Himalaias

RESUMO Logo além da fronteira ocidental de Bengala Ocidental, o grande escudo indiano desaparece sob uma camada de aluvião. A parte exposta do escudo que margeia a bacia de Bengala é marcada por uma fileira de bacias gondwânicas intracratônicas, uma série de zonas de empurrão em Singhbhum e uma extensa exposição de vulcânicos básicos nas Colinas de Rajmahal. Levantamentos geofísicos intensivos e perfurações profundas nas planícies cobertas por aluvião de Bengala Ocidental revelaram uma espessa seção de sedimentos do Cretáceo e do Terciário repousando sobre um embasamento de fluxos de lava basáltica, presumivelmente da mesma idade dos vulcânicos do Grupo de Rajmahal. Sugere-se também uma extensão da bacia gondwânica mais a leste, ainda mais a leste, abaixo do aluvião de Bengala. Uma série de cristas de embasamento enterradas, que marcam a margem ocidental da bacia de Bengala, presumivelmente mantiveram as bacias continentais gondwânicas isoladas da principal bacia de Bengala durante a maior parte do Terciário. Localmente, durante o Terciário tardio, o mar transgressou sobre essas cristas de embasamento e sobrepujou partes do escudo indiano. Ao longo da margem leste das cristas de embasamento enterradas, há uma fileira de falhas e escarpas de margem de bacia em en échelon, possivelmente as expressões mais superficiais de alguns movimentos profundos no embasamento. A leste dessa zona de falha marginal situa-se a plataforma estável de Bengala Ocidental com um mergulho homoclinal em direção ao sudeste. Sete refletores sísmicos mapeados nos sedimentos do Mesozoico e do Terciário da plataforma indicam um aumento uniforme de espessura (de 3.000 a 27.000 pés, aproximadamente) desses sedimentos em direção ao sudeste. Exceto por algumas falhas normais, a área está praticamente não perturbada estruturalmente. Foi reconhecida uma extensa discordância entre o Mioceno e o Plioceno. Localmente, há evidências fracas de outra interrupção deposicional, no topo do Oligoceno. Ao redor de Calcutá, o horizonte chave do Eoceno (Calcário de Sylhet) mostra uma flexura notável em direção à bacia (a "zona de dobradiça") a uma profundidade de aproximadamente 15.500 pés. A leste dessa "dobradiça", que atravessa toda a bacia de Bengala, situa-se a parte mais profunda da bacia com uma maior taxa de subsidência e um litofácies diferente. A interpretação sísmica sugere uma mudança abrupta de litofácies nessa zona, do calcário nummulítico do Eoceno da plataforma estável para uma espessa sequência de argila e xisto na parte mais profunda da bacia. Nos sedimentos terciários mais jovens, há uma mudança similar de fácies dos sedimentos arenosos da plataforma estável para os sedimentos predominantemente argilosos em direção ao mergulho. A transgressão marinha na plataforma de Bengala Ocidental ocorreu durante o Cretáceo Superior (localmente), o Eoceno tardio (extensivamente) e o Mioceno (apenas nas partes leste). Exceto por esses períodos de transgressão marinha, a sedimentação ocorreu sob condições de água doce, estuarina ou deltaica. Um resumo da história tectônica e deposicional de toda a região, da margem leste do escudo indiano até a zona dobrada em Assam, é apresentado na conclusão. Este integra o trabalho realizado em Bengala Ocidental pelo Projeto Indo-Stanvac de Petróleo com o realizado em Assam pela Burmah Oil Company e suas afiliadas.

@article{doi1013065d25b60b16c111d78645000102c1865d,
    author = "Sengupta, Supriya",
    title = "Estudos Geológicos e Geofísicos na Parte Ocidental da Bacia do Bengala, Índia",
    year = "1966",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "RESUMO Logo além da fronteira ocidental de Bengala Ocidental, o grande escudo indiano desaparece sob um manto de aluvião. A parte exposta do escudo que margeia a bacia do Bengala é marcada por uma fileira de bacias gondwânicas intracratônicas, uma série de zonas de empurrão em Singhbhum e uma extensa exposição de vulcânicos básicos nas Colinas de Rajmahal. Levantamentos geofísicos intensivos e perfurações profundas nas planícies cobertas por aluvião de Bengala Ocidental revelaram uma espessa seção de sedimentos cretáceos e terciários repousando sobre um basement de fluxos de lava basáltica, presumivelmente da mesma idade dos vulcânicos do Grupo de Rajmahal. Sugere-se também uma extensão da bacia gondwânica mais a leste, mais a leste, abaixo do aluvião do Bengala. Uma série de cristas de basement enterradas, que marcam a margem ocidental da bacia do Bengala, presumivelmente mantiveram as bacias continentais gondwânicas isoladas da principal bacia do Bengala durante a maior parte do período Terciário. Localmente, durante o Terciário tardio, o mar transgressou sobre essas cristas de basement e sobrepujou partes do escudo indiano. Ao longo da margem leste das cristas de basement enterradas, há uma fileira de falhas e escarpas de margem de bacia en échelon, possivelmente as expressões mais superficiais de alguns movimentos profundos no basement. A leste dessa zona de falha marginal situa-se a plataforma estável de Bengala Ocidental com um mergulho homoclinal em direção ao sudeste. Sete refletores sísmicos mapeados nos sedimentos mesozóicos e terciários da plataforma indicam um aumento uniforme de espessura (3.000 a 27.000 pés, aproximadamente) desses sedimentos em direção ao sudeste. Exceto por algumas falhas normais, a área está praticamente indisturbada estruturalmente. Foi reconhecida uma extensa discordância entre o Mioceno e o Plioceno. Localmente, há evidências fracas de outra interrupção deposicional, no topo do Oligoceno. Ao redor de Calcutá, o horizonte chave do Eoceno (Calcário de Sylhet) mostra uma flexura notável em direção à bacia (a "zona de dobradiça") a uma profundidade de aproximadamente 15.500 pés. A leste dessa "dobradiça", que atravessa toda a bacia do Bengala, situa-se a parte mais profunda da bacia com uma maior taxa de subsidência e um litofácies diferente. A interpretação sísmica sugere uma mudança abrupta de litofácies nessa zona, do calcário nummulítico do Eoceno da plataforma estável para uma espessa sequência de argila e xisto na parte mais profunda da bacia. Nos sedimentos terciários mais jovens, há uma mudança similar de fácies dos sedimentos arenosos da plataforma estável para os sedimentos predominantemente argilosos em direção à inclinação. A transgressão marinha na plataforma de Bengala Ocidental ocorreu durante o Cretáceo Superior (localmente), Eoceno tardio (extensivamente) e Mioceno (apenas nas partes leste). Exceto por esses períodos de transgressão marinha, a sedimentação ocorreu sob condições de água doce, estuarina ou deltaica. Um resumo da história tectônica e deposicional de toda a região, da margem leste do escudo indiano à faixa dobrada em Assam, é fornecido na conclusão. Isso integra o trabalho realizado em Bengala Ocidental pelo Projeto Indo-Stanvac Petroleum com o realizado em Assam pela Burmah Oil Company e suas afiliadas.",
    url = "https://doi.org/10.1306/5d25b60b-16c1-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/5d25b60b-16c1-11d7-8645000102c1865d",
    openalex = "W1993783239"
}

Um estudo abrangente das observações da sismologia fornece um suporte forte e amplamente baseado para a nova tectônica global, que se fundamenta nas hipóteses de deriva continental, expansão do fundo oceânico, falhas transformantes e subducção da litosfera em arcos insulares. Embora sejam necessários desenvolvimentos adicionais para explicar certas partes dos dados sismológicos, atualmente, em todo o campo da sismologia, não parecem existir obstáculos sérios para a nova tectônica. Os fenômenos sísmicos são geralmente explicados como resultado de interações e outros processos nas bordas ou próximas às bordas de algumas grandes placas móveis de litosfera que se afastam nas cristas oceânicas, onde surgem novos materiais superficiais; deslizam umas sobre as outras ao longo das grandes falhas de deslizamento lateral; e convergem nos arcos insulares e estruturas semelhantes a arcos, onde os materiais superficiais descem. O estudo da sismicidade mundial mostra que a maioria dos terremotos está confinada a faixas estreitas e contínuas que delimitam grandes áreas estáveis. Nas zonas de divergência e movimento de deslizamento lateral, a atividade é moderada e rasa, consistente com a hipótese da falha transformante; nas zonas de convergência, a atividade ocorre normalmente em profundidades rasas e inclui abalos intermediários e profundos que definem grosseiramente a configuração atual das placas de litosfera em subducção. Os dados sísmicos sobre mecanismos focais fornecem a direção relativa do movimento de placas adjacentes de litosfera ao longo de todo o comprimento das faixas ativas. Os mecanismos focais de cerca de cem abalos amplamente distribuídos fornecem movimentos relativos que concordam notavelmente bem com o modelo simplificado de Le Pichon, no qual os movimentos relativos de seis grandes blocos rígidos de litosfera que cobrem toda a Terra foram determinados a partir de dados magnéticos e topográficos associados às zonas de divergência. Nas zonas de convergência, os dados sísmicos fornecem a única informação geofísica sobre tais movimentos. Dois tipos principais de mecanismos são encontrados para terremotos rasos em arcos insulares: a zona extremamente ativa de sismicidade sob a margem interna da fossa oceânica é caracterizada por uma predominância de falhamento por empurrão, que é interpretado como o movimento relativo de duas placas de litosfera convergentes; uma zona menos ativa na fossa e na parede externa da fossa é caracterizada por falhamento normal e é considerada uma manifestação superficial da dobra abrupta da placa de litosfera em subducção. Estruturas semelhantes a grabens ao longo das paredes externas das fossas podem fornecer um mecanismo para incluir e transportar sedimentos para profundidades em quantidades que podem ser muito significativas petrologicamente. Grandes volumes de sedimentos sob as encostas internas de muitas fossas podem corresponder, pelo menos em parte, a sedimentos raspados da crosta e deformados no empurrão. O simples empurrão típico da zona principal de terremotos rasos em arcos insulares não, em geral, persiste em grandes profundidades. A regularidade mais marcante nos mecanismos de terremotos intermediários e profundos em vários arcos é a tendência do eixo compressional a paralelizar a inclinação local da zona sísmica. Estes eventos parecem refletir tensões na placa relativamente forte de litosfera em subducção, enquanto as deformações de cisalhamento paralelas ao movimento da placa são presumivelmente acomodadas por fluxo ou fluência nas partes adjacentes dúcteis do manto. Vários métodos diferentes fornecem taxas médias de subducção tão altas quanto 5 a 15 cm/ano para alguns dos arcos mais ativos. Essas taxas sugerem que temperaturas baixas o suficiente para permitir a desidratação de minerais hidratados e, portanto, fratura por cisalhamento podem persistir mesmo até profundidades de 700 km. A espessura da zona sísmica em uma parte do arco de Tonga, onde estão disponíveis localizações hipocentrais muito precisas, é menor que cerca de 20 km para uma ampla faixa de profundidades. Variações laterais na espessura da litosfera parecem ocorrer, e em algumas áreas a litosfera pode não incluir uma espessura significativa do manto mais superficial. Os comprimentos das zonas sísmicas profundas parecem ser uma medida da quantidade de subducção durante aproximadamente os últimos 10 milhões de anos. Portanto, esses comprimentos constituem outro 'padrão de medida' para investigações da tectônica global. A presença de vulcanismo, a geração de muitos tsunamis (ondas sísmicas do mar) e a frequência de ocorrência de grandes terremotos também parecem estar relacionados à subducção ou às taxas de subducção em arcos insulares. Muitos arcos insulares exibem um máximo secundário de atividade que varia consideravelmente em profundidade entre os vários arcos. Essas profundidades parecem, no entanto, correlacionar-se com a taxa de subducção, e os máximos profundos parecem estar localizados perto da parte frontal (inferior) da placa em subducção. Em alguns casos, as placas em subducção parecem estar contorcidas, possivelmente porque estão encontrando uma camada mais resistente no manto. A interação de placas de litosfera parece ser mais complexa quando todas as placas envolvidas são continentes ou pedaços de continentes do que quando pelo menos uma placa é uma placa oceânica. A nova tectônica global sugere novas abordagens para uma variedade de tópicos em sismologia, incluindo previsão de terremotos, detecção e localização precisa de eventos sísmicos e o problema geral da estrutura da Terra.

@article{doi101029jb073i018p05855,
    author = "Isacks, Bryan L. and Oliver, Jack and Sykes, Lynn R.",
    title = "Seismology and the new global tectonics",
    year = "1968",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "A comprehensive study of the observations of seismology provides widely based strong support for the new global tectonics which is founded on the hypotheses of continental drift, sea-floor spreading, transform faults, and underthrusting of the lithosphere at island arcs. Although further developments will be required to explain certain part of the seismological data, at present within the entire field of seismology there appear to be no serious obstacles to the new tectonics. Seismic phenomena are generally explained as the result of interactions and other processes at or near the edges of a few large mobile plates of lithosphere that spread apart at the ocean ridges where new surficial materials arise, slide past one another along the large strike-slip faults, and converge at the island arcs and arc-like structures where surficial materials descend. Study of world seismicity shows that most earthquakes are confined to narrow continuous belts that bound large stable areas. In the zones of divergence and strike-slip motion, the activity is moderate and shallow and consistent with the transform fault hypothesis; in the zones of convergence, activity is normally at shallow depths and includes intermediate and deep shocks that grossly define the present configuration of the down-going slabs of lithosphere. Seismic data on focal mechanisms give the relative direction of motion of adjoining plates of lithosphere throughout the active belts. The focal mechanisms of about a hundred widely distributed shocks give relative motions that agree remarkably well with Le Pichon's simplified model in which relative motions of six large, rigid blocks of lithosphere covering the entire earth were determined from magnetic and topographic data associated with the zones of divergence. In the zones of convergence the seismic data provide the only geophysical information on such movements. Two principal types of mechanisms are found for shallow earthquakes in island arcs: The extremely active zone of seismicity under the inner margin of the ocean trench is characterized by a predominance of thrust faulting, which is interpreted as the relative motion of two converging plates of lithosphere; a less active zone in the trench and on the outer wall of the trench is characterized by normal faulting and is thought to be a surficial manifestation of the abrupt bending of the down-going slab of lithosphere. Graben-like structures along the outer walls of trenches may provide a mechanism for including and transporting sediments to depth in quantities that may be very significant petrologically. Large volumes of sediments beneath the inner slopes of many trenches may correspond, at least in part, to sediments scraped from the crust and deformed in the thrusting. Simple underthrusting typical of the main zone of shallow earthquakes in island arcs does not, in general, persist at great depth. The most striking regularity in the mechanisms of intermediate and deep earthquakes in several arcs is the tendency of the compressional axis to parallel the local dip of the seismic zone. These events appear to reflect stresses in the relatively strong slab of down-going lithosphere, whereas shearing deformations parallel to the motion of the slab are presumably accommodated by flow or creep in the adjoining ductile parts of the mantle. Several different methods yield average rates of underthrusting as high as 5 to 15 cm/yr for some of the more active arcs. These rates suggest that temperatures low enough to permit dehydration of hydrous minerals and hence shear fracture may persist even to depths of 700 km. The thickness of the seismic zone in a part of the Tonga arc where very precise hypocentral locations are available is less than about 20 km for a wide range of depths. Lateral variations in thickness of the lithosphere seem to occur, and in some areas the lithosphere may not include a significant thickness of the uppermost mantle. The lengths of the deep seismic zones appear to be a measure of the amount of under thrusting during about the last 10 m.y. Hence, these lengths constitute another ‘yardstick’ for investigations of global tectonics. The presence of volcanism, the generation of many tsunamis (seismic sea waves), and the frequency of occurrence of large earthquakes also seem to be related to underthrusting or rates of underthrusting in island arcs. Many island arcs exhibit a secondary maximum in activity which varies considerably in depth among the various arcs. These depths appear, however, to correlate with the rate of underthrusting, and the deep maxima appear to be located near the leading (bottom) part of the down-going slab. In some cases the down-going plates appear to be contorted, possibly because they are encountering a more resistant layer in the mantle. The interaction of plates of lithosphere appears to be more complex when all the plates involved are continents or pieces of continents than when at least one plate is an oceanic plate. The new global tectonics suggests new approaches to a variety of topics in seismology including earthquake prediction, the detection and accurate location of seismic events, and the general problem of earth structure.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb073i018p05855",
    doi = "10.1029/jb073i018p05855",
    openalex = "W2043546840",
    references = "doi101029jb073i006p01959, doi101029jb073i006p02119, doi101029jb073i012p03661, doi101029jz070i016p03965, doi101029jz072i008p02131, doi101038190854a0, doi101038199947a0, doi101038207343a0, doi1010382161276a0, doi101098rsta19650020, doi101126science15437531164, doi101126science15437551405, doi101130petrologic1962599, doi101785bssa0530010167, doi105408002213687121, sykes1967mechanism"
}

A análise da cronologia sedimentar, vulcânica, estrutural e metamórfica em cinturões montanhosos, e a consideração das implicações da nova tectônica global (tectônica de placas), indicam fortemente que os cinturões montanhosos são uma consequência da evolução das placas. Propõe-se que os cinturões montanhosos desenvolvem-se pela deformação e metamorfismo dos conjuntos sedimentares e vulcânicos das margens continentais do tipo Atlântico. Estes conjuntos resultam dos eventos associados à ruptura dos continentes e à expansão dos oceanos pela geração de placas da litosfera nas dorsais oceânicas. Os primeiros conjuntos assim desenvolvidos são rochas vulcânicas e sedimentos clásticos grosseiros depositados em fossas delimitadas por falhas em uma crosta continental que se estende e segmenta, posteriormente separada e transportada para longe da dorsal em margens continentais essencialmente aseísmicas. À medida que as margens continentais se afastam da dorsal, acumulam-se conjuntos não vulcânicos de plataforma continental e elevação continental de ortocuarzo-carbonato e lutita (plataforma), e lutita, depósitos de deslizamento e turbiditos (elevação). Este tipo de margem continental é transformado em um cinturão orogênico de uma das duas maneiras. Se uma fossa se desenvolver perto ou na margem continental para consumir litosfera do lado oceânico, um cinturão montanhoso (tipo cordilheira) cresce por mecanismos predominantemente térmicos relacionados à ascensão de magmas calc-álcalinos e basálticos. Os cinturões montanhosos do tipo cordilheira são caracterizados por cinturões metamórficos emparelhados (blueschisto no lado oceânico e alta temperatura no lado continental) e empurrão divergente e transporte sedimentar sinorogênico do eixo vulcânico de alta temperatura. Se a margem continental colidir com um arco insular ou com outro continente, um cinturão montanhoso do tipo colisão desenvolve-se por processos predominantemente mecânicos. Onde ocorre uma colisão continente/arco insular, as montanhas resultantes serão pequenas (por exemplo, o cinturão de dobras do Terciário da Nova Guiné setentrional), e uma nova fossa se desenvolverá no lado oceânico do arco. Onde ocorre uma colisão continente/continente, as montanhas serão grandes (por exemplo, o Himalaia), e a única zona de fossa de consumo de placas é substituída por uma ampla zona de deformação. Os cinturões montanhosos do tipo colisão não possuem cinturões metamórficos emparelhados; são caracterizados por uma única direção dominante de empurrão e transporte sedimentar sinorogênico, afastando-se do local da fossa sobre a placa subempurrada. Sequências estratigráficas de cinturões montanhosos (sequências geossinclinais) correspondem às associadas com oceanos atuais, arcos insulares e margens continentais.

@article{doi101029jb075i014p02625,
    author = "Dewey, John and Bird, John",
    title = "Mountain belts and the new global tectonics",
    year = "1970",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Analysis of the sedimentary, volcanic, structural, and metamorphic chronology in mountain belts, and consideration of the implications of the new global tectonics (plate tectonics), strongly indicate that mountain belts are a consequence of plate evolution. It is proposed that mountain belts develop by the deformation and metamorphism of the sedimentary and volcanic assemblages of Atlantic-type continental margins. These assemblages result from the events associated with the rupture of continents and the expansion of oceans by lithosphere plate generation at oceanic ridges. The earliest assemblages thus developed are volcanic rocks and coarse clastic sediments deposited in fault-bounded troughs on a distending and segmenting continental crust, subsequently split apart and carried away from the ridge on essentially aseismic continental margins. As the continental margins move away from the ridge, nonvolcanic continental shelf and rise assemblages of orthoquartzite-carbonate, and lutite (shelf), and lutite, slump deposits, and turbidites (rise) accumulate. This kind of continental margin is transformed into an orogenic belt in one of two ways. If a trench develops near, or at, the continenal margin to consume lithosphere from the oceanic side, a mountain belt (cordilleran type) grows by dominantly thermal mechanisms related to the rise of calc-alkaline and basaltic magmas. Cordilleran-type mountain belts are characterized by paired metamorphic belts (blueschist on the oceanic side and high temperature on the continental side) and divergent thrusting and synorogenic sediment transport from the high-temperature volcanic axis. If the continental margin collides with an island arc, or with another continent, a collision-type mountain belt develops by dominantly mechanical processes. Where a continent/island arc collision occurs, the resulting mountains will be small (e.g., the Tertiary fold belt of northern New Guinea), and a new trench will develop on the oceanic side of the arc. Where a continent/continent collision occurs, the mountains will be large (e.g., the Himalayas), and the single trench zone of plate consumption is replaced by a wide zone of deformation. Collision-type mountain belts do not have paired metamorphic belts; they are characterized by a single dominant direction of thrusting and synorogenic sediment transport, away from the site of the trench over the underthrust plate. Stratigraphic sequences of mountain belts (geosynclinal sequences) match those asciated with present-day oceans, island arcs, and continental margins.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb075i014p02625",
    doi = "10.1029/jb075i014p02625",
    openalex = "W2111555634",
    references = "doi101007bf02597153, doi101029jb073i006p01959, doi101029jb073i012p03661, doi101029jb073i018p05855, doi101038211676a0, doi1010382161276a0, doi101093petrology23277, doi101111j1365246x1969tb00259x, doi101130001676061969802409mcatuo20co2, doi1013065d25c4a516c111d78645000102c1865d, doi101785bssa0590010369"
}

Resumo Dados significativos sobre a estrutura, tectônica e estratigrafia da bacia do Ganga foram obtidos a partir de levantamentos aeromagnéticos, magnéticos terrestres, gravimétricos e sísmicos, bem como de perfurações profundas realizadas na bacia nos últimos quinze anos. Com base nesses dados, a bacia do Ganga foi definida como uma grande depressão de plataforma e classificada em sete zonas tectônicas, a saber: crista de Monghyr-Saharsa, plataforma leste de Uttar Pradesh, depressão de Gandak, crista de Faizabad, plataforma oeste de Uttar Pradesh, depressão de Sarda e crista de Delhi-Hardwar. Esta classificação baseia-se na continuação das principais tendências tectônicas do escudo Peninsular para a bacia do Ganga, nas variações na espessura total da cobertura sedimentar e na configuração do embasamento deduzida de diferentes levantamentos. A cobertura sedimentar na maior parte da bacia do Ganga é essencialmente composta por duas principais sequências estratigráficas e estruturais que representam as duas principais etapas sedimentares na evolução geológica da bacia. A mais antiga, provavelmente correspondendo aos Vindhyans, é representada por sedimentos de plataforma estáveis a instáveis compostos por alternâncias de quartzo-arenito-cal-schisto. A sequência mais jovem, sobreposta discordantemente aos Vindhyans, corresponde aos clásticos terrígenos Neógenos (Siwaliks). Os dados estruturais e estratigráficos desses sedimentos foram discutidos. A presença de uma discordância profunda entre esses dois grupos de sedimentos, representando uma lacuna temporal considerável que varia de (?) Paleozóico tardio ao Paleogeno, é um fator importante para decifrar a evolução tectônica do Himalaia. No entanto, em direção às partes mais depressivas ao norte da Bacia do Ganga, a idade da espessura adicional de sedimentos intercalados entre os dois grupos acima mencionados permanece incerta.

@article{doi1017491jgsi1971120302,
    author = "Sastri, V. V. and Bhandari, Laxminarayan and Raju, A. T. R. and Datta, Ashis",
    title = "Estrutura Tectônica e Estratigrafia Subsuperficial da Bacia do Ganga",
    year = "1971",
    journal = "Journal of the Geological Society of India",
    abstract = "Resumo Dados significativos sobre a estrutura, tectônica e estratigrafia da bacia do Ganga foram obtidos a partir de levantamentos aeromagnéticos, magnéticos terrestres, gravimétricos e sísmicos, bem como de perfurações profundas realizadas na bacia nos últimos quinze anos. Com base nesses dados, a bacia do Ganga foi definida como uma grande depressão de plataforma e classificada em sete zonas tectônicas, a saber: crista de Monghyr-Saharsa, plataforma leste de Uttar Pradesh, depressão de Gandak, crista de Faizabad, plataforma oeste de Uttar Pradesh, depressão de Sarda e crista de Delhi-Hardwar. Esta classificação baseia-se na continuação das principais tendências tectônicas do escudo Peninsular para a bacia do Ganga, nas variações na espessura total da cobertura sedimentar e na configuração do embasamento deduzida de diferentes levantamentos. A cobertura sedimentar na maior parte da bacia do Ganga é essencialmente composta por duas principais sequências estratigráficas e estruturais que representam as duas principais etapas sedimentares na evolução geológica da bacia. A mais antiga, provavelmente correspondendo aos Vindhyans, é representada por sedimentos de plataforma estáveis a instáveis compostos por alternâncias de quartzo-arenito-cal-schisto. A sequência mais jovem, sobreposta discordantemente aos Vindhyans, corresponde aos clásticos terrígenos Neógenos (Siwaliks). Os dados estruturais e estratigráficos desses sedimentos foram discutidos. A presença de uma discordância profunda entre esses dois grupos de sedimentos, representando uma lacuna temporal considerável que varia de (?) Paleozóico tardio ao Paleogeno, é um fator importante para decifrar a evolução tectônica do Himalaia. No entanto, em direção às partes mais depressivas ao norte da Bacia do Ganga, a idade da espessura adicional de sedimentos intercalados entre os dois grupos acima mencionados permanece incerta.",
    url = "https://doi.org/10.17491/jgsi/1971/120302",
    doi = "10.17491/jgsi/1971/120302",
    openalex = "W2305792360"
}

O artigo fornece uma revisão das sucessões paleozóicas do Caxemira e da região adjacente no sudeste (Kishtwar, Pangi, Chamba). É dada especial referência às diversas notas sobre o conteúdo fóssil das camadas. As formações basais mostram uma fácies geossinclinal distinta (greywacke). Elas variam desde o Precambriano Tardio até o Siluriano, conforme mostrado por raros horizontes fósseis. Os Tanawals (Ordoviciano-Carbonífero Superior) indicam uma persistência de deposição flyschoid que se tornou mais arenosa. Esta fácies está intertonguindo com a fácies de águas rasas do Muth Quartzite (Devoniano) e parcialmente com o Syringothrys Limestone escuro (Carbonífero Superior) e os Fene Stella Shales (Carbonífero Médio). A amplitude estratigráfica dos Tanawals torna-se maior quando seguidos das zonas internas para as externas (sudeste) das montanhas. A fácies torna-se mais uniforme com a deposição dos Agglomeratic Slates (Carbonífero Superior). Esta formação tem seu caráter único da influência climática (glacial) e do início da atividade vulcânica. Espessos fluxos de lava seguem — os Panjal Traps. No Permiano, os Gangaopteris Beds e a série marinha Zewan Series são depositados sobre o trap. Localmente, no entanto, a vulcanicidade persiste até o Triássico Superior. LOCALIZAÇÃO GENERALIZADA

@article{openalexw2184690662,
    author = "Fuchs, Von G. e Gupta, Vikram",
    title = "Estratigrafia Paleozóica do Caxemira, Kishtwar e Chamba (Panjab Himalaias)",
    year = "1971",
    abstract = "O artigo fornece uma revisão das sucessões paleozóicas do Caxemira e da região adjacente no sudeste (Kishtwar, Pangi, Chamba). É dada especial referência às diversas notas sobre o conteúdo fóssil das camadas. As formações basais mostram uma fácies geossinclinal distinta (greywacke). Elas variam desde o Precambriano Tardio até o Siluriano, conforme mostrado por raros horizontes fósseis. Os Tanawals (Ordoviciano-Carbonífero Superior) indicam uma persistência de deposição flyschoid que se tornou mais arenosa. Esta fácies está intertonguindo com a fácies de águas rasas do Muth Quartzite (Devoniano) e parcialmente com o Syringothrys Limestone escuro (Carbonífero Superior) e os Fene Stella Shales (Carbonífero Médio). A amplitude estratigráfica dos Tanawals torna-se maior quando seguidos das zonas internas para as externas (sudeste) das montanhas. A fácies torna-se mais uniforme com a deposição dos Agglomeratic Slates (Carbonífero Superior). Esta formação tem seu caráter único da influência climática (glacial) e do início da atividade vulcânica. Espessos fluxos de lava seguem — os Panjal Traps. No Permiano, os Gangaopteris Beds e a série marinha Zewan Series são depositados sobre o trap. Localmente, no entanto, a vulcanicidade persiste até o Triássico Superior. LOCALIZAÇÃO GENERALIZADA",
    openalex = "W2184690662"
}

A análise de mais de 100 soluções de planos de falha para terremotos dentro do cinturão Alpide, entre a Dorsal do Atlântico Médio e o Irã Oriental, mostra que a deformação que ocorre atualmente é o resultado de pequenas placas continentais se afastando da Turquia Oriental e do Irã Ocidental. Este padrão de movimento evita o espessamento da crosta continental sobre grande parte da Turquia, consumindo em vez disso o fundo do mar do Mediterrâneo Oriental. As taxas de movimento relativo de duas das pequenas placas envolvidas, as placas Egeia e Turca, são estimadas, mas estão apenas dentro de talvez 50 por cento dos valores verdadeiros. Essas estimativas são então usadas para reconstruir a geometria do Mediterrâneo há 10 milhões de anos. A principal diferença em relação à geometria atual é a costa curva suave que então formava a costa sul da Iugoslávia, Grécia e Turquia. Esta costa foi distorcida desde então pelo movimento das duas pequenas placas. Complicações semelhantes provavelmente foram comuns em cinturões de montanhas mais antigos, e, portanto, características geológicas locais podem não ter sido formadas pelo movimento entre placas principais.

@article{doi101111j1365246x1972tb02351x,
    author = "McKenzie, Dan",
    title = "Active Tectonics of the Mediterranean Region",
    year = "1972",
    journal = "Geophysical Journal International",
    abstract = "Examination of more than 100 fault plane solutions for earthquakes within the Alpide belt between the Mid-Atlantic ridge and Eastern Iran shows that the deformation at present occurring is the result of small continental plates moving away from Eastern Turkey and Western Iran. This pattern of movement avoids thickening the continental crust over much of Turkey by consuming the Eastern Mediterranean sea floor instead. The rates of relative motion of two of the small plates involved, the Aegean and the Turkish plates, are estimated, but are only within perhaps 50 per cent of the true values. These estimates are then used to reconstruct the geometry of the Mediterranean 10 million years ago. The principal difference from the present geometry is the smooth curved coast which then formed the southern coast of Yugoslavia, Greece and Turkey. This coast has since been distorted by the motion of the two small plates. Similar complications have probably been common in older mountain belts, and therefore local geological features may not have been formed by the motion between major plates.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-246x.1972.tb02351.x",
    doi = "10.1111/j.1365-246x.1972.tb02351.x",
    openalex = "W2155472085",
    references = "doi101029jb073i012p03661, doi101029jb073i018p05855, doi101029jz072i008p02131, doi101029rg009i001p00103, doi101038207343a0, doi1010382161276a0, doi101038224125a0, doi101038226239a0, doi101111j1365246x1969tb00259x, doi101111j1365246x1971tb02190x, doi10113000167606196071843peotca20co2, doi101144transed83387, doi101785bssa0590010369, sykes1967mechanism"
}

@article{powell1973plate,
    author = "Powell, C.McA. e Conaghan, P.J.",
    title = "Tectônica de placas e os Himalaias",
    year = "1973",
    journal = "Earth and Planetary Science Letters",
    url = "https://doi.org/10.1016/0012-821x(73)90134-9",
    doi = "10.1016/0012-821x(73)90134-9",
    number = "1",
    openalex = "W2026301874",
    pages = "1-12",
    volume = "20",
    references = "doi101007bf01823808, doi101029jb073i006p02119, doi101029jb073i012p03661, doi101029jb075i014p02625, doi101038169679a0, doi101111j1365246x1971tb02190x, doi101785bssa0590010369, doi1023071794401, openalexw1515132582, openalexw1971150847, openalexw623436458"
}

Novas soluções de plano de falha, fotografias Landsat e registros de refração sísmica mostram que uma rápida extensão está ocorrendo agora nas partes norte e leste da região do Mar Egeu. A parte sul do Mar Egeu também foi deformada por falhamento normal, mas agora é relativamente inativa. No noroeste da Grécia e na Albânia, há uma faixa de empurrão perto das costas ocidentais adjacente a uma faixa de falhamento normal mais a leste. A geologia pré-Miocena das ilhas no Mar Egeu assemelha-se muito à da Grécia e da Turquia, no entanto, a refração sísmica mostra que a crosta agora tem apenas cerca de 30 km de espessura sob a parte sul do mar, comparada com quase 50 km sob a Grécia e a Turquia ocidental. Essas observações sugerem que o Mar Egeu foi esticado por um fator de dois desde o Mioceno. Esse estiramento pode explicar o alto fluxo de calor. A placa afundada produzida pela subducção ao longo do Arco Heleno pode manter os movimentos, embora a geometria e a natureza generalizada do falhamento normal não sejam facilmente explicadas. Os movimentos no noroeste da Grécia e na Albânia não podem ser impulsionados da mesma maneira porque não existe uma placa na área. Eles podem ser mantidos por bolhas de manto frio se separando da metade inferior da litosfera, produzidas por uma instabilidade térmica quando a litosfera é espessada pelo empurrão. Portanto, a geração e destruição da parte inferior da litosfera podem ocorrer sob a crosta continental deformada sem a produção de qualquer crosta oceânica.

@article{doi101111j1365246x1978tb04759x,
    author = "McKenzie, Dan",
    title = "Active tectonics of the Alpine--Himalayan belt: the Aegean Sea and surrounding regions",
    year = "1978",
    journal = "Geophysical Journal International",
    abstract = "New fault plane solutions, Landsat photographs, and seismic refraction records show that rapid extension is now taking place in the northern and eastern parts of the Aegean sea region. The southern part of the Aegean has also been deformed by normal faulting but is now relatively inactive. In northwestern Greece and Albania there is a band of thrusting near the western coasts adjacent to a band of normal faulting further east. The pre-Miocene geology of the islands in the Aegean closely resembles that of Greece and Turkey, yet seismic refraction shows that the crust is now only about 30 km thick beneath the southern part of the sea, compared with nearly 50 km beneath Greece and western Turkey. These observations suggest that the Aegean has been stretched by a factor of two since the Miocene. This stretching can account for the high heat flow. The sinking slab produced by subduction along the Hellenic Arc may maintain the motions, though the geometry and widespread nature of the normal faulting is not easily explained. The motions in northwestern Greece and Albania cannot be driven in the same way because no slab exists in the area. They may be maintained by blobs of cold mantle detaching from the lower half of the lithosphere, produced by a thermal instability when the lithosphere is thickened by thrusting. Hence generation and destruction of the lower part of the lithosphere may occur beneath deforming continental crust without the production of any oceanic crust.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-246x.1978.tb04759.x",
    doi = "10.1111/j.1365-246x.1978.tb04759.x",
    openalex = "W2048403692",
    references = "doi101038226239a0, doi101111j1365246x1969tb00259x"
}

Apresentamos um estudo da tectônica ativa da Ásia Central baseado em uma interpretação de imagens Landsat e complementado com observações de campo publicadas e dados sísmicos. O falhamento reverso domina a tectônica do Tien Shan, mas está associado a sistemas de falhas de deslizamento lateral direito com tendência noroeste proeminentes. Ambos os tipos de falhamento implicam tensão compressiva máxima aproximadamente norte-sul. A tectônica ativa do Altai e da Mongólia meridional é controlada por falhamento de deslizamento lateral conjugado em grande escala; lateral esquerdo em planos leste-oeste e lateral direito em planos norte-noroeste. Isso implica que a tensão compressiva máxima está orientada aproximadamente nordeste-sudoeste. Mais ao norte, o falhamento de deslizamento lateral dá lugar predominantemente ao falhamento normal no sistema de rift do Baikal. Interpretamos todo o falhamento ativo como uma consequência de deslocamentos laterais da crosta causados pela penetração do subcontinente indiano na Eurásia. Também interpretamos a mudança gradual do falhamento de empurrão e altas altitudes no sul e oeste para falhamento normal e menores elevações médias no norte e leste como refletindo uma mudança suave no estado médio de tensão. Isso sugere que os detalhes da deformação intracontinental complexa na Ásia são melhor descritos pela deformação de um contínuo do que pelo movimento relativo de um pequeno número de blocos rígidos. O rifteamento intracontinental no nordeste, em particular, pode resultar de um estado de tensão análogo à tensão secundária que comumente surge dentro de materiais plásticos delimitados indentados por um punção rígida.

@article{doi101029jb084ib07p03425,
    author = "Tapponnier, Paul e Molnár, Péter",
    title = "Falhamento ativo e tectônica cenozóica das regiões do Tien Shan, Mongólia e Baikal",
    year = "1979",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Apresentamos um estudo da tectônica ativa da Ásia Central baseado em uma interpretação de imagens Landsat e complementado com observações de campo publicadas e dados sísmicos. O falhamento reverso domina a tectônica do Tien Shan, mas está associado a sistemas de falhas de deslizamento lateral direito com tendência noroeste proeminentes. Ambos os tipos de falhamento implicam tensão compressiva máxima aproximadamente norte-sul. A tectônica ativa do Altai e da Mongólia meridional é controlada por falhamento de deslizamento lateral conjugado em grande escala; lateral esquerdo em planos leste-oeste e lateral direito em planos norte-noroeste. Isso implica que a tensão compressiva máxima está orientada aproximadamente nordeste-sudoeste. Mais ao norte, o falhamento de deslizamento lateral dá lugar predominantemente ao falhamento normal no sistema de rift do Baikal. Interpretamos todo o falhamento ativo como uma consequência de deslocamentos laterais da crosta causados pela penetração do subcontinente indiano na Eurásia. Também interpretamos a mudança gradual do falhamento de empurrão e altas altitudes no sul e oeste para falhamento normal e menores elevações médias no norte e leste como refletindo uma mudança suave no estado médio de tensão. Isso sugere que os detalhes da deformação intracontinental complexa na Ásia são melhor descritos pela deformação de um contínuo do que pelo movimento relativo de um pequeno número de blocos rígidos. O rifteamento intracontinental no nordeste, em particular, pode resultar de um estado de tensão análogo à tensão secundária que comumente surge dentro de materiais plásticos delimitados indentados por um punção rígida.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb084ib07p03425",
    doi = "10.1029/jb084ib07p03425",
    openalex = "W1964599463"
}

Os modos de estrutura detrítica de suítes de arenitos de diferentes tipos de bacias são uma função dos tipos de proveniência governados pela tectônica de placas. Areias quartzosas de cratons continentais são amplamente distribuídas dentro de bacias interiores, sequências de plataforma, wedges miogeoclinais e bacias oceânicas em abertura. Areias arcosas de blocos de basement elevados estão presentes localmente em fossas de rift e em bacias de cisalhamento relacionadas a rupturas transformantes. Areias liticas vulcanoclásticas e areias vulcano-plutônicas mais complexas derivadas de arcos magmáticos estão presentes em trincheiras, bacias de arco frontal e mares marginais. Areias orogênicas recicladas, ricas em quartzo ou chert, além de outros fragmentos liticos e derivadas de complexos de subducção, orógenos de colisão e levantamentos de foreland, estão presentes em bacias oceânicas em fechamento, diversas bacias sucessoras e bacias de foreland. Diagramas triangulares mostrando as proporções de estrutura de quartzo, os dois feldspatos, liticos quartzosos policristalinos e liticos instáveis de origem vulcânica e sedimentar distinguem com sucesso os tipos chave de proveniência. As relações entre proveniência e bacia são importantes para a exploração de hidrocarbonetos porque estruturas de areia de composições detríticas contrastantes respondem de forma diferente à diagênese e, portanto, exibem tendências diferentes de redução de porosidade com a profundidade de enterramento.

@article{doi1013062f9188fb16ce11d78645000102c1865d,
    author = "Dickinson, William R. e Suczek, Christopher A.",
    title = "Tectônica de Placas e Composições de Arenitos",
    year = "1979",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "Resumo Os modos de estrutura detrítica de suítes de arenitos de diferentes tipos de bacias são uma função dos tipos de proveniência governados pela tectônica de placas. Areias quartzosas de cratons continentais são amplamente distribuídas dentro de bacias interiores, sequências de plataforma, wedges miogeoclinais e bacias oceânicas em abertura. Areias arcosas de blocos de basement elevados estão presentes localmente em fossas de rift e em bacias de cisalhamento relacionadas a rupturas transformantes. Areias liticas vulcanoclásticas e areias vulcano-plutônicas mais complexas derivadas de arcos magmáticos estão presentes em trincheiras, bacias de arco frontal e mares marginais. Areias orogênicas recicladas, ricas em quartzo ou chert, além de outros fragmentos liticos e derivadas de complexos de subducção, orógenos de colisão e levantamentos de foreland, estão presentes em bacias oceânicas em fechamento, diversas bacias sucessoras e bacias de foreland. Diagramas triangulares mostrando as proporções de estrutura de quartzo, os dois feldspatos, liticos quartzosos policristalinos e liticos instáveis de origem vulcânica e sedimentar distinguem com sucesso os tipos chave de proveniência. As relações entre proveniência e bacia são importantes para a exploração de hidrocarbonetos porque estruturas de areia de composições detríticas contrastantes respondem de forma diferente à diagênese e, portanto, exibem tendências diferentes de redução de porosidade com a profundidade de enterramento.",
    url = "https://doi.org/10.1306/2f9188fb-16ce-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/2f9188fb-16ce-11d7-8645000102c1865d",
    openalex = "W2023601146",
    references = "doi10113000167606197586273hmffdi20co2, doi10130674d720182b2111d78648000102c1865d, openalexw2094255421"
}

Soluções de plano de falha e profundidades focais bem determinadas de terremotos de tamanho médio, topografia e imagens Landsat em conjunto com mapas de sismicidade, seções transversais e informações geológicas disponíveis são utilizadas para investigar a tectônica atual da zona de colisão continental do Himalaia. A maioria dos epicentros com localização precisa de eventos ao longo do arco do Himalaia (78°E–95°E) que ocorreram entre 1961 e 1981 concentra-se em uma zona estreita, com cerca de 50 km de largura, situada entre a falha de empurrão principal (MBT) com mergulho para o norte e a falha de empurrão principal central (MCT). A maioria desses eventos está localizada logo a sul da MCT. Embora os epicentros dos eventos estejam, em geral, bem localizados, suas profundidades, determinadas por dados de tempos de viagem tele sísmicos, são muito pouco confiáveis. Eventos com profundidades determinadas com precisão obtidas da identificação de fases refletidas na superfície definem uma zona plana simples, de aproximadamente 10 km a 20 km de profundidade, com um mergulho aparente de cerca de 15°. Este resultado é ainda mais notável considerando que os eventos utilizados foram localizados ao longo de cerca de 1800 km do arco do Himalaia. Exceto por um, todos os mecanismos focais disponíveis de eventos dentro desta zona indicam falhas de empurrão rasas (≲30°) com mergulho para o norte. Esta zona rasa, com mergulho para o norte, aparentemente define uma parte da descontinuidade que separa a placa indiana que está sendo subduzida do bloco crustal do Himalaia Menor. A extensão espacial e a geometria desta zona de falha interplaca indicam fortemente que a MBT e as falhas de superfície e cegas subsidiárias próximas, e não a MCT, são atualmente as estruturas mais ativas do arco do Himalaia. Sugerimos que os grandes terremotos do Himalaia (M >8) ocorram ao longo da mesma superfície de descontinuidade definida pelos eventos de tamanho médio do tipo falha de empurrão. Eventos localizados a sul da MBT e sob o foredeep do Ganges mostram falhamento normal com eixos T perpendiculares à tendência do Himalaia. Os resultados acima sugerem que a placa continental indiana está subduzindo os blocos crustais do Himalaia em uma geometria relativamente coerente e simples e que esta geometria não é muito diferente daquela observada ao longo de zonas de subducção oceânicas. O terremoto de 19 de novembro de 1980, que ocorreu próximo à MCT (perto de 88,5°E), mostra um mecanismo focal predominantemente de falha transcorrente. Um dos planos nodais deste mecanismo é transversal à estrutura do Himalaia e, além disso, este plano tem uma tendência semelhante à da recente falha de Yadong-Gulu no Himalaia Tethiano e no Tibete meridional, logo a nordeste do terremoto. Interpretamos este mecanismo predominantemente de falha transcorrente sinistral como indicando uma possível relação genética entre as características estruturais transversais na placa indiana que está sendo subduzida (a falha de base de Kishangang) e os blocos do Himalaia superior e o Tibete.

@article{doi101029jb089ib02p01147,
    author = "Ni, James and Barazangi, Muawia",
    title = "Sismotectônica da Zona de Colisão Himalaia: Geometria da Placa Indiana em subducção sob o Himalaia",
    year = "1984",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Soluções de plano de falha e profundidades focais bem determinadas de terremotos de tamanho médio, topografia e imagens Landsat em conjunto com mapas de sismicidade, seções transversais e informações geológicas disponíveis são utilizadas para investigar a tectônica atual da zona de colisão continental do Himalaia. A maioria dos epicentros localizados com precisão de eventos ao longo do arco do Himalaia (78°E–95°E) que ocorreram entre 1961 e 1981 concentra-se em uma zona estreita, com cerca de 50 km de largura, situada entre a Fronteira Principal (MBT) mergulhando para o norte e a Empurrão Principal (MCT). A maioria desses eventos está localizada logo ao sul do MCT. Embora os epicentros dos eventos estejam, em geral, bem localizados, suas profundidades determinadas por dados de tempo de viagem de tele-sísmicos são muito pouco confiáveis. Eventos com profundidades determinadas com precisão obtidas da identificação de fases refletidas na superfície definem uma zona plana simples, de aproximadamente 10 km a 20 km de profundidade, com um mergulho aparente de cerca de 15°. Este resultado é ainda mais notável considerando que os eventos utilizados foram localizados ao longo de cerca de 1800 km de comprimento do arco do Himalaia. Exceto por um, todos os mecanismos focais disponíveis de eventos dentro desta zona indicam empurrões rasos (≲30°), mergulhando para o norte. Esta zona rasa, mergulhando para o norte, aparentemente define uma parte da descontinuidade que separa a placa Indiana em subducção do bloco crustal do Himalaia Menor. A extensão espacial e a geometria desta zona de empurrão interplaca indicam fortemente que a MBT e empurrões superficiais e cegos subsidiários próximos, em vez do MCT, são atualmente as estruturas mais ativas do arco do Himalaia. Sugerimos que os grandes terremotos do Himalaia (M >8) ocorrem ao longo da mesma superfície de descontinuidade definida pelos eventos de tamanho médio do tipo empurrão. Eventos localizados ao sul da MBT e sob o foredeep do Ganges mostram falhamento normal com eixos T perpendiculares à tendência do Himalaia. Os resultados acima sugerem que a placa continental Indiana está em subducção sob os blocos crustais do Himalaia em uma geometria relativamente coerente e simples e que esta geometria não é muito diferente daquela observada ao longo de zonas de subducção oceânicas. O terremoto de 19 de novembro de 1980, que ocorreu próximo ao MCT (perto de 88,5°E), mostra um mecanismo focal predominantemente de deslizamento lateral. Um dos planos nodais deste mecanismo é transversal à estrutura do Himalaia e, além disso, este plano tem uma tendência semelhante à do recente rift de Yadong-Gulu mapeado no Himalaia Tethiano e no Tibete meridional logo a nordeste do terremoto. Interpretamos este mecanismo predominantemente de deslizamento lateral esquerdo como indicando uma possível relação genética entre características estruturais transversais na placa Indiana em subducção (a falha de base Kishangang) e os blocos do Himalaia superior e o Tibete.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb089ib02p01147",
    doi = "10.1029/jb089ib02p01147",
    openalex = "W1983049944",
    references = "doi101016004019517690069x, doi101029gd003p0215"
}

Mais de 80 novas soluções de plano de falha, combinadas com imagens de satélite, bem como observações modernas e históricas de falhamento de terremotos, são utilizadas para investigar a tectônica ativa do Oriente Médio entre a Turquia ocidental e o Paquistão. A deformação da parte ocidental desta região é dominada pelo movimento de material continental lateralmente afastado da região do Lago Van, na Turquia oriental. Este movimento ajuda a evitar o espessamento crustal na região do Van e permite que parte do encurtamento entre a Arábia e a Eurásia seja absorvido pelo empurrão de material continental sobre o basement do tipo oceânico no sul do Cáspio, Mediterrâneo, Makran e Mar Negro. Assim, a Turquia central, delimitada pelas falhas de deslizamento lateral de North e East Anatolian, está se movendo a oeste a partir da região do Van e sobrepõe o Mediterrâneo oriental em duas zonas sísmicas de profundidade intermediária: uma estendendo-se entre a Baía de Antalya e o sul de Chipre, e outra mais a oeste na Trincheia Helênica. O movimento do norte do Irã para leste a partir da região do Van é alcançado principalmente por um sistema conjugado de falhas de deslizamento lateral e leva ao empurrão de baixo ângulo do Irã sobre o Mar Cáspio sul. A sismicidade do Cáucaso mostra predominantemente encurtamento perpendicular ao mergulho regional, mas também há alguma alongamento menor ao longo do mergulho da faixa à medida que o Cáucaso sobrepõe os mares Cáspio e Negro. A deformação da parte oriental desta região é dominada pelo encurtamento do Irã contra as fronteiras estáveis do Turcomenistão e do Afeganistão. A direção de compressão nordeste vista no Zagros também é vista no nordeste do Irã e no Kopet Dag, onde o encurtamento é absorvido por uma combinação de falhas de deslizamento lateral e empurrão. Grandes rotações estruturais e paleomagnéticas provavelmente ocorreram no nordeste do Irã como resultado deste estilo de deformação. Falhas de deslizamento lateral norte-sul no sul do Irã permitem algum movimento de material afastado da zona de colisão no nordeste do Irã em direção à zona de subducção do Makran, onde se observa sismicidade genuinamente de profundidade intermediária. Dentro desta ampla faixa deformante, grandes áreas, como a Turquia central, noroeste do Irã (Azerbaijão), Irã central e o sul do Cáspio, parecem ser quase asísmicas e, portanto, comportar-se como blocos relativamente rígidos cercados por faixas ativas de 200-300 km de largura. O movimento destes blocos pode ser útilmente descrito por polos de rotação. Os polos apresentados neste artigo preveem movimentos consistentes com aqueles observados e também preveem a abertura do Golfo de Iskenderum a nordeste de Chipre, a mudança dentro das montanhas do Zagros de falhamento de deslizamento lateral no noroeste para intenso empurrão no sudeste, e a sismicidade relativamente fraca no sudeste do Irã (Baluchistan). Esta descrição também explica por que as estruturas norte-sul ao longo da fronteira Irã-Afeganistão não cortam as faixas leste-oeste do Makran. Dentro das faixas ativas que cercam os blocos relativamente asísmicos, uma abordagem contínua é necessária para a descrição da deformação, mesmo que os movimentos na superfície possam estar concentrados em falhas. A evolução dos sistemas de falhas dentro das zonas ativas é controlada por restrições geométricas, como a exigência de que falhas simultaneamente ativas não, em geral, se intersectem. Muitos dos processos ativos discutidos neste artigo, particularmente rotações em grande escala e movimento lateral ao longo do mergulho regional, provavelmente causaram complexidades substanciais em antigas faixas de montanhas e devem ser considerados em qualquer reconstrução delas.

@article{doi101111j1365246x1984tb01931x,
    author = "Jackson, James and McKenzie, Dan",
    title = "Tectônica ativa da Cadeia Alpina-Himalaia entre a Turquia ocidental e o Paquistão",
    year = "1984",
    journal = "Geophysical Journal International",
    abstract = "Mais de 80 novas soluções de plano de falha, combinadas com imagens de satélite, bem como observações modernas e históricas de falhamento de terremotos, são utilizadas para investigar a tectônica ativa do Oriente Médio entre a Turquia ocidental e o Paquistão. A deformação da parte ocidental desta região é dominada pelo movimento de material continental lateralmente afastando-se da região do Lago Van na Turquia oriental. Este movimento ajuda a evitar o espessamento crustal na região do Van e permite que parte do encurtamento entre a Arábia e a Eurásia seja absorvido pelo empurrão de material continental sobre o basement do tipo oceânico no sul do Cáspio, Mediterrâneo, Makran e Mar Negro. Assim, a Turquia central, delimitada pelas falhas de deslizamento lateral de North e East Anatolian, está se movendo a oeste a partir da região do Van e sobrepõe o Mediterrâneo oriental em duas zonas sísmicas de profundidade intermediária: uma estendendo-se entre a Baía de Antalya e o sul de Chipre, e outra mais a oeste na Fossa Helênica. O movimento do norte do Irã para leste a partir da região do Van é alcançado principalmente por um sistema conjugado de falhas de deslizamento lateral e leva ao empurrão de baixo ângulo do Irã sobre o Mar Cáspio sul. A sismicidade do Cáucaso mostra predominantemente encurtamento perpendicular ao mergulho regional, mas também há algum alongamento menor ao longo do mergulho da faixa à medida que o Cáucaso sobrepõe os mares Cáspio e Negro. A deformação da parte oriental desta região é dominada pelo encurtamento do Irã contra as fronteiras estáveis do Turcomenistão e do Afeganistão. A direção nordeste de compressão vista no Zagros também é vista no nordeste do Irã e no Kopet Dag, onde o encurtamento é absorvido por uma combinação de deslizamento lateral e falhamento de empurrão. Grandes rotações estruturais e paleomagnéticas provavelmente ocorreram no nordeste do Irã como resultado deste estilo de deformação. Falhas de deslizamento lateral norte-sul no sul do Irã permitem algum movimento de material afastando-se da zona de colisão no nordeste do Irã em direção à zona de subducção do Makran, onde é vista sismicidade genuinamente de profundidade intermediária. Dentro desta ampla faixa deformante, grandes áreas, como a Turquia central, Irã noroeste (Azerbaijão), Irã central e o sul do Cáspio, parecem ser quase asísmicas e, portanto, comportar-se como blocos relativamente rígidos cercados por faixas ativas de 200-300 km de largura. O movimento desses blocos pode ser útilmente descrito por polos de rotação. Os polos apresentados neste artigo preveem movimentos consistentes com aqueles observados e também preveem a abertura do Golfo de Iskenderum a nordeste de Chipre, a mudança dentro das montanhas do Zagros de falhamento de deslizamento lateral no noroeste para intenso empurrão no sudeste, e a sismicidade relativamente fraca no sudeste do Irã (Baluchistão). Esta descrição também explica por que as estruturas norte-sul ao longo da fronteira Irã-Afeganistão não cortam as cadeias leste-oeste do Makran. Dentro das faixas ativas que cercam os blocos relativamente asísmicos, uma abordagem contínua é necessária para a descrição da deformação, mesmo que os movimentos na superfície possam estar concentrados em falhas. A evolução dos sistemas de falhas dentro das zonas ativas é controlada por restrições geométricas, como a exigência de que falhas simultaneamente ativas não, em geral, se intersectem. Muitos dos processos ativos discutidos neste artigo, particularmente rotações em grande escala e movimento lateral ao longo do mergulho regional, provavelmente causaram complexidades substanciais em cadeias de montanhas mais antigas e devem ser considerados em qualquer reconstrução delas.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-246x.1984.tb01931.x",
    doi = "10.1111/j.1365-246x.1984.tb01931.x",
    openalex = "W2133274607",
    references = "doi1010160012821x78900511, doi1010160012821x78900717, doi1010160040195178901403, doi101029jb088ib05p04183, doi101029rg016i004p00621, doi101139e81019, doi101144gsjgs13950605, doi1013062f918a8b16ce11d78645000102c1865d, openalexw1491817880"
}

@article{doi10113000167606198798678tcotat20co2,
    author = "Searle, M. P. e Windley, Brian F. e Coward, M. P. e Cooper, David J.W. e Rex, A. J. e Rex, D. C. e Li, Tingdong e Xuchang, Xiao e Jan, M. Q. e Thakur, V. C. e Kumar, Sushil",
    title = "The closing of Tethys and the tectonics of the Himalaya",
    year = "1987",
    journal = "Geological Society of America Bulletin",
    url = "https://doi.org/10.1130/0016-7606(1987)98<678:tcotat>2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0016-7606(1987)98<678:tcotat>2.0.co;2",
    openalex = "W2141391066"
}

A parede suspensa do Empurrão Central Principal (MCT) no Garhwal, Índia (aproximadamente 79°N–80°E; 30°N–31°N), exibe um gradiente metamórfico invertido: associações de sillimanita ± feldspato potássico perto do topo da parede suspensa, ou sequência Himalaiana Maior, são subjacentes a rochas de grau cianita perto da falha. Relações texturais em amostras pelíticas dos vales dos rios Alaknanda e Dhauli indicam que a "inversão" é o produto de dois eventos metamórficos distintos: um evento Harroviano inicial (M1), que afetou toda a sequência Himalaiana Maior, e um evento Buchan posterior (M2), cujos efeitos são mais óbvios na parte superior da sequência. Termobarometria de borda, termobarometria de inclusões de granada e modelagem termodinâmica da zonagem de granada revelam que as porções basais da sequência metamórfica experimentaram condições de pico M1 de >900 K e >960 MPa (aproximadamente 36 km de profundidade) antes de seguir um caminho de elevação "controlado pela erosão" (por exemplo, England e Richardson, 1977). As temperaturas metamórficas M2 na parte superior da sequência também excederam 900 K, mas as pressões máximas (317–523 MPa) indicam paleodepturas de apenas 12–19 km. Os caminhos de pressão-temperatura calculados indicam que M2 foi caracterizado por aumentos de temperatura de >80 K e aproximadamente 5 km de soterramento tectônico. Atribuímos M1 ao soterramento tectônico da sequência Himalaiana Maior durante as fases iniciais da colisão Índia-Eurasia. Acreditamos que o caminho de elevação e resfriamento da sequência foi interrompido no final do Oligoceno(?) - Mioceno por um segundo evento de soterramento e aquecimento (M2) relacionado a imbricações de empurrões no Tibete do Sul. Este soterramento coincidiu com a geração de leucogranitos, que são abundantes perto do topo da sequência Himalaiana Maior, mas virtualmente ausentes perto do MCT. As relações de campo não restringem se os leucogranitos foram derivados de alguma porção atualmente não exposta da sequência Himalaiana Maior e foram injetados em seu nível estrutural atual, ou foram fundidos in situ. Se os granitos foram injetados, então eles podem ter fornecido parte do calor necessário para a metamorfismo M2. Embora nossos dados sugiram nenhuma relação direta entre o Empurrão Central Principal (como mapeado no Garhwal) e a metamorfismo no Himalaia Maior, a fusão anatética de uma porção não exposta da sequência Himalaiana Maior poderia ter sido associada ao movimento ao longo de um empurrão cego com características semelhantes ao MCT mapeado no Nepal central (cf. Le Fort, 1981). Se os granitos foram produzidos por fusão M2 in situ, então devemos apelar para uma fonte de calor dentro da parte superior da sequência Himalaiana Maior, como concentrações localmente altas de elementos produtores de calor (cf. Pinet e Jaupart, 1987).

@article{doi101029tc007i003p00583,
    author = "Hodges, K. V. and Silverberg, D. S.",
    title = "Evolução térmica do Himalaia Maior, Garhwal, Índia",
    year = "1988",
    journal = "Tectonics",
    abstract = "A parede suspensa do Empurrão Central Principal (MCT) no Garhwal, Índia (aproximadamente 79°N–80°E; 30°N–31°N), exibe um gradiente metamórfico invertido: associações de sillimanita ± feldspato potássico perto do topo da parede suspensa, ou sequência Himalaiana Maior, são subjacentes a rochas de grau cianita perto da falha. Relações texturais em amostras pelíticas dos vales dos rios Alaknanda e Dhauli indicam que a "inversão" é o produto de dois eventos metamórficos distintos: um evento Harroviano inicial (M1), que afetou toda a sequência Himalaiana Maior, e um evento Buchan posterior (M2), cujos efeitos são mais óbvios na parte superior da sequência. Termobarometria de borda, termobarometria de inclusões de granada e modelagem termodinâmica da zonagem de granada revelam que as porções basais da sequência metamórfica experimentaram condições de pico M1 de >900 K e >960 MPa (aproximadamente 36 km de profundidade) antes de seguir um caminho de elevação "controlado pela erosão" (por exemplo, England e Richardson, 1977). As temperaturas metamórficas M2 na parte superior da sequência também excederam 900 K, mas as pressões máximas (317–523 MPa) indicam paleodepturas de apenas 12–19 km. Os caminhos de pressão-temperatura calculados indicam que M2 foi caracterizado por aumentos de temperatura de >80 K e aproximadamente 5 km de soterramento tectônico. Atribuímos M1 ao soterramento tectônico da sequência Himalaiana Maior durante as fases iniciais da colisão Índia-Eurasia. Acreditamos que o caminho de elevação e resfriamento da sequência foi interrompido no final do Oligoceno(?) - Mioceno por um segundo evento de soterramento e aquecimento (M2) relacionado a imbricações de empurrões no Tibete do Sul. Este soterramento coincidiu com a geração de leucogranitos, que são abundantes perto do topo da sequência Himalaiana Maior, mas virtualmente ausentes perto do MCT. As relações de campo não restringem se os leucogranitos foram derivados de alguma porção atualmente não exposta da sequência Himalaiana Maior e foram injetados em seu nível estrutural atual, ou foram fundidos in situ. Se os granitos foram injetados, então eles podem ter fornecido parte do calor necessário para a metamorfismo M2. Embora nossos dados sugiram nenhuma relação direta entre o Empurrão Central Principal (como mapeado no Garhwal) e a metamorfismo no Himalaia Maior, a fusão anatética de uma porção não exposta da sequência Himalaiana Maior poderia ter sido associada ao movimento ao longo de um empurrão cego com características semelhantes ao MCT mapeado no Nepal central (cf. Le Fort, 1981). Se os granitos foram produzidos por fusão M2 in situ, então devemos apelar para uma fonte de calor dentro da parte superior da sequência Himalaiana Maior, como concentrações localmente altas de elementos produtores de calor (cf. Pinet e Jaupart, 1987).",
    url = "https://doi.org/10.1029/tc007i003p00583",
    doi = "10.1029/tc007i003p00583",
    openalex = "W2143412241"
}

Resumo A Plataforma Tibetana, entre o Kunlun Shan e os Himalaias, consiste em terrâneos acrescidos sucessivamente à Eurásia. O mais setentrional, o Terrâneo Songban Ganzi, foi acrescido ao Kunlun (Terrâneo Tarim-Norte da China) ao longo da Sutura Kunlun-Qinling durante o Permiano Superior. O Terrâneo Qiangtang acresceu-se ao Songban-Ganzi ao longo da Sutura Jinsha durante o Triássico Superior ou Jurássico Inferior, o Terrâneo Lhasa ao Qiangtang ao longo da Sutura Banggong durante o Jurássico Superior e, finalmente, a Índia Peninsular ao Terrâneo Lhasa ao longo da Sutura Zangbo durante o Eoceno Médio. Os Terrâneos Kunlun Shan, Qiangtang e Lhasa são todos assentados sobre crosta continental pré-cambriana com pelo menos um bilhão de anos de idade. Os Terrâneos Qiangtang e Lhasa vieram de Gondwana. Uma obdução de ofiolito substancial para o sul ocorreu através do Terrâneo Lhasa a partir da Sutura Banggong no Jurássico Superior e a partir da Sutura Zangbo no Cretáceo Superior mais recente-Inferior Paleoceno. Dados paleomagnéticos sugerem oceanos Paleotetianos sucessivos e amplos durante o Paleozóico Superior e Mesozóico Inferior e uma Neotetis que tinha pelo menos 6000 km de largura durante o Cretáceo Médio. O espessamento da crosta tibetana para quase o dobro da espessura normal ocorreu por encurtamento norte-sul migrante para o norte e estiramento vertical durante o Eoceno Médio ao Mioceno Inferior mais recente da indentação da Ásia pela Índia; estratos Neogenos são quase horizontais e repousam discordantemente sobre estratos Paleogenos ou mais antigos. Desde o Mioceno Inferior, o movimento para o norte da Índia tem sido acomodado principalmente por encurtamento norte-sul tanto ao norte quanto ao sul do Tibete. Do Plioceno Inferior ao Presente, a Plataforma Tibetana elevou-se cerca de dois quilômetros e sofreu extensão leste-oeste. Pouco, se alguma coisa, da convergência Índia-Eurásia foi acomodada por extrusão lateral para o leste.

@article{doi101098rsta19880135,
    author = "Dewey, John e SHACKLETON, R. e Chengfa, Chang e Yiyin, Sun",
    title = "A evolução tectônica da Plataforma Tibetana",
    year = "1988",
    journal = "Philosophical Transactions of the Royal Society of London Series A Mathematical and Physical Sciences",
    abstract = "Resumo A Plataforma Tibetana, entre o Kunlun Shan e os Himalaias, consiste em terrâneos acrescidos sucessivamente à Eurásia. O mais setentrional, o Terrâneo Songban Ganzi, foi acrescido ao Kunlun (Terrâneo Tarim-Norte da China) ao longo da Sutura Kunlun-Qinling durante o Permiano Superior. O Terrâneo Qiangtang acresceu-se ao Songban-Ganzi ao longo da Sutura Jinsha durante o Triássico Superior ou Jurássico Inferior, o Terrâneo Lhasa ao Qiangtang ao longo da Sutura Banggong durante o Jurássico Superior e, finalmente, a Índia Peninsular ao Terrâneo Lhasa ao longo da Sutura Zangbo durante o Eoceno Médio. Os Terrâneos Kunlun Shan, Qiangtang e Lhasa são todos assentados sobre crosta continental pré-cambriana com pelo menos um bilhão de anos de idade. Os Terrâneos Qiangtang e Lhasa vieram de Gondwana. Uma obdução de ofiolito substancial para o sul ocorreu através do Terrâneo Lhasa a partir da Sutura Banggong no Jurássico Superior e a partir da Sutura Zangbo no Cretáceo Superior mais recente-Inferior Paleoceno. Dados paleomagnéticos sugerem oceanos Paleotetianos sucessivos e amplos durante o Paleozóico Superior e Mesozóico Inferior e uma Neotetis que tinha pelo menos 6000 km de largura durante o Cretáceo Médio. O espessamento da crosta tibetana para quase o dobro da espessura normal ocorreu por encurtamento norte-sul migrante para o norte e estiramento vertical durante o Eoceno Médio ao Mioceno Inferior mais recente da indentação da Ásia pela Índia; estratos Neogenos são quase horizontais e repousam discordantemente sobre estratos Paleogenos ou mais antigos. Desde o Mioceno Inferior, o movimento para o norte da Índia tem sido acomodado principalmente por encurtamento norte-sul tanto ao norte quanto ao sul do Tibete. Do Plioceno Inferior ao Presente, a Plataforma Tibetana elevou-se cerca de dois quilômetros e sofreu extensão leste-oeste. Pouco, se alguma coisa, da convergência Índia-Eurásia foi acomodada por extrusão lateral para o leste.",
    url = "https://doi.org/10.1098/rsta.1988.0135",
    doi = "10.1098/rsta.1988.0135",
    openalex = "W2016760315",
    references = "crossref1974the, doi101029jb075i014p02625, doi101029jb083ib10p04975, doi101038211676a0, doi101038279590a0, doi101144transed83387, doi102475ajs27511"
}

@misc{crossref1989tectonics,
    title = "Tectônica do Himalaia Ocidental",
    year = "1989",
    url = "https://doi.org/10.1130/spe232",
    doi = "10.1130/spe232",
    openalex = "W632126003"
}

@misc{malinconico1989tectonics1,
    author = "Malinconico, L. L. and Jr., Lillie and J, R.",
    title = "Tectônica dos Himalaias Ocidentais, 232 do GSA Special Paper",
    year = "1989",
    howpublished = "Boulder, Colorado, Geological Society of America, 320 p",
    note = "talkorigins\_source = {true}; raw\_reference = {Malinconico, L. L., Jr., and Lillie, R. J., 1989, Tectônica dos Himalaias Ocidentais, 232 do GSA Special Paper: Boulder, Colorado, Geological Society of America, 320 p.}"
}

Parâmetros de origem de 53 terremotos de tamanho moderado, obtidos da inversão conjunta de ondas de corpo de longo período de distância regional e tele sísmica, fornecem o conjunto de dados para uma análise do estilo de deformação e cinemática na região da Sinclise Himalaiana Oriental. Os mecanismos focais dos eventos da Sinclise Himalaiana Oriental mostram empurrões oblíquos, consistentes com o movimento direcionado para N‐NE da placa Indiana à medida que ela se subduz sob uma fronteira que corta em um ângulo oblíquo em relação à direção de convergência. Terremotos próximos à falha de Sagaing mostram mecanismos de falha transcorrente com deslizamento lateral direito. Terremotos em seus ramos setentrionais, no entanto, indicam predominantemente empurrões, evidência de que o movimento dextral na falha de Sagaing, que acomoda uma porção do movimento lateral entre a Índia e o sudeste asiático, termina em uma zona de falhamento por empurrão na Sinclise Himalaiana Oriental. O movimento restante entre a Índia e o sudeste asiático é acomodado em uma zona de cisalhamento distribuído no leste da Birmânia e no Yunnan, manifestado por falhamento transcorrente e falhamento normal oblíquo, extensão leste-oeste, afinamento crustal e rotação horária de blocos crustais. Determinamos as taxas de deformação em toda a região com uma soma de tensores de momento usando 25 anos (moderno) e 85 anos (moderno e histórico) de dados de terremotos. Correspondemos as deformações observadas com uma função polinomial de quinta ordem, e a partir disso determinamos tanto o campo de velocidades quanto as rotações em relação a uma região especificada. Velocidades calculadas relativas à China do Sul estacionária mostram que toda a área, estendendo-se de 20°N–36°N, dentro da Ásia deformada (Yunnan, sudoeste do Sichuan e leste do Tibete), constitui uma zona de cisalhamento dextral distribuída com rotações horárias de até 1,7°/m.y., máximo na região da própria Sinclise Oriental. Deformações integradas através desta zona, relativas à China do Sul estacionária, mostram 38 mm/ano ± 12mm/ano de movimento direcionado para o norte no Himalaia. O movimento de placa restante, relativo à China do Sul fixa, deve ser absorvido pela subducção da Índia sob o Himalaia menor, movimento transcorrente na falha de Sagaing e encurtamento intraplaca direcionado para o nordeste dentro do nordeste da Índia, bem como encurtamento direcionado para o nordeste dentro da própria Sinclise Oriental. 10 mm/ano ± 2 mm/ano de movimento lateral direito relativo entre a Índia e o sudeste asiático é absorvido na região entre as falhas de Sagaing e do Rio Vermelho (94°E–100°E). É a vorticidade horária (relativa à China do Sul) associada à deformação no Yunnan, leste do Tibete e sudoeste do Sichuan que fornece o movimento relativo direcionado para o norte de 38 ± 12 mm/ano no Himalaia. Nem toda a deformação é acomodada no cisalhamento lateral direito entre a Índia e a China do Sul e entre o leste do Tibete e a China do Sul; existem gradientes de velocidade que são paralelos à tendência da zona de cisalhamento. Relativamente a um ponto dentro do sudoeste do Sichuan (32°N, 100°E), o campo de velocidades mostra que a crosta do Yunnan está se movendo S‐SE a taxas de 8–10 mm/ano. Relativamente à China do Sul, não há expulsão leste de material crustal além da margem oriental da plataforma tibetana.

@article{doi10102991jb01021,
    author = "Holt, W. E. and Ni, James and Wallace, Terry C. and Haines, A. J.",
    title = "A tectônica ativa do sintaxismo do Himalaia Oriental e regiões circundantes",
    year = "1991",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Parâmetros de fonte de 53 terremotos de tamanho moderado, obtidos da inversão conjunta de ondas de corpo de longo período de distância regional e tele sísmica, fornecem o conjunto de dados para uma análise do estilo de deformação e cinemática na região do Sintaxismo do Himalaia Oriental. Os mecanismos focais dos eventos do Himalaia Oriental mostram empurrões oblíquos, consistentes com o movimento direcionado para N‐NE da placa Indiana à medida que ela se subduz sob uma fronteira que corta em um ângulo oblíquo em relação à direção de convergência. Terremotos próximos à falha de Sagaing mostram mecanismos de falha transcorrente com deslizamento lateral direito. Terremotos em seus ramos setentrionais, no entanto, indicam predominantemente empurrões, evidência de que o movimento dextral na falha de Sagaing, que acomoda uma porção do movimento lateral entre a Índia e o sudeste asiático, termina em uma zona de falhamento de empurrão no Sintaxismo do Himalaia Oriental. O movimento restante entre a Índia e o sudeste asiático é acomodado em uma zona de cisalhamento distribuído no leste da Birmânia e no Iêmen, manifestado por falhamento transcorrente e oblíquo normal, extensão leste-oeste, afinamento crustal e rotação horária de blocos crustais. Determinamos as taxas de deformação em toda a região com uma soma de tensores de momento usando 25 anos (moderno) e 85 anos (moderno e histórico) de dados de terremotos. Correspondemos as deformações observadas com uma função polinomial de quinta ordem, e a partir disso determinamos tanto o campo de velocidades quanto as rotações em relação a uma região especificada. Velocidades calculadas em relação à China do Sul estacionária mostram que toda a área, estendendo-se de 20°N–36°N, dentro da Ásia deformada (Iêmen, oeste de Sichuan e leste do Tibete), constitui uma zona de cisalhamento dextral distribuída com rotações horárias de até 1,7°/m.y., máximo na região do próprio Sintaxismo Oriental. Deformações integradas através desta zona, em relação à China do Sul estacionária, mostram 38 mm/ano ± 12mm/ano de movimento direcionado para o norte no Himalaia. O movimento de placa restante, em relação à China do Sul fixa, deve ser absorvido pela subdução da Índia sob o Himalaia Menor, movimento transcorrente na falha de Sagaing e encurtamento NE direcionado intraplaca dentro do NE da Índia, bem como encurtamento NE direcionado dentro do próprio Sintaxismo Oriental. 10 mm/ano ± 2 mm/ano de movimento lateral direito relativo entre a Índia e o sudeste asiático é absorvido na região entre as falhas de Sagaing e Red River (94°E–100°E). É a vorticidade horária (em relação à China do Sul) associada à deformação no Iêmen, leste do Tibete e oeste de Sichuan que fornece o movimento relativo direcionado para o norte de 38 ± 12 mm/ano no Himalaia. Nem toda a deformação é acomodada no cisalhamento lateral direito entre a Índia e a China do Sul e entre o leste do Tibete e a China do Sul; existem gradientes de velocidade que são paralelos à tendência da zona de cisalhamento. Em relação a um ponto dentro do oeste de Sichuan (32°N, 100°E), o campo de velocidade mostra que a crosta do Iêmen está se movendo S‐SE a taxas de 8–10 mm/ano. Em relação à China do Sul, não há expulsão leste de material crustal além da margem oriental da plataforma tibetana.",
    url = "https://doi.org/10.1029/91jb01021",
    doi = "10.1029/91jb01021",
    openalex = "W2025580382",
    references = "doi101016004019517690069x"
}

Seções estruturais equilibradas e restauradas através do Himalaia do Nepal leste-extremo foram construídas a fim de determinar a estrutura e evolução do wedge orogênico do Himalaia e a quantidade de encurtamento tectônico que a região sofreu desde o início do empurrão ao longo do Empurrão Central Principal (MCT). O Himalaia do Nepal leste-extremo é composto por três pacotes tectônicos distintos e delimitados por empurrões: o pacote de empurrão do Himalaia Superior (Cristalino), o pacote de empurrão do Himalaia Menor (Metassedimento) e o leque imbricado sub-himalaio. Os Cristalinianos do Himalaia Superior, consistindo em gnaisse contendo cianita e silimanita intrudidos pelos leucogranitos Jannu do Mioceno (?), foram empurrados sobre os Metassedimentos do Himalaia Menor ao longo do MCT por uma distância de 140 km a 175 km. Os Metassedimentos do Himalaia Menor são uma unidade de 12 km de espessura composta principalmente de filitos, metaquartzitos e gnaisse augênico milonítico, nos quais zonas metamórficas de granada, biotita e clorita são expostas em níveis estruturais progressivamente mais profundos. O pacote de empurrão do Himalaia Menor (Metassedimento) é subjacente por um decollement, a Falha de Descolamento Principal (MDF), que se encontra a uma profundidade calculada entre 6 e 10 km abaixo do Mahabharat Lekh, e a uma profundidade calculada de 20 a 25 km a norte do Domo Tamar Khola. O Domo Tamar Khola cobre uma rampa de contrapeso ao longo da MDF onde a MDF corta em seção superior através dos Metassedimentos do Himalaia Menor. O pacote de empurrão do Himalaia Menor provavelmente tem uma estrutura interna aproximando-se de um duplex com mergulho para o hinterlândia, com o MCT e a MDF correspondendo aos empurrões de teto e piso, respectivamente. Tanto o Empurrão Tamar Khola, um empurrão de falha fora de sequência, quanto o Empurrão da Fronteira Principal (MBT) são empurrões ramificados da MDF. O Sub-Himalaia, consistindo de rochas sedimentares não metamorfizadas, exibe uma geometria de leque imbricado emergente e é subjacente pela continuação sul da MDF que se encontra a uma profundidade de 5,5 km a 6 km abaixo das Colinas Siwalik. Dobramento e empurrão dentro do pacote de empurrão do Himalaia Menor e do leque imbricado sub-himalaio acomodaram 45 a 70 km de encurtamento tectônico. O encurtamento total norte-sul através do Himalaia Superior, Menor e Sub-Himalaia do Nepal leste-extremo, a sul da Plataforma Tibetana, tem sido da ordem de 185 km a 245 km e ocorreu a uma taxa média de 7,4 mm a 15,3 mm por ano desde o início do MCT entre 16 e 25 Ma.

@article{doi10102991tc01011,
    author = "Schelling, Daniel and Arita, Kazunori",
    title = "Tectônica de empurrão, encurtamento crustal e a estrutura do Himalaia do Nepal leste-extremo",
    year = "1991",
    journal = "Tectonics",
    abstract = "Seções estruturais equilibradas e restauradas através do Himalaia do Nepal leste-extremo foram construídas a fim de determinar a estrutura e evolução do wedge orogênico do Himalaia e a quantidade de encurtamento tectônico que a região sofreu desde o início do empurrão ao longo do Empurrão Central Principal (MCT). O Himalaia do Nepal leste-extremo é composto por três pacotes tectônicos distintos e delimitados por empurrões: o pacote de empurrão do Himalaia Superior (Cristalino), o pacote de empurrão do Himalaia Menor (Metassedimento) e o leque imbricado sub-himalaio. Os Cristalinianos do Himalaia Superior, consistindo em gnaisse contendo cianita e silimanita intrudidos pelos leucogranitos Jannu do Mioceno (?), foram empurrados sobre os Metassedimentos do Himalaia Menor ao longo do MCT por uma distância de 140 km a 175 km. Os Metassedimentos do Himalaia Menor são uma unidade de 12 km de espessura composta principalmente de filitos, metaquartzitos e gnaisse augênico milonítico, nos quais zonas metamórficas de granada, biotita e clorita são expostas em níveis estruturais progressivamente mais profundos. O pacote de empurrão do Himalaia Menor (Metassedimento) é subjacente por um decollement, a Falha de Descolamento Principal (MDF), que se encontra a uma profundidade calculada entre 6 e 10 km abaixo do Mahabharat Lekh, e a uma profundidade calculada de 20 a 25 km a norte do Domo Tamar Khola. O Domo Tamar Khola cobre uma rampa de contrapeso ao longo da MDF onde a MDF corta em seção superior através dos Metassedimentos do Himalaia Menor. O pacote de empurrão do Himalaia Menor provavelmente tem uma estrutura interna aproximando-se de um duplex com mergulho para o hinterlândia, com o MCT e a MDF correspondendo aos empurrões de teto e piso, respectivamente. Tanto o Empurrão Tamar Khola, um empurrão de falha fora de sequência, quanto o Empurrão da Fronteira Principal (MBT) são empurrões ramificados da MDF. O Sub-Himalaia, consistindo de rochas sedimentares não metamorfizadas, exibe uma geometria de leque imbricado emergente e é subjacente pela continuação sul da MDF que se encontra a uma profundidade de 5,5 km a 6 km abaixo das Colinas Siwalik. Dobramento e empurrão dentro do pacote de empurrão do Himalaia Menor e do leque imbricado sub-himalaio acomodaram 45 a 70 km de encurtamento tectônico. O encurtamento total norte-sul através do Himalaia Superior, Menor e Sub-Himalaia do Nepal leste-extremo, a sul da Plataforma Tibetana, tem sido da ordem de 185 km a 245 km e ocorreu a uma taxa média de 7,4 mm a 15,3 mm por ano desde o início do MCT entre 16 e 25 Ma.",
    url = "https://doi.org/10.1029/91tc01011",
    doi = "10.1029/91tc01011",
    openalex = "W2138724462",
    references = "doi101007bf01823808"
}

RESUMO A evolução geológica do norte da Índia está melhor registrada na sucessão estratigráfica da Cordilheira do Zanskar (Himalaia noroeste), que representa o corte transversal mais completo através dessa antiga margem continental. A história sedimentar começou no Proterozóico tardio e registrou um evento orogênico pan-africano tardio em torno da fronteira Cambriano-Ordoviciano, quando o supercontinente Gondwana foi eventualmente montado. O longo período subsequente de deposição epicontinental em mares rasos ligados à paleo-Tétis durou até o Permiano Inferior, quando uma falha neotética começou a se abrir entre a paleo-Índia e os microcontinentes cimmerianos. A história neotética pode ser subdividida em duas megasequências sedimentares, ambas registrando um evento tectônico e magmático importante na parte inferior. A primeira começou com a ruptura no Permiano Superior e durou até o final do Jurássico. A segunda começou no Cretáceo Inferior com a detaches final da Índia do Gondwana e a abertura do Oceano Índico, e terminou com a colisão Índia-Eurásia no Eoceno Inferior. As duas megasequências podem, por sua vez, ser subdivididas em seis supersequências transgressivas/regressivas delimitadas por discordâncias tectonicamente acentuadas. As unidades de arenito basais de idade Permiano Inferior, Permiano Superior, Noriano, Calloviano, Cretáceo Inferior e Paleoceno estão invariavelmente associadas a ferrocalcários oolíticos ou glauco-fosforitos reprocessados e marcam a parte transgressiva de cada supersequência. Em seguida, carbonatos nodulares condensados ou xistos com fauna pelágica são tipicamente cobertos por unidades espessas de margas com tendência de aprofundamento, capadas por carbonatos platformais regressivos. Os seis superciclos tectono-eustáticos refletem episódios sucessivos de rifteamento que pontuaram a separação progressiva da Índia do resto do Gondwana e documentam a combinação de reorganizações de placas/microplacas e mudanças eustáticas, climáticas e oceanográficas no domínio da Tétis. Após o início da colisão entre a Índia e a Ásia próximo à fronteira Paleoceno/Eoceno, a obdução dos remanescentes do fundo oceânico neotético sobre a margem indiana começou, e esta última sofreu deformação multiphase com encurtamento por dobra-falha seguido de aquecimento e extensão. Após o principal evento metamórfico, as nappes ofiolíticas foram re-falheadas e finalmente instaladas com sua base sedimentar sobre a sucessão de margem passiva.

@article{doi1013060c9b2957171011d78645000102c1865d,
    author = "Gaetani, Maurizio and Garzanti, Eduardo",
    title = "História Multicíclica da Margem Continental do Norte da Índia (Himalaia Noroeste)",
    year = "1991",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "RESUMO A evolução geológica do norte da Índia está melhor registrada na sucessão estratigráfica da Cordilheira do Zanskar (Himalaia noroeste), que representa o corte transversal mais completo através dessa antiga margem continental. A história sedimentar começou no Proterozóico tardio e registrou um evento orogênico pan-africano tardio em torno da fronteira Cambriano-Ordoviciano, quando o supercontinente Gondwana foi eventualmente montado. O longo período subsequente de deposição epicontinental em mares rasos ligados à paleo-Tétis durou até o Permiano Inferior, quando uma falha neotética começou a se abrir entre a paleo-Índia e os microcontinentes cimmerianos. A história neotética pode ser subdividida em duas megasequências sedimentares, ambas registrando um evento tectônico e magmático importante na parte inferior. A primeira começou com a ruptura no Permiano Superior e durou até o final do Jurássico. A segunda começou no Cretáceo Inferior com a detaches final da Índia do Gondwana e a abertura do Oceano Índico, e terminou com a colisão Índia-Eurásia no Eoceno Inferior. As duas megasequências podem, por sua vez, ser subdivididas em seis supersequências transgressivas/regressivas delimitadas por discordâncias tectonicamente acentuadas. As unidades de arenito basais de idade Permiano Inferior, Permiano Superior, Noriano, Calloviano, Cretáceo Inferior e Paleoceno estão invariavelmente associadas a ferrocalcários oolíticos ou glauco-fosforitos reprocessados e marcam a parte transgressiva de cada supersequência. Em seguida, carbonatos nodulares condensados ou xistos com fauna pelágica são tipicamente cobertos por unidades espessas de margas com tendência de aprofundamento, capadas por carbonatos platformais regressivos. Os seis superciclos tectono-eustáticos refletem episódios sucessivos de rifteamento que pontuaram a separação progressiva da Índia do resto do Gondwana e documentam a combinação de reorganizações de placas/microplacas e mudanças eustáticas, climáticas e oceanográficas no domínio da Tétis. Após o início da colisão entre a Índia e a Ásia próximo à fronteira Paleoceno/Eoceno, a obdução dos remanescentes do fundo oceânico neotético sobre a margem indiana começou, e esta última sofreu deformação multiphase com encurtamento por dobra-falha seguido de aquecimento e extensão. Após o principal evento metamórfico, as nappes ofiolíticas foram re-falheadas e finalmente instaladas com sua base sedimentar sobre a sucessão de margem passiva.",
    url = "https://doi.org/10.1306/0c9b2957-1710-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/0c9b2957-1710-11d7-8645000102c1865d",
    openalex = "W2140845599"
}

Apresentamos a interpretação de um novo conjunto de perfis magnéticos marinhos de espaçamento próximo que complementa dados anteriores nas partes nordeste e sudoeste do Mar da China Meridional (Nan Hai). Esta interpretação mostra que a expansão do fundo do mar foi assimétrica e confirma que incluiu pelo menos um salto de dorsal. Descontinuidades na estrutura do fundo do mar, caracterizadas por grandes diferenças na profundidade e rugosidade do basalto, parecem estar relacionadas a variações na taxa de expansão. Entre as anomalias 11 e 7 (32 a 27 Ma), a expansão a uma taxa média plena intermediária de ≈50 mm/ano criou um basalto relativamente liso, atualmente espesso coberto por sedimentos. A dorsal então saltou para o sul e criou um basalto rugoso, agora muito mais rasco e coberto com sedimentos mais finos do que no norte. Este episódio durou da anomalia 6b à anomalia 5c (27 a ≈16 Ma) e a taxa média de expansão foi mais lenta, ≈35 mm/ano. Após 27 Ma, a expansão parece ter desenvolvido primeiro na parte oriental da bacia e ter se propagado para o sudoeste em dois grandes passos, na época das anomalias 6b‐7, e na época da anomalia 6. Cada passo correlaciona-se com uma variação na orientação da dorsal, de quase E‐W para NE‐SW, e com uma variação na taxa de expansão. A expansão parece ter parado sincronamente ao longo da dorsal, por volta de 15,5 Ma. A partir de ajustes computados de isócronas magnéticas, calculamos 10 polos de rotação finita entre os tempos das anomalias magnéticas 11 e 5c. Os polos permitem a reconstrução dos movimentos dos blocos da Ásia do Sudeste ao norte e ao sul do Mar da China Meridional durante o Oligoceno-Mioceno. Usando tais reconstruções, testamos quantitativamente um cenário simples para a abertura do mar no qual a expansão do fundo do mar resulta da extrusão do Indochina relativa à China Meridional, em resposta à penetração da Índia na Ásia. Isso sozinho gera entre 500 e 600 km de movimento lateral esquerdo na zona de cisalhamento de Red River-Ailao Shan, com encurtamento crustal na região de San Jiang e extensão crustal no Tonkin. O deslocamento derivado do ajuste de isócronas magnéticas no fundo do Mar da China Meridional é compatível com o deslocamento de marcadores geológicos ao norte e ao sul da Zona de Red River. As primeiras fases de extensão das margens continentais da bacia provavelmente estão relacionadas ao movimento nas Falhas Wang Chao e Three Pagodas, além da Falha de Red River. O fato de que o Indochina girou pelo menos 12° relativo à China Meridional implica que modelos em grande escala de "dominó" são inadequados para descrever a tectônica do Cenozoico da Ásia do Sudeste. A cessação da expansão após 16 Ma parece ser aproximadamente sincrona com os incrementos finais de cisalhamento lateral esquerdo e uplift normal no Ailao Shan (18 Ma), bem como com colisões incipientes entre as placas Australiana e Euroasiática. Portanto, não parecem ser necessárias outras causas além da ativação de novas zonas de falha dentro da zona de colisão Índia-Ásia, a norte e a leste da Falha de Red River, e talvez aumento da resistência à extrusão ao longo da borda sudeste de Sundaland, para terminar a expansão do fundo do mar na maior bacia marginal do Pacífico Ocidental e para mudar o sentido do movimento na maior falha de deslizamento lateral da Ásia do Sudeste.

@article{doi10102992jb02280,
    author = "Briais, A. and Patriat, Philippe e Tapponnier, Paul",
    title = "Interpretação atualizada das anomalias magnéticas e das fases de expansão do assoalho oceânico no Mar da China Meridional: implicações para a tectônica do Terciário da Ásia do Sudeste",
    year = "1993",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Apresentamos a interpretação de um novo conjunto de perfis magnéticos marinhos de espaçamento reduzido que complementa dados anteriores nas partes nordeste e sudoeste do Mar da China Meridional (Nan Hai). Esta interpretação mostra que a expansão do assoalho oceânico foi assimétrica e confirma que incluiu pelo menos um salto de dorsal. Descontinuidades na estrutura do assoalho oceânico, caracterizadas por grandes diferenças na profundidade e rugosidade do basalto, parecem estar relacionadas a variações na taxa de expansão. Entre as anomalias 11 e 7 (32 a 27 Ma), a expansão a uma taxa média intermediária de ≈50 mm/ano criou um basalto relativamente liso, atualmente espesso coberto por sedimentos. A dorsal então saltou para o sul e criou um basalto irregular, atualmente muito mais rasco e coberto por sedimentos mais finos do que no norte. Este episódio durou da anomalia 6b à anomalia 5c (27 a ≈16 Ma) e a taxa média de expansão foi mais lenta, ≈35 mm/ano. Após 27 Ma, a expansão parece ter desenvolvido-se primeiro na parte oriental da bacia e ter propagado-se para o sudoeste em duas etapas principais, na época das anomalias 6b‐7 e na época da anomalia 6. Cada etapa correlaciona-se com uma variação na orientação da dorsal, de quase E‐W para NE‐SW, e com uma variação na taxa de expansão. A expansão parece ter cessado sincronamente ao longo da dorsal, por volta de 15,5 Ma. A partir de ajustes computados de isócronas magnéticas, calculamos 10 polos de rotação finita entre os tempos das anomalias magnéticas 11 e 5c. Os polos permitem a reconstrução dos movimentos oligo‐miocenos dos blocos da Ásia do Sudeste ao norte e ao sul do Mar da China Meridional. Usando tais reconstruções, testamos quantitativamente um cenário simples para a abertura do mar no qual a expansão do assoalho oceânico resulta da extrusão da Indochina relativa à China Meridional, em resposta à penetração da Índia na Ásia. Isso sozinho gera entre 500 e 600 km de movimento de esquerda na zona de cisalhamento do Rio Vermelho‐Montanhas Ailao, com encurtamento crustal na região de San Jiang e extensão crustal no Tonkin. O deslocamento derivado do ajuste de isócronas magnéticas no assoalho do Mar da China Meridional é compatível com o deslocamento de marcadores geológicos ao norte e ao sul da Zona do Rio Vermelho. As primeiras fases de extensão das margens continentais da bacia provavelmente estão relacionadas ao movimento nas Falhas Wang Chao e das Três Pagodes, além da Falha do Rio Vermelho. O fato de que a Indochina girou pelo menos 12° relativa à China Meridional implica que modelos em grande escala de "dominó" são inadequados para descrever a tectônica do Cenozóico da Ásia do Sudeste. A cessação da expansão após 16 Ma parece ser aproximadamente sincrona com os incrementos finais de cisalhamento de esquerda e levantamento normal nas Montanhas Ailao (18 Ma), bem como com colisões incipientes entre as placas Australiana e Euroasiática. Portanto, não parecem ser necessárias outras causas além da ativação de novas zonas de falha dentro da zona de colisão Índia‐Ásia, a norte e a leste da Falha do Rio Vermelho, e talvez de uma resistência aumentada à extrusão ao longo da borda sudeste de Sundaland, para terminar a expansão do assoalho oceânico na maior bacia marginal do Pacífico Ocidental e para mudar o sentido do movimento na maior falha de deslizamento lateral da Ásia do Sudeste.",
    url = "https://doi.org/10.1029/92jb02280",
    doi = "10.1029/92jb02280",
    openalex = "W2048996866",
    references = "doi10102992jb01963, doi101029gm027p0023, doi101029jb093ib12p15085, doi101130001676061985961407cg20co2, doi10113000917613198210611petian20co2, doi101144gslsp19860190107, openalexw617865741"
}

A região Kumaon-Garhwal do Himalaia situa-se perto do centro da zona de dobras e empurrões do Himalaia. Desenhamos duas seções transversais equilibradas, separadas por 100 km, através do Himalaia externo e interno. As seções transversais incorporam todos os dados de superfície, registros de poços e sismos de terremotos atualmente disponíveis da região. Também são desenhados dois mapas de linhas de ramificação mostrando linhas de ramificação traseiras e dianteiras e linhas de corte dos principais empurrões na região. A estrutura profunda tridimensional do Himalaia externo e interno é interpretada com base nas seções transversais equilibradas e nos mapas de linhas de ramificação. A estrutura profunda do Himalaia superior e do Himalaia Tethiano é extrapolada com base na geologia de superfície e está sujeita a revisão à medida que mais dados de superfície e sismos se tornam disponíveis nessas áreas. Propõe-se um modelo evolutivo sequencial para o Himalaia Kumaon ao longo da seção leste (Pindari). De acordo com este modelo, o Himalaia Kumaon evoluiu por uma progressão geral de empurrão para o foreland, com alguma reativação ao longo do empurrão de Munsiari (MT), do empurrão da Fronteira Principal (MBT) e do empurrão Central Principal (MCT). Usamos critérios estruturais, estratigráficos e radiométricos para impor restrições de tempo ao movimento desses empurrões. O movimento mais antigo ao longo da MBT pode ter ocorrido no Paleoceno Inicial-Médio, mas o episódio principal provavelmente começou no Eoceno Tardio e pode ainda estar em curso. O emplacamento do MT ocorreu até o Eoceno Médio-Tardio, enquanto o MCT mostra atividade em torno de 20 Ma, exibindo assim empurrão de retorno de ruptura em relação ao MT. As estimativas de encurtamento são obtidas a partir da seção Pindari. O encurtamento mínimo nas folhas de empurrão sedimentares do Himalaia externo e interno é de 161 km ou 65%. Como uma primeira aproximação, também restauramos as folhas cristalinas a fim de obter estimativas de encurtamento para todo o Himalaia. O encurtamento mínimo para o Himalaia após a restauração da folha MCT varia de 354 (76%) a 421 km (79%). Essas estimativas foram posteriormente combinadas com dados publicados da área entre a folha MCT e a Zona de Sutura Indus-Tsangpo (ITSZ). O encurtamento mínimo entre o foreland Indo-Ganga e a ITSZ assim obtido situa-se na faixa de 687–754 km ou 69–72%. Comparamos nossas estimativas de encurtamento com aquelas disponíveis do Himalaia do Paquistão e do Nepal.

@article{doi10102993tc01130,
    author = "Srivastava, Praveen e Mitra, Gautam",
    title = "Geometrias de empurrões e estrutura profunda do Himalaia externo e interno, Kumaon e Garhwal (Índia): Implicações para a evolução da zona de dobras e empurrões do Himalaia",
    year = "1994",
    journal = "Tectonics",
    abstract = "A região Kumaon-Garhwal do Himalaia situa-se perto do centro da zona de dobras e empurrões do Himalaia. Desenhamos duas seções transversais equilibradas, separadas por 100 km, através do Himalaia externo e interno. As seções transversais incorporam todos os dados de superfície, registros de poços e sismos de terremotos atualmente disponíveis da região. Também são desenhados dois mapas de linhas de ramificação mostrando linhas de ramificação traseiras e dianteiras e linhas de corte dos principais empurrões na região. A estrutura profunda tridimensional do Himalaia externo e interno é interpretada com base nas seções transversais equilibradas e nos mapas de linhas de ramificação. A estrutura profunda do Himalaia superior e do Himalaia Tethiano é extrapolada com base na geologia de superfície e está sujeita a revisão à medida que mais dados de superfície e sismos se tornam disponíveis nessas áreas. Propõe-se um modelo evolutivo sequencial para o Himalaia Kumaon ao longo da seção leste (Pindari). De acordo com este modelo, o Himalaia Kumaon evoluiu por uma progressão geral de empurrão para o foreland, com alguma reativação ao longo do empurrão de Munsiari (MT), do empurrão da Fronteira Principal (MBT) e do empurrão Central Principal (MCT). Usamos critérios estruturais, estratigráficos e radiométricos para impor restrições de tempo ao movimento desses empurrões. O movimento mais antigo ao longo da MBT pode ter ocorrido no Paleoceno Inicial-Médio, mas o episódio principal provavelmente começou no Eoceno Tardio e pode ainda estar em curso. O emplacamento do MT ocorreu até o Eoceno Médio-Tardio, enquanto o MCT mostra atividade em torno de 20 Ma, exibindo assim empurrão de retorno de ruptura em relação ao MT. As estimativas de encurtamento são obtidas a partir da seção Pindari. O encurtamento mínimo nas folhas de empurrão sedimentares do Himalaia externo e interno é de 161 km ou 65%. Como uma primeira aproximação, também restauramos as folhas cristalinas a fim de obter estimativas de encurtamento para todo o Himalaia. O encurtamento mínimo para o Himalaia após a restauração da folha MCT varia de 354 (76%) a 421 km (79%). Essas estimativas foram posteriormente combinadas com dados publicados da área entre a folha MCT e a Zona de Sutura Indus-Tsangpo (ITSZ). O encurtamento mínimo entre o foreland Indo-Ganga e a ITSZ assim obtido situa-se na faixa de 687–754 km ou 69–72%. Comparamos nossas estimativas de encurtamento com aquelas disponíveis do Himalaia do Paquistão e do Nepal.",
    url = "https://doi.org/10.1029/93tc01130",
    doi = "10.1029/93tc01130",
    openalex = "W2082300569"
}

Dados de campo e datação radiométrica são utilizados para descrever e datar estados de deformação e tensão no Tibete sul (longitude 88° a 91°E, latitude 28° a 30°N) e no Tibete ocidental (longitude 79° a 82°E, latitude 30° a 34°N). Fatorizamos a deformação em síncolisional e pós-colisional, e apresentamos mapas de lineação de estiramento e orientação de deslocamento, duas seções através da sequência da plataforma indiana, e orientações de tensão calculadas a partir de dados de deslizamento de falhas em escala mesoscópica. No Tibete sul, o estiramento síncolisional e as direções de deslocamento tendem para 9°±46° e o deslocamento é de norte para sul. A metamorfismo de baixo grau sinquinemático é datado em 50 Ma em uma localidade na sequência da plataforma indiana subjacente à principal falha de empurrão da sutura Indus-Yarlung. Isso implica o início da colisão continental no Paleoceno para a seção investigada. As estruturas pós-colissionais compreendem um grupo de "backthrust", que inclui falhas de empurrão direcionadas para o foreland e hinterland, falhas reversas e de deslizamento lateral, e dobras. Ele domina a deformação pós-colisional, está concentrado ao longo da sutura Indus-Yarlung e retrata compressão N-S (tendência de σ1 de 8°±17°, σ2 de 97°±17°). Um grupo de "deslizamento lateral" consiste em falhas conjugadas de deslizamento lateral, está concentrado em zonas estreitas e altamente deformadas com tendência leste, e indica que a compressão N-S é localmente compensada por extensão E-W (σ1 de 15°±29°, σ3 de 103°±30°). Datas de mica sinquinemáticas datam a deformação pós-colisional como final do início do Mioceno (17,5 Ma) em uma localidade na sutura. Deslizamento lateral e falhamento normal oblíquo (σ3 de 60°±23°, σ1 de 144°±21°) e normal (σ3: 114°±16°), datado entre o final do Mioceno e o Recente e incluindo deformação ativa, representa (dominante) extensão E-W e menor extensão N-S devido ao estiramento E-W do Tibete sul e dobramento oroclinal ao longo do arco do Himalaia. Restaurar a deformação síncolisional e pós-colisional resulta em um mínimo de 67% (258 km) de encurtamento através da sequência da plataforma indiana. Incorporando estimativas de contração recentemente publicadas através do Himalaia oriental, resulta em encurtamento mínimo entre a Índia não deformada e a sutura Indus-Yarlung de 66% (536 km). O sistema orogênico Himalaia-Tibete ao sul da sutura Indus-Yarlung tinha uma largura inicial de ≥811 km na seção do Tibete sul. No Tibete ocidental, a imbricação de uma sequência de ofiolito da sutura Bangong-Nujiang é de norte para sul (tendência de lineação de estiramento de 15°±18°), e σ3 da deformação ativa tende para o ESE. Falhamento ao longo da zona de falha Shiquanhe, que transfere deslocamento da parte norte da falha do Karakorum para um sistema de riftes no Tibete central ocidental, indica deslizamento lateral dextral alternando com falhamento normal oblíquo sinistral e rotações de blocos em torno de eixos verticais durante uma história de cisalhamento prolongada. A sequência da Plataforma Indiana ao sul do Monte Kailas mostra imbricação de norte para sul (tendência de lineação de estiramento de 52°±60°). Ambas as rochas da plataforma indiana e conglomerados de Kailas (?Oligoceno-Mioceno) registram backthrusting e backfolding (σ1 de 33°) e extensão E-W Recente (σ3 de 85°±28°).

@article{doi10102994jb00932,
    author = "Ratschbacher, Lothar and Frisch, Wolfgang and Liu, Guanghua and Chen, Chengsheng",
    title = "Deformação distribuída no Tibete sul e ocidental durante e após a colisão Índia‐Ásia",
    year = "1994",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Dados de campo e datação radiométrica são utilizados para descrever e datar estados de deformação e tensão no Tibete sul (longitude 88° a 91°E, latitude 28° a 30°N) e ocidental (longitude 79° a 82°E, latitude 30° a 34°N). Fatorizamos a deformação em síncolisional e pós-colisional, e apresentamos mapas de lineação de estiramento e orientação de deslocamento, duas seções através da sequência do prateleira indiana, e orientações de tensão calculadas a partir de dados de deslizamento de falhas em escala mesoscópica. No Tibete sul, o estiramento síncolisional e as direções de deslocamento tendem para 9°±46° e o deslocamento é de topo para o sul. A metamorfismo de baixo grau sinquinemático é datado em 50 Ma em uma localidade na sequência do prateleira indiana subjacente à principal falha de empurrão da sutura Indus‐Yarlung. Isso implica o início do Paleoceno da colisão continental para a seção investigada. As estruturas pós-colissionais incluem um grupo de \"backthrust\", que inclui falhas de empurrão direcionadas para o foreland e hinterland, falhas reversas e de deslizamento lateral, e dobras. Ele domina a deformação pós-colisional, está concentrado ao longo da sutura Indus‐Yarlung e retrata compressão N‐S (tendência de σ 1 de 8°±17°, σ 2 de 97°±17°). Um grupo de \"deslizamento lateral\" consiste em falhas conjugadas de deslizamento lateral, está concentrado em zonas estreitas e altamente deformadas com tendência leste, e indica que a compressão N‐S é localmente compensada por extensão E‐W (σ 1 de 15°±29°, σ 3 de 103°±30°). Datas de muscovita sinquinemática datam a deformação pós-colisional como início tardio do Mioceno (17,5 Ma) em uma localidade na sutura. O deslizamento lateral e falhamento normal oblíquo (σ 3 de 60°±23°, σ 1 de 144°±21°) e normal (σ 3:114°±16°), datado entre o Mioceno tardio e Recente e incluindo deformação ativa, representa (dominante) extensão E‐W e menor N‐S devido ao estiramento E‐W do Tibete sul e dobramento oroclinal ao longo do arco Himalaiano. Restaurar a deformação síncolisional e pós-colisional resulta em um mínimo de 67% (258 km) de encurtamento através da sequência do prateleira indiana. Incorporando estimativas de contração recentemente publicadas através do Himalaia oriental resulta em encurtamento mínimo entre a Índia não deformada e a sutura Indus‐Yarlung de 66% (536 km). O sistema orogênico Himalaia‐Tibete ao sul da sutura Indus‐Yarlung tinha uma largura inicial de ≥811 km na seção tibetana sul. No Tibete ocidental, a imbricação de uma sequência de ofiolito da sutura Bangong‐Nujiang é de topo para o sul (tendência de lineação de estiramento de 15°±18°), e σ 3 da deformação ativa tende para o ESE. Falhamento ao longo da zona de falha Shiquanhe, que transfere deslocamento da parte norte da falha Karakorum para um sistema de riftes no Tibete central ocidental, indica deslizamento lateral dextral alternando com falhamento normal oblíquo sinistral e rotações de bloco em torno de eixos verticais durante uma história de cisalhamento prolongada. A sequência do Prateleira Indiana ao sul do Monte Kailas mostra imbricação de topo para o sul (tendência de lineação de estiramento de 52°±60°). Ambas as rochas do prateleira indiana e conglomerados Kailas (?Oligoceno‐Mioceno) registram backthrusting e backfolding (σ 1 de 33°) e extensão E‐W Recente (σ 3 de 85°±28°).",
    url = "https://doi.org/10.1029/94jb00932",
    doi = "10.1029/94jb00932",
    openalex = "W2137645231",
    references = "openalexw614437925"
}

As zonas de falha Wang Chao e Three Pagodas cortam a parte ocidental do bloco da Indochina e correm paralelas à Falha do Rio Vermelho. Evidências de cisalhamento dúctil intenso de lado esquerdo são encontradas nos gnaisse de Lansang, que formam um núcleo alongado de 5 km de largura ao longo da zona de falha Wang Chao. A datação por 40 Ar/ 39 Ar mostra que tal deformação provavelmente terminou por volta de 30,5 Ma. As falhas Wang Chao e Three Pagodas deslocam a faixa metamórfica e magmática de baixo Mesozoico, com mergulho para o norte, do norte da Tailândia. Os resultados de 40 Ar/ 39 Ar sugerem que esta faixa sofreu resfriamento rápido no Terciário, provavelmente por volta de 23 Ma. Estes resultados implicam que a extrusão da parte sudoeste da Indochina ocorreu no Eoceno superior-Oligoceno inferior. Provavelmente induziu rifteamento em algumas bacias do Golfo da Tailândia e nas bacias do Malaca e do Mekong. No Oligoceno-Mioceno, a contínua penetração da Índia na Ásia culminou com a extrusão de toda a Indochina ao longo da falha Ailao Shan-Rio Vermelho. Isso ocorreu simultaneamente ao início da extensão E-W mais ao sul. Plotando em um quadro de referência geográfica as faixas de tempo diacrônicas do movimento em falhas de lado esquerdo a leste e sudeste do Tibete, implica-se que o movimento para o norte do indutor indiano sucessivamente iniciou novas falhas de deslizamento lateral localizadas cada vez mais ao norte ao longo de seu caminho.

@article{doi10102996jb03831,
    author = "Lacassin, Robin e Maluski, Henri e Leloup, Philippe Hervé e Tapponnier, Paul e Hinthong, Chaiyan e Siribhakdi, Kanchit e Chuaviroj, Saengathit e Charoenravat, Adul",
    title = "Extrusão diacrônica terciária e deformação do sudoeste da Indochina: Evidências estruturais e de 40 Ar/ 39 Ar do noroeste da Tailândia",
    year = "1997",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "As zonas de falha Wang Chao e Three Pagodas cortam a parte ocidental do bloco da Indochina e correm paralelas à Falha do Rio Vermelho. Evidências de cisalhamento dúctil intenso de lado esquerdo são encontradas nos gnaisse de Lansang, que formam um núcleo alongado de 5 km de largura ao longo da zona de falha Wang Chao. A datação por 40 Ar/ 39 Ar mostra que tal deformação provavelmente terminou por volta de 30,5 Ma. As falhas Wang Chao e Three Pagodas deslocam a faixa metamórfica e magmática de baixo Mesozoico, com mergulho para o norte, do norte da Tailândia. Os resultados de 40 Ar/ 39 Ar sugerem que esta faixa sofreu resfriamento rápido no Terciário, provavelmente por volta de 23 Ma. Estes resultados implicam que a extrusão da parte sudoeste da Indochina ocorreu no Eoceno superior-Oligoceno inferior. Provavelmente induziu rifteamento em algumas bacias do Golfo da Tailândia e nas bacias do Malaca e do Mekong. No Oligoceno-Mioceno, a contínua penetração da Índia na Ásia culminou com a extrusão de toda a Indochina ao longo da falha Ailao Shan-Rio Vermelho. Isso ocorreu simultaneamente ao início da extensão E-W mais ao sul. Plotando em um quadro de referência geográfica as faixas de tempo diacrônicas do movimento em falhas de lado esquerdo a leste e sudeste do Tibete, implica-se que o movimento para o norte do indutor indiano sucessivamente iniciou novas falhas de deslizamento lateral localizadas cada vez mais ao norte ao longo de seu caminho.",
    url = "https://doi.org/10.1029/96jb03831",
    doi = "10.1029/96jb03831",
    openalex = "W1980209354",
    references = "doi1010160191814180900413"
}

@article{doi101016s0743954798000269,
    author = "Weidinger, Johannes T.",
    title = "Case history and hazard analysis of two lake-damming landslides in the Himalayas",
    year = "1998",
    journal = "Journal of Asian Earth Sciences",
    url = "https://doi.org/10.1016/s0743-9547(98)00026-9",
    doi = "10.1016/s0743-9547(98)00026-9",
    openalex = "W1975181032",
    references = "doi1010079783709157923, doi101007bf01823808, doi101016004019517690069x, doi1010160040195196000789, doi1011300016760619881001054tfafon23co2, doi1023071794401, doi103126jngsv18i032267, openalexw1579200383, openalexw2182411511, openalexw614437925"
}

Idades de zircão detrítico U-Pb sedimentológico, petrográfico e de rochas sedimentárias do Eoceno médio ao Mioceno inicial na zona do Himalaia Menor do Nepal ocidental e central indicam que um sistema de bacia de foreland periférico havia se desenvolvido na zona de colisão do Himalaia oriental até o tempo do Eoceno médio. A Formação Bhainskati, marinho-shallow, do Eoceno, acumulou-se em uma depozona de back-bulge entre um forebulge migrando para o sul e o craton indiano. A migração do forebulge através desta região durante o tempo Eoceno-Oligoceno produziu uma discordância regional que abrange ∼15–20 Myr. Até o tempo do Mioceno inicial, a discordância do forebulge foi onlapada pelas franjas distais da depozona de foredeep migrando para o sul, representada por depósitos fluviais da Formação Dumri. A contínua migração para o sul do foredeep durante o Neogene acomodou o Grupo Siwalik fluvial. Dados de proveniência de minerais leves e idades de zircão detrítico U-Pb sugerem que a Bhainskati foi derivada parcialmente de rochas sedimentárias Tethyan da zona do Himalaia Tibetano durante o crescimento inicial da zona de dobramento e empurrão do Himalaia. A Dumri foi derivada de rochas metassedimentares e cristalinas da zona do Himalaia Maior durante o empenamento do empurrão Central Principal e desenterramento tectônico contemporâneo por falhamento normal ao longo do sistema de descolamento Tibetano do Sul. As folhas de empurrão cristalinas do Himalaia Menor foram empenadas logo após o depósito da Formação Dumri, ∼15–10 Ma. Dados de paleocorrente e litofácies da Formação Dumri indicam depósito por rios fluindo para o sudoeste que drenaram para a porção do Indo do sistema de bacia de foreland do Himalaia durante o Mioceno inicial. Arenitos de canal espessos no Dumri inferior podem representar o equivalente do Mioceno inicial do moderno Rio Ganges. A desvio para o leste do sistema de drenagem do Ganges para perto de sua localização atual havia ocorrido por ∼15 Ma, à medida que a alta Aravalli Range no escudo indiano setentrional se aproximava da frente da zona de dobramento e empurrão. Assumindo valores razoáveis para a rigidez flexural da litosfera indiana, a extensão temporal da discordância do forebulge produz uma velocidade de ∼14–33 mm/yr para a migração para o sul da zona de dobramento e empurrão relativa à Índia. Esta faixa de valores é consistente com estimativas do Neogene e atuais e sugere que apenas um terço a um meio da convergência Índia-Eurasia tem sido acomodado por encurtamento na zona de dobramento e empurrão do Himalaia desde o início da colisão.

@article{doi10102998tc02598,
    author = "DeCelles, Peter G. and Gehrels, George E. and Quade, Jay and Ojha, T. P.",
    title = "Desenvolvimento de bacia de foreland Eoceno-início Mioceno e a história do empurrão do Himalaia, Nepal ocidental e central",
    year = "1998",
    journal = "Tectonics",
    abstract = "Idades de zircão detrítico U-Pb sedimentológico, petrográfico e de rochas sedimentárias do Eoceno médio ao Mioceno inicial na zona do Himalaia Menor do Nepal ocidental e central indicam que um sistema de bacia de foreland periférico havia se desenvolvido na zona de colisão do Himalaia oriental até o tempo do Eoceno médio. A Formação Bhainskati, marinho-shallow, do Eoceno, acumulou-se em uma depozona de back-bulge entre um forebulge migrando para o sul e o craton indiano. A migração do forebulge através desta região durante o tempo Eoceno-Oligoceno produziu uma discordância regional que abrange ∼15–20 Myr. Até o tempo do Mioceno inicial, a discordância do forebulge foi onlapada pelas franjas distais da depozona de foredeep migrando para o sul, representada por depósitos fluviais da Formação Dumri. A contínua migração para o sul do foredeep durante o Neogene acomodou o Grupo Siwalik fluvial. Dados de proveniência de minerais leves e idades de zircão detrítico U-Pb sugerem que a Bhainskati foi derivada parcialmente de rochas sedimentárias Tethyan da zona do Himalaia Tibetano durante o crescimento inicial da zona de dobramento e empurrão do Himalaia. A Dumri foi derivada de rochas metassedimentares e cristalinas da zona do Himalaia Maior durante o empenamento do empurrão Central Principal e desenterramento tectônico contemporâneo por falhamento normal ao longo do sistema de descolamento Tibetano do Sul. As folhas de empurrão cristalinas do Himalaia Menor foram empenadas logo após o depósito da Formação Dumri, ∼15–10 Ma. Dados de paleocorrente e litofácies da Formação Dumri indicam depósito por rios fluindo para o sudoeste que drenaram para a porção do Indo do sistema de bacia de foreland do Himalaia durante o Mioceno inicial. Arenitos de canal espessos no Dumri inferior podem representar o equivalente do Mioceno inicial do moderno Rio Ganges. A desvio para o leste do sistema de drenagem do Ganges para perto de sua localização atual havia ocorrido por ∼15 Ma, à medida que a alta Aravalli Range no escudo indiano setentrional se aproximava da frente da zona de dobramento e empurrão. Assumindo valores razoáveis para a rigidez flexural da litosfera indiana, a extensão temporal da discordância do forebulge produz uma velocidade de ∼14–33 mm/yr para a migração para o sul da zona de dobramento e empurrão relativa à Índia. Esta faixa de valores é consistente com estimativas do Neogene e atuais e sugere que apenas um terço a um meio da convergência Índia-Eurasia tem sido acomodado por encurtamento na zona de dobramento e empurrão do Himalaia desde o início da colisão.",
    url = "https://doi.org/10.1029/98tc02598",
    doi = "10.1029/98tc02598",
    openalex = "W2095134742",
    references = "doi101029tc008i004p00881, doi101111j136521171992tb00050x, doi101111j136530911989tb00817x"
}

@article{doi101016s1367912099000474,
    author = "Upreti, Bishal Nath",
    title = "An overview of the stratigraphy and tectonics of the Nepal Himalaya",
    year = "1999",
    journal = "Journal of Asian Earth Sciences",
    url = "https://doi.org/10.1016/s1367-9120(99)00047-4",
    doi = "10.1016/s1367-9120(99)00047-4",
    openalex = "W2040484660",
    references = "crossref1989tectonics, doi1010079783709157923, doi101007bf01823808, doi1010160040195187902484, doi1010160191814181900328, doi10102993tc01130, doi10102994gl02971, doi101038386061a0, doi1011300016760619981100002nfbdeu23co2, doi101130spe269, doi101144gsjgs13710001, doi1023071794401, openalexw2182411511, openalexw614437925"
}

A evolução topográfica de orógenos é fundamentalmente ditada pelas taxas e padrões de incisão de canais em rocha-mãe. São necessárias avaliações quantitativas de campo de leis baseadas em processos para descrever com precisão o levantamento e a denudação da paisagem em resposta à tectônica e ao clima. Avaliamos e calibramos o modelo de incisão em rocha-mãe de tensão de cisalhamento (ou unidade de potência de fluxo similar) estudando perfis de cursos d'água em uma cadeia de montanhas tectonicamente ativa. Trabalhos anteriores sobre terraços marinhos emergentes na região da junção tripla de Mendocino, no norte da Califórnia, fornecem controle espacial e temporal sobre as taxas de levantamento de rocha. Modelos digitais de elevação e dados de campo são usados para quantificar diferenças na morfologia da paisagem associadas a mudanças de condições tectônicas e climáticas de noroeste para sudeste ao longo do curso. A análise de perfis longitudinais apoia a hipótese de que os canais da área de estudo estão em equilíbrio com o levantamento e as condições climáticas atuais, consistente com cálculos teóricos do tempo de resposta do sistema baseados no modelo de tensão de cisalhamento. Dentro da incerteza, a concavidade do perfil (𝛉) dos cursos d'água principais é constante em toda a área de estudo (𝛉 ≈ 0,43), conforme previsto pelo modelo. A declividade do canal correlaciona-se com a taxa de levantamento. Esses dados ajudam a restringir os dois parâmetros do modelo desconhecidos chave, o coeficiente de erosão (K) e o expoente associado à declividade do canal (n). Esta análise mostra que K não pode ser tratado como uma constante em toda a área de estudo, apesar das propriedades do substrato geralmente homogêneas. Para uma faixa razoável de valores de expoente de declividade (n), os valores de melhor ajuste de K são positivamente correlacionados com a taxa de levantamento. Essa correlação tem implicações importantes para os modelos de evolução da paisagem e provavelmente reflete o ajuste dinâmico de K às mudanças tectônicas, devido a variações na precipitação orográfica e, talvez, na largura do canal, carga de sedimentos e frequência de fluxos de detritos. A aparente variação em K torna impossível restringir um valor único de n com os dados atuais.

@article{doi1011300016760620001121250lrttfd20co2,
    author = "Snyder, Noah P. e Whipple, K. X. e Tucker, Gregory E. e Merritts, Dorothy J.",
    title = "Resposta da paisagem à forçagem tectônica: análise de modelos digitais de elevação de perfis de cursos d'água na região da junção tripla de Mendocino, norte da Califórnia",
    year = "2000",
    journal = "Bulletin da Sociedade Geológica da América",
    abstract = "A evolução topográfica de orógenos é fundamentalmente ditada pelas taxas e padrões de incisão de canais em rocha-mãe. São necessárias avaliações quantitativas de campo de leis baseadas em processos para descrever com precisão o levantamento e a denudação da paisagem em resposta à tectônica e ao clima. Avaliamos e calibramos o modelo de incisão em rocha-mãe de tensão de cisalhamento (ou unidade de potência de fluxo similar) estudando perfis de cursos d'água em uma cadeia de montanhas tectonicamente ativa. Trabalhos anteriores sobre terraços marinhos emergentes na região da junção tripla de Mendocino, no norte da Califórnia, fornecem controle espacial e temporal sobre as taxas de levantamento de rocha. Modelos digitais de elevação e dados de campo são usados para quantificar diferenças na morfologia da paisagem associadas a mudanças de condições tectônicas e climáticas de noroeste para sudeste ao longo do curso. A análise de perfis longitudinais apoia a hipótese de que os canais da área de estudo estão em equilíbrio com o levantamento e as condições climáticas atuais, consistente com cálculos teóricos do tempo de resposta do sistema baseados no modelo de tensão de cisalhamento. Dentro da incerteza, a concavidade do perfil (𝛉) dos cursos d'água principais é constante em toda a área de estudo (𝛉 ≈ 0,43), conforme previsto pelo modelo. A declividade do canal correlaciona-se com a taxa de levantamento. Esses dados ajudam a restringir os dois parâmetros do modelo desconhecidos chave, o coeficiente de erosão (K) e o expoente associado à declividade do canal (n). Esta análise mostra que K não pode ser tratado como uma constante em toda a área de estudo, apesar das propriedades do substrato geralmente homogêneas. Para uma faixa razoável de valores de expoente de declividade (n), os valores de melhor ajuste de K são positivamente correlacionados com a taxa de levantamento. Essa correlação tem implicações importantes para os modelos de evolução da paisagem e provavelmente reflete o ajuste dinâmico de K às mudanças tectônicas, devido a variações na precipitação orográfica e, talvez, na largura do canal, carga de sedimentos e frequência de fluxos de detritos. A aparente variação em K torna impossível restringir um valor único de n com os dados atuais.",
    url = "https://doi.org/10.1130/0016-7606(2000)112<1250:lrttfd>2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0016-7606(2000)112<1250:lrttfd>2.0.co;2",
    openalex = "W2044723506",
    references = "doi10102994wr00757, doi101029gm107p0297, doi101038379505a0"
}

@article{doi101016s0040195101001299,
    author = "Kayal, J. R.",
    title = "Atividade de microterremotos em algumas partes do Himalaia e o modelo tectônico",
    year = "2001",
    journal = "Tectonophysics",
    url = "https://doi.org/10.1016/s0040-1951(01)00129-9",
    doi = "10.1016/s0040-1951(01)00129-9",
    openalex = "W2007831757",
    references = "doi101016004019517690069x"
}

A Falha Central Principal (MCT) coloca em contato as Cristalinhas do Himalaia Maior de alto grau sobre a Formação do Himalaia Menor de baixo grau; uma sequência metamórfica aparentada invertida caracteriza a zona de cisalhamento que subjaz a falha. Conjuntos contendo granada amostrados ao longo do Rio Marysandi e do Darondi Khola na região de Annapurna, no Nepal central, mostram diferenças marcantes na zonagem de granada de Mn, Ca, Mg e Fe acima e abaixo da MCT. A termobarometria das rochas do contraforte da MCT resulta em gradientes de temperatura e pressão aparentes invertidos de ∼18°C km −1 e ∼0.06 km MPa −1, respectivamente. Os caminhos pressão-temperatura (P-T) calculados para amostras do Himalaia Menor superior que preservam composições progradas mostram evidências de decompressão durante o aquecimento, enquanto as granadas das sequências estruturalmente inferiores cresceram durante um aumento tanto na pressão quanto na temperatura. Idades de microsonda iônica in situ (ou seja, analisadas em lâmina fina) de monazitas de rochas imediatamente abaixo das Cristalinhas do Himalaia Maior resultam em idades de 18 a 22 Ma, enquanto idades de monazita do Mioceno tardio e Plioceno caracterizam rochas dentro da sequência metamórfica aparentada invertida. Uma amostra do Himalaia Menor coletada perto da isograd de granada ao longo do traçado do Rio Marysandi contém idades de monazita de 3.3±0.1 Ma (P ≈ 0.72 GPa, T ≈ 535°C). Esta idade notavelmente jovem sugere que esta porção da zona de cisalhamento da MCT acomodou um mínimo de ∼30 km de deslizamento nos últimos 3 Ma (ou seja, uma taxa de deslizamento de >10 mm yr −1) e, portanto, poderia explicar quase metade da convergência através do Himalaia neste período. A distribuição de idades e histórias P-T relatadas aqui são consistentes com um modelo termocinemático no qual as sequências metamórficas invertidas subjacentes à MCT formaram-se pela transposição de sequências metamórficas de orientação correta durante o cisalhamento do Mioceno tardio-Plioceno.

@article{doi1010292000jb900375,
    author = "Catlos, Elizabeth J. e Harrison, T. Mark e Kohn, Matthew J. e Grove, Marty e Ryerson, F. J. e Manning, C. E. e Upreti, Bishal Nath",
    title = "Restrições geocronológicas e termobarométricas sobre a evolução da Falha Central Principal, Himalaia do Nepal central",
    year = "2001",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "A Falha Central Principal (MCT) coloca em contato as Cristalinhas do Himalaia Maior de alto grau sobre a Formação do Himalaia Menor de baixo grau; uma sequência metamórfica aparentada invertida caracteriza a zona de cisalhamento que subjaz a falha. Conjuntos contendo granada amostrados ao longo do Rio Marysandi e do Darondi Khola na região de Annapurna, no Nepal central, mostram diferenças marcantes na zonagem de granada de Mn, Ca, Mg e Fe acima e abaixo da MCT. A termobarometria das rochas do contraforte da MCT resulta em gradientes de temperatura e pressão aparentes invertidos de ∼18°C km −1 e ∼0.06 km MPa −1, respectivamente. Os caminhos pressão-temperatura (P-T) calculados para amostras do Himalaia Menor superior que preservam composições progradas mostram evidências de decompressão durante o aquecimento, enquanto as granadas das sequências estruturalmente inferiores cresceram durante um aumento tanto na pressão quanto na temperatura. Idades de microsonda iônica in situ (ou seja, analisadas em lâmina fina) de monazitas de rochas imediatamente abaixo das Cristalinhas do Himalaia Maior resultam em idades de 18 a 22 Ma, enquanto idades de monazita do Mioceno tardio e Plioceno caracterizam rochas dentro da sequência metamórfica aparentada invertida. Uma amostra do Himalaia Menor coletada perto da isograd de granada ao longo do traçado do Rio Marysandi contém idades de monazita de 3.3±0.1 Ma (P ≈ 0.72 GPa, T ≈ 535°C). Esta idade notavelmente jovem sugere que esta porção da zona de cisalhamento da MCT acomodou um mínimo de ∼30 km de deslizamento nos últimos 3 Ma (ou seja, uma taxa de deslizamento de >10 mm yr −1) e, portanto, poderia explicar quase metade da convergência através do Himalaia neste período. A distribuição de idades e histórias P-T relatadas aqui são consistentes com um modelo termocinemático no qual as sequências metamórficas invertidas subjacentes à MCT formaram-se pela transposição de sequências metamórficas de orientação correta durante o cisalhamento do Mioceno tardio-Plioceno.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2000jb900375",
    doi = "10.1029/2000jb900375",
    openalex = "W2094360812",
    references = "doi101016s1367912099000474"
}

O mapeamento regional, o estudo estratigráfico e a geocronologia 40 Ar/ 39 Ar fornecem a base para uma restauração incremental da zona de dobramento e empurrão do Himalaia no Nepal ocidental. A zonotectonoestratigráfica desenvolvida em outras regiões do Himalaia é aplicável, com modificações menores, no Nepal ocidental. De sul para norte, as principais características estruturais são (1) o sistema de empurrão frontal principal, compreendendo o empurrão frontal principal e duas a três camadas de empurrão de depósitos da bacia do foreland do Neogeno; (2) a camada de empurrão da fronteira principal, que consiste em rochas metassedimentares do Himalaia Menor do Proterozoico ao Mioceno inicial; (3) a camada de empurrão de Ramgarh, composta por rochas metassedimentares de baixo grau do Paleoproterozoico; (4) a camada de empurrão de Dadeldhura, que consiste em rochas metamórficas de médio grau, granito e milonito granítico do Cambriano-Ordoviciano, e rochas Tethyan do Paleozoico inicial; (5) o duplex do Himalaia Menor, que é uma grande pilha antiformal composta e um duplex de mergulho para o hinterland; e (6) a zona de empurrão central principal, uma zona de cisalhamento dúctil ampla. As estruturas principais formaram-se numa progressão geral para sul, começando com o empurrão central principal no final do Mioceno inicial. O empurrão do Eoceno-Oligoceno no Himalaia Tibetano, a norte da área de estudo, é inferido a partir do registro de desmantelamento detrítico. Com base nas idades de resfriamento 40 Ar/ 39 Ar e dados de proveniência de sedimentos sinorogênicos, o emplacamento da camada de empurrão de Dadeldhura ocorreu no Mioceno inicial. A camada de empurrão de Ramgarh foi emplacada entre ∼15 e ∼10 Ma. O duplex do Himalaia Menor começou a crescer por ∼10 Ma, dobrando simultaneamente o braço norte do sinform de Dadeldhura. O empurrão da fronteira principal tornou-se ativo no Plioceno-Mioceno final; o transporte das rochas do teto do empurrão sobre uma rampa de base de ∼8 km de altura dobrou o braço sul do sinform de Dadeldhura. Os empurrões na zona Subhimalaiana tornaram-se ativos no Plioceno. O encurtamento total mínimo nesta porção da zona de dobramento e empurrão do Himalaia desde o Mioceno inicial (excluindo a zona Tibetana) é de ∼418–493 km, a variação dependendo das quantidades reais de encurtamento acomodadas pelos empurrões centrais principais e de Dadeldhura. A taxa de encurtamento varia entre 19 e 22 mm/ano para este período de tempo. Quando as estimativas anteriores de encurtamento no Himalaia Tibetano são incluídas, o encurtamento total mínimo na zona de dobramento e empurrão é de 628–667 km. Esta estimativa negligencia o encurtamento acomodado por estruturas de pequena escala e deformação interna e, portanto, provavelmente está significativamente abaixo da quantidade real de encurtamento total.

@article{doi1010292000tc001226,
    author = "DeCelles, Peter G. and Robinson, Delores M. and Quade, Jay and Ojha, T. P. and Garzione, Carmala N. and Copeland, Peter and Upreti, Bishal Nath",
    title = "Estratigrafia, estrutura e evolução tectônica da zona de dobramento e empurrão do Himalaia no Nepal ocidental",
    year = "2001",
    journal = "Tectonics",
    abstract = "O mapeamento regional, o estudo estratigráfico e a geocronologia 40 Ar/ 39 Ar fornecem a base para uma restauração incremental da zona de dobramento e empurrão do Himalaia no Nepal ocidental. A zonotectonoestratigráfica desenvolvida em outras regiões do Himalaia é aplicável, com modificações menores, no Nepal ocidental. De sul para norte, as principais características estruturais são (1) o sistema de empurrão frontal principal, compreendendo o empurrão frontal principal e duas a três camadas de empurrão de depósitos da bacia do foreland do Neogeno; (2) a camada de empurrão da fronteira principal, que consiste em rochas metassedimentares do Himalaia Menor do Proterozoico ao Mioceno inicial; (3) a camada de empurrão de Ramgarh, composta por rochas metassedimentares de baixo grau do Paleoproterozoico; (4) a camada de empurrão de Dadeldhura, que consiste em rochas metamórficas de médio grau, granito e milonito granítico do Cambriano-Ordoviciano, e rochas Tethyan do Paleozoico inicial; (5) o duplex do Himalaia Menor, que é uma grande pilha antiformal composta e um duplex de mergulho para o hinterland; e (6) a zona de empurrão central principal, uma zona de cisalhamento dúctil ampla. As estruturas principais formaram-se numa progressão geral para sul, começando com o empurrão central principal no final do Mioceno inicial. O empurrão do Eoceno-Oligoceno no Himalaia Tibetano, a norte da área de estudo, é inferido a partir do registro de desmantelamento detrítico. Com base nas idades de resfriamento 40 Ar/ 39 Ar e dados de proveniência de sedimentos sinorogênicos, o emplacamento da camada de empurrão de Dadeldhura ocorreu no Mioceno inicial. A camada de empurrão de Ramgarh foi emplacada entre ∼15 e ∼10 Ma. O duplex do Himalaia Menor começou a crescer por ∼10 Ma, dobrando simultaneamente o braço norte do sinform de Dadeldhura. O empurrão da fronteira principal tornou-se ativo no Plioceno-Mioceno final; o transporte das rochas do teto do empurrão sobre uma rampa de base de ∼8 km de altura dobrou o braço sul do sinform de Dadeldhura. Os empurrões na zona Subhimalaiana tornaram-se ativos no Plioceno. O encurtamento total mínimo nesta porção da zona de dobramento e empurrão do Himalaia desde o Mioceno inicial (excluindo a zona Tibetana) é de ∼418–493 km, a variação dependendo das quantidades reais de encurtamento acomodadas pelos empurrões centrais principais e de Dadeldhura. A taxa de encurtamento varia entre 19 e 22 mm/ano para este período de tempo. Quando as estimativas anteriores de encurtamento no Himalaia Tibetano são incluídas, o encurtamento total mínimo na zona de dobramento e empurrão é de 628–667 km. Esta estimativa negligencia o encurtamento acomodado por estruturas de pequena escala e deformação interna e, portanto, provavelmente está significativamente abaixo da quantidade real de encurtamento total.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2000tc001226",
    doi = "10.1029/2000tc001226",
    openalex = "W2087411929",
    references = "doi101007bf01823808, doi101016s1367912099000474, openalexw614437925"
}

O padrão de incisão fluvial através dos Himalaia do Nepal central é estimado a partir da distribuição de terraços do Holoceno e Pleistoceno e da geometria de canais modernos ao longo dos principais rios que drenam através da cadeia. Os terraços fornecem boas restrições sobre as taxas de incisão através das dobras frontais dos Himalaia (Sub‐Himalaya ou Siwaliks Hills), onde os rios são forçados a cortar para baixo em anticlinais em ascensão e abandonaram numerosos terraços de strath. Mais ao norte e a montante, no Lesser Himalaya, terraços de preenchimento proeminentes foram depositados, provavelmente durante o Pleistoceno tardio, e posteriormente foram incisos. A quantidade de incisão de rocha matriz sob os depósitos de preenchimento é geralmente pequena, sugerindo uma taxa lenta de incisão fluvial no Lesser Himalaya. O registro de terraços é perdido na cadeia alta, onde os rios estão cortando gargantas íngremes. Para complementar o estudo de terraços, a incisão fluvial também foi estimada a partir das geometrias de canais modernos usando uma estimativa do esforço cortante exercido pela água em movimento no fundo do canal como um proxy para a taxa de incisão do rio. Esta abordagem permite a quantificação do efeito de variações na inclinação, largura e vazão do canal sobre a taxa de incisão de um rio; a determinação das taxas de incisão requer uma calibração litológica adicional. As duas abordagens são mostradas para produzir resultados consistentes quando aplicadas ao mesmo trecho ou se os perfis de incisão ao longo de trechos paralelos próximos forem comparados. No Sub‐Himalaya, a incisão fluvial é rápida, com valores de até 10–15 mm/ano. Não excede alguns milímetros por ano no Lesser Himalaya e aumenta abruptamente na frente da cadeia alta para atingir valores de ∼4–8 mm/ano dentro de uma zona de 50 km de largura que coincide com a posição das maiores picos dos Himalaia. O rendimento de sedimento derivado da medição da carga suspensa nos rios dos Himalaia sugere que a incisão fluvial impulsiona a denudação de encostas da paisagem na escala de toda a cadeia. O padrão observado de erosão é encontrado para mimetizar de perto o levantamento previsto por um modelo mecânico que leva em conta a erosão e o deslizamento ao longo da geometria plano‐rampa‐plano da falha do Empurrão Himalaiano Principal. A morfologia da cadeia reflete um equilíbrio dinâmico entre a tectônica atual e os processos superficiais. O relevo acentuado juntamente com as altas taxas de levantamento no Higher Himalaya reflete o empurrão sobre a rampa da crosta média em vez da resposta isostática à reincisão da Planície Tibetana impulsionada pela mudança climática do Cenozóico tardio, ou reativação do Mioceno tardio do Empurrão Central Principal.

@article{doi1010292001jb000359,
    author = "Lavé, Jérôme and Avouac, Jean‐Philippe",
    title = "Incisão fluvial e levantamento tectônico através dos Himalaia do Nepal central",
    year = "2001",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "O padrão de incisão fluvial através dos Himalaia do Nepal central é estimado a partir da distribuição de terraços do Holoceno e Pleistoceno e da geometria de canais modernos ao longo dos principais rios que drenam através da cadeia. Os terraços fornecem boas restrições sobre as taxas de incisão através das dobras frontais dos Himalaia (Sub‐Himalaya ou Siwaliks Hills), onde os rios são forçados a cortar para baixo em anticlinais em ascensão e abandonaram numerosos terraços de strath. Mais ao norte e a montante, no Lesser Himalaya, terraços de preenchimento proeminentes foram depositados, provavelmente durante o Pleistoceno tardio, e posteriormente foram incisos. A quantidade de incisão de rocha matriz sob os depósitos de preenchimento é geralmente pequena, sugerindo uma taxa lenta de incisão fluvial no Lesser Himalaya. O registro de terraços é perdido na cadeia alta, onde os rios estão cortando gargantas íngremes. Para complementar o estudo de terraços, a incisão fluvial também foi estimada a partir das geometrias de canais modernos usando uma estimativa do esforço cortante exercido pela água em movimento no fundo do canal como um proxy para a taxa de incisão do rio. Esta abordagem permite a quantificação do efeito de variações na inclinação, largura e vazão do canal sobre a taxa de incisão de um rio; a determinação das taxas de incisão requer uma calibração litológica adicional. As duas abordagens são mostradas para produzir resultados consistentes quando aplicadas ao mesmo trecho ou se os perfis de incisão ao longo de trechos paralelos próximos forem comparados. No Sub‐Himalaya, a incisão fluvial é rápida, com valores de até 10–15 mm/ano. Não excede alguns milímetros por ano no Lesser Himalaya e aumenta abruptamente na frente da cadeia alta para atingir valores de ∼4–8 mm/ano dentro de uma zona de 50 km de largura que coincide com a posição das maiores picos dos Himalaia. O rendimento de sedimento derivado da medição da carga suspensa nos rios dos Himalaia sugere que a incisão fluvial impulsiona a denudação de encostas da paisagem na escala de toda a cadeia. O padrão observado de erosão é encontrado para mimetizar de perto o levantamento previsto por um modelo mecânico que leva em conta a erosão e o deslizamento ao longo da geometria plano‐rampa‐plano da falha do Empurrão Himalaiano Principal. A morfologia da cadeia reflete um equilíbrio dinâmico entre a tectônica atual e os processos superficiais. O relevo acentuado juntamente com as altas taxas de levantamento no Higher Himalaya reflete o empurrão sobre a rampa da crosta média em vez da resposta isostática à reincisão da Planície Tibetana impulsionada pela mudança climática do Cenozóico tardio, ou reativação do Mioceno tardio do Empurrão Central Principal.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2001jb000359",
    doi = "10.1029/2001jb000359",
    openalex = "W2016138287",
    references = "doi101029gm107p0297, doi101038386061a0, doi101046j1365246x199900802x, doi1023071794401"
}

Resumo A análise da tensão tectônica a partir da inversão de dados cinemáticos de falhas e mecanismos focais de terremotos é rotineiramente realizada usando uma ampla variedade de métodos de inversão direta, iterativos e de busca em grade. Este artigo discute aspectos importantes e novos desenvolvimentos da metodologia de inversão de tensão como a avaliação crítica e interpretação dos resultados. Os problemas de seleção de dados e separação em subconjuntos, escolha da função de otimização e o uso de elementos estruturais não-falha na inversão de tensão (fraturas de tração, cisalhamento e compressão) são examinados. O método clássico de Diedro Direito é desenvolvido para estimar a razão de tensão R, ampliar sua aplicabilidade a fraturas de compressão e tração e fornecer um teste de compatibilidade para seleção e separação de dados. Um novo procedimento de Otimização Rotacional para separação interativa de dados cinemáticos de falha-deslizamento e mecanismos focais e otimização progressiva do tensor de tensão é apresentado. O procedimento de avaliação de qualidade definido para o projeto World Stress Map é estendido para levar em conta a diversidade de orientações dos dados estruturais usados na inversão. A faixa de regimes de tensão é expressa por um índice de regime de tensão R', útil para comparações regionais e mapeamento. Todos esses aspectos foram implementados em um programa de computador TENSOR, que é brevemente introduzido. Os procedimentos para determinação do tensor de tensão usando esses novos aspectos são descritos usando conjuntos naturais de dados de falha-deslizamento e mecanismos focais da Zona de Rift do Baikal.

@article{doi101144gslsp20032120106,
    author = "Delvaux, Damien e Sperner, Blanka",
    title = "Novos aspectos da inversão de tensão tectônica com referência ao programa TENSOR",
    year = "2003",
    journal = "Geological Society London Special Publications",
    abstract = "Resumo A análise da tensão tectônica a partir da inversão de dados cinemáticos de falhas e mecanismos focais de terremotos é rotineiramente realizada usando uma ampla variedade de métodos de inversão direta, iterativos e de busca em grade. Este artigo discute aspectos importantes e novos desenvolvimentos da metodologia de inversão de tensão como a avaliação crítica e interpretação dos resultados. Os problemas de seleção de dados e separação em subconjuntos, escolha da função de otimização e o uso de elementos estruturais não-falha na inversão de tensão (fraturas de tração, cisalhamento e compressão) são examinados. O método clássico de Diedro Direito é desenvolvido para estimar a razão de tensão R, ampliar sua aplicabilidade a fraturas de compressão e tração e fornecer um teste de compatibilidade para seleção e separação de dados. Um novo procedimento de Otimização Rotacional para separação interativa de dados cinemáticos de falha-deslizamento e mecanismos focais e otimização progressiva do tensor de tensão é apresentado. O procedimento de avaliação de qualidade definido para o projeto World Stress Map é estendido para levar em conta a diversidade de orientações dos dados estruturais usados na inversão. A faixa de regimes de tensão é expressa por um índice de regime de tensão R', útil para comparações regionais e mapeamento. Todos esses aspectos foram implementados em um programa de computador TENSOR, que é brevemente introduzido. Os procedimentos para determinação do tensor de tensão usando esses novos aspectos são descritos usando conjuntos naturais de dados de falha-deslizamento e mecanismos focais da Zona de Rift do Baikal.",
    url = "https://doi.org/10.1144/gsl.sp.2003.212.01.06",
    doi = "10.1144/gsl.sp.2003.212.01.06",
    openalex = "W1985241918",
    references = "doi101007bf00876528, doi1010160040195195000909, doi1010160191814181900560, doi1010160191814185900483, doi1010160191814187901453, doi101016s0040195197002102, doi101017s0016756800059987, doi10102992jb00132, doi1011300016760619881001181piujot23co2, doi1011300091761319960240275staafr23co2, doi102113gssgfbulls7xix61309, doi105860choice320317"
}

As rochas da placa Indiana no Himalaia central foram tradicionalmente divididas em zonas tectonoestratigráficas paralelas ao orógeno e delimitadas por falhas. Uma extrapolação direta para o oeste dessas zonas provou-se problemática, em parte devido à falta de consenso sobre a existência ou significância de falhas principais dentro da zona metamórfica da placa Indiana no Paquistão, onde mais de 10 locais para o Empurrão Central Principal (MCT) foram propostos. Abordamos essa ambiguidade rastreando sistematicamente a tectonoestratigrafia central do Himalaia estabelecida ao redor da sintaxe do Himalaia ocidental e através do Paquistão. Este exercício revela as seguintes relações estratigráficas e estruturais: (1) Existe uma diminuição para o oeste da compressão do Neógeno através do cinturão de dobras e empurrões do Himalaia, de modo que não há empurrão equivalente em idade no Paquistão com deslocamento e justaposição metamórfica equivalente ao MCT do Himalaia central. (2) A compressão através do cinturão de dobras e empurrões no Paquistão ocidental está concentrada no foreland não metamorfizado, em oposição à zona metamórfica no Himalaia central. (3) Rochas do Himalaia Menor, Himalaia Maior e Tethiano estão em ordem estratigráfica dentro da zona metamórfica do Paquistão, que parece ser o equivalente metamórfico da estratigrafia Tethiana do Caxemira. (4) A combinação de tectonismo do Paleozóico inicial e tardio no Paquistão eliminou localmente rochas do Himalaia Maior do Proterozóico Superior e rochas Tethianas do Paleozóico inferior a médio da zona metamórfica do Paquistão. (5) A deformação proto-Himalaiana do Cretáceo tardio e/ou Paleoceno inicial no foreland do Paquistão telescopou e erodiu a estratigrafia antes da fase principal da orogênese do Himalaia. (6) As zonas tectonoestratigráficas são deslocadas no Paquistão oriental pela falha transversal Jhelum-Balakot. (7) Não há evidência dentro da placa Indiana do Paquistão de um sistema de falhas normais em grande escala comparável ao sistema de desprendimento Tibetano do Sul. (8) A estratigrafia, bem como a idade e o ambiente tectônico da deformação e metamorfismo, devem ser levados em consideração ao traçar zonas tectonoestratigráficas.

@article{doi1010292003tc001554,
    author = "DiPietro, Joseph A. e Pogue, Kevin R.",
    title = "Subdivisões tectonoestratigráficas do Himalaia: Uma visão do oeste",
    year = "2004",
    journal = "Tectonics",
    abstract = "As rochas da placa Indiana no Himalaia central foram tradicionalmente divididas em zonas tectonoestratigráficas paralelas ao orógeno e delimitadas por falhas. Uma extrapolação direta para o oeste dessas zonas provou-se problemática, em parte devido à falta de consenso sobre a existência ou significância de falhas principais dentro da zona metamórfica da placa Indiana no Paquistão, onde mais de 10 locais para o Empurrão Central Principal (MCT) foram propostos. Abordamos essa ambiguidade rastreando sistematicamente a tectonoestratigrafia central do Himalaia estabelecida ao redor da sintaxe do Himalaia ocidental e através do Paquistão. Este exercício revela as seguintes relações estratigráficas e estruturais: (1) Existe uma diminuição para o oeste da compressão do Neógeno através do cinturão de dobras e empurrões do Himalaia, de modo que não há empurrão equivalente em idade no Paquistão com deslocamento e justaposição metamórfica equivalente ao MCT do Himalaia central. (2) A compressão através do cinturão de dobras e empurrões no Paquistão ocidental está concentrada no foreland não metamorfizado, em oposição à zona metamórfica no Himalaia central. (3) Rochas do Himalaia Menor, Himalaia Maior e Tethiano estão em ordem estratigráfica dentro da zona metamórfica do Paquistão, que parece ser o equivalente metamórfico da estratigrafia Tethiana do Caxemira. (4) A combinação de tectonismo do Paleozóico inicial e tardio no Paquistão eliminou localmente rochas do Himalaia Maior do Proterozóico Superior e rochas Tethianas do Paleozóico inferior a médio da zona metamórfica do Paquistão. (5) A deformação proto-Himalaiana do Cretáceo tardio e/ou Paleoceno inicial no foreland do Paquistão telescopou e erodiu a estratigrafia antes da fase principal da orogênese do Himalaia. (6) As zonas tectonoestratigráficas são deslocadas no Paquistão oriental pela falha transversal Jhelum-Balakot. (7) Não há evidência dentro da placa Indiana do Paquistão de um sistema de falhas normais em grande escala comparável ao sistema de desprendimento Tibetano do Sul. (8) A estratigrafia, bem como a idade e o ambiente tectônico da deformação e metamorfismo, devem ser levados em consideração ao traçar zonas tectonoestratigráficas.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2003tc001554",
    doi = "10.1029/2003tc001554",
    openalex = "W1615361574",
    references = "coward1986collision, doi1010160012821x82900073, doi1010292000tc001226, doi10102993tc01130, doi10102996tc01791, doi101130001676062000112324tothas20co2, doi101130spe269, doi1023071794401, doi102475ajs27511, openalexw614437925"
}

Resumo As rochas metapelíticas dos Himalaias do Sikkim exibem uma sequência metamórfica invertida (IMS) das zonas completas de Barrov, desde a clorita até a sillimanita + K‐feldspato, com as rochas de grau mais elevado aparecendo em níveis estruturais progressivamente mais altos. Dentro da IMS, quatro grupos de estruturas planares principais, S 1, S 2 e S 3, foram reconhecidas. As estruturas S 2 são pervasivas em toda a sequência de Barrov e são sub-paralelas aos isogrados metamórficos. O crescimento mineral em todas as zonas é predominantemente sin-S 2. A disposição das zonas metamórficas e das características estruturais indica que as zonas foram dobradas como uma antiforma mergulhando para o norte. Variações significativas na composição em massa, com consequentes mudanças na mineralogia, ocorrem mesmo na escala de uma lâmina fina em algumas rochas da zona de granada. Os resultados de estudos petrográficos e termobarométricos detalhados das metapelitos ao longo de um traçado aproximadamente E–W mostram um aumento progressivo tanto da pressão quanto da temperatura com o aumento dos níveis estruturais em toda a IMS. Isso é contrário a todos os modelos que invocam inversão térmica como uma possível razão para a origem da IMS. Além disso, a observação da relação temporal entre a cristalização e as estruturas S 2 é problemática para modelos de inversão tectônica pós-/tardia metamórfica por dobramento recumbente ou empurrão. Um modelo bem-sucedido da IMS deve explicar a coerência petrológica das zonas de Barrov e a estreita relação da cristalização em cada zona com as estruturas planares S 2, juntamente com as tendências observadas de variação P–T no Sikkim e em outras seções. Apresenta-se uma discussão de alguns dos modelos disponíveis que, com algumas modificações, parecem ser capazes de explicar essas observações.

@article{doi101111j15251314200400522x,
    author = "Dasgupta, Sayantan e Ganguly, Jibamitra e Neogi, Susobhan",
    title = "Sequência metamórfica invertida nos Himalaias do Sikkim: história de cristalização, gradiente P–T e implicações",
    year = "2004",
    journal = "Journal of Metamorphic Geology",
    abstract = "Resumo As rochas metapelíticas dos Himalaias do Sikkim exibem uma sequência metamórfica invertida (IMS) das zonas completas de Barrov, desde a clorita até a sillimanita + K‐feldspato, com as rochas de grau mais elevado aparecendo em níveis estruturais progressivamente mais altos. Dentro da IMS, quatro grupos de estruturas planares principais, S 1, S 2 e S 3, foram reconhecidas. As estruturas S 2 são pervasivas em toda a sequência de Barrov e são sub-paralelas aos isogrados metamórficos. O crescimento mineral em todas as zonas é predominantemente sin-S 2. A disposição das zonas metamórficas e das características estruturais indica que as zonas foram dobradas como uma antiforma mergulhando para o norte. Variações significativas na composição em massa, com consequentes mudanças na mineralogia, ocorrem mesmo na escala de uma lâmina fina em algumas rochas da zona de granada. Os resultados de estudos petrográficos e termobarométricos detalhados das metapelitos ao longo de um traçado aproximadamente E–W mostram um aumento progressivo tanto da pressão quanto da temperatura com o aumento dos níveis estruturais em toda a IMS. Isso é contrário a todos os modelos que invocam inversão térmica como uma possível razão para a origem da IMS. Além disso, a observação da relação temporal entre a cristalização e as estruturas S 2 é problemática para modelos de inversão tectônica pós-/tardia metamórfica por dobramento recumbente ou empurrão. Um modelo bem-sucedido da IMS deve explicar a coerência petrológica das zonas de Barrov e a estreita relação da cristalização em cada zona com as estruturas planares S 2, juntamente com as tendências observadas de variação P–T no Sikkim e em outras seções. Apresenta-se uma discussão de alguns dos modelos disponíveis que, com algumas modificações, parecem ser capazes de explicar essas observações.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2004.00522.x",
    doi = "10.1111/j.1525-1314.2004.00522.x",
    openalex = "W1561347175"
}

Dados geocronológicos, estruturais e sedimentológicos fornecem a base para uma síntese regional da evolução da zona de empurrão retroarco cordilheriana e do sistema de bacia de foreland nos EUA ocidentais. Nesta região, o cinturão orogênico cordilheriano tornou-se tectonicamente consolidado durante o Jurássico Superior (∼155 Ma) com o fechamento de bacias oceânicas marginais e a acreção de arcos costeiros ao longo da borda ocidental da placa norte-americana. Ao longo dos subsequentes 100 Myr, a deformação contrátil propagou-se aproximadamente 1000 quilômetros para leste, culminando na formação das cadeias montanhosas Laramidas das Montanhas Rochosas. No auge de seu desenvolvimento, o lado retroarco da Cordilheira foi dividido em cinco zonas tectonomórficas, incluindo, de oeste para leste, a zona de empurrão Luning-Fencemaker; a zona de empurrão Nevada central (ou Eureka); um planalto de alta elevação (o "Nevadaplano"); a zona estruturalmente acidentada da zona de dobras e empurrões de Sevier; e a zona laramida de levantamentos de basement intraforeland e bacias. Rochas da crosta média sob o Nevadaplano experimentaram metamorfismo de alto grau e encurtamento durante o Jurássico Superior e o Cretáceo médio a Superior, e o local de falhas de empurrão principais da crosta superior migrou esporadicamente para leste. No Cretáceo Superior, a crosta média sob o Nevadaplano estava experimentando decompressão e resfriamento, talvez em resposta à extensão dúctil de grande magnitude e exumação isostática, concomitante com o empurrão contínuo na frente da zona de Sevier. A história tectônica da zona de Sevier foi notavelmente consistente ao longo do eixo do cinturão orogênico, com o emplacamento de folhas de megatemplos proterozóicas e paleozóicas em escala regional durante o Cretáceo Inferior e múltiplas, mais próximas, folhas de empurrão paleozóicas e mesozóicas durante o Cretáceo Superior-Paleoceno. Coetâneo com o emplacamento das folhas de empurrão frontais, grandes culminações estruturais no basement cristalino arcaico-proterozóico desenvolveram-se ao longo do degrau de basement formado pelo rifteamento neoproterozóico. Um sistema complexo de bacia de foreland evoluiu em conjunto com o wedge orogênico. Durante sua história inicial e tardia (∼155 - 110 Ma e ∼70 - 55 Ma), a bacia foi dominada por deposição não marinha, enquanto águas marinhas inundaram a bacia durante sua meia-vida (∼110 - 70 Ma). O desenvolvimento da bacia no Jurássico Superior foi controlado tanto por subsidência flexural quanto dinâmica. Do Cretáceo Inferior até o início do Cretáceo Superior, a bacia foi dominada por subsidência flexural. Do Cretáceo Superior ao Cenozóico médio, a bacia foi cada vez mais particionada por estruturas laramidas envolvendo o basement. As ligações entre o magmatismo de arco cordilheriano do Jurássico Superior e do Cretáceo Superior e o empurrão para oeste da litosfera continental norte-americana sob o arco não são claramente demonstráveis a partir do registro geológico no cinturão de empurrão cordilheriano. Um intervalo significativo de tempo (∼20 Myr) entre o encurtamento e o empurrão coetâneo, por um lado, e a geração de magmas de arco, por outro, é necessário para que qualquer ligação exista. No entanto, a delaminação litosférica inferida do Jurássico Superior pode ter fornecido uma condição necessária para permitir o empurrão continental relativamente rápido do Cretáceo Inferior, que por sua vez poderia ter catalisado o flare-up de arco do Cretáceo Superior.

@article{doi102475ajs3042105,
    author = "DeCelles, Peter G.",
    title = "Evolução do cinturão de empurrão cordilheriano e do sistema de bacia de foreland, oeste dos EUA, do Jurássico Tardio ao Eoceno.",
    year = "2004",
    journal = "American Journal of Science",
    abstract = {Dados geocronológicos, estruturais e sedimentológicos fornecem a base para uma síntese regional da evolução do cinturão de empurrão retroarco cordilheriano e do sistema de bacia de foreland no oeste dos EUA. Nesta região, o cinturão orogênico cordilheriano tornou-se tectonicamente consolidado durante o Jurássico Tardio (∼155 Ma) com o fechamento de bacias oceânicas marginais e a acreção de arcos fringentes ao longo da borda oeste da placa norte-americana. Ao longo dos subsequentes 100 Myr, a deformação contrátil propagou-se aproximadamente 1000 quilômetros para leste, culminando na formação das cadeias montanhosas Laramidas das Montanhas Rochosas. No auge de seu desenvolvimento, o lado retroarco da Cordilheira foi dividido em cinco zonas tectonomórficas, incluindo, de oeste para leste, o cinturão de empurrão Luning-Fencemaker; o cinturão de empurrão do Nevada central (ou Eureka); uma plataforma de alta elevação (o "Nevadaplano"); o cinturão de dobras e empurrões Sevier topograficamente acidentado; e a zona laramida de levantamentos e bacias de basement intraforeland. Rochas da crosta média sob o Nevadaplano experimentaram metamorfismo de alto grau e encurtamento durante o Jurássico Tardio e o Cretáceo Médio a Tardio, e o locus do empurrão de falhas principais da crosta superior migrou esporadicamente para leste. No Cretáceo Tardio, a crosta média sob o Nevadaplano estava experimentando decompressão e resfriamento, talvez em resposta à extensão dúctil de grande magnitude e exumação isostática, concomitante com o empurrão contínuo no cinturão frontal Sevier. A história tectônica do cinturão Sevier foi notavelmente consistente ao longo do eixo do cinturão orogênico, com o emplacamento de megacamadas de empurrão proterozóicas e paleozóicas em escala regional durante o Cretáceo Inicial e múltiplas camadas de empurrão paleozóicas e mesozóicas mais próximas entre si durante o Cretáceo Tardio-Paleoceno. Coetâneo com o emplacamento das camadas de empurrão frontais, grandes culminações estruturais no basement cristalino arqueano-proterozóico desenvolveram-se ao longo do degrau de basement formado pelo rifteamento neoproterozóico. Um sistema complexo de bacia de foreland evoluiu em consonância com o wedge orogênico. Durante sua história inicial e tardia (∼155 - 110 Ma e ∼70 - 55 Ma), a bacia foi dominada por deposição não marinha, enquanto águas marinhas inundaram a bacia durante sua meia-vida (∼110 - 70 Ma). O desenvolvimento da bacia do Jurássico Tardio foi controlado tanto por subsidência flexural quanto dinâmica. Do Cretáceo Inicial até o início do Cretáceo Tardio, a bacia foi dominada por subsidência flexural. Do Cretáceo Tardio ao Cenozóico Médio, a bacia foi cada vez mais particionada por estruturas laramidas envolvendo o basement. As ligações entre o arc-magmatismo cordilheriano do Jurássico Tardio e Cretáceo Tardio e o subempurrão ocidental da litosfera continental norte-americana sob o arco não são claramente demonstráveis a partir do registro geológico no cinturão de empurrão cordilheriano. Um intervalo de tempo significativo (∼20 Myr) entre o encurtamento e o subempurrão coetâneo, por um lado, e a geração de magmas de arco, por outro, é necessário para que qualquer ligação exista. No entanto, a delaminação litosférica inferida do Jurássico Tardio pode ter fornecido uma condição necessária para permitir o subempurrão continental relativamente rápido do Cretáceo Inicial, o que por sua vez poderia ter catalisado o flare-up do arco do Cretáceo Tardio.},
    url = "https://doi.org/10.2475/ajs.304.2.105",
    doi = "10.2475/ajs.304.2.105",
    openalex = "W2135909516",
    references = "doi101016004019519390295u, doi10102993rg02030, doi101029jb075i014p02625, doi101029jb088ib02p01153, doi101029jb093ib04p03211, doi101029tc005i002p00227, doi101038270403a0, doi101038386061a0, doi101046j13652117199601491x, doi1011300016760619881001023papsol23co2, doi101130001676062000112324tothas20co2, doi101130dnaggnac2463, doi101130dnaggnag3261, doi101130mem151p355, doi101130spe206, doi101130spe206p1, doi1013062f9188fb16ce11d78645000102c1865d"
}

@article{doi101016jepsl200502038,
    author = "Leech, M. L. e Singh, Sandeep e Jain, Arvind Kumar e Klemperer, S. L. e Manickavasagam, R. M.",
    title = "O início da colisão continental Índia–Ásia: Subdução inicial e íngreme exigida pelo momento da metamorfismo UHP no Himalaia ocidental",
    year = "2005",
    journal = "Earth and Planetary Science Letters",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.epsl.2005.02.038",
    doi = "10.1016/j.epsl.2005.02.038",
    openalex = "W2112077113",
    references = "doi101016jepsl200408019, doi101016s0012821x99002770, doi101130spe281p1"
}

@article{doi101130b259111,
    author = "Robinson, Delores M. e DeCelles, Peter G. e Copeland, Peter",
    title = "Evolução tectônica da zona de empurrão do Himalaia no Nepal ocidental: Implicações para modelos de fluxo de canal",
    year = "2006",
    journal = "Bulletin da Sociedade Geológica dos Estados Unidos",
    url = "https://doi.org/10.1130/b25911.1",
    doi = "10.1130/b25911.1",
    openalex = "W2134254813",
    references = "doi101007bf01823808"
}

Com base em uma compilação de fontes publicadas, rochas referidas como adaquitas apresentam as seguintes características geoquímicas e isotópicas: SiO2 ≥56% em peso, Al2O3 ≥15% em peso, MgO normalmente <3% em peso, número de Mg ≈0,5, Sr ≥400 ppm, Y ≤18 ppm, Yb ≤1,9 ppm, Ni ≥20 ppm, Cr ≥30 ppm, Sr/Y ≥20, La/Yb ≥20 e 87Sr/86Sr ≤0,7045. Rochas com tais composições têm sido interpretadas como produtos da hibridização de fusões parciais félsicas da crosta oceânica subducida com o manto wedge peridotítico durante a ascensão e não são magmas primários. Andesitas de alto Mg têm sido interpretadas como relacionadas às adaquitas por fusão parcial de peridotita astenosférica contaminada por fusões de placas. O caso desses modelos petrogenéticos para adaquitas e andesitas de alto Mg é melhor feito no Arqueano, quando geotermas de manto mais elevados resultaram em placas subducidas potencialmente atingindo temperaturas de fusão parcial em profundidades rasas antes que a desidratação tornasse a placa infusível. No Fanerozoico, essas condições provavelmente foram atendidas apenas sob certas condições tectônicas especiais, como a subducção de crosta oceânica jovem (≤25 milhões de anos). Assinaturas geoquímicas adaquíticas-chave, como baixas concentrações de Y e Yb e altas razões de Sr/Y e La/Yb, podem ser geradas em magmas arcianos normais derivados da astenosfera, do tipo tóleiico ao calc-alcalino, por interações comuns da crosta da placa superior e processos de fracionamento cristalino e não requerem fusão de placas. Uma avaliação de várias suítes vulcânicas arcianas de todo o mundo mostra que a maioria das composições semelhantes à adaquita é gerada dessa maneira e não reflete processos de fonte. Da mesma forma, rochas intrusivas raras semelhantes à adaquita associadas a alguns depósitos de Cu porfírico são produtos evoluídos de extenso processamento em nível crustal de magmas da série basalto-andesito-dacito-rioleito calc-alcalino. Se fusões de placas contribuem para tais magmas, suas assinaturas geoquímicas teriam sido apagadas ou tornadas ambíguas por subsequentes extensos processos de sistema aberto. Em terrenos arqueanos, onde rochas da série magmática adaquítica e de alto Al tonalito-trondhjemito-granodiorito (TTG) são mais comuns, depósitos de Cu porfírico são raros e, quando encontrados, estão associados a suítes normais calc-alcalinas em vez de adaquitas. As duas séries magmáticas distintas são composicionalmente distintas em termos de vários parâmetros de elementos maiores e traço. Processos magmáticos comuns da placa superior, como fusão-assimilação-armazenamento-homogeneização (MASH) e assimilação-fracionamento-cristalização (AFC) afetando magmas arcianos normais, podem ser demonstrados para explicar as composições distintas da maioria das rochas arcianas semelhantes à adaquita, incluindo andesitas de alto Mg e especialmente aqueles exemplos raros associados a depósitos de Cu porfírico. Em contraste, a fusão de placas, na maioria dos casos, nem pode ser provada nem refutada e, portanto, é insatisfatória como um fator único na gênese de depósitos de Cu porfírico.

@article{doi102113gsecongeo1024537,
    author = "Richards, Jeremy P. e Kerrich, R.",
    title = "Special Paper: Rochas Tipo Adaquita: Suas Origens Diversas e o Papel Questionável na Metalogênese",
    year = "2007",
    journal = "Economic Geology",
    abstract = "Com base em uma compilação de fontes publicadas, as rochas referidas como adaquitas apresentam as seguintes características geoquímicas e isotópicas: SiO2 ≥56% em peso, Al2O3 ≥15% em peso, MgO normalmente <3% em peso, número de Mg ≈0,5, Sr ≥400 ppm, Y ≤18 ppm, Yb ≤1,9 ppm, Ni ≥20 ppm, Cr ≥30 ppm, Sr/Y ≥20, La/Yb ≥20 e 87Sr/86Sr ≤0,7045. Rochas com tais composições foram interpretadas como produtos da hibridização de fusões parciais félsicas da crosta oceânica subductante com o manto peridotítico da cunha durante a ascensão e não como magmas primários. Andesitas de alto Mg foram interpretadas como relacionadas às adaquitas por fusão parcial de peridotito astenosférico contaminado por fusões de laje. O caso desses modelos petrogenéticos para adaquitas e andesitas de alto Mg é melhor feito no Arqueano, quando geotermas do manto mais elevados resultaram em lajes subductantes potencialmente atingindo temperaturas de fusão parcial em profundidades rasas antes que a desidratação tornasse a laje infusível. No Fanerozoico, essas condições foram provavelmente atendidas apenas sob certas condições tectônicas especiais, como a subducção de crosta oceânica jovem (≤25 milhões de anos). Assinaturas geoquímicas adaquíticas-chave, como baixas concentrações de Y e Yb e altas razões de Sr/Y e La/Yb, podem ser geradas em magmas arcianos normais derivados da astenosfera, do tipo toleítico ao calc-alcalino, por interações comuns com a crosta da placa superior e processos de fracionamento cristalino, e não requerem fusão de laje. Uma avaliação de várias suítes vulcânicas arcianas de todo o mundo mostra que a maioria das composições tipo adaquita é gerada dessa maneira e não reflete processos de fonte. Da mesma forma, rochas intrusivas raras tipo adaquita associadas a alguns depósitos de Cu porfírico são produtos evoluídos de extenso processamento em nível crustal de magmas da série basalto-andesito-dacito-rioleito calc-alcalino. Se fusões de laje contribuem para tais magmas, suas assinaturas geoquímicas teriam sido apagadas ou tornadas ambíguas por subsequentes extensos processos de sistema aberto. Em terrenos arqueanos, onde rochas da série magmática adaquítica e de tonalito-trondhjemito-granodiorito (TTG) de alto Al são mais comuns, depósitos de Cu porfírico são raros e, quando encontrados, estão associados a suítes calc-alcalinas normais e não a adaquitas. As duas séries magmáticas distintas são composicionalmente distintas em termos de vários parâmetros de elementos principais e traço. Processos magmáticos comuns da placa superior, como fusão-assimilação-armazenamento-homogeneização (MASH) e assimilação-fracionamento-cristalização (AFC) afetando magmas arcianos normais, podem ser demonstrados para explicar as composições distintas da maioria das rochas arcianas tipo adaquita, incluindo andesitas de alto Mg e especialmente aqueles exemplos raros associados a depósitos de Cu porfírico. Em contraste, a fusão de laje, na maioria dos casos, nem pode ser provada nem refutada e, portanto, é insatisfatória como um fator único na gênese de depósitos de Cu porfírico.",
    url = "https://doi.org/10.2113/gsecongeo.102.4.537",
    doi = "10.2113/gsecongeo.102.4.537",
    openalex = "W2008456126",
    references = "doi1010160009254180901072, doi101016b0080437516030358, doi101016jgca200511008"
}

O orógeno Himalaia sofreu intensa deformação cenozóica e metamorfismo generalizado, tornando difícil rastrear sua arquitetura inicial e o subsequente caminho de deformação durante a colisão Índia-Ásia do Cenozoico. Para abordar essa questão, realizamos mapeamento estrutural e geocronologia de zircão U-Pb ao longo da Planície de Shillong, Colinas de Mikir e Vale do Rio Brahmaputra, no nordeste da Índia, localizada a 30-100 km ao sul do Himalaia oriental. Nosso trabalho revela três episódios de atividade ígnea em aproximadamente 1600 Ma, aproximadamente 1100 Ma e aproximadamente 500 Ma, e três eventos de deformação dúctil em aproximadamente 1100 Ma, 520-500 Ma e durante o Cretáceo. Os dois primeiros eventos foram contracionais, possivelmente induzidos pela montagem de Rodínia e Gondwana Oriental, enquanto o último evento foi extensional, possivelmente relacionado à ruptura de Gondwana. Devido à sua proximidade com o Himalaia, a ocorrência de deformação contracional de 500 Ma no nordeste da Índia implica que qualquer tentativa de determinar a magnitude da deformação cenozóica ao longo do orógeno Himalaia usando estratos proterozoicos como camadas marcadoras deve primeiro remover o efeito da deformação paleozóica inicial. A litostratigrafia da Planície de Shillong estabelecida por este estudo e sua correlação com as unidades Himalaias implicam que o Complexo Cristalino do Himalaia Maior pode ser uma mistura tectônica do basement cristalino indiano, sua sequência de cobertura proterozoica-cambriana e um arco paleozóico inicial. Embora a Planície de Shillong possa ser considerada um bloco rígido no Cenozoico, nosso trabalho demonstra que a falhagem ativa distribuída de deslizamento esquerdo domina seu interior, consistente com mecanismos focais de terremotos e campos de velocidade de sistemas de posicionamento global na região. © 2010 Geological Society of America.

@article{doi101130b264601,
    author = "Yin, An and Dubey, C. S. and Webb, A. Alexander G. and Kelty, Thomas K. and Grove, Marty and Gehrels, George E. and Burgess, W. Paul",
    title = "Geologic correlation of the Himalayan orogen and Indian craton: Part 1. Structural geology, U-Pb zircon geochronology, and tectonic evolution of the Shillong Plateau and its neighboring regions in NE India",
    year = "2009",
    journal = "Geological Society of America Bulletin",
    abstract = "The Himalayan orogen has experienced intense Cenozoic deformation and widespread metamorphism, making it diffi cult to track its initial architecture and the subsequent deformation path during the Cenozoic India-Asia collision. To address this issue, we conducted structural mapping and U-Pb zircon geochronology across the Shillong Plateau, Mikir Hills, and Brahmaputra River Valley of northeastern India, located 30-100 km south of the eastern Himalaya. Our work reveals three episodes of igneous activity at ca. 1600 Ma, ca. 1100 Ma, and ca. 500 Ma, and three ductile-deformation events at ca. 1100 Ma, 520-500 Ma, and during the Cretaceous. The first two events were contractional, possibly induced by assembly of Rodinia and Eastern Gondwana, while the last event was extensional, possibly related to breakup of Gondwana. Because of its prox imity to the Himalaya, the occurrence of 500 Ma contractional deformation in northeastern India implies that any attempt to determine the magnitude of Cenozoic deformation across the Himalayan orogen using Proterozoic strata as marker beds must first remove the effect of early Paleozoic deformation. The lithostratigraphy of the Shillong Plateau established by this study and its correlation to the Himalayan units imply that the Greater Himalayan Crystalline Complex may be a tectonic mixture of Indian crystalline basement, its Proterozoic-Cambrian cover sequence and an early Paleozoic arc. Although the Shillong Plateau may be regarded as a rigid block in the Cenozoic, our work demonstrates that distributed active left-slip faulting dominates its interior, consistent with earthquake focal mechanisms and global positioning system velocity fields across the region. © 2010 Geological Society of America.",
    url = "https://doi.org/10.1130/b26460.1",
    doi = "10.1130/b26460.1",
    openalex = "W1969833428",
    references = "doi1010292003tc001554"
}

Apesar de ser o maior orógeno colisional ativo da Terra, o mecanismo de crescimento do Himalaia permanece incerto. O debate atual tem se concentrado no papel da interação dinâmica entre tectônica e clima e das trocas de massa entre a crosta do Himalaia e do Tibete durante a colisão Índia-Ásia do Cenozoico. Uma grande incerteza no debate vem da falta de informações geológicas sobre o segmento oriental do Himalaia, de 91°E a 97°E, que compõe cerca de um quarto da cadeia montanhosa. Para abordar essa questão, realizamos mapeamento de campo detalhado, datação de idade de zircão U-Pb e cronotermologia 40Ar/39Ar ao longo de dois perfis geológicos nas longitudes de 92°E e 94°E, atravessando o Himalaia oriental. Nossa datação indica que a região experimentou eventos magmáticos entre 1745-1760 Ma, 825-878 Ma, 480-520 Ma e 28-20 Ma. Os primeiros três eventos também ocorreram no cratão nordeste da Índia, enquanto o último é exclusivo do Himalaia. A correlação de eventos magmáticos e unidades litológicas de idade equivalente sugere que o segmento oriental do Himalaia foi construído in situ por empurrões envolvendo o embasamento, o que é inconsistente com a hipótese de rochas de alto grau do Himalaia derivadas do Tibete via fluxo de canal. O empurrão Central Principal no Himalaia oriental forma o teto de um importante duplex de empurrão; sua parte norte foi iniciada por volta de 13 Ma, enquanto a parte sul foi iniciada por volta de 10 Ma, conforme indicado pela cronotermologia 40Ar/39Ar. O espessamento crustal do teto do empurrão Central Principal foi expresso por empurrões dúcteis discretos entre 12 Ma e 7 Ma, sobrepondo-se temporalmente ao movimento no empurrão Central Principal abaixo. A restauração de duas seções geológicas possíveis de um dos nossos perfis geológicos, onde uma assume a existência de deformação pré-Cenozoica abaixo do Himalaia e a outra assume estratos horizontais antes da colisão Índia-Ásia, leva a um encurtamento estimado de 775 km (~76% de deformação) e 515 km (~70% de deformação), respectivamente. Apoiamos a presença de topografia significativa do embasamento abaixo do Himalaia oriental com base em projeções de estruturas paleozóicas iniciais do Platô de Shillong (ou seja, o empurrão Central de Shillong) localizado ~50 km ao sul de nossa área de estudo. Como o nordeste da Índia e possivelmente o Himalaia oriental ambos experimentaram contração paleozóica inicial, o encurtamento estimado deste estudo pode ter resultado de um efeito combinado de deformação paleozóica inicial e cenozóica. © 2009 Geological Society of America.

@article{doi101130b264611,
    author = "Yin, An and Dubey, C. S. and Kelty, T.K. and Webb, A. Alexander G. and Harrison, T. Mark and Chou, Chih-Hsin and Célérier, Julien",
    title = "Correlação geológica do orógeno do Himalaia e do cratão indiano: Parte 2. Geologia estrutural, geocronologia e evolução tectônica do Himalaia Oriental",
    year = "2009",
    journal = "Geological Society of America Bulletin",
    abstract = "Apesar de ser o maior orógeno colisional ativo da Terra, o mecanismo de crescimento do Himalaia permanece incerto. O debate atual tem se concentrado no papel da interação dinâmica entre tectônica e clima e das trocas de massa entre a crosta do Himalaia e do Tibete durante a colisão Índia-Ásia do Cenozoico. Uma grande incerteza no debate vem da falta de informações geológicas sobre o segmento oriental do Himalaia, de 91°E a 97°E, que compõe cerca de um quarto da cadeia montanhosa. Para abordar essa questão, realizamos mapeamento de campo detalhado, datação de idade de zircão U-Pb e cronotermologia 40Ar/39Ar ao longo de dois perfis geológicos nas longitudes de 92°E e 94°E, atravessando o Himalaia oriental. Nossa datação indica que a região experimentou eventos magmáticos entre 1745-1760 Ma, 825-878 Ma, 480-520 Ma e 28-20 Ma. Os primeiros três eventos também ocorreram no cratão nordeste da Índia, enquanto o último é exclusivo do Himalaia. A correlação de eventos magmáticos e unidades litológicas de idade equivalente sugere que o segmento oriental do Himalaia foi construído in situ por empurrões envolvendo o embasamento, o que é inconsistente com a hipótese de rochas de alto grau do Himalaia derivadas do Tibete via fluxo de canal. O empurrão Central Principal no Himalaia oriental forma o teto de um importante duplex de empurrão; sua parte norte foi iniciada por volta de 13 Ma, enquanto a parte sul foi iniciada por volta de 10 Ma, conforme indicado pela cronotermologia 40Ar/39Ar. O espessamento crustal do teto do empurrão Central Principal foi expresso por empurrões dúcteis discretos entre 12 Ma e 7 Ma, sobrepondo-se temporalmente ao movimento no empurrão Central Principal abaixo. A restauração de duas seções geológicas possíveis de um dos nossos perfis geológicos, onde uma assume a existência de deformação pré-Cenozoica abaixo do Himalaia e a outra assume estratos horizontais antes da colisão Índia-Ásia, leva a um encurtamento estimado de 775 km (\textasciitilde 76\% de deformação) e 515 km (\textasciitilde 70\% de deformação), respectivamente. Apoiamos a presença de topografia significativa do embasamento abaixo do Himalaia oriental com base em projeções de estruturas paleozóicas iniciais do Platô de Shillong (ou seja, o empurrão Central de Shillong) localizado \textasciitilde 50 km ao sul de nossa área de estudo. Como o nordeste da Índia e possivelmente o Himalaia oriental ambos experimentaram contração paleozóica inicial, o encurtamento estimado deste estudo pode ter resultado de um efeito combinado de deformação paleozóica inicial e cenozóica. © 2009 Geological Society of America.",
    url = "https://doi.org/10.1130/b26461.1",
    doi = "10.1130/b26461.1",
    openalex = "W2069716890",
    references = "doi101016s1367912099000474, doi1010292003tc001554"
}

Atualmente, debatem-se dois modelos cinemáticos extremos de encurtamento crustal através do Himalaia: um pressupõe empurrões localizados ao longo de uma única falha de empurrão principal, o Empurrão Himalaiano Principal (MHT), com sobrecarga não uniforme devido à formação de duplos, e o outro defende empurrões fora de sequência (OOS), além do empurrão ao longo do MHT e da sobrecarga. Avaliamos esses dois modelos com base na modelagem de dados termocronológicos, termométricos e termobarométricos do Himalaia central do Nepal. Complementamos um conjunto de dados compilado da literatura com 114 dados termocronológicos de 40 Ar/39 Ar, 10 de rastro de fissão de apatita e 5 de zircão (U-Th)/He. Os dados são previstos usando um modelo termocinético (PECUBE), e os parâmetros do modelo são restringidos usando uma abordagem inversa baseada no Algoritmo de Vizinhança. Os parâmetros do modelo incluem características geométricas, bem como taxas de sobreempurrão, produção de calor radiogênico na sequência cristalina do Himalaia Alto (HHC), a idade de início do duplo ou do empurrão fora de sequência. Ambos os modelos podem fornecer um ajuste satisfatório aos dados invertidos. No entanto, o modelo com empurrão fora de sequência implica uma taxa de convergência irrealista ≥30 mm yr⁻¹. O modelo de empurrão fora de sequência pode ser ajustado para se adequar à taxa de convergência e aos dados termocronológicos se a zona do Empurrão Central Principal for atribuída uma geometria constante e um ângulo de mergulho de aproximadamente 30° e uma taxa de deslizamento de <1 mm yr⁻¹. No modelo de duplo, a taxa de convergência de 20 mm yr⁻¹ é distribuída entre uma taxa de sobreempurrão de 5,8 ± 1,4 mm yr⁻¹ e uma taxa de subempurrão de 14,2 ± 1,8 mm yr⁻¹. As taxas modernas de elevação rochosa são estimadas em aumento de aproximadamente 0,9 ± 0,31 mm yr⁻¹ no Himalaia Menor para 3,0 ± 0,9 mm yr⁻¹ na frente da faixa alta, a 86 ± 13 km do Empurrão Frontal Principal. O coeficiente de atrito efetivo é estimado em 0,07 ou menor, e a produção de calor radiogênico das unidades HHC é estimada em 2,2 ± 0,1 μW m⁻³. O duplo da crosta média iniciou-se há 9,8 ± 1,7 Ma, levando a um aumento da taxa de elevação na frente do Himalaia Alto de 0,9 ± 0,31 para 3,05 ± 0,9 mm yr⁻¹. Também executamos modelos 3-D acoplando o PECUBE com um modelo de evolução de paisagem (CASCADE). Esta modelagem mostra que o efeito da topografia em evolução pode explicar uma fração da dispersão observada nos dados, mas não toda ela, sugerindo que variações laterais da cinemática da deformação crustal e da exumação são prováveis. Já foi argumentado que a transição fisiográfica íngreme no pé da Sequência Himalaiana Maior indica empurrão fora de sequência, mas nossos resultados demonstram que o melhor modelo de duplo derivado dos dados termocronológicos e termobarométricos reproduz igualmente bem a morfologia atual do Himalaia do Nepal.

@article{doi1010292008jb006126,
    author = "Herman, Frédéric e Copeland, Peter e Avouac, Jean‐Philippe e Bollinger, Laurent e Mahéo, Gweltaz e Fort, Patrick Le e Rai, SantaMan e Foster, David A. e Pêcher, Arnaud e Stüwe, Kurt e Henry, Pierre",
    title = "Exumação, deformação crustal e estrutura térmica do Himalaia do Nepal derivadas da inversão de dados termocronológicos e termobarométricos e modelagem da topografia",
    year = "2010",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Atualmente, debatem-se dois modelos cinemáticos extremos de encurtamento crustal através do Himalaia: um pressupõe empurrões localizados ao longo de uma única falha de empurrão principal, a Falha de Empurrão do Himalaia Principal (MHT), com sobrecrustamento não uniforme devido ao duplexing, e o outro defende empurrões fora de sequência (OOS) além do empurrão ao longo da MHT e sobrecrustamento. Avaliamos esses dois modelos com base na modelagem de dados termocronológicos, termométricos e termobarométricos do Himalaia central do Nepal. Complementamos um conjunto de dados compilado da literatura com 114 dados termocronológicos de 40 Ar/39 Ar, 10 de rastro de fissão de apatita e 5 de zircão (U‐Th)/He. Os dados são previstos usando um modelo termocinético (PECUBE), e os parâmetros do modelo são restringidos usando uma abordagem inversa baseada no Algoritmo de Vizinhança. Os parâmetros do modelo incluem características geométricas, bem como taxas de sobreempurrão, produção de calor radiogênico na sequência cristalina do Himalaia Alto (HHC), a idade de início do duplex ou do empurrão fora de sequência. Ambos os modelos podem fornecer um ajuste satisfatório aos dados invertidos. No entanto, o modelo com empurrão fora de sequência implica uma taxa de convergência irrealista ≥30 mm yr −1. O modelo de empurrão fora de sequência pode ser ajustado para se adequar à taxa de convergência e aos dados termocronológicos se a zona da Falha de Empurrão Central Principal for atribuída uma geometria constante e um ângulo de mergulho de aproximadamente 30° e uma taxa de deslizamento de <1 mm yr −1. No modelo de duplex, a taxa de convergência de 20 mm yr −1 é particionada entre uma taxa de sobreempurrão de 5,8 ± 1,4 mm yr −1 e uma taxa de sobrepuxamento de 14,2 ± 1,8 mm yr −1. As taxas modernas de elevação rochosa são estimadas em aumento de aproximadamente 0,9 ± 0,31 mm yr −1 no Himalaia Menor para 3,0 ± 0,9 mm yr −1 na frente da faixa alta, a 86 ± 13 km da Falha Frontal Principal. O coeficiente de atrito efetivo é estimado em 0,07 ou menor, e a produção de calor radiogênico das unidades HHC é estimada em 2,2 ± 0,1 μ W m −3. O duplex da crosta média iniciou-se há 9,8 ± 1,7 Ma, levando a um aumento da taxa de elevação na frente do Himalaia Alto de 0,9 ± 0,31 para 3,05 ± 0,9 mm yr −1. Também executamos modelos 3-D acoplando o PECUBE com um modelo de evolução de paisagem (CASCADE). Esta modelagem mostra que o efeito da topografia em evolução pode explicar uma fração da dispersão observada nos dados, mas não toda ela, sugerindo que variações laterais da cinemática da deformação crustal e exumação são prováveis. Argumentou-se que a transição fisiográfica íngreme no pé da Sequência Himalaia Maior indica empurrão fora de sequência, mas nossos resultados demonstram que o melhor modelo de duplex derivado dos dados termocronológicos e termobarométricos reproduz igualmente bem a morfologia atual do Himalaia do Nepal.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2008jb006126",
    doi = "10.1029/2008jb006126",
    openalex = "W2030721727",
    references = "doi101016jepsl200511028"
}

Documentamos a deformação geodésica ao longo do Himalaia do Nepal usando séries temporais de GPS de 30 estações no Nepal e no Tibete do sul, além de pontos de campanha de GPS e dados de nivelamento previamente publicados, e determinamos o padrão de acoplamento inter-sísmico na falha do Empurrão Himalaio Principal (MHT). O ruído nas posições diárias de GPS é modelado como uma combinação de ruído branco e colorido, a fim de inferir velocidades seculares nas estações com incertezas consistentes. Em seguida, localizamos o polo de rotação da placa Indiana no sistema de referência ITRF 2005 em longitude = − 1,34° ± 3,31°, latitude = 51,4° ± 0,3° com uma velocidade angular de Ω = 0,5029 ± 0,0072°/Myr. O padrão de acoplamento no MHT é computado em uma falha que mergulha 10° para o norte e cujo mergulho segue aproximadamente a forma arqueada do Himalaia. O modelo indica que o MHT está travado desde a superfície até uma distância de aproximadamente 100 km a favor do mergulho, correspondendo a uma profundidade de 15 a 20 km. Na vista de mapa, a zona de transição entre a parte travada do MHT e a parte que está rastejando na taxa de deslizamento de longo prazo parece ser no máximo algumas dezenas de quilômetros de largura e coincide com a faixa de microsismicidade de crosta média sob o Himalaia. De acordo com um estudo anterior baseado em modelagem termo-cinética de dados termocronológicos e termobarométricos, essa transição parece ocorrer em uma zona onde a temperatura atinge 350°C. A convergência entre a Índia e o Tibete do Sul prossegue a uma taxa de 17,8 ± 0,5 mm/ano no Nepal central e oriental e 20,5 ± 1 mm/ano no Nepal ocidental. O déficit de momento devido ao travamento do MHT no período inter-sísmico acumula-se a uma taxa de 6,6 ± 0,4 × 10¹⁹ Nm/ano no MHT sob o Nepal. Para comparação, o momento liberado pela sismicidade nos últimos 500 anos, incluindo 14 terremotos M W ≥ 7 com magnitudes de momento até 8,5, equivale a apenas 0,9 × 10¹⁹ Nm/ano, indicando um grande déficit de deslizamento sísmico nesse período ou eventos de deslizamento lento muito infrequentes. No entanto, nenhum grande evento de deslizamento lento foi observado nos 20 anos cobertos pelas medições geodésicas no Himalaia do Nepal. Discutimos a magnitude e o período de retorno de terremotos M > 8 necessários para equilibrar o orçamento de deslizamento de longo prazo no MHT.

@article{doi1010292011jb009071,
    author = "Ader, Thomas and Avouac, Jean‐Philippe and Liu‐Zeng, Jing and Lyon‐Caen, H. and Bollinger, Laurent and Galetzka, J. and Genrich, Jeff and Thomas, Marion Y. and Chanard, Kristel and Sapkota, Soma Nath and Rajaure, Sudhir and Shrestha, Prithvi and Ding, Lin and Flouzat, M.",
    title = "Taxa de convergência ao longo do Himalaia do Nepal e acoplamento inter-sísmico no Empurrão Himalaio Principal: Implicações para o risco sísmico",
    year = "2012",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Documentamos a deformação geodésica ao longo do Himalaia do Nepal usando séries temporais de GPS de 30 estações no Nepal e no Tibete do sul, além de pontos de campanha de GPS e dados de nivelamento previamente publicados, e determinamos o padrão de acoplamento inter-sísmico na falha do Empurrão Himalaio Principal (MHT). O ruído nas posições diárias de GPS é modelado como uma combinação de ruído branco e colorido, a fim de inferir velocidades seculares nas estações com incertezas consistentes. Em seguida, localizamos o polo de rotação da placa Indiana no sistema de referência ITRF 2005 em longitude = − 1,34° ± 3,31°, latitude = 51,4° ± 0,3° com uma velocidade angular de Ω = 0,5029 ± 0,0072°/Myr. O padrão de acoplamento no MHT é computado em uma falha que mergulha 10° para o norte e cujo mergulho segue aproximadamente a forma arqueada do Himalaia. O modelo indica que o MHT está travado desde a superfície até uma distância de aproximadamente 100 km a favor do mergulho, correspondendo a uma profundidade de 15 a 20 km. Na vista de mapa, a zona de transição entre a parte travada do MHT e a parte que está rastejando na taxa de deslizamento de longo prazo parece ser no máximo algumas dezenas de quilômetros de largura e coincide com a faixa de microsismicidade de crosta média sob o Himalaia. De acordo com um estudo anterior baseado em modelagem termo-cinética de dados termocronológicos e termobarométricos, essa transição parece ocorrer em uma zona onde a temperatura atinge 350°C. A convergência entre a Índia e o Tibete do Sul prossegue a uma taxa de 17,8 ± 0,5 mm/ano no Nepal central e oriental e 20,5 ± 1 mm/ano no Nepal ocidental. O déficit de momento devido ao travamento do MHT no período inter-sísmico acumula-se a uma taxa de 6,6 ± 0,4 × 10¹⁹ Nm/ano no MHT sob o Nepal. Para comparação, o momento liberado pela sismicidade nos últimos 500 anos, incluindo 14 terremotos M W ≥ 7 com magnitudes de momento até 8,5, equivale a apenas 0,9 × 10¹⁹ Nm/ano, indicando um grande déficit de deslizamento sísmico nesse período ou eventos de deslizamento lento muito infrequentes. No entanto, nenhum grande evento de deslizamento lento foi observado nos 20 anos cobertos pelas medições geodésicas no Himalaia do Nepal. Discutimos a magnitude e o período de retorno de terremotos M > 8 necessários para equilibrar o orçamento de deslizamento de longo prazo no MHT.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2011jb009071",
    doi = "10.1029/2011jb009071",
    openalex = "W2024423630",
    references = "doi101007s0019000600303, doi10102995jb00862"
}

Resumo Rochas sedimentares siliciclásticas derivadas do terrano de Lhasa sul, depositadas sobre rochas da margem continental passiva do norte da Índia, fornecem uma estimativa da idade do contato inicial entre as partes continentais das placas indiana e asiática. Relatamos dados sedimentológicos, petrológicos sedimentares e geocronológicos de estratos do Cretáceo Superior-Paleoceno na seção de Sangdanlin, localizada ao longo da flanco sul da zona de sutura Indus-Yarlung no sul do Tibete. Este é provavelmente o registro mais próximo e, portanto, o mais antigo, da colisão Índia-Ásia. Estes estratos foram depositados por correntes de turbidez de alta densidade (ou fluxos de densidade concentrados) e sedimentação por suspensão de detritos biogênicos pelágicos em um ambiente marinho profundo. Uma mudança abrupta de composições de arenito quartzítico para arenito feldspático marca a transição da proveniência sedimentar indiana para a asiática. A mudança abrupta na composição é acompanhada por mudanças nas idades U-Pb de zircões detríticos diagnósticas de uma inversão de proveniência sedimentar, de fontes indianas para asiáticas. O momento da transição é delimitado entre ~60 Ma e 58,5 ± 0,6 Ma por idades U-Pb de zircões detríticos e idades U-Pb de zircões de um leito tufáceo na parte superior da seção. No contexto de um quadro paleogeográfico regional restaurado palinspasticamente, dados da seção de Sangdanlin combinados com dados anteriormente publicados do Himalaia Tethiano do norte e do Himalaia Menor e Subhimalaio nepaleses frontais sugerem que uma onda flexural migrou ~1300 km para o sul através do que agora é o cinturão de empurrão do Himalaia do tempo Paleoceno até o presente.

@article{doi1010022014tc003522,
    author = "DeCelles, Peter G. e Kapp, Paul e Gehrels, George E. e Ding, Lin",
    title = "Evolução da bacia de foreland Paleoceno-Eoceno no Himalaia do sul do Tibete e Nepal: Implicações para a idade do colisão inicial Índia-Ásia",
    year = "2014",
    journal = "Tectonics",
    abstract = "Resumo Rochas sedimentares siliciclásticas derivadas do terrano de Lhasa sul, depositadas sobre rochas da margem continental passiva do norte da Índia, fornecem uma estimativa da idade do contato inicial entre as partes continentais das placas indiana e asiática. Relatamos dados sedimentológicos, petrológicos sedimentares e geocronológicos de estratos do Cretáceo Superior-Paleoceno na seção de Sangdanlin, localizada ao longo da flanco sul da zona de sutura Indus-Yarlung no sul do Tibete. Este é provavelmente o registro mais próximo e, portanto, o mais antigo, da colisão Índia-Ásia. Estes estratos foram depositados por correntes de turbidez de alta densidade (ou fluxos de densidade concentrados) e sedimentação por suspensão de detritos biogênicos pelágicos em um ambiente marinho profundo. Uma mudança abrupta de composições de arenito quartzítico para arenito feldspático marca a transição da proveniência sedimentar indiana para a asiática. A mudança abrupta na composição é acompanhada por mudanças nas idades U-Pb de zircões detríticos diagnósticas de uma inversão de proveniência sedimentar, de fontes indianas para asiáticas. O momento da transição é delimitado entre \textasciitilde 60 Ma e 58,5 ± 0,6 Ma por idades U-Pb de zircões detríticos e idades U-Pb de zircões de um leito tufáceo na parte superior da seção. No contexto de um quadro paleogeográfico regional restaurado palinspasticamente, dados da seção de Sangdanlin combinados com dados anteriormente publicados do Himalaia Tethiano do norte e do Himalaia Menor e Subhimalaio nepaleses frontais sugerem que uma onda flexural migrou \textasciitilde 1300 km para o sul através do que agora é o cinturão de empurrão do Himalaia do tempo Paleoceno até o presente.",
    url = "https://doi.org/10.1002/2014tc003522",
    doi = "10.1002/2014tc003522",
    openalex = "W1944076124",
    references = "doi10100797814684827684, doi101007bf02431072, doi101007bf02440107, doi101016jearscirev200405001, doi101016jearscirev200505004, doi101016jepsl200408019, doi101016jepsl200511028, doi101016jepsl200909013, doi1010292007gc001805, doi1010292011tc002868, doi101029eo064i011p0010601, doi101046j1365246x199900802x, doi101046j13653091200100360x, doi101111j13653091201201353x, doi101126science1894201419, doi10113000167606197586737gfmfrc20co2, doi10113000167606198394222ponaps20co2, doi101146annurevearth281211, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, normark1978fan, openalexw1570283708"
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Este artigo revisa a história tectônica, magmática e metalogenética do orógeno Tethiano, desde os Cárpatos até a Indochina. O foco está na formação de depósitos de porfiro Cu ± Mo ± Au, sendo o tipo de depósito mineral mais característico formado durante tanto processos de subducção quanto colisionais nesta região. Relativamente pouco se sabe sobre a história do oceano Paleotetis, que se abriu e fechou entre Gondwana e Eurásia no Paleozoico, e poucos depósitos minerais são preservados deste período. O oceano Neotetis abriu-se no Permiano–Triássico Inferior à medida que os fragmentos continentais Címerios (os núcleos da Turquia, Irã, Tibete e Indochina) se riftaram da margem norte de Gondwana e deram-se ao norte. Estes microcontinentes atracaram com a margem eurasiática em vários pontos do Mesozoico e Cenozoico, formando um arquipélago complexo envolvendo vários pequenos bacias de arco retro e remanescentes do oceano Paleotetis. O principal oceano Neotetis e estas bacias menores foram em grande parte eliminados pela colisão com a Índia e África–Arábia no Eoceno inicial e Mioceno inicial-médio, respectivamente, embora a subducção Neotetiana continue sob o arco Heleno e o Makran. A maioria dos depósitos do tipo porfiro é encontrada em associação com a subducção Neotetiana (principalmente no Mesozoico e Paleógeno) e eventos síncronos a pós-colisionais no Paleógeno médio ao Neógeno. Eles são encontrados em todo o orógeno, mas algumas seções são particularmente bem dotadas, incluindo os Cárpatos–Balcãs–Rodopes, leste da Turquia–Cáucaso Menor–NO do Irã, SE do Irã–SO do Paquistão, sul do Tibete e SE do Tibete–Indochina. Outras seções que parecem estéreis podem refletir níveis mais profundos de erosão, cobertura sedimentar jovem ou falta de exploração, embora também possa haver razões reais para baixa prospectividade em algumas áreas, como subducção mínima (por exemplo, a região do Mediterrâneo ocidental) ou empurrão litosférico (como proposto no Tibete ocidental). Ao longo da última década, restrições geocronológicas melhoradas sobre o tempo de formação de minérios e eventos tectônicos chave revelaram que muitos depósitos de porfiro que anteriormente eram assumidos como relacionados à subducção são, na verdade, amplamente relacionados à colisão, alguns formando-se em configurações de arco retro antes da colisão, alguns durante a colisão e outros durante processos pós-colisionais como colapso orogênico e/ou delaminação da litosfera do manto subcontinental. Embora a formação de porfiro relacionados à subducção seja bastante bem compreendida, a metalogenia colisional é mais complexa e pode envolver um número de diferentes processos ou fontes. Estes incluem fusão de: crosta espessada orogenicamente; litosfera previamente modificada pela subducção (incluindo manto metasomatizado, rochas máficas sobplacadas ou plutões e cumalitos de arco da crosta inferior); ou astenosfera ascendente (por exemplo, em resposta à delaminação, ruptura de placa, extensão de arco retro ou colapso orogênico). As fontes mais férteis para depósitos de porfiro síncronos e pós-colisionais parecem ser a litosfera modificada pela subducção, porque estas litologias hidratadas fundem-se a temperaturas relativamente baixas durante eventos tectonomagmáticos posteriores e retêm o caráter oxidado e relativamente metalífero do magmatismo de arco original. Fontes litosféricas anormalmente enriquecidas em metais não parecem ser necessárias, mas a quantidade de fases de sulfeto residuais nestas rochas pode controlar as proporções de metais (por exemplo, Cu:Au) em depósitos hidrotermais magmáticos subsequentes. Depósitos relativamente ricos em Au podem potencialmente formar-se nestas configurações, como observado nos Cárpatos (por exemplo, Roşia Montană), Turquia (Kisladag, Çöpler) e Irã (Sari Gunay, Dalli), embora a maioria dos porfiro síncronos e pós-colisionais seja rica em Cu–Mo e se assemelhe a depósitos relacionados à subducção normais (por exemplo, no cinturão Gangdese do sul do Tibete). Esta semelhança estende-se às rochas ígneas associadas, que, sendo derivadas de fontes modificadas pela subducção, retêm em grande parte o caráter geoquímico e isotópico desses magmas de arco originais. Embora ainda retenham um caráter calc-alcalino amplo, estas rochas podem estender-se a composições levemente alcalinas (shoshoníticas) e podem exibir assinaturas de traços semelhantes a adaquitos (altas razões Sr/Y e La/Yb) refletindo fusão de fontes de anfibolito de crosta profunda de granato. Mas são de outra forma difíceis de distinguir de magmas relacionados à subducção normais. Pequenos centros vulcânicos máficos alcalinos pós-colisionais são comuns em todo o orógeno, mas em grande parte parecem estéreis. No entanto, rochas semelhantes em outras configurações pós-subducção ao redor do mundo estão associadas a importantes depósitos de porfiro e epitermais alcalinos Au ± Cu, e o potencial para descoberta de tais depósitos no orógeno Tethiano não deve ser negligenciado.

@article{doi101016joregeorev201411009,
    author = "Richards, Jeremy P.",
    title = "Evolução tectônica, magmática e metalogenética do orógeno Tético: Da subducção à colisão",
    year = "2014",
    journal = "Ore Geology Reviews",
    abstract = "Este artigo revisa a história tectônica, magmática e metalogenética do orógeno Tético, dos Cárpatos à Indochina. O foco está na formação de depósitos de Cu ± Mo ± Au porfíricos, como sendo o tipo de depósito mineral mais característico formado durante tanto processos de subducção quanto de colisão nesta região. Relativamente pouco se sabe sobre a história do oceano Paleotético, que se abriu e fechou entre a Gondwana e a Eurásia no Paleozoico, e poucos depósitos minerais são preservados deste período. O oceano Neotético abriu-se no Permiano–Triássico Inferior à medida que os fragmentos continentais cimérios (os núcleos da Turquia, Irã, Tibete e Indochina) se riftaram da margem norte da Gondwana e deram-se ao norte. Estes microcontinentes atracaram com a margem eurasiática em vários pontos do Mesozoico e Cenozoico, formando um arquipélago complexo envolvendo várias pequenas bacias de retroarco e remanescentes do oceano Paleotético. O principal oceano Neotético e estas bacias menores foram em grande parte eliminados pela colisão com a Índia e a África–Arábia no Eoceno Inferior e no Mioceno Médio-Inferior, respectivamente, embora a subducção Neotética continue sob o arco Heleno e o Makran. A maioria dos depósitos do tipo porfírico é encontrada em associação com a subducção Neotética (principalmente no Mesozoico e Paleogene), e eventos síncronos e pós-colisionais no Paleogene Médio ao Neogene. Eles são encontrados em todo o orógeno, mas algumas seções são particularmente bem dotadas, incluindo os Cárpatos–Balcãs–Rodopes, leste da Turquia–Cáucaso Menor–NO do Irã, SE do Irã–SO do Paquistão, sul do Tibete, e SE do Tibete–Indochina. Outras seções que parecem estéreis podem refletir níveis mais profundos de erosão, cobertura sedimentar jovem, ou falta de exploração, embora também possa haver razões reais para baixa prospectividade em algumas áreas, como subducção mínima (por exemplo, a região do Mediterrâneo Ocidental) ou embasamento litosférico (como proposto no Tibete Ocidental). Ao longo da última década, melhorias nas restrições geocronológicas sobre o tempo de formação de depósitos minerais e eventos tectônicos chave revelaram que muitos depósitos porfíricos que anteriormente eram assumidos como relacionados à subducção são, na verdade, amplamente relacionados à colisão, alguns se formando em configurações de retroarco antes da colisão, alguns durante a colisão, e outros durante processos pós-colisionais como colapso orogênico e/ou delaminação da litosfera do manto subcontinental. Embora a formação de porfírios relacionados à subducção seja bastante bem compreendida, a metalogenética colisional é mais complexa e pode envolver uma série de processos ou fontes diferentes. Estes incluem o derretimento de: crosta espessada orogenicamente; litosfera previamente modificada pela subducção (incluindo manto metasomatizado, rochas máficas sobplacadas, ou plutões de arco e cumulações da crosta inferior); ou astenosfera ascendente (por exemplo, em resposta à delaminação, ruptura de placa, extensão de retroarco, ou colapso orogênico). As fontes litosféricas mais férteis para depósitos porfíricos síncronos e pós-colisionais parecem ser a litosfera modificada pela subducção, porque estas litologias hidratadas derretem a temperaturas relativamente baixas durante eventos tectonomagmáticos posteriores, e retêm o caráter oxidado e relativamente metalífero do magmatismo de arco original. Fontes litosféricas anormalmente enriquecidas em metais não parecem ser necessárias, mas a quantidade de fases de sulfeto residuais nestas rochas pode controlar as proporções de metais (por exemplo, Cu:Au) em depósitos hidrotermais magmáticos subsequentes. Depósitos relativamente ricos em Au podem potencialmente se formar nestas configurações, como observado nos Cárpatos (por exemplo, Roşia Montană), Turquia (Kisladag, Çöpler), e Irã (Sari Gunay, Dalli), embora a maioria dos porfírios síncronos e pós-colisionais seja rica em Cu–Mo, e se assemelhe a depósitos relacionados à subducção normais (por exemplo, no cinturão Gangdese do sul do Tibete). Esta semelhança estende-se às rochas ígneas associadas, que, sendo derivadas de fontes modificadas pela subducção, retêm em grande parte o caráter geoquímico e isotópico desses magmas de arco originais. Embora ainda retendo um caráter calc-alcalino amplo, estas rochas podem estender-se a composições levemente alcalinas (shoshoníticas), e podem exibir assinaturas de traços semelhantes a adaquitas (altas razões Sr/Y e La/Yb) refletindo o derretimento de fontes de anfibolito de crosta profunda de granato. Mas elas são, de outra forma, difíceis de distinguir de magmas relacionados à subducção normais. Pequenos centros vulcânicos máficos alcalinos pós-colisionais são comuns em todo o orógeno, mas em grande parte parecem estéreis. No entanto, rochas similares em outras configurações pós-subducção ao redor do mundo estão associadas a importantes depósitos porfíricos e epitermais alcalinos de Au ± Cu, e o potencial para descoberta de tais depósitos no orógeno Tético não deve ser ignorado.",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2014.11.009",
    doi = "10.1016/j.oregeorev.2014.11.009",
    openalex = "W2078221258",
    references = "doi101016jgr201207001, doi101016jjseaes201003008, doi1010291999tc900042"
}

Resumo. As reconstruções tectônicas da Sudeste Asiático geraram inúmeras controvérsias, incluindo a história de acreção do Sundaland e a origem tectônica enigmática do proto-mar do Sul da China. Assimilamos uma diversidade de observações geológicas e geofísicas em um novo modelo regional de placas, acoplado a um modelo global, para abordar esses debates. Nossa abordagem leva em conta a sutura de terranes e histórias de acreção, a localização de slabs subduzidos imageados em tomografia do manto para restringir a evolução das zonas de subdução regionais, bem como velocidades absolutas e relativas de placas plausíveis e mecanismos tectônicos de propulsão. Propomos um cenário de rifteamento do Gondwana setentrional no Jurássico mais recente, impulsionado pelo puxão de slabs para o norte resultante da subdução norte-inclinada da crosta Tethiana sob a Eurásia, para descolar os blocos de Java Oriental, Mangkalihat, sudeste de Bornéu e Sulawesi Ocidental que colidiram com uma zona de subdução intra-oceânica Tethiana no Cretáceo médio e posteriormente foram acrescidos à margem de Sunda (ou seja, o núcleo do Bornéu sudoeste) no Cretáceo Superior. Ao considerar a evolução das fronteiras de placas, propomos que a placa do Mar das Filipinas originou-se na periferia da crosta Tethiana formando este transportador para o norte. Implementamos um modelo revisado para as zonas de subdução intra-oceânicas Tethianas para conciliar taxas de convergência, mudanças no vulcanismo e a obdução de ofiolitos. Em nosso modelo, a margem norte da Índia Maior colide com o arco intra-oceânico Kohistan–Ladakh em ∼53 Ma, seguido pela colisão continente–continente fechando as zonas de sutura Shyok e Indus–Tsangpo entre ∼42 e 34 Ma. Também consideramos o abertura de arco atrás da zona de rifteamento do proto-mar do Sul da China a partir de ∼65 Ma, consistente com a extensão ao longo da Ásia Oriental e a formação de ofiolitos de zona supra-subdução atualmente encontrados na ilha de Mindoro. O rifteamento relacionado provavelmente descolou o fragmento continental Semitau da China do Sul, que foi acrescido ao Bornéu setentrional no Eoceno médio, para explicar a Orogenia de Sarawak. O rifteamento então re-iniciou ao longo do sudeste da China até 37 Ma para abrir o Mar do Sul da China, resultando no consumo completo do proto-mar do Sul da China em ∼17 Ma quando a colisão dos blocos Dangerous Grounds e norte de Palawan com o norte de Bornéu entupiu a zona de subdução para resultar na Orogenia de Sabah e na obdução de ofiolitos em Palawan e Mindoro. Concluímos que a rotação anti-horária de Bornéu foi acomodada por dobramento oroclinal consistente com restrições paleomagnéticas, os lineamentos litosféricos curvos observados em anomalias gravimétricas do Mar de Java e a curvatura da zona paleo-subdução Cretácea de Natuna. Completamos nosso modelo construindo uma rede dependente do tempo de fronteiras de placas topológicas e idades paleo de bacias oceânicas em grade, permitindo-nos comparar a evolução de nosso modelo de placas com tomografia sísmica. Em particular, slabs observados em profundidades mais rasas que ∼1000 km sob o norte de Bornéu e o Mar do Sul da China são provavelmente remanescentes da bacia do proto-mar do Sul da China.

@article{doi105194se52272014,
    author = "Zahirovic, Sabin e Seton, Maria e Müller, R. Dietmar",
    title = "A evolução tectônica do Cretáceo e Cenozóico do Sudeste Asiático",
    year = "2014",
    journal = "Solid Earth",
    abstract = "Resumo. As reconstruções tectônicas do Sudeste Asiático geraram inúmeras controvérsias, incluindo a história de acreção do Sundaland e a origem tectônica enigmática do proto-mar do Sul da China. Assimilamos uma diversidade de observações geológicas e geofísicas em um novo modelo regional de placas, acoplado a um modelo global, para abordar esses debates. Nossa abordagem leva em conta a sutura de terranes e histórias de acreção, a localização de slabs subduzidos imageados em tomografia do manto para restringir a evolução das zonas de subdução regionais, bem como velocidades absolutas e relativas de placas plausíveis e mecanismos tectônicos de propulsão. Propomos um cenário de rifteamento do Gondwana setentrional no Jurássico mais recente, impulsionado pela tração do slab para o norte resultante da subdução de crosta tetuana inclinada para o norte sob a Eurásia, para descolar os blocos de Java Oriental, Mangkalihat, sudeste de Bornéu e Sulawesi Ocidental que colidiram com uma zona de subdução intra-oceânica tetuana no Cretáceo médio e posteriormente foram acrecionados à margem de Sunda (ou seja, o núcleo do Bornéu sudoeste) no Cretáceo tardio. Ao considerar a evolução das fronteiras de placas, propomos que a placa do Mar das Filipinas originou-se na periferia da crosta tetuana formando este transportador para o norte. Implementamos um modelo revisado para as zonas de subdução intra-oceânicas tetuanas para conciliar taxas de convergência, mudanças no vulcanismo e a obdução de ofiolitos. Em nosso modelo, a margem setentrional da Índia Maior colide com o arco intra-oceânico Kohistan–Ladakh em ∼53 Ma, seguido pela colisão continente–continente fechando as zonas de sutura Shyok e Indus–Tsangpo entre ∼42 e 34 Ma. Também consideramos o abertura de arco atrás da zona de rifteamento do proto-mar do Sul da China a partir de ∼65 Ma, consistente com a extensão ao longo da Ásia Oriental e a formação de ofiolitos de zona supra-subdução atualmente encontrados na ilha de Mindoro. O rifteamento relacionado provavelmente descolou o fragmento continental Semitau da China do Sul, que foi acrecionado ao Bornéu setentrional no Eoceno médio, para explicar a Orogenia de Sarawak. O rifteamento então re-iniciou ao longo do sudeste da China até 37 Ma para abrir o Mar do Sul da China, resultando no consumo completo do proto-mar do Sul da China em ∼17 Ma quando a colisão dos blocos Dangerous Grounds e norte de Palawan com o norte de Bornéu obstruiu a zona de subdução para resultar na Orogenia de Sabah e na obdução de ofiolitos em Palawan e Mindoro. Concluímos que a rotação anti-horária de Bornéu foi acomodada por dobramento oroclinal consistente com restrições paleomagnéticas, os lineamentos litosféricos curvos observados em anomalias gravimétricas do Mar de Java e a curvatura da zona paleo-subdução Cretácea de Natuna. Completamos nosso modelo construindo uma rede dependente do tempo de fronteiras de placas topológicas e idades paleo de bacias oceânicas em grade, permitindo-nos comparar a evolução de nosso modelo de placas com tomografia sísmica. Em particular, slabs observados a profundidades mais rasas que ∼1000 km sob o norte de Bornéu e o Mar do Sul da China provavelmente são remanescentes da bacia do proto-mar do Sul da China.",
    url = "https://doi.org/10.5194/se-5-227-2014",
    doi = "10.5194/se-5-227-2014",
    openalex = "W2004974805",
    references = "doi1010160012821x85901657, doi1010160025322795001379, doi101016jearscirev200801007, doi101016jpalaeo200606041, doi101046j13652117200300215x"
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@incollection{keppie2014western,
    author = "Keppie, D. Fraser",
    title = "Tectônica do Caribe Ocidental",
    year = "2014",
    booktitle = "SpringerBriefs em Ciências da Terra",
    url = "https://doi.org/10.1007/978-1-4614-9616-8\_2",
    doi = "10.1007/978-1-4614-9616-8\_2",
    openalex = "W187056137",
    pages = "11-60",
    references = "doi101016jearscirev201203002, doi101017cbo9780511807442, doi1010292005rg000183, doi1010292007gc001743, doi101029gm100, doi101029jb073i006p01959, doi101038359123a0, doi101111j1365246x200904491x, doi101111j174754572003tb00036x, doi107208chicago97802262172390010001, openalexw2788326797"
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@article{sakai2017tectonics,
    author = "Sakai, Harutaka e Imayama, Takeshi e Yoshida, Kohki e Asahi, Katsuhiko",
    title = "Tectônica dos Himalaias",
    year = "2017",
    journal = "The Journal of the Geological Society of Japan",
    url = "https://doi.org/10.5575/geosoc.2017.0026",
    doi = "10.5575/geosoc.2017.0026",
    number = "6",
    openalex = "W2737233288",
    pages = "403-421",
    volume = "123",
    references = "doi101016s0012821x96002014, doi1010291999jb900292, doi1010292001jb000359, doi1010292006jb004706, doi101029jb075i014p02625, doi101038366557a0, doi101038386061a0, doi101126science27452931684, doi1023071794401, doi102475ajs27511"
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@incollection{roy2018himalayas,
    author = "Roy, A.B. e Purohit, Ritesh",
    title = "Himalayas: Postcollision Evolutionary Tectonics",
    year = "2018",
    booktitle = "Indian Shield",
    url = "https://doi.org/10.1016/b978-0-12-809839-4.00019-9",
    doi = "10.1016/b978-0-12-809839-4.00019-9",
    openalex = "W2799469229",
    pages = "329-337",
    references = "doi1010160031018283900123, doi101016s0743954798000026, doi1010291999jb900405, doi1010292005jb004120, doi101038379505a0, doi101111j15251314200400522x, doi1011301052517320010110004ehgatg20co2, doi101130g197301, doi101130ges006061, doi101146annurevearth281211"
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O orógeno Himalaia-Tibete culminou durante a colisão Índia-Ásia do Cenozoico, mas sua estrutura geológica e crescimento inicial foram fundamentalmente o resultado de múltiplos eventos anteriores de fechamento oceânico e soldagem intercontinental. Como tal, o orógeno Himalaia-Tibete oferece um laboratório ideal para investigar as assinaturas geológicas do processo de soldagem em geral, e como a maior e mais alta característica orogênica da Terra9s se formou especificamente. Este artigo sintetiza a geologia do Triássico ao Cenozoico do orógeno central Himalaia-Tibete e apresenta nossas interpretações tectônicas em uma série temporal de seções transversais esquemáticas em escala litosférica e mapas paleogeográficos. Sugerimos que as placas subduzentes com mergulho para o norte sob os terrenos continentais asiáticos associados ao fechamento dos oceanos Paleo-, Meso- e Neo-Tétis experimentaram fases de recuo da trincheira para o sul antes da soldagem intercontinental. Estes eventos de recuo da trincheira criaram ofiolitos em ambientes extensionais de forearc e/ou bacias oceânicas de backarc entre segmentos riftados de arcos de margem continental da placa superior. Este processo pode ter ocorrido pelo menos três vezes ao longo da margem sul da Ásia durante a subducção para o norte da litosfera oceânica do Neo-Tétis: de ∼174 a 156 Ma; 132 a 120 Ma; e 90 a 70 Ma. Na maioria dos outros momentos, os terrenos do Tibete sofreram deformação contracional de estilo Cordilheira ou colisional. Registros geológicos indicam que a maior parte do norte e centro do Tibete (os terrenos Hoh-Xil e Qiangtang, respectivamente) foram elevados acima do nível do mar até o período Jurássico, e o sul do Tibete (o terreno Lhasa) ao norte de sua região de forearc está acima do nível do mar desde ∼100 Ma. Evidências estratigráficas indicam que a margem norte do Himalaia da Índia colidiu com um complexo de subducção de afinidade asiática -- forearc -- sistema de arco começando em ∼60 Ma. Tanto o Himalaia (composto de crosta indiana) quanto o Tibete mostram registros geológicos contínuos de orogênese desde ∼60 Ma. Como não existe evidência no registro rochoso para uma soldagem mais jovem, a interpretação mais simples da geologia é que a colisão Índia-Ásia iniciou em ∼60 Ma. Reconstruções de circuito de placas, paleomagnéticas e estruturais, no entanto, sugerem que a margem sul da Ásia estava muito ao norte da Índia para ter colidido com ela naquele tempo. Imagens de tomografia sísmica também são sugestivas de uma segunda placa oceânica Neo-Tetiana mais ao sul no manto inferior onde a margem mais setentrional da Índia pode ter se localizado em ∼60 Ma. A geologia do Tibete e da zona de soldagem Índia-Ásia permite um cenário de colisão alternativo no qual o arco de margem continental ao longo do sul da Ásia (o arco Gangdese) foi dividido por extensão começando em ∼90 Ma, e junto com seu forearc ao sul (o forearc Xigaze), riftou para o sul e abriu uma bacia oceânica de backarc. O arco riftado colidiu com a Índia em ∼60 Ma, enquanto a hipotética bacia oceânica de backarc pode não ter sido consumida até ∼45 Ma. Uma compilação de dados de idade ígnea do Tibete mostra que a fase mais recente de magmatismo do arco Gangdese no terreno sul de Lhasa iniciou em ∼70 Ma, atingiu seu pico em ∼51 Ma e terminou em ∼38 Ma. O magmatismo potássico-adacítico do Cenozoico iniciou em ∼45 Ma dentro de uma área elíptica de ∼200 km de largura no terreno norte de Qiangtang, após o que varreu para oeste e para o sul com o tempo através do centro do Tibete até ∼26 Ma. Entre 26 e 23 Ma, o magmatismo potássico-adacítico varreu para o sul através do terreno Lhasa, uma bacia estreita (∼20 km de largura), paralela ao orógeno, desenvolveu-se em baixa elevação ao longo do eixo da zona de soldagem Índia-Ásia (a bacia Kailas), e as rochas da Sequência Himalaiana Maior começaram a extrudir para o sul entre a Falha Detachment Tibetana do Sul e a Falha Central Principal. A bacia Kailas foi então elevada para >4 km de elevação até ∼20 Ma, após o que partes da zona de soldagem Índia-Ásia e do arco Gangdese experimentaram >6 km de exumação (entre ∼20 e 16 Ma). Entre ∼16 e 12 Ma, o deslizamento ao longo da Falha Detachment Tibetana do Sul terminou e a extensão leste-oeste iniciou no Himalaia norte e no Tibete. O magmatismo potássico-adacítico no terreno Lhasa mostra uma tendência de rejuvenescimento para o norte na idade de seu término, começando de 20 a 18 Ma até que o vulcanismo terminou em 8 Ma. Interpretamos a evolução geológica pós-45 Ma no contexto da dinâmica de subducção da litosfera continental indiana e sua interação com a delaminação da litosfera do manto asiático.

@article{doi10247503201901,
    author = "Kapp, Paul and DeCelles, Peter G.",
    title = "Evolução geológica do orógeno Himalaia-Tibete no Mesozoico-Cenozóico e hipóteses tectônicas operacionais",
    year = "2019",
    journal = "American Journal of Science",
    abstract = "O orógeno Himalaia-Tibete culminou durante a colisão Índia-Ásia no Cenozóico, mas sua estrutura geológica e crescimento inicial foram fundamentalmente o resultado de múltiplos eventos anteriores de fechamento oceânico e costura intercontinental. Como tal, o orógeno Himalaia-Tibete fornece um laboratório ideal para investigar as assinaturas geológicas do processo de costura em geral, e como a característica orogênica mais alta e maior da Terra9s se formou especificamente. Este artigo sintetiza a geologia do Triássico ao Cenozóico do orógeno central Himalaia-Tibete e apresenta nossas interpretações tectônicas em uma série temporal de seções transversais esquemáticas em escala litosférica e mapas paleogeográficos. Sugerimos que as placas subduzentes com mergulho para o norte sob os terrenos continentais asiáticos associados ao fechamento dos oceanos Paleo-, Meso- e Neo-Tétis experimentaram fases de recuo da trincheira para o sul antes da costura intercontinental. Esses eventos de recuo da trincheira criaram ofiolitos em ambientes extensionais de forearc e/ou bacias oceânicas de backarc entre segmentos riftados de arcos de margem continental da placa superior. Este processo pode ter ocorrido pelo menos três vezes ao longo da margem sul da Ásia durante a subducção para o norte da litosfera oceânica do Neo-Tétis: de ∼174 a 156 Ma; 132 a 120 Ma; e 90 a 70 Ma. Na maioria dos outros momentos, os terrenos tibetanos sofreram deformação contracional de estilo Cordilheira ou colisional. Registros geológicos indicam que a maior parte do norte e centro do Tibete (os terrenos Hoh-Xil e Qiangtang, respectivamente) foram elevados acima do nível do mar até o período Jurássico, e o sul do Tibete (o terreno Lhasa) ao norte de sua região de forearc tem estado acima do nível do mar desde ∼100 Ma. Evidências estratigráficas indicam que a margem norte do Himalaia da Índia colidiu com um complexo de subducção de afinidade asiática -- forearc -- sistema de arco começando em ∼60 Ma. Tanto o Himalaia (composto de crosta indiana) quanto o Tibete mostram registros geológicos contínuos de orogênese desde ∼60 Ma. Como não existe evidência no registro rochoso para uma costura mais jovem, a interpretação mais simples da geologia é que a colisão Índia-Ásia iniciou em ∼60 Ma. Reconstruções de circuito de placas, paleomagnéticas e estruturais, no entanto, sugerem que a margem sul da Ásia estava muito ao norte da Índia para ter colidido com ela naquele tempo. Imagens de tomografia sísmica também são sugestivas de uma segunda placa oceânica Neo-Tetiana mais ao sul no manto inferior onde a margem mais ao norte da Índia pode ter estado localizada em ∼60 Ma. A geologia do Tibete e da zona de costura Índia-Ásia permite um cenário de colisão alternativo no qual o arco de margem continental ao longo do sul da Ásia (o arco Gangdese) foi dividido por extensão começando em ∼90 Ma, e junto com seu forearc ao sul (o forearc Xigaze), riftou para o sul e abriu uma bacia oceânica de backarc. O arco riftado colidiu com a Índia em ∼60 Ma, enquanto a hipotética bacia oceânica de backarc pode não ter sido consumida até ∼45 Ma. Uma compilação de dados de idade ígnea do Tibete mostra que a fase mais recente de magmatismo do arco Gangdese no terreno sul de Lhasa iniciou em ∼70 Ma, atingiu seu pico em ∼51 Ma e terminou em ∼38 Ma. O magmatismo potássico-adacítico do Cenozóico iniciou em ∼45 Ma dentro de uma área elíptica de ∼200 km de largura dentro do terreno norte de Qiangtang, após o que varreu para oeste e para o sul com o tempo através do centro do Tibete até ∼26 Ma. Entre 26 e 23 Ma, o magmatismo potássico-adacítico varreu para o sul através do terreno Lhasa, uma bacia estreita (∼20 km de largura), paralela ao orógeno, desenvolveu-se em baixa elevação ao longo do eixo da zona de costura Índia-Ásia (a bacia Kailas), e as rochas da Sequência Himalaiana Maior começaram a extrudir para o sul entre a Falha Detachment Tibetana Sul e a Falha Empurrão Central Principal. A bacia Kailas foi então elevada para >4 km de elevação até ∼20 Ma, após o que partes da zona de costura Índia-Ásia e do arco Gangdese experimentaram >6 km de exumação (entre ∼20 e 16 Ma). Entre ∼16 e 12 Ma, o deslizamento ao longo da Falha Detachment Tibetana Sul terminou e a extensão leste-oeste iniciou no Himalaia norte e no Tibete. O magmatismo potássico-adacítico no terreno Lhasa mostra uma tendência de rejuvenescimento para o norte na idade de seu término, começando de 20 a 18 Ma até que o vulcanismo terminou em 8 Ma. Interpretamos a evolução geológica pós-45 Ma no contexto da dinâmica de subducção da litosfera continental indiana e sua interação com a delaminação da litosfera do manto asiático.",
    url = "https://doi.org/10.2475/03.2019.01",
    doi = "10.2475/03.2019.01",
    openalex = "W2946391716",
    references = "doi1010022014tc003522, doi101002tect20057, doi101007s0019000600303, doi101016jearscirev201206007, doi101016jepsl200408019, doi101016jepsl201301023, doi101016jepsl201609003, doi101016jepsl201710041, doi101016jgr201207001, doi101016jjseaes201003008, doi101016jjseaes201409012, doi101016s0012821x99001314, doi101016s0012821x99002770, doi101016s0743954798000026, doi1010292010jb007673, doi1010292011tc002868, doi101029tc007i006p01123, doi101038332695a0, doi101038373055a0, doi101038414738a, doi101038ngeo1669, doi101073pnas1117262109, doi101130b253881, doi101130spe269, openalexw614437925"
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Um terremoto de magnitude (Mw) 4,3 ocorrido em 6 de abril de 2024 perto de Sargodha (Mianwali NW Punjab, Paquistão) foi analisado através de inversão de ondas para compreender a estrutura geológica subsuperficial. Este evento de profundidade rasa (19 km) representa falhamento de deslizamento lateral com sentido dextral de movimento. Os dados de gravidade da área epicentral mostram anomalias distintas representando dois blocos separados exibindo um deslocamento na mesma direção determinada pela inversão sísmica, validando os resultados de modelagem. Na nossa opinião, essas estruturas representam tectônica de segunda ordem, potencialmente emergindo como resposta ao obstáculo causado pelo Sargodha High ao movimento para o sul da frente de deformação do Himalaia. Alternativamente, cisalhamentos R associados à fronteira ocidental da placa Indiana poderiam fornecer outra explicação para eventos de tal mecanismo de deslizamento lateral. O encurtamento crustal ao longo da frente de deformação está sendo acomodado através de deslizamento aseísmico ao longo de um décollement viscoso na Salt Range e deslizamento sísmico dentro das rochas de basement fraturadas da região de Sargodha, conforme representado pelo evento sísmico analisado. Este processo dual desempenha um papel chave na formação das características tectônicas na área de estudo. Estudos detalhados de eventos sísmicos pequenos a moderados podem ajudar a delinear as estruturas seismogênicas subsuperficiais para o desenvolvimento de um melhor modelo seismo-tectônico para avaliação realista de perigo sísmico na região.

@article{tahir2024basement,
    author = "Tahir, Mohammad e Saif, Bilal e Iqbal, Tahir e Habib, Raja Adnan e Iqbal, Talat e Shah, Muhammad Ali",
    title = "Basement Neo-Tectonics of Western Himalayas from Seismic and Gravity Data Perspective",
    year = "2024",
    journal = "Annals of Geophysics",
    abstract = "Um terremoto de magnitude (Mw) 4,3 ocorrido em 6 de abril de 2024 perto de Sargodha (Mianwali NW Punjab, Paquistão) foi analisado através de inversão de ondas para compreender a estrutura geológica subsuperficial. Este evento de profundidade rasa (19 km) representa falhamento de deslizamento lateral com sentido dextral de movimento. Os dados de gravidade da área epicentral mostram anomalias distintas representando dois blocos separados exibindo um deslocamento na mesma direção determinada pela inversão sísmica, validando os resultados de modelagem. Na nossa opinião, essas estruturas representam tectônica de segunda ordem, potencialmente emergindo como resposta ao obstáculo causado pelo Sargodha High ao movimento para o sul da frente de deformação do Himalaia. Alternativamente, cisalhamentos R associados à fronteira ocidental da placa Indiana poderiam fornecer outra explicação para eventos de tal mecanismo de deslizamento lateral. O encurtamento crustal ao longo da frente de deformação está sendo acomodado através de deslizamento aseísmico ao longo de um décollement viscoso na Salt Range e deslizamento sísmico dentro das rochas de basement fraturadas da região de Sargodha, conforme representado pelo evento sísmico analisado. Este processo dual desempenha um papel chave na formação das características tectônicas na área de estudo. Estudos detalhados de eventos sísmicos pequenos a moderados podem ajudar a delinear as estruturas seismogênicas subsuperficiais para o desenvolvimento de um melhor modelo seismo-tectônico para avaliação realista de perigo sísmico na região.",
    url = "https://doi.org/10.4401/ag-9120",
    doi = "10.4401/ag-9120",
    number = "5",
    openalex = "W4404966550",
    pages = "S551",
    volume = "67"
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