IS-Indus-Zangbu Suture , BS-Bangong-Nujiang Suture |
地质观察认为，喜马拉雅造山带包含11个大致平行的构造单元，主要的单元是主前缘逆冲断层(MFT)，主边界逆冲断层(MBT)，主中央逆冲断层(MCT)，藏南拆离断层(STD)[1].按岩石层序特征，以STD 和MCT 为界，造山带可分为3个平行的构造带，自北向南是西藏沉积带、大喜马拉雅带和小喜马拉雅带[1].它们都向南弯曲，形成几乎标准的圆弧，圆心位于91.6±1.6°E，42.4±2.1°N (新疆吐鲁番与哈密之间)，半径1691°55km, 用地震活动、地形和应力状态确定的构造边界都一致地符合这个圆弧[9]，GPS测量得到的印度-西藏之间的会聚方向与弧垂直，几乎没有沿走向的变化[8].
STD是一个重要的地貌和构造分界线，自23 Ma以来，南边主要是垂直于造山带走向的挤压变形，最显著的是MCT、MBT 和MFT 三大逆冲构造，现今的缩短速率为17~18 mm/a[10]；北边高原有NS向裂谷(地堑)，EW 向、NW 向或NE 向的走滑断层，总体上是伸展和向东地壳挤出状态.STD 本身是向北低角度倾斜的正断层系统，在尼泊尔中部喜马拉雅山区的考察发现，STD 虽然以拉张为主，但也曾在几百万年间经历过NS向伸展和NS向压缩的交替变形，局部地段既有与造山带平行的伸展，也有与造山带垂直的伸展，推测与地壳厚度变化(梯度)效应有关[11， 12].
在尼泊尔中、西部，地壳变形集中在主喜马拉雅断层(MHT)上(图 3)，这条断层出露在喜马拉雅山脚的部分称为主前缘断层(MFT)(图 1)，它向北低角度延伸约100km 后，变成近水平的延性(ductile)剪切带，与INDEPTH 测到的35km深度的地壳反射界面一致[5].MHT 是俯冲的印度板块与喜马拉雅-西藏上地壳之间的滑脱性界面，沿该界面印度下地壳向北滑行了450km, 其前端到达西藏南部(31°N).根据地质观察估计，沿此断层带跨山脉的长期平均缩短速率为21.5±1.5 mm/a.大地测量结果表明，过去10年间这条断层的延性区南段有闭锁部位，在其北边断层缓慢地滑动，闭锁部前端(尼泊尔高山前面)的应力积累触发强烈的地震活动[8].
|
图 3 穿过喜马拉雅造山带地质概况（根据尹安[13]做了简化） MBT-主边界断层，MCT-主中央断层，MIIT-主喜马拉雅断层， LII-小喜马拉雅，GII-大喜马拉雅，STD藏南滑脱带，IS-印度一 藏布缝合带.实心圆表示地震震源.垂直比例放大2倍 Fig. 3 Sketch of cross section through the central Himalayan orogenic belt (modified after Ni et al. [13]) MBT-Main Boundary Thrust, MCT-Main Central Thrust, MHT-Main IfimalayanThrust, LH-Less Himalayas, GH-great Himalayas，STD-South Tibet Detachment, IS-Indus-Zangbu suture. Vertical scale is enlarged by 2 times. |
过去，曾认为向南凸出的喜马拉雅弧是由于印度次大陆的东、西角插入欧亚的结果.最近的研究提出新的机制解释，认为由于双层地壳和地幔上浮，在重力势作用下西藏南部地壳物质沿逆断层向南伸展、仰冲，是弧状形成的主要原因[10].地质观察表明，在西部(印度西北部)MCT 上盘向南滑移了90~95km[1].于是，喜马拉雅造山带的3D 空间呈现不同构造运动的叠合和变形分配:在深部，印度地壳和岩石圈地幔近水平地向北俯冲，推动喜马拉雅-西藏地壳向北移动，沿印度地壳与喜马拉雅-西藏地壳间的滑脱面产生剪切变形，并有弹性应变的积累和逆冲型浅源地震；在浅部，喜马拉雅-西藏地壳沿逆断层向南伸展、仰冲，这种相对移动速率较小，叠加在总体的向北移动背景上.此外，喜马拉雅造山带北部还有东西向伸展，导致浅表出现南北走向正断层或地堑构造，并有正断层型的浅源地震[13](图 3).在这些变形分配过程中，发生多次运动及能量转换，如刚性印度板块前缘的俯冲，转换为喜马拉雅-西藏地壳增厚、缩短和抬升，相应地使重力势能增加，使位于高地形梯度的造山带南部逆断层上盘向南仰冲.
喜马拉雅造山带的构造几何和变形量沿弧的走向有明显的变化.如在西边(78~86°E)MFT、MBT、MCT 相距较远，而在东边(88~92°E)MFT、MBT、MCT非常靠近(图 1).在西部(66~81°E)，巴基斯坦北部和克什米尔，山间盆地NS向宽度为80~100km, 在中部(81~89°E)山间盆地变成狭长状；再向东(89~98°E)山间盆地消失.这些变化可能反映从西向东地壳缩短变形量的增加[1].由地质观察和GPS测量结果估计，横跨喜马拉雅造山带的会聚缩短速率从西向东增大:74°E(巴基斯坦)以西为10±2 mm/a, 74°E~78°E(印度西北)为17±8 mm/a, 88°E 以东为25±10mm/a[14].地震层析成像表明，以相对高速异常为标志的印度大陆板片向北俯冲的水平距离从西向东减小，在造山带西北端，俯冲前缘已越过喜马拉雅和西藏高原；而在东南端，俯冲前缘未超过喜马拉雅带，限于印度-雅鲁藏布缝合带以南[4].
3 西喜马拉雅构造结在喜马拉雅造山带西北端，有一系列向北突出的弧形构造，中文文献称其为构造结，这种变形格局向北延伸到帕米尔高原.其中，有些是强烈弯曲的、呈拇指状的逆断层，如Nanga Parbat 、Hazara、Indus构造结；有些是较宽的弧形逆断层，如MKT(图 1).这些弧形结构是在水平挤压力作用下，绕垂直轴发生塑性弯曲的结果，其主要形成机制是印度次大陆西北角的向北移动，其次也与喜马拉雅造山带西段向南弯曲有关.
帕米尔平均海拔4~5km, 最大地壳厚度60~70km, 由三叠早白垩增生地体的拼合构成，具有负的布格重力异常.帕米尔西南面是北东走向的兴都库什山脉，西边是塔吉克盆地，东边与塔里木盆地相邻，北边是狭长的南天山及费尔干纳盆地.根据地质证据估计，新生代以来帕米尔的北缘外弧以向南天山仰冲方式，向北移动了600km[12].GPS 观测表明，这个地区现在仍在以较大速率(26 mm/a)向北运动[3].
帕米尔地区的显著特征之一是强烈的浅源、中源(中等震源深度，70~300km)地震活动.平面上，震中集中在沿北东向的兴都库什山脉和帕米尔高原的北缘，呈狭长S形带状.在兴都库什北缘，震源深度分布带向北陡倾；而在帕米尔，震源深度分布带以45°向南东倾斜(图 4).多数学者认为，这些地震是发生在大陆地壳内的脆性剪切破裂，由此导出大陆岩石圈俯冲的推测[15~20].基本上有两种假设，一是印度板片沿兴都库什向欧亚大陆俯冲，在兴都库什东北端发生断开和反转，再沿帕米尔高原的北缘向南俯冲[16]；另一种观点认为是双向俯冲，即印度大陆沿兴都库什向北俯冲和欧亚大陆大陆沿帕米尔向南俯冲[14].其实，从剖面上看，震源分布较分散，没有大洋俯冲板片那样的简单几何形态，有些震源投影剖面显示V 形.
|
图 4 兴都库什一帕米尔地区构造与震源分布示意图 Fig. 4 Sketch showing tectonics and hypocenters in the Hindu Kush-Pamir region |
这里需要考虑大陆俯冲机制问题.通常假定是早期俯冲的大洋板片拉着相连的大陆向下插入深部的，前端的大洋板片与大陆断开、分离并沉入更深的地幔后，留下了继续俯冲的大陆板片，除震源分布外，地震层析成像也提供了支持[4].但由于较小的密度和浮力，大陆俯冲应是低角度或近水平状，如同喜马拉雅造山带中部，而为什么在兴都库什北缘印度板片以近垂直状向北俯冲呢?本文提出一种新的解释，认为中源地震可能与兴都库什-帕米尔陆块在大陆碰撞过程中的向下弯曲有关.在西构造结的北面是塔吉克盆地、塔里木盆地、费尔干纳盆地，它们是相对完整、刚硬的大陆块体，阻挡了帕米尔的向北推进；而南边印度西北角仍继续向北运动，产生巨大水平挤压力，使兴都库什-帕米尔陆块的前缘向下弯曲并向深部插入，导致中源地震.可能是由于插入前的陆块温度较低，造成地震层析成像所显示的小幅度(0.8%)高速异常[4].
4 东喜马拉雅构造结东构造结为北东走向的马蹄形同轴弧，主要是由主边界逆断层东端和缅甸弧，还包含几条大致平行的断层弧(图 1)，它们也是水平挤压力作用下，绕垂直轴发生塑性弯曲的产物.这里最显著的构造特征是环绕东构造结的大尺度顺时针旋转运动，以及缅甸弧东边的宽阔右旋剪切变形带.断层几何与滑动、GPS测量、地震各向异性等证据都一致地显示了这样的变形分配格局(图 2).
为什么印度大陆的向北运动会在东喜马拉雅构造结附近发生这样的转换结果呢?虽然很多研究者用下地壳流动模型给予了解释，但它只考虑了部分条件，未涉及更大时空范围的多种控制因素.根据古地磁和构造恢复研究[21， 22]，约5千万年前印度次大陆的西北角最先与欧亚大陆接触、碰撞，印度岩石圈先在喜马拉雅西段向北俯冲，使帕米尔-西藏西部地壳缩短、增厚，由于塔里木-阿拉善块体的阻挡，在90°E 以东原来向北的地壳运动向东偏转，从印支半岛到南海的开放性或低阻力边界，使东喜马拉雅构造结与四川盆地之间成为南东向的通道.在西藏西部的先积累的地壳和地幔的较高重力势，则是驱动地壳向东、南东流动的部分力源[23].喜马拉雅造山带和西藏高原的平均地壳厚度达50~70km, 而这些地区的地震绝大多数是浅源的，震源深度一般不超过20km[13]，说明脆性上地壳较薄，而塑性下地壳很厚.同时，如地震层析成像和其它地球物理证据所显示，从西藏东南部到云南、印支半岛，下地壳和地幔相对较热[4， 23]，可能粘滞系数较小，加大了地壳流动的可能性.
上述东构造结附近的运动转换，使印度大陆东北角的向北运动受到南东向地壳运动的强烈拦截，造成东边的部分右旋剪切在构造结附近终止和转换，同时变形向南边印度陆内扩散.例如，南北向的实皆右旋断层的北段分散成几支，由走滑变为逆冲.2000年缅甸北部M6.5(深度33km)地震就发生在实皆断层北端附近(26.8°N，97.2°E)，它的发震构造是近东西向的逆冲断层.东构造结的西南边，距喜马拉雅200km, 是海拔1km 的西隆(Shillong)高原，GPS测量表明，相对于印度大陆稳定部分，西隆高原以4~7 mm/a在向南移动，而高原本身正以5~6mm/a发生南北向缩短[24].该高原南部以东西走向陡倾的Dauki逆断层为界，具有陡峭的地貌特征.北部是陡倾的Oldham 逆断层，曾在1897 年Assam M8.7 大地震时发生破裂，使高原抬升了11m.西隆高原地壳厚度仅35~38km, 下地壳内有逆断层型地震活动发生[25](图 5).有学者指出，西隆高原的活动变形与新生代其它构造事件的开始时间大致相同，如西藏中部的向东伸展，西藏高地形向东扩展，西藏东南地壳块体绕东构造结的旋转，以及印度大陆向缅甸弧下面重新俯冲[25]，表明它们可能受同一种深部动力过程控制.
|
图 5 穿过印度东北和西藏东南（91. 7°E)的构造剖面与 震源分布（根据施^等[25]) DF-Dauki 断层，OF-Oldham 断层. Fig. 5 Schematic cross-section through the northeast India-southeast Tibet collision zone at approximately 91. 7°E and earthquakes projected onto the protile as black circles ( after Mitra et al. [25]) DF-Dauki fault, OF-Oldham fault. |
印度-欧亚板块间的会聚造成世界上最大的活动陆-陆碰撞动力系统，弧形喜马拉雅造山带是这个系统的中心边界.该系统的重要地质特征之一，是同时存在多种不同样式、不同或相反性质的地壳变形.例如，地壳南北向缩短与东西向伸展，高原隆起与山间盆地下沉，与造山带走向大致平行的向北倾斜或向南倾斜的逆断层，东西向(如藏南滑脱带)和南北向的正断层，北东和北西向的走滑断层，绕垂直轴(平面弧形)和水平轴(剖面褶皱)的弯曲等.这些事实表明，在完整、刚硬的印度次大陆插进破碎(拼合)、柔软的西藏下面后，造山带以南印度向北的简单刚体运动在跨越喜马拉雅南缘后转换为多种变形，分配到喜马拉雅造山带及其北边的广大陆内地区.这样的转换过程可能是以不连续方式发生在新生代以来不同地质年代，发生并保留在不同的深度，所造成的变形特征与深部热状态和分层流变性质[26]，以及许多局部条件有关，如原有构造走向与印度板块运动方向之间的几何关系(角度)，被变形地质体的相对强度，不同变形体之间的相互作用以及局部应力状态的改变等.由于印度-欧亚边界的巨大尺度以及印度板块近水平的强烈俯冲，变形被分配到宽阔的地带，多种性质、年龄、尺度不同的变形可以同时存在于同-3D 空间，导致局部化变形叠加、重合现象，而各个被大断层围限的块体内有占主导地位的变形方式.
在海-陆板块汇聚边界，如环太平洋太平洋带，通常大洋板块向大陆的消减(俯冲)方向与边界走向不是完全垂直的，称为斜向会聚(obliqueconvergence)，因此除明显的逆冲运动外，还产生走滑分量.而在喜马拉雅带南半部，从地表断层到地震机制解，几乎都是纯逆冲运动，看不出走滑分量，似乎印度板块的运动方向处处与喜马拉雅弧垂直.如何解释这一特殊现象，一直有争论.根据最新的观测和研究，本文倾向于“柔软喜马拉雅-西藏"+ 重力流模型，即刚性印度次大陆的插入，使喜马拉雅造山带具有双层地壳并缩短、隆升，在重力势梯度作用下，破碎而柔弱的喜马拉雅上地壳物质像粘滞流体沿断层面向南滑动，造成喜马拉雅造山带向南凸出的弧形，因而浅表的逆断层上盘的运动受地形及重力梯度控制，基本上与弧的走向正交，掩盖了深部可能存在的斜向俯冲，如在喜马拉雅造山带的西北部(巴基斯坦)[27].
喜马拉雅造山带的两端，东、西构造结的变形过程显示出很大差异，可能是造成北侧高原的东西向伸展及85°E 以东地壳运动向东偏转的原因之一.约60 Ma前，印度板块的西北角先与欧亚大陆会聚，并向北俯冲，形成西构造结[21].在塔吉克-塔里木刚性地块的阻挡作用下，从帕米尔到西藏西部，先发生地壳缩短和增厚，堆积了过多的岩石物质，形成相对于东部的高重力势和壳内水平压力梯度，再加上东部下地壳较小的粘滞性和相对弱的边界约束，导致下地壳的向东流动[8].根据地质资料推测，这一深部过程大致在45Ma 就开始了，先是向东流动.在20Ma时，由于刚性的四川盆地的阻挡，原来主要是向东的下地壳流分化成向东北和东南的流动，并一直持续到现今时期，与GPS 观测一致[8](图 6).其中，以较大的速率朝东南的下地壳流动，可能遏制了东构造结附近印度板块的俯冲，所以出现了现在看到的喜马拉雅造山带东端的变形向南扩散，缅甸弧东边右旋剪切带的在东构造结附近的截断，以及绕东构造结的旋转位移.
|
图 6 西藏东部不同时期可能的下地壳流动示意图（根据DeCelles 等[8])1.5 km表示现今髙程等值线，深色区表示印度板块的俯冲.ISZ-印度一藏布缝合带，LS-龙门山. Fig. 6 Schematic map showing the hypothetical eastward and southeastward 1low (arrows) of lower crustal material into the region east of the Tibetan plateau, with 1. 5 km elevation contour for present. Dark gray denotes underthrusting of the India plate beneath Tibet. ISZ-Indus-Zangbu Suture，LS-Longmen Shan |
由以上分析可以推论，起源于印度板块快速北移的跨越喜马拉雅造山带的构造运动转换与变形分配，受多种边界的和内部的条件控制，其中最重要的是刚性的印度板片的低角度俯冲、喜马拉雅造山带-西藏地壳和上地幔的相对脆弱的非均匀层状结构，东、西构造结附近边界约束状态大陆会聚过程的时间差异.
| [1] | 尹安. 喜马拉雅造山带新生代构造演化:沿走向变化的构造几何形态、剥露历史和前陆沉积的约束. 地学前缘 , 2006, 13(5): 416–515. Yin An. Cenozoic tectonic evolution of the Himalayan orogen as constrained by along-strike variation of structural geometry, exhumation history, and foreland sedimentation. Earth Science Frontiers (in Chinese) (in Chinese) , 2006, 13(5): 416-515. |
| [2] | Molnar P, Tapponnier P. Cenozoic tectonics of Asia: effects of a continental collision. Science , 1975, 189: 419-426. DOI:10.1126/science.189.4201.419 |
| [3] | Sella G F, Dixon T H, and A. Mao.. REVEL: a model for recent plate velocities from space geodesy. J Geophys Res , 2002. DOI:10.1029/2000JB00033 |
| [4] | Li C, van der Hilst R D, Meltzer A S., et al. Subduction of Indian lithosphere beneath the Tibetan Plateau and Burma. Earth Planet Sci Lett , 2008, 274: 157-168. DOI:10.1016/j.epsl.2008.07.016 |
| [5] | Zhao W J and INDEPTH group. Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet. Nature , 1993, 366: 557-559. DOI:10.1038/366557a0 |
| [6] | Tilman F and Ni J, INDEPTH III Team. Seismic imaging of the downwelling Indian lithosphere beneath central Tibet. Science , 2003, 300: 1424-1427. DOI:10.1126/science.1082777 |
| [7] | Zhang Z J, Klemperer S L. Crustal structure of the Tethyan Himalaya, southern Tibet: new constraints from old wide-angle seismic data. Geophysical Journal International , 2010, 18(3): 1247-1260. DOI:10.1111/j.1365-246x2010.04578.x |
| [8] | DeCelles P G, Robinson D M, Zandt G. Implications of shortening in the Himalayan fold-thrust belt for uplift of the Tibetan Plateau. Tectonics , 2002, 21(6): 1062. DOI:10.1029/2001TC001322 |
| [9] | Bendick R, Bilham R. How perfect is the Himalayan arc. Geology , 2001, 29(9): 791-794. DOI:10.1130/0091-7613(2001)029<0791:HPITHA>2.0.CO;2 |
| [10] | Jade S, Bhatt B C, Yang Z, et al. GPS measurements from the Ladakh Himalaya, India: Preliminary tests of plate-like or continuous deformation in Tibet. Geol. Soc. Am. Bull. , 2004, 116: 1385-1391. DOI:10.1130/B25357.1 |
| [11] | Coleman. Orogen-parallel and orogen-perpendicular extension in the central Nepalese Himalayas. Geol. Soc. Am. Bull , 1996, 108: 1594-1607. DOI:10.1130/0016-7606(1996)108<1594:OPAOPE>2.3.CO;2 |
| [12] | Zhang Z J, Teng J W, Li Y K, et al. Crustal structure of seismic velocity in southern Tibet and east-west escape of the crustal material—An example by wide-angle seismic profile from Peigu Tso to Pumoyong Tso. Science in China (Series D-Earth Sciences) , 2004, 47(6): 500-506. DOI:10.1360/03yd0518 |
| [13] | Ni J F, Barazangi M. Seismotectonics of the Himalayan collision zone: Geometry of the underthrusting Indian plate beneath the Himalaya. J. Geophys. Res. , 1984, 89: 1147-1163. DOI:10.1029/JB089iB02p01147 |
| [14] | Banerjez P, Burgmann R, Nagarjan B, et al. Intraplate deformation of the Indian subcontinent. Geophys. Res. Lett. , 2008, 35: L18301. DOI:10.1029/2008GL035468 |
| [15] | Burtman V, Molnar P. Geological and geophysical evidence for deep subduction of continental crust beneath the Pamir. Geol. Soc. Am. Spec. Pap , 1993, 281: 1-76. |
| [16] | Pegler G, Das S. An enhanced image of the Pamir-Hindu Kush seismic zone from relocated earthquake hypocenters. Geophys J Int , 1998, 134(2): 573-595. DOI:10.1046/j.1365-246x.1998.00582.x |
| [17] | 宁杰远, 臧绍先. 帕米尔—兴都库什地区地震空间分布特征及应力场特征. 地球物理学报 , 1990, 33(6): 657–669. Ning J Y, Zang S X. The distribution of earthquakes and stress state in Pamir-Hindu Kush regions. Chinese J Geophys (in Chinese) (in Chinese) , 1990, 33(6): 657-669. |
| [18] | 楼小挺, 刁桂苓, 叶国杨, 等. 帕米尔—兴都库什地区中源地震的空间分布和震源机制解的特征. 地球物理学报 , 2007, 50(5): 1148–1155. Lou X T, Diao G L, Ye G Y, et al. Spatial distribution of intermediate earthquakes and focal mechanism solutions in the Pamir-Hindu Kush region. Chinese J Geophys (in Chinese) (in Chinese) , 2007, 50(5): 1148-1155. |
| [19] | 雷建设, 周蕙兰, 赵大鹏. 帕米尔及邻区地壳上地幔P波三维速度结构的研究. 地球物理学报 , 2002, 45(6): 802–812. Lei J S, Zhou H L, Zhao D P. 3-D velocity structure of P-wave in the crust and upper mantle beneath Pamir and adjacent region. Chinese J Geophys (in Chinese) (in Chinese) , 2002, 45(6): 802-812. |
| [20] | 杨辉, 滕吉文, 张雪梅, 等. 喜马拉雅西构造结及邻区岩石圈演化三维有限元数值模拟. 地球物理学报 , 2009, 52(12): 3009–3012. Yang H, Teng J W, Zhang X M, et al. Numerical simulation on lithospheric evolution of the Himalayan western syntaxis with 3-D finite element method. Chinese J Geophys (in Chinese) (in Chinese) , 2009, 52(12): 3009-3012. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733,2009.12.010 |
| [21] | Kloowijk C T, Conaghan P T, Powell C McA. The Himalayan arc: large-scale continental subduction, oroclinal bending and back-arc spreading. Earth and Planetary Science Letters , 1985, 75: 167-183. DOI:10.1016/0012-821X(85)90099-8 |
| [22] | Molnar P, Stock J M. Slowing of India's convergence with Eurasia since 20 Ma and its implications for Tibetan mantle dynamics. Tectonics , 2009: TC3001. DOI:10.1029/2008TC002271 |
| [23] | 滕吉文, 王谦身, 王光杰, 等. 喜马拉雅"东构造结"地区的特异 重力场及深部地壳结构. 地球物理学报 , 2006, 49(4): 1045–1052. Teng J W, Wang Q S, Wang G J, et al. Specific gravity field and deep crustal structure of the "Himalayas east structural knot". Chinese J Geophys (in Chinese) (in Chinese) , 2006, 49(4): 1045-1052. |
| [24] | Clark M K, Bilhame R. Miocene rise of the Shillong Plateau and the beginning of the end for the Eastern Himalaya. Earth and Planetary Science Letters , 2008, 269: 337-351. DOI:10.1016/j.epsl.2008.01.045 |
| [25] | Mitra S, Priestley K, Bhattacharyya A K, et al. Crustal structure and earthquake focal depths beneath northeastern India and southern Tibet. Geophys. J. Int. , 2005, 160: 227-248. |
| [26] | 滕吉文, 张中杰, 王光杰, 等. 喜马拉雅碰撞造山带的深层动力学过程与陆-陆碰撞新模型. 地球物理学报 , 1999, 42(4): 481–494. Teng J W, Zhang Z J, Wang G J, et al. The deep internal dynamical processes and new model of continental-continental collision in Himalayan collision orogenic zone. Chinese J. Geophys. (in Chinese) (in Chinese) , 1999, 42(4): 481-494. |
| [27] | McCaffery R, Nabelek J. Role of oblique convergence in the active deformation of the Himalayas and southern Tibet plateau. Geology , 1998, 26: 691-694. DOI:10.1130/0091-7613(1998)026<0691:ROOCIT>2.3.CO;2 |