Introducción a la geología china (preferiblemente sobre suelos blandos y duros)
En cuanto al patrón básico de la estructura geológica de China, Li Siguang (1939, 1973), Huang (1977), Ren Jishun (1990, 1997), Cheng (1994) y otros. Con base en resultados anteriores y los datos obtenidos de este mapeo, se cree que el patrón de estructura geológica de China es principalmente un reflejo integral de la interacción entre las placas y las actividades tectónicas intracontinentales, y siempre hay un cierto grado de actividad de las placas y reactivación de bloques intracontinentales. direcciones, caminos y regiones, formando así un cierto dominio de sistema estructural. Esto es diferente del significado y categoría original de sistema estructural y dominio estructural. Es de gran importancia enfatizar las interacciones de placas y las actividades tectónicas intraplacas. Desde la perspectiva de la forma integral de deformación estructural, la dirección de distribución de los principales cinturones estructurales, la relación compuesta y su sistema dinámico, el país está actualmente dividido en cuatro estructuras principales: Paleo-Asia, Tetis, Cathaysia-Pinxi Pacífico, Helan. -Dominio del sistema Kangdiano. Se extienden de este a oeste, corren de norte a sur y son aproximadamente simétricos de este a oeste, formando el marco estructural de la región de la Gran China centrada en el macizo del Yangtze.
Una característica notable de la estructura geológica de China es el desarrollo de estructuras de fallas. Hay 89 fallas regionales importantes (Tabla 5-1) en el mapa geológico 65438:2,5 millones (Figura 5-2), de las cuales 45 son fallas de actividad sísmica con magnitud 6 o superior. Pertenecen a diferentes dominios del sistema tectónico, incluidas 6 zonas de combinación de placas, 6 zonas importantes de combinación de microplacas y 60 zonas de combinación de microplacas. Muchos de ellos están asociados con zonas de corte dúctiles a gran escala, y se ha encontrado que 16 de ellos tienen zonas de esquisto azul. Las zonas metamórficas de presión ultraalta que contienen coesita eclogita existen principalmente en el sistema orogénico central. Dado que la mayoría de ellos tienen largas historias de desarrollo y complejos procesos de transformación mecánica, los mapas geológicos no logran distinguir sus propiedades.
Dominio del sistema tectónico paleoasiático
Este dominio incluye el dominio tectónico paleoasiático clasificado por Ren Jishun (1997), pero su alcance y límite temporal son más amplios, y considera principalmente La orogenia intracontinental después del efecto de amalgama de placas. Tomando como cuerpo principal las tres franjas gigantes divididas por Li Siguang (1973), incluye parcelas o parcelas dispuestas en dirección este-oeste incrustadas en ellas. Estas estructuras se distribuyen generalmente en dirección este-oeste, con la parte central inclinándose ligeramente hacia el sur o formando estructuras curvas-deslizantes en forma de arco de diferentes escalas que sobresalen hacia el sur, como el Arco de Huaiyang y el Arco de Guixi, acompañados por un par de X -Cizallas en forma de estructura de corte en sentido NEE y NWW.
Este tramo de sistema se desarrolla principalmente en el centro y norte de China, incluyendo el sistema orogénico Tianshan-Mengxing desarrollado desde finales del Proterozoico y formado en el período Varisco, el cinturón orogénico central formado en el período Indosiniano, y el Entre ellos se encuentran los continentes Tarim y el norte de China. El cinturón estructural de Nanling, que se formó en el período Yanshaniano y se desarrolló en los dominios estructurales de Tetis y Cataysia, también es un nuevo miembro de este dominio estructural. Tiene las características de un cinturón de levantamiento de granito y es producto de la orogenia intracontinental. Además, hay algunas zonas estructurales más pequeñas.
El tracto del sistema tectónico de Tetis
El tracto del sistema tectónico de Tetis se encuentra en los períodos varisco, indosiniano, yanshaniano e himalaya. El océano de Tetis se ha cerrado muchas veces. convergió a lo largo de la dirección norte o norte-noreste muchas veces, formando una zona de compresión en forma de arco anti-S con el cuerpo principal en dirección noroeste, la sección media casi en dirección este-oeste y la sección sureste extendiéndose aproximadamente hacia el sureste. Es toda la característica este-oeste del sistema orogénico de Tis bajo condiciones límite específicas. Su área se encuentra principalmente en la meseta Qinghai-Tíbet al sur del Cinturón Orogénico Central y al oeste del Macizo del Yangtze. El Cinturón Orogénico de Youjiang con tendencia noroeste también es parte de esta área. El cuerpo principal consta de una serie de bloques microcontinentales de arco largo intercalados entre Qiang del Norte, Qamdo, Qiang del Sur y Gangdese. Entre ellos hay una serie de zonas de fallas gigantes, también en forma de S inversa, con una longitud de más de 1000~. 3.000 km, la mayor parte de los cuales están acompañados de cinturones de ofiolitas, complejos exóticos o cinturones de esquisto azul. Generalmente tienen características complejas como extensión y compresión de empuje. La sección este muestra tanto deslizamiento hacia la izquierda como rotación, mientras que la sección sur muestra deslizamiento hacia la derecha, y el bloque entre los dos tiende a apretarse hacia el sureste. La mayoría de las fallas son activas y propensas a terremotos.
La longitud total de la zona de falla Jinshajiang-Honghe es de más de 3.000 kilómetros, y su sección noroeste se divide en dos ramas en dirección NO: una es la zona de falla Yanghu-Jinshajiang, que se desarrolla hacia el oeste. Cinturón de ofiolita de oro de Jinwu y distribución de eclogita, rocas silíceas radiolarias de aguas profundas del Pérmico temprano fueron descubiertas recientemente en la fosa serpentina; la otra rama es la falla Guozhacuo-Ruolagangri, que desarrolla el flysch, roca silícea, roca volcánica básica y Pérmico del Pérmico-Triásico; caliza, así como fragmentos de ofiolita y esquisto azul.
La sección media se curva en dirección NNW-SN y está compuesta de ofiolita de Jinshajiang y roca mixta de lutita y grava que contiene un complejo de piedra caliza del Silúrico-Pérmico, formando una zona de fuerte deformación de 30 a 40 km de ancho con función de corte de empuje y rotación a la derecha. La sección sur se extiende fuera del país a través de las montañas Ailao y está conectada con la zona de subducción del río Heishui en Vietnam. El empuje y el corte lateral izquierdo son las características principales, y es una zona de combinación de microplacas conectada al período Indosiniano. La zona de falla Garze-Litang es una rama norte-noroeste de la zona de falla Jinshajiang-Honghe, con la sección norte empujando la cizalladura lateral izquierda y la sección sur la cizalladura lateral derecha. En la zona se encuentran rocas exóticas como la mezcla de ofiolita Litang, el esquisto azul y la piedra caliza del Silúrico-Pérmico.
Zona de falla de Longmu Cuo-Lancangjiang: comienza en Longmu Cuo en el oeste, pasa por Qinghai, gira hacia el sur a lo largo del río Lancang y se conecta con la zona de unión de Chiang Rai, Tailandia-Malasia después de salir del país. . El territorio tiene 2.800 kilómetros de largo. Se pueden ver ofiolitas en la sección occidental de Jiaco en el norte del Tíbet; también hay un cinturón de esquistos azules en el área de Shuanghu, y hay un cinturón de ofiolitas del Pérmico en Changning-Menglian en el sur. Puede ser una zona de unión de microplacas del Pérmico Tardío.
Zona de falla de Pangong Tso-Nujiang: Como se mencionó anteriormente, esta zona de falla comienza en Pangong Tso en el oeste, gira hacia el río Nujiang y se dirige hacia el sur a través de Dingqing, con una longitud de 2500 km en China. Hay cinturones de ofiolita del Triásico-Cretácico y cinturones de esquisto azul de Geize en la sección noroeste, como Pangong Tso, Geize, Dingqing, Bitu, Santaishan, etc. en el oeste de Yunnan. El cinturón de ofiolita del Pérmico entre la sección sur y el río Lancang ahora pertenece al cinturón del río Lancang, pero su conexión con el cinturón del río Nujiang todavía es digno de estudio. Además, el flysch silíceo radiolario en el Grupo Muganganli (J) indica que la corteza oceánica se subduce de norte a sur y el Gangdese se empuja hacia el norte. Las zonas de unión finalmente atracaron durante el Jurásico al Cretácico Inferior. La zona de falla Gale-Namtso recientemente identificada en el lado sur de la zona de falla se distribuye a lo largo de 6 mezclas de ofiolitas y flysch silíceo radiolario (K1), y también puede estar conectada al cinturón de ofiolita Qianglong Zangbo en el área de Bomi. Al final del Cretácico Inferior, la pequeña cuenca oceánica se cerró y la zona de falla se subdujo de sur a norte.
La zona de falla de Brahmaputra: distribuida a lo largo del valle del río Indo-Yarlung Zangbo. Se divide en dos ramas, norte y sur, desde la parte occidental de Saga. El extremo oriental de Dawan sale en el territorio de China y tiene 1.700 kilómetros de largo y varias decenas de kilómetros de ancho. La parte norte es el arco volcánico del Cretácico-Eoceno de Gangdese, y la parte sur desarrolla una cuña de flysch de cuenca del antearco. Hay cinturones de ofiolitas de Brahmaputra, rocas silíceas radiolarias, mezclas de barro y grava y esquistos azules. Recientemente, se descubrió un cinturón de ofiolitas del Triásico en Yumen, Linzhi, lo que indica que apareció una cuenca oceánica en el Triásico y se detuvo al final del Cretácico. La zona de falla se subduce de sur a norte.
Las fallas con tendencia noroeste, como Daofu-Kangding, Ziyun-Nandan y Youjiang, se caracterizan por compresión y deslizamiento lateral izquierdo. La zona de falla de Daofu-Kangding, también conocida como zona de falla de Xianshuihe, ha estado activa durante mucho tiempo desde el Pérmico. Después del Mioceno, la distancia total del deslizamiento lateral izquierdo alcanzó 80 ~ 100 km (Xu Zhiqin, 1997). La extensión hacia el sur puede estar conectada a la zona de falla de Xiaojiang, que es una zona con actividad sísmica frecuente.
El cinturón orogénico del Himalaya incluye la falla de Tingri-Loza, la falla central principal del Himalaya y la falla límite principal. Es un conjunto de sistemas de fallas de cabalgamiento-napa que sobresalen hacia el sur. La principal falla central del Himalaya se inclina lentamente hacia el norte con un ángulo de inclinación de unos 30°. La estratigrafía antigua en el lado norte de la zona de falla límite principal está empujada hacia el sur en el Grupo Piamonte Sivalik (N+Q), que es obviamente el producto de la subducción hacia el norte del bloque continental indio. Su edad de formación es 10 Ma ~ 22. Ma (informe Pan Guitang). Al mismo tiempo, va acompañado de una fuerte extensión: la zona de separación del sur del Tíbet entre el Himalaya alto y bajo se desliza a gran escala y se superpone con las zonas de falla de Medog y Yarlung Zangbo al este. La edad de formación es de 12 Ma~. 21 Ma+0 Ma (reportado por Pan Guitang). El Grupo Ragugangri forma un grupo de domos a lo largo del cinturón tectónico del Himalaya norte. El grupo de domos es una serie de estructuras complejas centrales metamórficas desarrolladas en un entorno extensional. Hay muchos grabens con tendencia SN casi equidistantes o zonas de fallas extensionales en los cinturones orogénicos verticales de la región de Gangdese. Recientemente, se descubrió que hay rocas volcánicas neoalcalinas intermedias y rocas intrusivas (26,1 Ma) en el graben Qiongcuo-Xuruco. La falla de tendencia SN en la desembocadura del desfiladero de Longnongba en Zhanzhan es una zona de fuerte actividad sísmica. que también está relacionado con el bloque continental indio. La incrustación está relacionada con la extensión intracontinental bajo el fondo del levantamiento de la meseta.
Dominio del sistema tectónico del Pacífico Chino-Pinxi
Ren Jishun y otros dividieron el este de China en el dominio tectónico del Pacífico de la Cuenca del Pacífico formado por el sistema dinámico Pacífico-Pacífico. Cheng et al. lo dividieron en el antiguo dominio tectónico de Cataysia formado por la interacción entre la Placa Yangtze y la Placa de Cataysia y el dominio tectónico del Pacífico occidental formado por la interacción entre la Placa Euroasiática y la Placa del Pacífico desde el Período Yanshaniano.
Según los datos cartográficos del mapa geológico 1:2,5 millones, se sabe poco sobre la estructura del antiguo Pacífico, por lo que se le llama tracto del sistema tectónico del Pacífico Cathaysia-Pensilvania basándose en divisiones anteriores. El dominio tectónico de Cathaysian se limita al sureste de China, mientras que el dominio tectónico costero del Pacífico se extiende a todo el este de Asia. La interacción entre la paleoplaca de Cataysia y la paleoplaca del Yangtze es principalmente de sur a norte, de este a oeste, de sureste a noroeste y del movimiento de Bowes al movimiento de Caledonia. Durante los movimientos indosiniano y yanshaniano, estas dos placas antiguas experimentaron una intensa compresión intracontinental y mosaicismo. Durante la orogenia de Caledonia, el cinturón orogénico del sur de China fue empujado de manera desigual de sur a norte y luego de este a oeste, estableciendo el contorno estructural de esta región. La sección media generalmente tiene un bloque Jiangnan en forma de S con tendencia noreste y este-oeste y una zona de combinación Qin-Hangzhou en forma de S, así como un cinturón plegado de Caledonia Luoxiao-Beiwuyi-Kuijishan en forma de S. En determinadas condiciones, también es posible que se trate de una variante del cinturón tectónico este-oeste. Además, hay algunos pliegues apilados tardíos de norte a sur y algunas zonas de pliegues y zonas de falla tardías con tendencia noreste. El cinturón estructural anti-S con tendencia NE en este dominio del sistema estructural y el cinturón estructural anti-S con tendencia NO en el dominio estructural de Tetis rodean la cuenca de Sichuan en el sur de China. Están aproximadamente en una esquina, pero el. El primero es ligeramente más pequeño y no completamente simétrico.
Desde el Movimiento Yanshan, debido a la contracción intracontinental y la interacción entre la placa Euroasiática y la antigua placa del Pacífico, se ha formado el tracto del sistema tectónico Asia Oriental-Pacífico Occidental, que incluye principalmente la vasta China continental oriental. zona de activación del margen, orógeno de la montaña Wanda, orógeno de Taiwán y mar del Sureste. El tramo de sistemas tectónicos de Cathaysian en el este de China y el tramo de sistemas tectónicos paleoasiáticos han sufrido superposición y transformación en el continente oriental, formando una serie de cinturones de magma elevados en el noreste y grandes cuencas como Songliao y el norte de China. Durante este período, se desarrolló una serie de zonas de fallas gigantes al norte-noreste, incluidas la Gran Cordillera Khingan-Montañas Taihang, el Río Nenjiang-Qinglong, Jining-Tuanfeng, Zhenjiang-Guangzhou, Lishui-Haifeng, Changle-Nanao, el Valle Longitudinal de Taitung, el Montañas centrales de la provincia de Taiwán, las estribaciones de Taixi, etc. y 30 fallas con tendencia noreste. La mayoría de ellas se transformaron en fallas normales en el Cretácico Superior, con deslizamientos dextrales locales y pequeños desplazamientos. Entre ellos, el sistema de graben en zigzag controlado por la zona de falla de Weifen es el más característico. Varias fallas con tendencia norte-noreste en la provincia de Taiwán han estado imbricadas hacia el oeste desde el Neógeno y todavía están activas en la actualidad.
El famoso sistema de fallas de Tanlu en esta zona discurre por el este de China. Se desarrolló sobre la base de algunas fallas antiguas desde la Era Mesozoica, principalmente la falla de Tanlu, con algunas ramas en el norte y el sur, formando un sistema de fallas con conexiones genéticas. La zona de falla de Tanlu en la sección media está compuesta por un conjunto de fallas rectas de deslizamiento. El plano de falla E es empinado y las características de deformación en ambos lados son obviamente diferentes. La placa oriental está dominada por la tracción de larga distancia del grupo Zhangbaling del período Qingbaikou, el sistema Nanhua-Sinian y los estratos paleozoicos, que se dirigen al noreste en las áreas de Lujiang y Zhangbaling, y se desvían gradualmente hacia el este hacia Suqian-Sihong y Xiangshui-Norte. Área de Jiangsu Huaiyin. Generalmente es una gran estructura en forma de arco en la dirección NE-NNE, que puede tener algunos fenómenos de fractura por tracción a pequeña escala y tiene características obvias de un arco de tracción. Para los bloques de roca estructural metamórficos de profundidad media expuestos en el cinturón Tanlu del área de Feidong, como el Grupo Yanji y el Grupo Feidong, es probable que estos antiguos bloques duros y quebradizos sean fragmentos entrelazados de deslizamiento. También cabe señalar que los estratos del Siniano y del Paleozoico temprano a ambos lados de las fallas de Guangji y Susong en la sección sur de la zona de la falla de Tanlu generalmente tienen forma de arco desde el NO al noreste, y la dislocación traslacional no es obvia, lo que indica que la Tanlu La sección sur de la zona de falla se desarrolló sobre la base de una estructura en forma de arco que sobresale hacia el sur. La máxima resistencia al deslizamiento se ubica en las áreas de Tancheng y Lujiang, y gradualmente se debilita y desaparece hacia el sur. Los cinturones estructurales y las líneas estructurales de la placa occidental de la zona de falla de Tanlu tienen principalmente dirección NO-este-oeste, perpendiculares a la zona de falla de rumbo y no tienen características de arrastre, lo que resulta en enormes distancias de falla. El extremo sur de la zona de falla de Tanlu llega a la orilla norte del río Yangtze y termina cerca de Guangji al mismo tiempo que la zona de falla de empuje en el borde norte del bloque de Yangtze y la zona de falla frontal de la napa de Dabie, es decir , corre la misma suerte. No es difícil imaginar que la profunda subducción y la gran napa en el lado oeste de la zona de la falla de Tanlu están estrechamente relacionadas con la gran traslación de la zona de la falla de Tanlu. La traslación dio como resultado y fortaleció la profunda subducción del lado oeste del Bloque Norte de China y la compresión y nuca del Bloque Dabie hacia el sur. La napa y la subducción se basan en la zona de falla de Tanlu, y la zona de falla de rumbo se desarrolla y se extiende simultáneamente con la napa. Este fenómeno de vinculación de desvío de huelga y dominación ha ocurrido en muchos lugares del sudeste de China. La distancia de traslación de la falla Lujiang-Huaining en la sección sur de la zona de la falla Tanlu es muy pequeña. Después de que esta falla se conecta con la falla de Hukou Ganjiang, sus características de traslación mejoran significativamente debido al movimiento del cinturón imbricado de empuje-napa de Jiuling a lo largo de su lado oeste en dirección SSW. Desde entonces, sus restos han sido dispersos, principalmente alojados y utilizados en la zona de falla más antigua de Sihui-Wuchuan en el oeste de Guangdong, y han sido reforzados.
La sección norte de la zona de falla de Tanlu es la zona de falla de Shulan-Yilan y la zona de falla de Dunhua-Mishan. La tendencia de las fallas también es buena, y el deslizamiento del rumbo lateral izquierdo está significativamente debilitado, mientras que el rumbo lateral derecho tardío. El deslizamiento de la zona de la falla Dunhua-Mishan es más obvio. Según evidencia geológica y una gran cantidad de datos de datación, la zona de falla de Tanlu comenzó al final del Triásico (2088 Ma ~ 245 Ma) (Wang Xiaofeng et al., 2000), y experimentó un fuerte deslizamiento durante el Jurásico- Cretácico Inferior (100 Ma ~ 208 Ma), extensión en el Cretácico Superior-Paleógeno y cierta compresión o deslizamiento dextral en el Neógeno. Durante el período Indosiniano, el Bloque del Norte de China también se subdujo hacia el sur en el lado oeste de la zona de falla. Las "raíces" de las Montañas Dabie en la corteza media e inferior fueron sometidas a un metamorfismo de presión ultra alta y comenzaron a exprimirse, formándose. un cinturón de esquisto azul de baja temperatura y alta presión en la capa media. Durante el Jurásico, las rocas fueron empujadas hacia el sur a gran escala. Durante el Cretácico, las montañas Dabie comenzaron a levantarse y aparecieron fallas en las zonas circundantes. El tiempo de corte de rumbo de la zona de falla Changle-Nanao en la costa sureste se concentra entre 100 Ma y 120 Ma (Shu, 2000). Por lo tanto, el deslizamiento del NNE en el este de China continental comenzó en diferentes momentos, pero todos terminaron alrededor de 100 Ma.
Además, en el margen continental sureste se desarrolla un grupo de zonas de fallas extensionales con tendencia noroeste. Las fallas se interrumpen y se cierran gradualmente tierra adentro. A lo largo de este cinturón se desarrollan volcanes mesozoicos y cenozoicos, cuencas de fallas y una serie de estructuras volcánicas y pequeñas intrusiones. A lo largo de las fallas de Jiujiang-Ningde y Huichang-Xiaoyun se encuentran pórfidos sinvolcánicos de acidez media, rocas subvolcánicas o granitos geodas, con profundidades. grande Se caracteriza por fractura por tracción. El granito geoda costero llega a Lingshan en el noreste de Jiangxi a lo largo de la zona de falla de Jiujiang-Ningde.
Dominio del sistema tectónico Helan-Kangdian
El cuerpo principal de este dominio se extiende a través del centro de China, incluyendo las montañas Helan, los cinturones plegados y zonas de falla de Kangdian y Guizhou central, así como el La cuenca de Ordos, con tendencia casi norte-sur, el cinturón orogénico oriental de Songpan-Ganzi y la cuenca de Sichuan. Este tramo del sistema está ubicado en el eje central de la estructura geológica de China. El antiguo bloque continental del Alto Yangtze (hoy cuenca de Sichuan) es el núcleo estable de agregación y compresión multisistema, constituyendo la estructura estructural central de China. Es un área de pliegue triangular invertido de Songpan-Ganzi comprimido en la "dirección norte-sur" (Xu Zhiqin, 1997). Está rodeado por Dabashan, Jiangnan, Sichuan y otros cinturones plegados en forma de arco en el norte, este y sur. Desde la perspectiva de la estructura profunda, la corteza de China es más gruesa en el oeste y más delgada en el este, especialmente en el suroeste, y más delgada en el sureste. El espesor de la corteza en esta área es de 38 a 45 km, lo que representa aproximadamente el espesor promedio de la corteza de China. corteza y es simplemente una zona de transición "neutral" (Cheng, 1994).
Hay siete zonas de fallas importantes en esta área, todas las cuales son zonas sensibles a la actividad sísmica. La zona de la falla de Ordos en el extremo norte corre de norte a sur y desciende abruptamente hacia el oeste. El Jurásico tardío-Cretácico temprano empujó hacia el este, y la parte oriental cayó relativamente, con una caída máxima de 800 metros. Los famosos reversos de Longmenshan, Qinghe y Xiaojinhe. La zona de falla de empuje y napa pertenece al sistema de empuje y napa del antepaís del cinturón orogénico Songpan-Ganzi. Hay tres zonas de fallas de tendencia casi SN en la sección sur del macizo Yukang-Dian, todas con una longitud de 500 a 600 km. De oeste a este se encuentran la zona de falla de Lvzhijiang, la zona de falla de Anninghe y la zona de falla de Xiaojiang, todas las cuales son zonas de falla de empuje y desbordamiento siniestrales y son canales de desbordamiento de basalto del Pérmico. La actividad sísmica se debilita en secuencia de oeste a este.
El patrón anterior muestra que este tracto del sistema tectónico es principalmente el resultado de la compresión intracontinental cerca del este-oeste y la acción conjunta del sistema dinámico tectónico de Tetis y el sistema dinámico tectónico de Cathaysian-Pacífico occidental. también afectado por la antigua influencia asiática del sistema dinámico estructural.
Los cuatro dominios del sistema tectónico mencionados anteriormente tienen sus propias características y, al mismo tiempo, se adaptan, transforman, interfieren y se superponen entre sí, formando el complejo y regular paisaje tectónico de China.
Además, algunos datos de estudios recientes muestran que los continuos pliegues y deformaciones del Cinturón Qianshan pueden superponerse paralelos al cinturón orogénico, pero también pueden ser casi ortogonales. Por ejemplo, el cinturón plegado de la primera fase de la fase Baosiana en el área de Jiangnan está casi de norte a sur, y los pliegues principales de la segunda fase están casi de este a oeste en el área de Wugongshan en el centro de Jiangxi, Caledonia; El cinturón plegado de la fase 1 está casi orientado de este a oeste, y el segundo pliegue principal está casi de norte a sur. Tang Jiafu (2003) también informó que los pliegues de Indosinian en Chuzhou, Hexian y Chaohu en Anhui estaban al NO en la etapa inicial y al noreste en la etapa posterior, y los tres eran casi ortogonales. Esto también puede explicarse por la actividad tectónica intraplaca y las colisiones de placas, y merece más estudio.