1. IntroductionHimalaya displays th

1. Introduction
Himalaya displays the youngest orogeny in the globe
resulted from the collision of the Indian plate and Eurasian
plate during the Eocene (Bird, 1978; Le Fort, 1975, 1981,
1989). Ongoing collosion process in the Himalaya has
posed a high seismic hazard in its territory (Bilham et al.,
2001) where many moderate to great earthquakes have
been devastating the region from the historical time (Chitrakar
and Pandey, 1986; Bilham, 2004), nonetheless the
documentation of historical data in the Himalaya is not
complete (Rajendran and Rajendran, 2005). Present day
kinematics show that about 50% of plate convergence is
consumed across the narrow belt of Himalaya (Jackson
and Bilham, 1994; Jouanne et al., 1999; Larson et al.,
1999; Lave and Avouac, 2001) with a seismic potential of
producing great interplate earthquakes with magnitude
P8 (Seeber and Armbruster, 1981; Bilham and
Ambraseys, 2005; Feldl and Bilham, 2006; Ghimire and
Kasahara, 2006) as manifested by the 1905 Kumaon Earthquake,
1934 Bihar–Nepal Earthquake and 1950 Assam
Earthquakes in the last century. Fig. 1a presents the estimated
rupture area (Yeats and Lille, 1991; Yeats et al.,
1992) of these great earthquakes along with regional seismicity
in the Himalayan periphery.
Beside these infrequent great interplate earthquakes,
many moderate to strong earthquakes occur in the
deformed belt of Himalaya, where imbrication of three
major active thrust fault systems (Nakata, 1984) namely
the Main Central Thrust (MCT), Main Boundary Thrust
(MBT) and the Main Frontal Thrust (MFT) dominantly
hosts the seismic production (Baranowski et al., 1984; Ni
and Barzangi, 1984; Molnar, 1990). However, some out
of sequence thrust faults can not be ignored from seismic
point of view (Wobus et al., 2005).
Observations of the Himalayan seismicity had revealed
that most of the strong and moderate sized earthquakes
are confined with the MFT–MCT bound duplex (Ni and
Barzangi, 1984). Baranowski et al. (1984) reanalyzed the

ผลลัพธ์ (ไทย) 2:

1.
บทนำหิมาลัยแสดงเทือกเขาอายุน้อยที่สุดในโลกเป็นผลมาจากการชนกันของแผ่นอินเดียและเอเชียจานในช่วงEocene (นก 1978; เลอฟอร์ต 1975, 1981, 1989) กระบวนการ collosion อย่างต่อเนื่องในเทือกเขาหิมาลัยได้ถูกวางเป็นอันตรายคลื่นไหวสะเทือนในระดับสูงในดินแดนของตน(Bilham, et al. 2001) ที่หลายระดับปานกลางถึงเกิดแผ่นดินไหวใหญ่ได้รับการทำลายล้างภูมิภาคจากครั้งประวัติศาสตร์(Chitrakar และ Pandey 1986; Bilham, 2004), กระนั้นเอกสารข้อมูลทางประวัติศาสตร์ในเทือกเขาหิมาลัยไม่สมบูรณ์(Rajendran และ Rajendran 2005) ปัจจุบันจลนศาสตร์แสดงให้เห็นว่าประมาณ 50% ของการบรรจบกันของแผ่นจะบริโภคทั่วแถบแคบๆ ของเทือกเขาหิมาลัย (แจ็คสันและBilham 1994. Jouanne et al, 1999; Larson, et al. 1999; อาบน้ำและ Avouac, 2001) ที่มีศักยภาพแผ่นดินไหว ของการผลิตแผ่นดินไหวinterplate ดีกับขนาดP8 (Seeber และ Armbruster 1981; Bilham และAmbraseys 2005; Feldl และ Bilham 2006; Ghimire และKasahara 2006) เป็นที่ประจักษ์โดย 1905 Kumaon แผ่นดินไหว1934 แผ่นดินไหวมคธ-เนปาลและ 1950 อัสสัมแผ่นดินไหวในศตวรรษที่ผ่านมา รูป 1a นำเสนอประมาณพื้นที่แตก(เยทส์และลีลล์ 1991; เยทส์, et al. 1992) ของการเกิดแผ่นดินไหวที่ดีเหล่านี้พร้อมกับแผ่นดินไหวในระดับภูมิภาคในรอบหิมาลัย. ข้างเหล่านี้ดีไม่บ่อยนักแผ่นดินไหว interplate, หลายระดับปานกลางถึงแผ่นดินไหวเกิดขึ้นในเข็มขัดพิการของเทือกเขาหิมาลัยที่ imbrication สามแรงผลักดันที่สำคัญการใช้งานระบบผิด(นากาตะ, 1984) คือแทงกลางหลัก(MCT) หลักเขตแดนแทง(MBT) และแรงขับด้านหน้าหลัก (MFT) ตระหง่านเป็นเจ้าภาพจัดงานการผลิตแผ่นดินไหว(Baranowski et al, 1984; Ni และ Barzangi 1984; โมลนาร์, 1990) แต่บางส่วนออกมาของความผิดพลาดแทงลำดับไม่สามารถปฏิเสธจากแผ่นดินไหวมุมมอง(Wobus et al., 2005). การสังเกตของแผ่นดินไหวหิมาลัยได้เผยให้เห็นว่าส่วนใหญ่ของการเกิดแผ่นดินไหวขนาดที่แข็งแกร่งและปานกลางจะถูกคุมขังด้วยMFT-MCT ที่ถูกผูกไว้ เพล็กซ์ (Ni และBarzangi, 1984) Baranowski et al, (1984) reanalyzed

ผลลัพธ์ (ไทย) 3:

1 . แสดงการแนะนำ
หิมาลัยน้อยที่สุดในโลก
เกิดจากการชนกันของแผ่นอินเดียและเอเชีย
แผ่นระหว่างอีโอซีน ( นก , 1978 ; เลอฟอร์ต , 1975 , 1981 ,
1989 ) กระบวนการ collosion อย่างต่อเนื่องในเทือกเขาหิมาลัยมี
วางสูงแผ่นดินไหวอันตรายในดินแดนของตน ( bilham et al . ,
2001 ) ที่หลายส่วนเกิดแผ่นดินไหวใหญ่ได้
ถูกทำลายล้างพื้นที่จากช่วงเวลาทางประวัติศาสตร์ ( และ chitrakar
เดย์ , 1986 ; bilham , 2004 ) , กระนั้น
เอกสารของข้อมูลทางประวัติศาสตร์ในหิมาลัยไม่ได้
( สร้างเสร็จสมบูรณ์ และสร้าง , 2005 ) ปัจจุบัน
จลศาสตร์แสดงให้เห็นว่าประมาณ 50% ของการลู่เข้าแผ่น
บริโภคทั่วแถบแคบ ๆของหิมาลัย ( แจ็คสัน และ bilham
, 1994 ; jouanne et al . , 1999 ; Larson et al . ,
2542 ;ล้าง และ avouac , 2001 ) ที่มีศักยภาพของแผ่นดินไหว
การผลิตที่ดี interplate แผ่นดินไหวแผ่นดินไหว
P8 ( ซีเบอร์ และ อาร์มเบริสเตอร์ , 1981 ; bilham และ
ambraseys , 2005 ; และ feldl bilham , 2006 ; และ ghimire
คะซะฮะระ , 2006 ) เป็น manifested โดย 1905 Kumaon แผ่นดินไหว
1934 มคธ–เนปาลในปี 1950 และรัฐอัสสัมแผ่นดินไหว
แผ่นดินไหวในศตวรรษที่ รูปที่ 1 แสดงประมาณ
แตก ( และบริเวณ Yeats ลีลล์ , 1991 ; Yeats et al . ,
1992 ) แผ่นดินไหวที่ดีเหล่านี้พร้อมกับ
seismicity ในภูมิภาคหิมาลัยขอบ
นอกจากนี้ infrequent แผ่นดินไหว interplate ที่ดี
หลายด้านแผ่นดินไหวรุนแรงเกิดขึ้นใน
พิการเข็มขัดของเทือกเขาหิมาลัยที่การซ้อนกันของ 3
สาขางานแทงผิดระบบ ( นากาตะ , 1984 ) คือ
แทงกลางหลัก ( ที )หลักเขตแดนผลัก
( MBT ) และหลักด้านหน้ากระตุก ( MFT ) โดย
โยธาการผลิตคลื่นไหวสะเทือน ( เบอเรอนอฟสกี้ et al . , 1984 ; และฉัน
barzangi , 1984 ; โมลนาร์ , 2533 ) แต่บางออก
ลำดับแทงผิดไม่สามารถละเว้นจากจุดแผ่นดินไหว
ดู ( wobus et al . , 2005 ) .
ข้อสังเกตของ Himalayan Seismicity พบว่า ส่วนใหญ่แข็งแรง

ขนาดแผ่นดินไหวปานกลางอยู่ด้วยและดูเพล็กซ์ ( MFT ทีผูกผมแล้ว
barzangi , 1984 ) เบอเรอนอฟสกี้ et al . ( 1984 ) reanalyzed ที่