Гималайский форланд бассейн является активной столкновительной форланда бассейна системой в Южной Азии. Поднятие и нагружение Евразийской плиты на Индийскую плиту привело к изгибу (изгибу) Индийской плиты и созданию впадины, примыкающей к Гималайскому горному поясу . [1] Эта депрессия была заполнена осадочными породами, вымытыми из Гималаев, которые литифицировались и образовали осадочный бассейн глубиной от ~ 3 до> 7 км. [2] Протяженность форландского бассейна составляет примерно 2000 километров (1200 миль) в длину и 450 километров (280 миль) в ширину. [3] С запада на восток прибрежный бассейн простирается на территории пяти стран:Пакистан , Индия , Непал , Бангладеш и Бутан .
Гималайский форланд-бассейн был изучен в пределах Гималаев (где последовательность форланд-впадин была поднята и обнажена в Субгималаях и Малых Гималаях ) и в недрах (где используются разведочные скважины на нефть и сейсмические данные). Заполнение форландской впадины восходит к началу развития форландской впадины, которое началось в период палеогена около 45-50 млн лет назад. [4] Отложения в бассейне форланда кажутся диахронными ; существует лаг во времени между частями бассейна. Западная оконечность бассейна начала развиваться в палеоцене около 57-54 млн лет, центральная часть начала развиваться <2 млн лет спустя, и бассейн становится моложе по мере продвижения к востоку. [5] [6] Стратиграфическая последовательность бассейна важна, поскольку она сохраняет осадочные записи столкновения Индии и Евразии.
Геологическая обстановка
В течение позднего мела и раннего кайнозоя Индийская плита сместилась на север на огромное расстояние, что привело к закрытию океана Нео-Тетис . Примерно 40-50 миллионов лет назад остатки океана исчезли, когда Индия столкнулась с Евразийской плитой. Поскольку континентальные плиты имеют относительно низкую плотность, они не могут быть подвергнуты субдукции. Это приводит к тому, что Евразийская плита поднимается вверх, что приводит к возвышению Тибетского плато , ограниченного с юга коллизионным Гималайским горным хребтом. Гималайский прибрежный бассейн примыкает к гималайскому горному поясу; он впадает в Индийский кратон на юге и ограничен сложенными надвигами Гималаев на севере. Бассейн форланд, очень похожий на горный хребет Гималаев, простирается примерно на 2000 километров (1200 миль) с запада на восток через Пакистан, Индию, Непал, Бутан и Бангладеш. Активно опускающийся прибрежный бассейн находится под районом Пенджаб в Пакистане и Гангской равниной в Индии и на крайнем юге Непала.
Бассейновые подразделения
Гималайский форланда бассейн был разделен на основе современных дренажных водоразделов , [2] и подповерхностных топографию. [7] [8] Чаще всего используются подразделения, основанные на водоразделах, при этом бассейн Инда отражает площадь водосбора реки Инд , а бассейн Ганги представляет собой площадь водосбора реки Ганг . [2]
Бассейн перекрывает серию впадин и хребтов Индийской плиты , которые также использовались для разделения бассейна форланд . [7] [8] [9] Породы, составляющие Индийскую плиту, сильно различаются по длине бассейна, от пород протерозойского подвижного пояса до архейского кратона и осадочных пород протерозойской супергруппы Виндхьяна. [10] Эти скальные единицы Индийской плиты простираются под впадиной форланда и соотносятся с серией впадин и гребней под впадиной форланда. [7] [8] Поскольку Индийская плита изогнулась (изогнулась) под Евразийской плитой, впадины и гребни действовали как гибкие и жесткие участки соответственно, влияя на толщину заполнения форландского бассейна. [9]
Стратиграфия
Гималайский прогиб был разделен на различные горные породы в разных частях бассейна. Самые ранние отложения форландского бассейна - это морские аргиллиты, несогласно перекрытые континентальными отложениями. [11] Неогеновые и четвертичные континентальные отложения составляют подавляющее большинство заполнения форландского бассейна. [2] Стратиграфия форландского бассейна лучше всего известна из исследований приподнятых пластов в Малых и Субгималаях , дополненных данными небольшого количества скважин, которые проверяют углеводородный потенциал форландского бассейна, пробуренных в Индии и Непале.
Свиты Субату / Бхаинскати / Кохат - самое раннее заполнение форлендской впадины
Палеогена Subathu Формирование Индии (корреляционный к формированию Bhainskati Непала, [12] и Kohat Формирование Пакистана [13] ) является одним из старейших месторождений бассейна известны Форленд, и несогласно залегает старые слои. Формация Субату и ее эквиваленты представляют собой относительно тонкие интервалы (<150 м), преимущественно состоящие из ископаемых, богатых органическими веществами черных сланцев. [12] Эти единицы интерпретируются как мелководные морские отложения. Морские и мелководные морские фации в виде сланцев и небольшого количества песка также состоят преимущественно из зеленых аргиллитов с небольшими красными фациями и датируются периодом от верхнего палеоцена до нижней середины эоцена на основании существования нуммулитов, собранных из биостратиграфических данных. Петрографическая интерпретация зеленой формации Субату показала, что она преимущественно осадочная с небольшими следами поступления серпентиновых сланцев. Хотя красные фации имеют более фельзитовое и вулканическое происхождение, из этого следует, что они происходят из континентальных паводковых базальтов Индийского кратона. Формация Субату интерпретировалась как сохранение интенсивного столкновения между двумя плитами в западной части форландского бассейна, которое привело к надвигам. Свидетельство наличия окремненных слоев кремневой брекчии прямо на твердом докембрийском фундаменте было интерпретировано как разлом роста, возникший в результате тектоники сжатия. Срезы надвига в субгималайских хребтах теперь сохраняют часть формации Субату. Несмотря на возникновение дебатов, делается вывод, что некоторые места, где обнажена формация Субату, теперь считаются передним выступом прогиба, так как она перекрыта гораздо более молодой формацией, где произошел временной перерыв или несогласие . [14] Временной перерыв примерно в 10 МА предполагаются на основе термохронологии и магнитостратиграфии между Субату и вышележащими формациями, но это очень спорно.
Образования Дагшай / Дхарамсала / Думре - самые ранние континентальные месторождения
Формирование Dagshai было датирован олигоцен - миоцен Эпохи , где он состоит из в основном мелкозернистого материала аллювиальных происхождения. Дагшай отличается своим красным цветом, состоящим в основном из красных аргиллитов, алевролитов и серых песчаников. Это древнейшие континентальные отложения, лежащие над формацией Субату. Возникли споры о том, лежит ли формация Дагшай соответственно или несогласно на вершине формации Субату. Недавние исследования по датированию обломочных слюд и треков деления обломочных цирконов убедительно показывают, что существует несогласованная природа между формациями Субату и Дагшай. [15] Магнитостратиграфические данные предполагают, что дагсайская формация была отложена приблизительно 27 млн лет назад с погрешностью 2 млн лет. Ранее проводились многочисленные исследования фациальной интерпретации формации Дагшай с разными результатами, касающимися среды осадконакопления в прошлом; Присутствие кварцитовых песчаников считалось пережитком обширного и продолжительного выветривания на аллювиальных равнинах, когда тропическое выветривание усиливалось. В исследовании Яни Наджмана и соавт. интерпретируется, что Дагшай является результатом образования трещин и фаций над береговой поймы из-за обилия мелкозернистого материала; Было сделано заключение, что в общем случае дагшайская формация представляет собой аллювиальную среду прошлого.
Группа Сивалик - Самая толстая пластина гималайского детрита
Группа Сивалик представляет собой грубую восходящую кремнисто-обломочную толщу, которая составляет самое мощное скопление детрита, происходящее из Гималаев в бассейне форланд. Отложения имеют континентальный характер и в значительной степени отражают отложения в поймах , извилистых реках и переплетенных реках . [16] Группа Сивалик была неофициально разделена на Верхний, Средний и Нижний Сивалик с начала 1900-х годов на основе маркеров окаменелостей позвоночных . [17] Многочисленные исследователи разделили группу Сивалик на образования в разных местах вдоль Гималаев, но эти образования имеют локальный масштаб и не могут быть сопоставлены на региональном уровне. [18] [19] [20] [21] Граница Сивалик группы является диахрониями , [22] , поскольку они были ограничены в разное время в разных местах вдоль Гималаев. Поскольку эти границы являются диахронными, было бы неправильно назначать один конкретный возраст для верхней или нижней части каждого подразделения.
Нижний Сивалик
Нижний Сивалик является базой группы Сивалик. Отложение нижнего Сивалика началось в среднем миоцене . [22] Нижний Сивалик характеризуется чередованием фаций песчаника и аргиллита, отложенных в речных и пойменных средах. [23] Отложения палеопочв обычно переслаиваются линзами песчаника в масштабе от> 1 м до 10 м. [23] Нижний Сивалик соответственно перекрывается Средним Сиваликом.
Средний Сивалик
Средний Сивалик откладывался от верхнего миоцена до плиоцена . [22] В этой единице преобладают пласты песчаника, перемежающиеся тонкими горизонтами аргиллитов и алевролитов. [23] Поставки наносов для Среднего Сивалика происходили из основного источника восходящих Гималаев. С вертикальными фациями от песчаника-аргиллита до конгломерата песчаника-аргиллита с толщиной примерно 1400 метров (4600 футов). [24] Уникальной частью этого многоярусного песчаного комплекса является тот факт, что под ним находится большая эрозионная поверхность, которая простирается в поперечном направлении на сотни метров. отдельные этажи различаются по толщине и узнаваемы по наличию внутри- и внеформационных обломков в основании каждого этажа. Эти фациальные комплексы предполагают отложение пластовых паводков в среде заплетенного русла. Вертикальное наложение этого многоярусного комплекса песчаника также указывает на русловую перемычку, которая мигрирует вместе с каналами, существующими преимущественно как участки осадконакопления. Средний Сивалик соответственно перекрывается верхним Сиваликом.
Верхний Сивалик
От плиоцена до четвертичного периода Верхний Сивалик интерпретируется как осадочная запись последней фазы гималайского горообразования. [25] Верхний Сивалик преимущественно состоит из фаций конгломератов в его верхних слоях и чередования песчаников, аргиллитов и конгломератов в нижней части с максимальной толщиной 2300 метров (7500 футов). Верхний Сивалик перекрыт нелитифицированными четвертичными отложениями, такими как конгломерат Неогал и красные глины. В нижней части Верхнего Сивалика преобладают грубо расслоенные конгломераты, песчаники и массивные аргиллиты, что предполагает отложение высокоэнергетических условий; этот фациальный комплекс и характеристики обычно обнаруживаются в конусах выноса гравия и предполагают отложение гравийно-оплетенными реками в срединных и дальних контурах выноса выноса.
Эволюция бассейна
Первоначальная коллизия и начало развития форландского бассейна
Палеоцена эпоха ознаменовала начальное время столкновения Индо-Евразия. Основываясь на палеомагнитных записях, примерно в период 55-50 млн лет назад скорость Индийской плиты быстро снизилась [26], после чего последовала последовательность толчков и тектоники сжатия между двумя плитами, которые затем вызвали развитие пояса Гималайских гор. Считается, что первоначальное столкновение произошло недалеко от экватора, где залежи бокситов обнаружены в стратиграфии форландского бассейна, перекрывающего слои окремненной кремнистой брекчии, существующие на ранее существовавшем фундаменте бассейна. Слои кремневой брекчии интерпретировались как разлом роста в складчатом надвиговом поясе в результате тектоники сжатия. Поскольку столкновение является активным продолжающимся процессом, оно постепенно создает вес, что привело к изгибу вниз погружающейся Индийской плиты и создало пространство для размещения, которое должно быть заполнено отложениями. Изгибное опускание впадины происходит медленно из-за того, что твердый и жесткий докембрийский фундамент образует относительно неглубокий прогиб прогалина.
Активная конвергенция
В эпоху эоцена продолжающийся процесс активного сближения двух плит усилил утолщение земной коры и еще больше увеличил нагрузку, исходящую от горного пояса Гималаев. С эоцена до раннего миоцена в Гималайской зоне происходят надвиги и поднятия. [27] Первоначальное развитие форландского бассейна, указанное на основании самых старых морских отложений в существующей стратиграфии, показывает, что погружение в бассейне было неглубоким в результате жесткого докембрийского фундамента в сочетании с медленной скоростью седиментации и истощения отложений. Период эоцена также ознаменовал начало перехода от морских фациальных отложений к речным отложениям в стратиграфическом плане. Продолжающееся движение Индийской плиты после столкновения между Индией и Азией привело к тому, что деформация Индийской плиты продолжилась через 200–300 километров (120–190 миль) от краевой области Индийского щита. Этот тип событий привел к внутриконтинентальному укорочению. Также был обнаружен большой внутриконтинентальный сдвиг, связанный с Центральной кристаллической зоной. [28] [29]
Изменение климата и эрозия
Граница олигоцена и миоцена оказывает важное влияние на структуру бассейна. Данные по изотопу углерода и анализ пыльцы указывают на изменение климата вокруг Юго-Восточной Азии, что значительно увеличивает влажность в этом регионе. Исходя из этого, была установлена реконструкция муссонных записей, и можно сделать вывод, что около 24-20 млн лет - это время, когда муссоны усилились. [4] Усиление сезона дождей также привело к усилению эрозии вокруг Гималаев. Эта эрозия затем вызвала уменьшение массы Гималаев, что привело к частичному переворачиванию, отскоку и, по существу, подъему форландского бассейна. Это подтверждается открытием более древних морских отложений формации Субату в частях надвиговых пластов в субгималаях, на большей высоте, чем обычно.
Углеводородный потенциал
Несмотря на наличие газовых просачиваний вдоль Гималаев и более чем 70-летнюю разведку углеводородов, коммерчески жизнеспособные месторождения углеводородов не были добыты из последовательности форландского бассейна. [7] [8] [9] Разведочные скважины были пробурены в индийской, пакистанской и непальской частях бассейна.
Большинство пробуренных скважин, пересекающих группу Сивалик (Верхний, Средний и Нижний Сивалик), указывают на плохой потенциал материнской породы. Богатые органическими веществами образцы формации Субату в форме угля показывают уровни общего содержания органических веществ до 80%, что позволяет предположить, что формация Субату (и соответствующие единицы) могут иметь потенциал материнской породы. [30] Несмотря на высокие уровни ТОС, угли демонстрируют низкий водородный индекс, который указывает на возможность образования только газообразных углеводородов. Более того, предполагается, что газообразный углеводородный потенциал ими мог быть утерян в результате тектонических событий, произошедших в бассейне. Это очевидно из палинологического исследования горных пород, которое также указывает на то, что более 96% проб, взятых из формации Субату, были органически бедными. Разведочные скважины для разведки углеводородов были пробурены также в городе Джаваламухи . Хотя обнаружение газовых выходов вокруг этой области было зарегистрировано, в настоящее время она не имеет никакой коммерческой ценности для добычи.
Активная деформация Форландской впадины.
Ранее считалось, что Гималайская деформация останавливается у подножия Гималаев или на северной границе форландского бассейна (Главный фронтальный надвиг). Таким образом, считалось, что Гималайский прибрежный бассейн недеформирован. Было показано, что гималайские деформации распространяются на подповерхностную часть форландского бассейна в виде слепых надвигов и сдвигов . [31] Эти разломы достигают более 37 км к югу от Главного фронтального надвига и ответственны за несколько современных топографических максимумов. [31] Активная деформация форландского бассейна была нанесена на карту только в одной области Непала, но может присутствовать в других регионах. [31]
Рекомендации
- ^ Лион-Кан, Элен; Мольнар, Питер (октябрь 1985). «Аномалии силы тяжести, изгиб Индийской плиты, а также структура, поддержка и эволюция бассейна Гималаев и Ганги». Тектоника . 4 (6): 513–538. Bibcode : 1985Tecto ... 4..513L . DOI : 10.1029 / tc004i006p00513 . ISSN 0278-7407 .
- ^ а б в г Бербанк, DW; Бек, РА; Малдер, Т. (1996). Инь, А .; Харрисон, TM (ред.). «Гималайский прогиб». Тектоническая эволюция Азии : 149–188 - через Cambridge University Press.
- ^ Деселлес, Питер (2012). «20. Еще раз о системах форлендских бассейнов: вариации в ответ на тектонические условия» (PDF) . Тектоника осадочных бассейнов: последние достижения . п. 413. DOI : 10.1002 / 9781444347166.ch20 . ISBN 9781444347166.
- ^ а б Клифт, Питер; Ван-Лэнингем, Сэм (1 октября 2010 г.). «Климатический спусковой механизм для крупного олиго-миоценового несогласия в Гималайском форландском бассейне». Тектоника . 29 (5): н / д. Bibcode : 2010Tecto..29.5014C . DOI : 10.1029 / 2010TC002711 .
- ^ Сингх, BP (март 2013 г.). «Эволюция палеогеновой последовательности Западно-Гималайского предгорного бассейна» . Границы геонаук . 4 (2): 199–212. DOI : 10.1016 / j.gsf.2012.09.002 .
- ^ DeCelles, PG; Герельс, GE; Najman, Y .; Мартин, AJ; Картер, А .; Гарзанти, Э. (ноябрь 2004 г.). «Детритовая геохронология и геохимия меловых – раннемиоценовых пластов Непала: последствия для времени и диахронии начального горообразования в Гималаях» . Письма о Земле и планетологии . 227 (3–4): 313–330. Bibcode : 2004E & PSL.227..313D . DOI : 10.1016 / j.epsl.2004.08.019 . ISSN 0012-821X .
- ^ а б в г Шастри, В.В.; Bhandari, LL; Раджу, ATR; Датта, АК (1971). «Тектонический каркас и подповерхностная стратиграфия бассейна Ганги». Жорнал Геологического общества Индии . 12–3 : 222–233.
- ^ а б в г Рао, MR (1973). «Подземная геология Индо-Гангской равнины». Журнал Геологического общества Индии . 14 : 217–242.
- ^ а б в Райверман В. (1983). «Геометрия бассейна, кайнозойская седиментация и перспективы углеводородов в северо-западных Гималаях и Индо-Гангских равнинах». Журнал Petroleum Asia . 6 : 67–92.
- ^ Валдия К.С. (июнь 1976 г.). «Гималайские поперечные разломы и складки и их параллельность подземным структурам равнин Северной Индии» . Тектонофизика . 32 (3–4): 353–386. Bibcode : 1976Tectp..32..353V . DOI : 10.1016 / 0040-1951 (76) 90069-X . ISSN 0040-1951 .
- ^ ДеСеллес, Питер Г. (2012-01-30), «Пересмотр систем форлендских бассейнов: вариации в ответ на тектонические условия», Тектоника осадочных бассейнов , Чичестер, Великобритания: John Wiley & Sons, Ltd, стр. 405–426, doi : 10.1002 / 9781444347166.ch20 , ISBN 978-1-4443-4716-6
- ^ а б Сакаи, Харутака (1983). «Геология группы Тансена Малых Гималаев в Непале». Воспоминания факультета естественных наук Университета Кюсю, серия D, геология . XXV : 27–74. DOI : 10.5109 / 1546083 .
- ^ Пивник, Дэвид А .; Уэллс, Нил А. (октябрь 1996 г.). «Переход от Тетиса к Гималаям, зафиксированный на северо-западе Пакистана». Бюллетень Геологического общества Америки . 108 (10): 1295–1313. Bibcode : 1996GSAB..108.1295P . DOI : 10.1130 / 0016-7606 (1996) 108 <1295: ttfttt> 2.3.co; 2 . ISSN 0016-7606 .
- ^ Сингх, ВР (август 2003 г.). «Свидетельства разлома роста и переднего выступа в позднем палеоцене (~ 57,9-54,7 млн лет), западный бассейн Гималаев, Индия». Письма о Земле и планетологии . 216 (4): 717–724. Bibcode : 2003E и PSL.216..717S . DOI : 10.1016 / S0012-821X (03) 00540-5 .
- ^ Наджман, Яни; Джонсон, Кит; Белый, Никола; Оливер, Грэм (2004). «Эволюция бассейна Гималаев, северо-запад Индии». Бассейновые исследования . 16 (16): 1–24. Bibcode : 2004BasR ... 16 .... 1N . DOI : 10.1111 / j.1365-2117.2004.00223.x .
- ^ Гансер, Августо (1964). Геология Гималаев . Лондон, Нью-Йорк: Interscience Publishers.
- ^ Пилигрим, Гай Э. (1913). «Соотношение сиваликов с горизонтами млекопитающих Европы». Записи Геологической службы Индии . 42 : 264–326.
- ^ Кумар, Рохташ; Тандон, СК (1985). «Седиментология позднеорогенных отложений плио-плейстоцена, связанных с внутриплитной субдукцией - верхняя сиваликская подгруппа части субгималаев Пенджаба, Индия». Осадочная геология . 42-1 и 2 (1): 105–158. Bibcode : 1985SedG ... 42..105K . DOI : 10.1016 / 0037-0738 (85) 90076-4 .
- ^ Накаяма, Кацухиро; Улак, Пракаш Д. (1999). «Эволюция речного стиля в группе Сивалик в предгорьях Непальских Гималаев». Осадочная геология . 125–3 (3): 205–224. Bibcode : 1999SedG..125..205N . DOI : 10.1016 / S0037-0738 (99) 00012-3 .
- ^ Корвинус, Гудрун; Римал, Лила Нат (2001). «Биостратиграфия и геология неогеновой группы Сивалик в районах Сурай Кхола и Рато Кхола в Непале». Палеогеография, палеоклиматология, палеоэкология . 165–3 (3–4): 251–279. Bibcode : 2001PPP ... 165..251C . DOI : 10.1016 / S0031-0182 (00) 00163-2 .
- ^ Дхитал, Мег Радж (2015). Геология Непальских Гималаев . Чам: Спрингер.
- ^ а б в Оджа, Т.П .; Батлер, РФ; DeCelles, PG; Куэйд, Дж. (Февраль 2009 г.). «Магнитная стратиграфия полярных отложений неогеновых отложений форландского бассейна Непала» . Бассейновые исследования . 21 (1): 61–90. Bibcode : 2009BasR ... 21 ... 61O . DOI : 10.1111 / j.1365-2117.2008.00374.x . ISSN 0950-091X .
- ^ а б в Куэйд, Джей; Катер, Джон М.Л.; Охха, Танк П .; Адам, Джон; Марк Харрисон, Т. (декабрь 1995 г.). <1381: lmecin> 2.3.co; 2 «Изменения окружающей среды в позднем миоцене в Непале и на северном индийском субконтиненте: стабильные изотопные данные по палеопочвам» . Бюллетень Геологического общества Америки . 107 (12): 1381–1397. Bibcode : 1995GSAB..107.1381Q . DOI : 10.1130 / 0016-7606 (1995) 107 <1381: lmecin> 2.3.co; 2 . ISSN 0016-7606 .
- ^ Kumar, R .; Гоша, СК (1994). Эволюция миоплейстоценовой аллювиальной конусообразной системы в бассейне форленд Сивалик, Дехра Дун, Индия . С. 143–159.
- ^ Verma, Narendra k .; Мохан, Чандер; Мукерджи, Басудев (13 февраля 2012 г.). «Тепловое моделирование и история образования углеводородов в суббассейне Кангра-Манди Гималайского форлендского бассейна, Химачал-Прадеш, Индия» (PDF) . Поиск и открытие . Проверено 24 февраля 2012 года .
- ^ Наджман, Яни (4 апреля 2005 г.). «Обломочные записи орогенеза: обзор подходов и методов, используемых в Гималайских осадочных бассейнах». Обзоры наук о Земле . DOI : 10.1016 / j.earscirev.2005.04.004 .
- ^ Ачарья, СК (сентябрь 2000 г.). «Роль индийско-азиатского столкновения в слиянии гондванских блоков и глубинного магматизма в палеогене в Гималайском форлендском бассейне и вокруг синтаксиса Гонга в Южно-Китайском блоке». Гондванские исследования . 4 : 61–74. DOI : 10.1016 / S1342-937X (05) 70655-9 .
- ^ «Генеральный директорат углеводородов (при Министерстве нефти и природного газа, Правительство Индии)» . www.dghindia.org . Архивировано из оригинального 22 октября 2014 года . Проверено 9 августа +2016 .
- ^ Инь, Ань (февраль 2006 г.). «Кайнозойская тектоническая эволюция гималайского орогена, ограниченная протяженными вариациями структурной геометрии, истории эксгумации и осадконакопления». Обзоры наук о Земле . 76 (1–2): 100–131. Bibcode : 2006ESRv ... 76 .... 1Y . DOI : 10.1016 / j.earscirev.2005.05.004 .
- ^ Миттал, АК; Pandey, HC; Сингх, Р.Р .; Uniyal, AK (9–11 января 2006 г.). Геохимия газовых выходов из поверхностных явлений и скважин Гималайского форлендского бассейна . 6-я Международная конференция и выставка по нефтяной геофизике. Калькутта: Общество геофизиков-нефтяников. С. 235–241.
- ^ а б в Дюваль, Майкл; Уолдрон, Джон В.Ф .; Годин, Лоран; Наджман, Яни (2020). «Активные сдвиговые разломы и внешний фронтальный надвиг в Гималайском прогибе» . Труды Национальной академии наук . 117 (30): 17615–17621. DOI : 10.1073 / pnas.2001979117 . PMC 7395493 . PMID 32661172 .