La base del movimiento diestro en China y zonas vecinas desde el Cenozoico.
La cinemática es un sistema, y diversos fenómenos deben tener sus conexiones internas. Desde la perspectiva de la integridad de China y sus alrededores, se puede encontrar que toda China y sus alrededores se caracterizan por el movimiento hacia la derecha, que se manifiesta en muchos aspectos:
Características geomorfológicas: según La división de unidades geomorfológico-tectónicas, se puede dividir en Hay dos unidades tectónicas de primer nivel en el este y el oeste (Qiu et al., 2006). El oeste es un sistema montañoso alto casi de este a oeste, con una estructura de cuenca-montaña en dirección norte-sur; el este (excepto las montañas de la provincia de Taiwán) es una zona montañosa de baja altitud, compuesta por una serie de NE; -Cinturones de depresión con tendencia NNE y cinturones de elevación de oeste a este (Figura 3.5). La primera fila de cinturones de depresión incluye la cuenca Hulunbuir-Bayingoleng, la cuenca Ordos, la cuenca Sichuan y la cuenca central de Yunnan, así como dos cinturones estructurales en forma de cinturón, las montañas Yinshan y las montañas Qinling, ubicadas a su vez en el oeste. El cinturón de elevación en la segunda columna incluye las montañas Greater Hinggan, las montañas Taihang, las montañas Luliang y la meseta Shanxi, las montañas Qiandong y las montañas Xiangxi entre ellas. También hay un fenómeno de traslación y torsión a lo largo de los dos cinturones estructurales este-oeste. de las montañas Yinshan y las montañas Qinling. El análisis estructural por teledetección muestra que las montañas Tianshan-Yinshan y las montañas Kunlun-Qinling están compuestas por una serie de sistemas estructurales de corte-nappe (Li Shujing et al., 2006).
Las observaciones GPS muestran (Figura 3.9) que debido al fuerte impacto de la placa india, el movimiento de la corteza del bloque del Tíbet en el oeste de China se desacelera gradualmente de sur a norte, y la tasa de deformación del Tíbet El bloque en dirección norte-sur es de 7,0 ± 2,3 mm/a (acortamiento), la tasa de deformación en dirección este-oeste es de 7,4 ± 2,3 mm/a (alargamiento) (Wang Qi et al., 1996), lo que muestra un acortamiento en la dirección norte-sur. Molnar y Tap-ponnier (1975) creían que se originó principalmente por la colisión de la placa india y la placa euroasiática. Combinando datos globales de GPS, se cree que para China continental, el efecto de empuje del fondo de la placa india se superpone al fondo del movimiento del continente euroasiático de oeste a este (Ma Zongjin et al., 2001, 2003) .
El campo de tensión actual en Asia central y oriental (Figura 8.18) muestra que la Placa India en el suroeste está comprimida, la Placa del Pacífico en el este se está subduciendo de norte a oeste y el Macizo Siberiano en el norte está relativamente bloqueado. El movimiento general de la corteza está aproximadamente limitado por las zonas sísmicas norte y sur (Wang, 2002) o 105 de longitud este (Li Yanxing et al., 2004). Li Yanxing et al., 2004; Qiu et al., 2006). En China continental, los diferentes bloques tienen diferentes formas, direcciones e intensidades de movimiento: en la parte oriental del bloque noreste, la dirección de la tensión de compresión principal se desvía gradualmente en el sentido de las agujas del reloj, girando hacia NE50 en el límite oriental. En el bloque del norte de China, la compresión principal. La dirección de la tensión en el oeste de Ordos es alrededor de NE70, se desvía gradualmente hacia el este y en el sentido de las agujas del reloj, girando de este a oeste hacia la costa este. En la parte sureste del bloque del norte de China, la dirección principal de la deformación compresiva es de aproximadamente 25° noreste; en el bloque del sur de China, la dirección principal de la deformación compresiva cambia mucho, incluyendo noroeste, sureste, noreste y suroeste (Li Yanxing et al., 2004), lo cual es consistente con Las direcciones de movimiento medidas por GPS son generalmente consistentes (Figura 3.9).
En términos de estructura de fallas: el análisis estructural por teledetección del continente de Asia Oriental (Li Shujing, 2007) muestra que la fuerte compresión de la convergencia zonal del continente de Asia Oriental y el deslizamiento horizontal a gran escala de la corteza continental corresponde al levantamiento occidental de Qinghai-Tíbet y las mesetas de Mongolia, las características estructurales generales del este divergen hacia el sureste, las estructuras en forma de arco que sobresalen hacia el sureste desarrolladas a lo largo de la Línea Xing'an y la Línea Taihang hacen eco de los arcos. de Japón y la isla Ryukyu respectivamente. Una serie de estructuras en forma de arco convexo norte aparecen en la península de Shandong, el sur del Mar Amarillo hasta Jiangsu, Zhejiang y Anhui, y el suroeste del Mar de China Oriental. La zona de la falla de Tanlu también es un arco suave que sobresale hacia el sureste. Junto con la estructura de la napa Zhangbaling descubierta en el perfil batimétrico (Sun Wucheng et al., 1991), tiene las propiedades de una zona de falla frontal extensible de la napa. Al sur de Nanling, el cinturón tectónico de Lianhuashan en el margen continental a lo largo de la costa de Guangdong y la estructura en forma de arco de la isla de Hainan también apuntan hacia el sureste, correspondiente al arco volcánico de Filipinas y al arco de Palawan-Zengmu Shoal-Isla Natuna en el extremo sur del Mar de China Meridional respectivamente, lo que refleja la expansión hacia el sureste de la superficie continental. La dirección del movimiento del Frente Marítimo de China Meridional gira hacia el suroeste, y a su alrededor hay un gran cinturón estructural en forma de arco compuesto por estructuras en forma de arco como Myanmar-Andaman-Nicobar-Sumatra-Java, que generalmente sobresale hacia el suroeste.
Li Shujing (2007) señaló que, a excepción de partes del sur de China, el continente de Asia oriental generalmente se expande hacia el sureste e incluso hacia el suroeste, lo que es consistente con la dirección principal de deformación compresiva del campo de deformación del continente chino y la dirección principal de deformación compresiva del campo de deformación del continente chino. Dirección del eje de tensión obtenida mediante métodos geológicos y sismológicos (Tierra del sur de China, excepto los bloques), la concordancia es buena (Li Yanxing et al., 2004).
Características profundas: en la sección norte de la zona sísmica norte-sur, aunque la meseta Qinghai-Tíbet está cerca de las montañas Liupan, ejerce una compresión hacia el noreste sobre el macizo de Ordos. Esto se refleja en la geología. y accidentes geográficos, imágenes de GPS y estructuras. Se refleja en el campo de tensión y la estructura tridimensional de la litosfera (Deng, 1996; Jiang Zaisen, 2006 54 38 0; Yang Guohua, 2006 54 38 0; Chen, 2001; Deng, 2003, etc.). La simulación numérica (Liu Cui), 2003) mostró que se generó un campo de tensión anular en el área de Liupanshan cerca de la meseta tibetana e indujo un afloramiento bajo Ordos, causando que Liupanshan empujara por encima de Ordos. Al mismo tiempo, se forman cuencas de falla localmente alrededor del bloque continental y la tensión es más fuerte en el área de Datong, a una profundidad de aproximadamente 50 a 150 km. El sistema graben de Shanxi ha registrado 17 terremotos importantes de magnitud 8 o superior, y ha habido 6 terremotos en el bloque de falla del norte de China, 3 de los cuales se concentraron en el graben de Weifen. Su formación se puede dividir aproximadamente en tres etapas: durante el período Yanshan, bajo la acción de la tensión de compresión principal en dirección NO-SE, las rocas en el área se fracturaron ② Desde el Cenozoico, bajo la acción de la dirección principal NE-SW; tensión de compresión, la falla se desvió hacia un lado, formando un sistema de medio graben (3) Debido a la subducción de la Placa del Pacífico y la Placa de la India, se produjeron fallas de tracción en la curvatura de subsidencia máxima del bloque de falla y en toda la falla; El bloque se asentó de manera desigual, formando una estructura completa de rift graben, que aún está en desarrollo y expansión (Li Shude, 1997), lo que es consistente con la conclusión propuesta por Xu (2002) de que Datong-Taiyuan es un límite de actividad tensional con una ligera tendencia a la derecha. movimiento tensional manual. Por lo tanto, aunque el bloque de Ordos está comprimido por la meseta Qinghai-Tíbet (en las montañas Liupan), en general está tensionado. La geofísica también confirma que la estructura de la corteza terrestre del bloque de Ordos es simple, con un espesor de entre 40 y 42 kilómetros, y sólo ligeramente profundizada en los bordes noreste y suroeste. El levantamiento de la corteza en el cinturón de depresión de la falla alrededor de Ordos es relativamente poco profundo. Entre ellos, el Weihe Graben en el borde sur es el más delgado con aproximadamente 32 a 34 km, el Yinchuan Graben en el borde occidental tiene aproximadamente 34 a 36 km y la cuenca de Hetao. y la cuenca de Hubao en el extremo norte tienen entre 36 y 38 kilómetros. La cuenca de la falla de Shaanxi en el borde oriental es delgada en el sur y espesa en el norte, entre 38 y 42 kilómetros. Las características profundas pueden reflejar la cuenca Yinchuan y la cuenca Hetao en el margen noroeste de Ordos, el Weifen Graben en el margen sureste y la cuenca Weihe en el sur, que es una estructura extensional con levantamiento del manto, adelgazamiento de la corteza y depresión de la superficie. La depresión de la falla de Shaanxi en el norte de Weifen Graben tiene una cizalladura dextral obvia, pero el espesor de la corteza no cambia mucho. El borde suroeste de Ordos está conectado con la esquina noreste de la meseta tibetana y se profundiza rápidamente de noreste a suroeste. La corteza tiene unos 50 km de espesor, lo que indica que la corteza en contacto con el borde de la meseta tibetana está comprimida y engrosada.
Figura 8.18 Mapa de distribución de tensiones de compresión máxima en Asia central y oriental (basado en Wang Shengzu, 2001)
Un entorno similar se encuentra en el bloque del Alto Yangtze en la cuenca interna de Sichuan. La estructura del mismo bloque es simple y el espesor de la corteza es de aproximadamente 40 a 42 km, pero el borde occidental está conectado a la meseta Qinghai-Tíbet y el espesor de la corteza puede alcanzar los 50 km. En el margen noroeste, puede estar sujeto a un estiramiento de cizalla dextral, formando una cuenca estructural extensional con elevación del manto, adelgazamiento de la corteza y depresión de la superficie.
Características de las cuencas: Las cuencas cenozoicas en la mayoría de áreas y zonas marítimas del este de China pertenecen al tipo estructural de extensión del rift. Algunos estudiosos creen que el trasfondo dinámico de su formación es el entorno geodinámico en el que ha estado China oriental en la expansión del arco posterior del Océano Pacífico occidental desde el Paleógeno (Ma Xingyuan, 2004). Creemos que el este y el oeste de China han sido un sistema dinámico desde el Cenozoico. El material astenosférico ha fluido hacia el este con la formación de las estribaciones de la meseta tibetana occidental. El material astenosférico que fluye hacia el este ha sido bloqueado por la placa del Pacífico en subducción. El material astenosférico en el este de China ha fluido hacia el este. El fondo dinámico continental se ve afectado por el sistema litosférico/astenosférico y la subducción de la placa del Pacífico (Qiu et al., 2004). En la región nororiental se han formado varios sistemas de valles de rift largos y estrechos, incluidos los sistemas de rift del río Yilan-Yitong-Xialiaohe, Mishan-Dunhua y Yalujiang-Hunchun. Los sistemas de graben Yinchuan, Hetao y Weihe se forman en la parte occidental del norte de China, y el sistema de graben que incluye la cuenca del norte de China y el mar de Bohai se desarrolla entre la zona de falla de Zijingguan-Wulingshan y la zona de falla de Tanlu en el este.
Al sur, los sistemas de graben Nanyang-Xiangyang, Jianghan-Dongting y Subei se forman a ambos lados del levantamiento de las montañas Qinling-Dabie y se desarrollan pequeñas cuencas de rift desde el Pleistoceno tardío hasta el Holoceno a lo largo de la costa de Fujian y Guangdong en el sur de China; , como Fuzhou, Quanzhou, Zhangzhou y Longhai, Chaoshan, etc. Los mares orientales de mi país forman cuencas de plataforma continental como el mar Amarillo Meridional, el mar de China Oriental, el estuario del río Perla, el golfo de Beibu, la depresión de Xisha, la cuenca central del mar de China Meridional, la depresión de la falla de Qiongbei, el delta del río Perla e incluso el delta de Hanjiang. Una característica importante de la formación de estas cuencas es la erupción simultánea de basalto, especialmente en el este de China y sus mares adyacentes.
El oeste de China es principalmente una cuenca de depresión. Afectadas por el sistema de límites de colisión entre la placa india y la placa euroasiática, las fallas de cabalgamiento con tendencias opuestas están muy desarrolladas y, a menudo, hay una cuenca de depresión intercalada entre ellas (Li Tingdong et al., 2002; Deng et al., 1996). . Dentro de la meseta tibetana, debido a la obstrucción de la placa siberiana y la subducción hacia el norte de la placa india, el material litosférico fluye hacia el este debido al empuje norte-sur. En el contexto de la convergencia de la litosfera inferior y la compresión general norte-sur, en la parte superior se deriva un campo secundario de tensiones de tracción este-oeste, formando una cuenca de extensión de rift local (como la dirección casi norte-sur de Danxiong -Yangbajing, etc.) en el contexto de la compresión general del sistema graben), formando un campo de tensión único en el Tíbet. Junto con la convergencia de la litosfera continental, aparecieron una serie de sistemas de deslizamiento a gran escala en el borde de la meseta tibetana y el noroeste de China, formando varios tipos de cuencas separables, como las cuencas de falla rectangulares y en forma de cuña de la zona de falla de Altyn Tagh. Una serie de cuencas de fallas estrechas como Jinyan en el Paleógeno, Heishuigou en el Neógeno y Labeiquan-Solku en el Cuaternario; el valle del Rift de Kuyak entre las montañas Kunlun y las montañas Altun. La zona de falla de las montañas Qilian provocó actividades de compresión y cizallamiento; muchas cuencas separables, como las cuencas rectangulares cuaternarias a lo largo de las fallas de Huashan Sur y Oeste y las cuencas asimétricas en forma de cuña formadas con la expansión de la meseta. La actividad volcánica se limita a unos pocos lugares en el borde de la meseta.
A gran escala, se puede considerar que China continental y sus áreas adyacentes tienen las características de un movimiento general diestro, y su centro de rotación puede estar en el sur de China. Las estructuras de anillo se desarrollan en el sur de China (Figura 8.19). La famosa falla de Tanlu en el este de China no tiene una dirección definida después de extenderse hacia el sur de China. Esto puede estar relacionado con el giro general a la derecha de China continental con el sur de China como "centro". Figura 8.20), dando lugar a la falla de Tanlu. La falla se extendió hasta el sur de China y luego se diferenció.
Figura 8.19 Mapa de distribución de estructuras anulares en el sur de China (basado en Shu Xiaojing, 2005)
Figura 8.20 Diagrama de rotación de China continental y sus áreas adyacentes.
Parece que los siguientes hechos pueden usarse como evidencia: en el cinturón sísmico del Pacífico en el este de China, los terremotos profundos de más de 300 km ocurren principalmente en la región noreste. El norte de China está dominado por terremotos poco profundos, mientras que el sur de China tiene los terremotos menos numerosos y más estables (Figura 8.21). El ángulo de subducción de la placa del Pacífico en el este de China es el más pronunciado en el noreste, y la Cordillera Menor de Khingan sigue aumentando. Esto puede deberse a la rotación del sur de China como el "centro" que provoca la mayor rotación en el noreste. Además, la última evidencia son los conocidos cambios en la corteza terrestre provocados por el terremoto de magnitud 3,11 en Japón. Según un estudio del Instituto Japonés de Tierra y Geografía, el noreste de Japón y Kanto se están moviendo hacia el este. El Instituto Japonés de Tierra y Geografía confirmó que 20 prefecturas (unidades administrativas) se han movido hacia el este basándose en puntos triangulares que muestran la longitud y la latitud. La ciudad más grande es la ciudad de Onagawa en la prefectura de Miyagi, que se ha movido 5,85 m hacia el sureste en comparación con el estudio de 1997. . Este cambio en la corteza japonesa es una manifestación del giro general hacia la derecha de China y sus áreas adyacentes, y es también la fuente de la "subducción hacia atrás" de la placa del Pacífico.
Figura 8.21 Mapa de distribución de profundidad focal de terremotos en China continental (proporcionado por Deng et al., 2008).
8.3.2.2 La base del movimiento diestro en China y zonas vecinas desde la Era Cenozoica.
¿Cuándo comenzó el movimiento diestro en China continental? Algunos piensan que es la Era Mesozoica (Qi Fei, 1988; Tang Jiafu et al., 2004), mientras que otros piensan que es la Era Cenozoica (Qiu et al., 2006, 2010). Desde la perspectiva de la historia de la formación de China continental, después del Triásico, toda China continental se fusionó en un todo (Deng et al., 1996) y fue controlada por un sistema dinámico unificado de China continental (Qiu et al., 2004).
Desde la perspectiva de la secuencia de eventos geológicos, los eventos geológicos más importantes de la Era Mesozoica en China continental son: el desarrollo del Océano Tetis en el oeste y el cinturón orogénico oriental en la Era Cenozoica, luego de la colisión del Índico; Placa y la placa euroasiática aproximadamente 65 Ma (K2/E). Con la subducción continua de la placa india, las raíces de la litosfera de la orogenia tibetano-himalaya convergen hacia abajo y se acortan horizontalmente, empujando el material de la astenosfera hacia el este a lo largo de la interfaz de origen y los bloques litosféricos. de 250 a 400 km (Deng et al., 1996; Hua M F J et al. 1998; Ma Zongjin et al. 2001; en el lado este, el arrastre relacionado con la obstrucción de la placa subductora del Pacífico también induce el flujo hacia el este de material de la astenosfera, y los dos arrastran conjuntamente el movimiento de la litosfera (Deng et al., 1996; Hua M F J et al., 1996) 1998; Ma Zongjin et al., 2001), lo que lleva al agrietamiento y adelgazamiento por tracción de la litosfera oriental; formando un patrón de compresión en el oeste y extensión en el este. Por lo tanto, los sistemas dinámicos del Mesozoico y el Cenozoico en China continental son completamente diferentes, y el movimiento hacia la derecha en China continental no puede comenzar en el Mesozoico.
Al este de la zona sísmica norte-sur en China continental, la litosfera es discontinua a lo largo de la falla de Ordos Occidental y la zona de falla de Longmenshan (o a lo largo del lado oeste del lago Baikal y el lado este del Zona de falla de la montaña Helan-Liupanshan-Longmenshan). Las cuencas exteriores de Ordos y Sichuan en el lado este tienen características de rotación: pertenecen a la litosfera de cratón profundo de la cuenca de Ordos. Aunque la meseta Qinghai-Tíbet ejerce compresión NE en el bloque de Ordos cerca de la montaña Liupan, lo que hace que la montaña Liupan empuje la cuenca de Ordos, generalmente es un anillo que rodea a Ordos. Una cuenca de falla se genera localmente alrededor del bloque, formando un sistema de medio graben y un sistema de falla-graben (Li Shude, 1997; Ma Xingyuan, 2004); los sedimentos depositados en el sistema de graben son cenozoicos en el límite de Datong-; En las actividades extensionales de Taiyuan, también hubo una ligera extensión dextral (Xu, 2002), y hubo deposición de melaza cenozoica con un espesor de más de 1000 metros.
La cuenca Shen de Sichuan, en la meseta tibetana oriental, pertenece a la litosfera del Cratón del Yangtze, y la estructura de la napa de empuje de Longmenshan ha reducido en gran medida la velocidad de movimiento hacia el este de la meseta tibetana oriental. La periferia de la cuenca puede haber sido estirada por cizallamiento dextral, formando una cuenca estructural extensional con levantamiento del manto, adelgazamiento de la corteza y depresión de la superficie. También se depositó melaza cenozoica con un espesor de 100 m en el borde noroeste de la cuenca de Sichuan. Los sedimentos cenozoicos en estas áreas indican que el movimiento dextral de China continental no solo es moderno, sino que puede ser un movimiento desde el Cenozoico.
La paleomagnética es uno de los marcadores para juzgar el movimiento de masas continentales. Los resultados paleomagnéticos existentes muestran que muchas áreas tienen características rotacionales: en el Cretácico, los bloques continentales del Norte de China, del Sur de China y de Junggar estaban cerca del polo paleomagnético del continente euroasiático estable, mientras que en el Paleógeno, incluidos los continentes del Sur y del Norte de China, bloques, todas las masas de tierra son significativamente diferentes de los polos paleomagnéticos del continente euroasiático estable dentro de un rango de confianza (Li Zhengxiang et al., 1996), lo que puede explicarse por la rotación relativa de estas masas de tierra y Eurasia. La mayoría de los datos sobre el borde occidental y suroeste del sur de China muestran una rotación en relación con otras regiones: el centro de Yunnan gira 30° en el sentido de las agujas del reloj y de Guangnan a Hainan gira alrededor de 15° (Li Zhengxiang et al., 1996). Simao, Yunnan ha rotado continuamente durante el Cenozoico (Chen Haihong et al., 1993); desde el Cretácico, el área de Sanjiang ha rotado 111,7° en el sentido de las agujas del reloj con respecto a la dirección del campo magnético de la Tierra moderna, especialmente desde el Eoceno. casi 90°, y el proceso de rotación aún continúa, no se observó ningún movimiento obvio de bandas (Wu Huaichun et al., 2002). En correspondencia con los resultados paleomagnéticos, el bloque del sur de China al este de la zona de falla de Tanlu en el este de China tiene una rotación en sentido antihorario de 15 a 25° (Xing et al., 1995). En China occidental, el bloque continental de Tarim gira en el sentido de las agujas del reloj con respecto al bloque continental de Qaidam (Li Zhengxiang et al., 1996). Le et al. (2001), a través de la restauración de los antiguos accidentes geográficos sedimentarios de las fallas de la cuenca del Cenozoico tardío, creían que la falla de Altyn Tagh experimentó al menos tres fases de desplazamiento y dislocación de rumbo lateral izquierdo de 80 a 100 km en el Cenozoico tardío.
Las rocas volcánicas cenozoicas del este de China son signos de extensión litosférica. Cuando Deng et al. (1996) dividieron las divisiones geotectónicas a escala litosférica (desde el Cenozoico) en China, la unidad oriental estaba limitada por el límite occidental de rocas volcánicas del Cenozoico. En términos de distribución espacial, las rocas volcánicas se distribuyen en el norte de China (noreste y norte de China) y penetran profundamente en el continente, llegando incluso al lago Baikal, mientras que en el sur de China (como la costa sureste), se distribuyen principalmente en una larga y forma lineal estrecha, pero se extienden hasta Hainan.
La imagen de la evolución (Figura 8.22) obtenida con base en evidencia tectónica integral (A. Replumaz et al., 2003, 2004) también refleja claramente el movimiento lateral derecho general del sur de China y sus áreas adyacentes desde hace 40 años. Ma Característicamente, con el movimiento hacia el norte y la colisión de la placa india, el límite oriental se mueve hacia el este y el límite sureste se mueve hacia el suroeste.
En la estructura del manto profundo, desde el Arco de la Isla de Andamán (ⅳ) hasta la periferia del Arco de la Isla de la Sonda (ⅴ, ⅵ, ⅶ), hay una zona de mutación obvia del espesor de la litosfera (Figura 8.23), Lo que se cree que puede ser causado por la subducción de la placa en el límite sur de China continental y sus áreas adyacentes bajo movimiento lateral derecho. Vale la pena señalar que el autor original utiliza la Figura 8.23 para explicar los cambios de posición de los márgenes de convergencia India-Asia y Australia-Asia en 50~5 Ma, y para estimar la velocidad a la que la litosfera en subducción se hunde en el manto. La Figura 8.23 muestra tres secciones verticales de la estructura del manto profundo en el lado superior izquierdo. La sección ⅰ es el nudo estructural occidental en un ambiente compresivo. Las secciones ⅱ y ⅲ son zonas de rift de norte a sur en un ambiente extensional. El borde de la anomalía de las olas es empinado en el oeste y suave en el este. En la Figura 8.23, desde el arco de la isla Andaman (IV) hasta el arco de la isla Sunda (V, VI, VI) en el medio, es decir, de oeste a este. El borde de la anomalía de onda de alta velocidad también es pronunciado en el oeste y suave en el este. En la sección vertical de la estructura del manto profundo, el rango de la anomalía de onda de alta velocidad es estrecho en el oeste y ancho en el este, y su borde se subduce de suroeste a noreste. Suponiendo que el cuerpo anómalo de onda de alta velocidad debajo de la zona de transición se hunde hasta el manto en la misma posición, entonces desde las secciones I → II → III y IV → V → VI → VII, el borde del cuerpo anómalo de onda de alta velocidad parece empinado en el oeste y suave en el este de oeste a este, lo que simplemente muestra que la amplitud de rotación en el oeste es relativamente menor que en el este, y la rotación es en la escala litosférica.
En el Mar de China Meridional, la tendencia estructural desde el Cretácico Superior ha sido NE→NEE→EW→NW (Tabla 8.6), lo que también muestra las características del movimiento lateral derecho desde el Cenozoico temprano.
Figura 8.22 Mapa de ubicaciones de masas terrestres en la India y el sudeste asiático a 50, 40, 30, 15, 10 y 5 millones de años (según A. Replumaz et al., 2003).
Tabla 8.6 Movimientos tectónicos cenozoicos en el Mar de China Meridional ①
En resumen, el patrón general de compresión hacia el oeste y expansión hacia el este de China continental ha continuado desde el Cenozoico, por lo que puede Se debe considerar que la característica diestra es la tendencia general del movimiento en China continental desde la Era Cenozoica.
Figura 8.23 Sección vertical de la estructura del manto profundo debajo del límite de la placa India/Asia (según A. Replumaz et al., 2003).