Construir elementos de zonificación
(1) Cinturón de elevación central (ⅰ2)
El cinturón de elevación central es una unidad tectónica única en el norte del Mar de China Meridional. Tiene tres características: El cinturón de elevación de Dongsha es diferente del. El antiguo cinturón de elevación de Tanwei tiene una alta gravedad, un fondo de anomalías magnéticas y una capa especial de alta velocidad en la corteza inferior.
1. La antigua zona de elevación de Tanwei es diferente de la zona de elevación de Dongsha.
El cinturón de paleo-levantamiento de Tanwei en el lado norte de la isla Dongsha forma el núcleo del cinturón de levantamiento central. Corre hacia el noreste a través de los bajíos de la provincia de Taiwán, las islas Penghu y Beigang, provincia de Taiwán. generalmente se extiende en dirección noreste, con una longitud de unos 700 km y una anchura de 50 ~ 80 km. Cabe enfatizar que esta área no incluye el Levantamiento Dongsha centrado en la Isla Dongsha (Figura 4-17), porque son productos de diferentes épocas y muestran diferentes características de desarrollo. El antiguo levantamiento de Tanwei es una estructura anticlinal compuesta de levantamiento de sótano (Figura 4-18) con pocas fallas, un ala noroeste suave y un ala sureste empinada. Las características del espesor estratigráfico y los cambios de ocurrencia desde la parte superior hasta las alas del anticlinal indican que se trata de una zona de elevación del basamento pre-Mesozoico. Los sedimentos mesozoicos y cenozoicos básicamente heredaron este ambiente estructural antiguo estable, y el espesor se redujo considerablemente, a menudo. Directamente se ven rocas carbonatadas en fase plataforma del Mioceno. El fuerte fenómeno de truncamiento de la discordancia T7 indica que hubo un gran levantamiento diferencial en esta área antes del Oligoceno tardío. Según la marca de truncamiento en su ala sureste (Figura 4-18 A), la erosión estratigráfica causada por el levantamiento puede alcanzar unos 2000 metros, y la sobrecarga (capa estructural I) con T7 como límite inferior está ampliamente distribuida por todo el sur de China. Mar. Por lo tanto, T7 refleja esencialmente un evento de discordancia que requiere mucho tiempo, correspondiente al movimiento de expansión del Mar de China Meridional, por lo que en el pasado se le llamó "Movimiento del Mar de China Meridional", que es equivalente al "Movimiento Puli" en la provincia de Taiwán y el "Movimiento Yuquan" en el Mar de China Oriental. El levantamiento Dongsha, centrado en la isla Dongsha, está ubicado en la parte norte del cinturón plegado de depresión del margen sur. En realidad, es una zona alta anticlinal en el lado sureste del antiguo cinturón de elevación de Tanwei, de unos 150 kilómetros de largo. Es más apropiado llamarla "Estructura Dongsha". La estructura Dongsha reflejada en la Figura 4-18 está cerca del extremo noreste del anticlinal. El fenómeno arqueado de esta estructura es particularmente prominente en la isla Dongsha y es el resultado de haber sido atravesada por un gran volcán. Hay muchas estructuras anticlinales similares en el borde sur del cinturón plegado de depresión (Figura 4-17), la mayoría de las cuales están distribuidas en forma escalonada hacia el noreste. La relación de contacto de discordancia angular entre las capas estructurales ⅱ y ⅲ muestra que se formaron en los pliegues de la estructura ⅲ y fueron producto del Movimiento Yanshan. El espesor de la capa estructural ⅲ involucrada puede alcanzar de 6000 a 8000 metros. Se puede observar una fuerte deformación bajo la superficie de discordancia T2 tanto en la zona de levantamiento central como en la zona de depresión del margen sur, lo que indica que un evento tectónico dominado por la compresión lateral ocurrió antes del Mioceno tardío, equivalente al llamado "Movimiento Dongsha". Algunos pliegues localizados poco profundos comunes en perfiles sísmicos son producto de este movimiento. Por ejemplo, inicialmente se identificaron dos filas de estructuras anticlinales poco profundas de estilo alemán distribuidas en gradientes en el cinturón de elevación estable de Dongsha (Figura 4-17). El fenómeno de la discordancia T2 erosionada por el fondo marino moderno se puede ver tanto en el antiguo cinturón de elevación de Tanwei como en la estructura Dongsha, lo que indica que el movimiento neotectónico en esta área fue fuerte, y la estructura Dongsha solo demostró completamente su apariencia de elevación durante este período. .
Figura 4-17 Esquema estructural mesozoico del noreste del Mar de China Meridional
ⅰ1-Cinturón plegado del margen norte; ⅰ2-Cinturón plegado central; ⅰ3-Depresión del margen sur y cinturón plegado ⅰ4; -Baiyun Fold Zone A-ESP-E; Selección de sección del perfil B-365; c-OBS 2006-3
2. Peso de alto valor y fondo del campo magnético.
Acerca del peso. de la zona de elevación central El trasfondo de las anomalías magnéticas se ha discutido muchas veces. En general, se cree que el cinturón de anomalías magnéticas y de gravedad es producto del arco magmático del Mesozoico y es la extensión del cinturón magmático del Mesozoico tardío a lo largo de la costa de Fujian y Zhejiang hasta el Mar de China Meridional. Creemos que esta explicación requiere discusión. Las razones son las siguientes: Primero, las características anormales de los dos son muy diferentes.
El área continental es una anomalía caótica con cambios ondulatorios de alta frecuencia, que es una anomalía de fuente poco profunda que refleja principalmente las rocas magmáticas intermedias del Mesozoico tardío, especialmente el gran conjunto de rocas volcánicas. -ancho de banda, anomalías positivas lentas y de alto valor y los fenómenos asociados no son obvios. Todavía es prominente y se extiende hacia arriba por 20 a 40 km, lo que debería reflejar las rocas básico-ultrabásicas enterradas profundamente. Según los resultados de división de campo del método de corte diferencial (Luan Xiwu et al., 2011), el cuerpo fuente de campo con anomalías positivas altas en el antiguo cinturón de elevación de Tanwei comenzó a mostrar anomalías débiles a una profundidad de 12 km, aparecieron anomalías obvias en una profundidad de 20 km y alcanzó un valor máximo a una profundidad de 28 km; 2. La razón es que las direcciones de distribución de los dos son diferentes. Las anomalías magnéticas caóticas en el área terrestre generalmente se distribuyen en la dirección noreste, mientras que las altas. Las anomalías magnéticas de valor positivo en este cinturón están en la misma dirección que el cinturón de elevación central y generalmente se distribuyen en la dirección noreste. En tercer lugar, los tiempos de origen son diferentes. Las rocas ígneas continuas del continente se formaron a finales del Mesozoico. Sin embargo, sólo unos pocos pozos de perforación en la zona de levantamiento central han visto rocas ígneas del Mesozoico tardío, que están mucho menos extendidas que la distribución a gran escala a lo largo de las costas de Fujian. y Zhejiang. Vale la pena señalar que en el perfil sísmico, hay pocas fallas a lo largo del cinturón de paleo-levantamiento de Tanwei y no se ha encontrado ningún fenómeno de punción volcánica. Sin embargo, se desarrollan fallas en el borde sur del cinturón plegado de depresión, acompañadas de un gran número. de fenómenos de punción volcánica, como el fuerte levantamiento de la isla Dongsha, no se encontró ninguna reflexión de la interfaz estratigráfica debajo de T7, lo que se interpretó como una gran penetración volcánica (Luan Xiwu et al., 2011). La estructura Dongsha que se ve en la Figura 4-18 está lejos de la isla Dongsha. Aunque se puede ver un gran conjunto de reflexiones de interfaz estratigráfica debajo de T7, son muy desordenadas y probablemente sean causadas por fallas y penetración volcánica. El fenómeno anterior muestra que el fondo de gravedad y anomalías magnéticas en el cinturón de elevación central no es una extensión del cinturón magmático mesozoico a lo largo de la costa de Fujian y Zhejiang, y los mecanismos de formación de los dos deberían ser diferentes.
Figura 4-18 Sección sísmica a través del antiguo levantamiento Tanwei y la estructura Dongsha
(La ubicación se muestra en la parte B de la Figura 4-17; la división de la secuencia de reflexión sísmica se muestra en Tabla 4-8 (la falla F1 corresponde a F1 en la Figura 4-17).
Tabla 4-8 División de las principales capas estructurales en el norte del Mar de China Meridional
3. Capa especial de alta velocidad de la corteza inferior
Figura 4-19 Interpretación. diagrama de la estructura de velocidad de la corteza terrestre en el noreste del Mar de China Meridional
A-ESP-E Sección de la estructura de la velocidad de la corteza terrestre (según Nissen et al., 1995) (ver Figura 4-17 Sección A para su ubicación); —Diagrama de interpretación geológica 1—Coordinación—Sedimentación post-extensional; 2—Corteza superior (v < 6,4 km/s); 3-corteza inferior (6,4 km/s < v < 7,0 km/s); > 7,0 km/s); 5-corteza continental; 6-corteza oceánica; 7-litosfera lenta superior; 8-peridotita serpentina
La particularidad de la estructura de velocidades de la corteza en el noreste del Mar de China Meridional es que la La capa de la corteza inferior es mucho más gruesa que la capa de la corteza superior y la capa de alta velocidad muta repentinamente lateralmente. En ESP7, hay una capa de alta velocidad con un espesor de 15 km en la parte inferior de la corteza inferior de aproximadamente 22 km de espesor (el valor de velocidad es 7,0 ~ 7,2 km/s), pero todas las capas de alta velocidad desaparecen repentinamente tan al norte como ESP7 A (Figura 4-19a). Casualmente, se obtuvo un perfil sísmico de gran angular OBS similar en el extremo occidental de la zona de levantamiento central (Figura 4-20). Casualmente, este sitio de mutación corresponde al área máxima de la región de anomalía magnética positiva de alto valor, lo que indica que debería haber una conexión entre los dos. En general, existen dos explicaciones para la aparición de capas de alta velocidad en la corteza inferior de los márgenes continentales: en los márgenes continentales pasivos, a menudo se explica como una estera de lava formada por hundimiento extensional de la corteza o erosión lenta del fondo; Se atribuye a un gran arco volcánico. Ha habido muchas discusiones sobre el fenómeno de la capa de alta velocidad en la corteza inferior en el área continental norte del Mar de China Meridional (Nissen et al., 1995; Zou Heping, 2006 54 38 0; Qiu et al., 2003 ; Cai et al., 2007; Wei Xiaodong et al., 2011). En general, se cree que es principalmente el resultado del hundimiento o subcapa litosférico (denudación) en el contexto de la extensión regional desde el Cretácico Superior. Sin embargo, estas discusiones son contrarias a la situación real en el área: primero, como se mencionó anteriormente, esta área no tiene nada que ver con el cinturón magmático a lo largo de la costa de Fujian y Zhejiang, negando así la teoría de arcos magmáticos de borde activo del Mesozoico tardío; en segundo lugar, el desprendimiento o recubrimiento de la litosfera debería ocurrir en la zona del borde pasivo donde la extensión es más fuerte. Si está relacionado con la expansión del Mar de China Meridional, debería ir acompañado de una fuerte actividad magmática y un fondo geotérmico de alto valor en el Cenozoico medio y tardío.
Por el contrario, esta área tiene un fondo de flujo de calor de bajo valor (Figura 4-21), la corteza y la litosfera están significativamente engrosadas (Figura 2-26), la actividad de fallas es débil y no hay penetración volcánica. En tercer lugar, estas discusiones no abordaron las razones del repentino cambio estructural en la corteza interna y el rápido engrosamiento de la capa de alta velocidad en la corteza inferior entre ESP7 y ESP7 A.
Figura 4-20 Estructura de velocidad de la onda P del perfil sísmico OBS 2006-3
(Según Wei Xiaodong 2011)
(La ubicación se muestra en C en la Figura 4-17 Parte)
Como se mencionó anteriormente, hay una delaminación litosférica unificada desde la parte noreste del Mar de China Meridional hasta la isla de la provincia de Taiwán. La zona de sutura del Estrecho de Caledonia-Taiwán forma la. borde norte del bloque Mar de China Meridional-Provincia de Taiwán y La línea divisoria entre Fujian y el macizo Zhejiang-Donghai. La antigua zona de elevación de Tanwei es básicamente paralela a la zona de sutura del estrecho de Zhuwai-Taiwán, y las dos pueden estar relacionadas genéticamente como referencia. Según este modelo, la deshidratación se produce cuando la placa subductora que contiene agua se inserta a una profundidad de 25 a 50 km, lo que permite que la peridotita suba lentamente a lo largo de la zona de subducción en la placa de empuje para obtener agua, formando una zona serpentina. La característica más importante de este modelo es que no hay zonas de roca volcánica en la superficie, por lo que no hay anomalías magnéticas positivas y negativas similares a las que se ven comúnmente a lo largo de las costas de Zhejiang y Fujian. Según este modelo, se puede inferir que la placa que se subduce hacia el sur a lo largo de la zona de sutura del estrecho de Zhuwai-Taiwán puede cambiar repentinamente a una subducción de ángulo alto cerca de ESP7. Por un lado, promueve la lenta serpentinización de la peridotita en la placa de empuje sur. , y por otro lado, promueve la lenta serpentinización de la peridotita en la placa de empuje sur. Por un lado, provoca una intrusión anormalmente lenta de la corteza inferior, lo que resulta en un rápido aumento de la capa de alta velocidad de la corteza inferior. corteza a corta distancia (Figura 4-19 B). En cuanto a la parte sur del cinturón, todavía se puede ver una gran área de la capa de alta velocidad de la corteza inferior hasta el borde de la cuenca central. Esto puede deberse al hundimiento o subcapa litosférico a gran escala de. el borde norte del Mar de China Meridional bajo el fondo extensional desde el Cretácico Superior. En otras palabras, no se puede descartar que la capa de alta velocidad en la corteza inferior que se muestra en la Figura 4-19 A pueda haberse formado en dos fases o dos mecanismos, a saber, el mecanismo de subducción de la placa de Caledonia desde el Cretácico Superior y el Cretácico Superior. hundimiento litosférico o mecanismo de subchapado.
En resumen, la zona de elevación central es la zona de elevación del sótano que conecta el antiguo levantamiento de Tanwei, el bajío de la provincia de Taiwán y el levantamiento de Penghu-Beigang. Generalmente se extiende en dirección noreste y se sutura con el Zhuwai-Taiwán. Estrecho de provincia Las bandas son aproximadamente paralelas. La fuente profunda de anomalías magnéticas y gravitacionales de alto valor y el desarrollo de un gran conjunto de capas inferiores de la corteza terrestre de alta velocidad a lo largo de este cinturón indican que este cinturón de elevación se formó en la Era pre-Mesozoica y puede estar relacionado con la orogenia de Caledonia. del Bloque del Mar de China Oriental Fujian-Zhejiang a lo largo del delta exterior del río Perla y el Estrecho de Taiwán Relacionado con la subducción de la zona de sutura. Es la existencia de esta área la que controla las diferencias obvias en las características estructurales geológicas mesozoicas y cenozoicas entre los márgenes norte y sur.
Figura 4-21 Mapa de tendencias del flujo de calor terrestre en el norte del Mar de China Meridional
(Adaptado de Zeng et al., 1995)
(2) Norte cinturón plegado de depresión del margen (ⅰ1)
El cinturón plegado de depresión del margen norte está ubicado en el lado norte de la zona de elevación central. Su cuerpo principal se superpone aproximadamente con la parte oriental de la depresión de Zhuyi y generalmente se extiende. hacia el noreste. La Depresión de Zhu1 es una unidad estructural dividida según el espesor sedimentario del Cenozoico, pero sus características de desarrollo (rango de distribución, cambios de espesor, etc.) son diferentes a las del Cenozoico. Los primeros estudios geofísicos en la cuenca de la desembocadura del río Perla encontraron que hay un conjunto de grandes secuencias de reflexión plegadas bajo la secuencia de reflexión relativamente suave (confirmada mediante perforación como Cenozoica), que puede ser equivalente al Triásico Superior desarrollado en el suroeste de Fujian y el este de Guangdong. -Jurásico inferior. Más tarde, cada vez más resultados de estudios sísmicos demostraron que este conjunto de secuencias de reflexión es común en el antiguo levantamiento oriental de Zhuyi Sag y Tanwei. Sin embargo, su forma, espesor y grado de desarrollo de fracturas varían mucho lateralmente, y este conjunto de secuencias de reflexión es ubicuo. La secuencia entra repentinamente en contacto con algunas zonas de reflexión aleatoria o en blanco de reflexión, que pueden ser el resultado de la interferencia de la zona de actividad magmática de Yanshan o la zona metamórfica dinámica, lo que dificulta el seguimiento y la comparación a gran escala. Sin embargo, desde una perspectiva macro se puede determinar que aunque esta secuencia es común, su cuerpo principal se desarrolla fuera del Delta del Río Perla y al sur de la Zona de Sutura del Estrecho de Taiwán (Figura 4-22, Figura 4-23). se distribuye en un cinturón de tendencia noreste con cambios obvios de norte a sur, delgado, aproximadamente equivalente a la zona norte del área de distribución mesozoica delineada por el área de bajo valor de la derivada vertical de primer orden de la gravedad de Bouguer del sótano. anomalía y la derivada vertical de primer orden de la anomalía magnética polarizada. Cabe señalar que también existe un fenómeno de división este-oeste a lo largo de esta franja, que puede estar relacionado con el ambiente deposicional posterior, actividad magmática, metamorfismo y procesos tectónicos.
La Era Mesozoica desarrollada en el borde norte del cinturón plegado de depresión es equivalente a la Era Mesozoica expuesta en Fujian y Guangdong. Dado que el Triásico Superior-Jurásico Inferior en tierra está expuesto principalmente en la región oriental de Guangdong-suroeste de Fujian, y se distribuye principalmente en un cinturón nororiental, sus características de desarrollo parecen estar controladas por la zona de sutura de Lishui-Haifeng en tierra. También se han descubierto estratos marinos del Triásico superior-Jurásico inferior en algunas islas cercanas al estuario del río Perla (como Hong Kong y la isla Hebao). Este fenómeno indica que esta área se ha extendido hacia el mar y está destinada a fusionarse con el cinturón plegado del borde norte (i1) distribuido en la parte noreste del mar fuera del estuario del río Perla. Por lo tanto, se puede considerar que el Mesozoico que se distribuye ampliamente en el borde norte del cinturón plegado y este de Guangdong-suroeste de Fujian pertenece principalmente al Triásico Superior-Jurásico Inferior, y sus principales intervalos de desarrollo están afectados por el Río de las Perlas-Taiwán. Zona de sutura estrecha y Lishui-Haihai Controlada por la zona de sutura Feng-Qiongdongnan.
Figura 4-22 Tramo de interpretación sísmica de la línea 79PR1788 en la Cuenca de la Desembocadura del Río Perla
La descripción de las capas estructurales I-III se muestra en la Tabla 4-8.
Figura 4-23 Tramo de interpretación sísmica de la línea 79PR1827 en la Cuenca de la Desembocadura del Río Perla
La descripción de las capas estructurales I-III se muestra en la Tabla 4-8.
(3) Cinturón plegado de depresión del margen sur (ⅰ3)
1. Características de desarrollo de las fallas límite
La zona de falla de basamento en el lado sur de la central. La zona de elevación es una línea divisoria importante entre esta zona y la zona de depresión del margen sur.
El perfil de reflexión sísmica (Figura 4-18) revela que la evolución de la zona de pendiente en el lado sur del antiguo levantamiento de Tanwei está obviamente controlada por la zona de falla de basamento (F1) existente en lo profundo del mismo. Esta zona es equivalente a la falla F2 dividida por Wu et al. (2011) según las características de colisión de esta área. Por lo tanto, la diferencia magnética en ambos lados de esta zona es la más fuerte y puede haberse formado antes del subchapado relacionado con el continente. estiramiento de márgenes. Vale la pena señalar que esta zona está exactamente entre ESP7 y ESP7 A, es decir, el lugar donde la capa de alta velocidad de la corteza inferior cambia repentinamente, y corresponde aproximadamente a la sección donde se concentra más el fenómeno de truncamiento de discordancia T7 (Figura 4-18 A). Según el espesor estimado de los estratos erosionados, la amplitud diferencial de hundimiento a corta distancia es de aproximadamente 2.000 metros. Los fenómenos anteriores indican que el límite sur del antiguo levantamiento de Tanwei está controlado por una zona de falla de basamento activa a largo plazo hacia el sur, y su historia de desarrollo se remonta al período Caledonio, cuando la capa de alta velocidad de la corteza inferior en el área cambiada. A finales del Paleozoico, esta zona se convirtió en una zona de falla con un norte alto y un sur bajo. La zona de levantamiento en su lado norte recibió deposición de carbonato en fase de plataforma durante el período de máxima transgresión marina global en el Pérmico Superior. El Mesozoico y el Cenozoico aún heredaron esta tendencia de ser más altos en el norte y más bajos en el sur, y el espesor sedimentario a ambos lados de F1 es muy diferente. No fue hasta el "Movimiento del Mar de China Meridional" marcado por la discordancia T7 que esta diferencia aumentó y disminuyó.
Meng (1970) interpretó por primera vez el levantamiento Penghu-Beigang como una "pared de roca tectónica". Los resultados de los estudios magnéticos y de gravedad (Xie Shixiong et al., 1972) muestran que existe una gran falla con tendencia noreste en el límite sur del levantamiento (es decir, la zona de transición entre la plataforma continental y el talud continental), que puede detectar con éxito bisagra con el borde de Zhuyi en la zona costera de la provincia de Taiwán. Las características de desarrollo de la falla del centro del borde de Zhuyi y la falla F1 son similares. Se especula que pertenecen a la misma zona de falla, y la estructura sintectónica * * * es una línea divisoria importante a través del paleo-levantamiento de Tanwei, Taiwan Shoal. y el lado sur de la zona de levantamiento Penghu-Beigang. La formación de esta zona puede estar relacionada con la subducción de la zona de sutura del estrecho de Zhutai en el período Caledonia. A principios del período Yanshan, la zona de levantamiento fue dislocada por el efecto de cizallamiento lateral izquierdo de la zona de falla diagonalmente a través del borde occidental del Mar de China Oriental y el borde oriental del Dongsha (Figura 2-21). Según la distancia desde Zhuwai hasta la falla de la zona de sutura del Estrecho de Taiwán, se estima que el desplazamiento de corte es de aproximadamente 100 km. Si se restablece la posición anterior a la falla, el bajío de Taiwán y las islas Penghu pertenecerán al mismo bloque de elevación del sótano. Debido a que la zona de falla entre el borde occidental del Mar de China Oriental y el borde oriental del Dongsha es una gran zona de falla de basamento, a menudo aparece en forma de zigzag en las áreas de desarrollo de roca caprock del Mesozoico y Cenozoico F2, F3, F4 y F5. En la Figura 4-17, todos reflejan una gran falla de basamento entre el borde occidental del Mar de China Oriental y el borde oriental del Dongsha, entre los cuales F2 intercepta la falla central del borde Zhuyi y la falla F1.
Figura 4-24 Sección de interpretación sísmica de la línea NHD96 en la Depresión de Chaoshan
La descripción de las capas estructurales ⅰ-ⅳ se muestra en la Tabla 4-8.
2. Características de desarrollo del cinturón plegado de depresión del margen sur.
Figura 4-25 Sección de interpretación sísmica de la línea de investigación científica 973 en la Cuenca Suroeste
La descripción de las capas estructurales I-III se muestra en la Tabla 4-8.
Figura 4-26 Sección de interpretación sísmica de la línea NHD-416 en la Cuenca Suroeste
La descripción de las capas estructurales I-III se muestra en la Tabla 4-8.
El cinturón plegado sur se encuentra al sur del cinturón plegado central, extendiéndose desde la vertiente sur del cinturón plegado hasta el borde de la cuenca del Mar de China Meridional, incluyendo la depresión de Chaoshan y la cuenca de Tainan. El Mesozoico desarrollado en esta zona formó una serie de pliegues y fallas, las cuales se escalonan en dirección NE, reflejando la fuerte compresión en dirección NO-SE. Otra característica importante del Mesozoico en esta área es la obvia diferencia este-oeste en su nivel de desarrollo: es decir, un conjunto de Mesozoico puede verse ampliamente en la Depresión de Chaoshan (Figura 4-24), y se estima que su espesor máximo es de ser 8000 ~ 9000 m; Taiwán La cuenca suroeste se caracteriza por el Cenozoico extremadamente grueso, con un espesor máximo de 7.000 a 8.000 metros. Bajo esta formación se pueden observar de forma intermitente algunas secuencias reflectantes (Figura 4-25 y Figura 4-26), que pueden pertenecer a la Era Mesozoica, pero su apariencia es diferente a la desarrollada en la Depresión de Chaoshan, reflejando no sólo diferentes ambientes deposicionales y los procesos tectónicos, pero también la formación de Times tampoco pueden ser del todo comparables. El Mesozoico en el margen sur del cinturón plegado de depresión es generalmente más grueso en el oeste y más delgado en el este, lo que corresponde aproximadamente al área de distribución mesozoica delineada por el mapa vertical de primera derivada de la anomalía gravitatoria de Bouguer del sótano y el mapa vertical de primera derivada. de la anomalía magnética polarizada. Hay una gran área de áreas de bajo valor en la parte sur de Dongsha, mientras que en la cuenca suroeste de Taiwán, las áreas de bajo valor solo aparecen en el borde sur del levantamiento Penghu-Beigang. Vale la pena señalar que esta diferencia este-oeste está limitada aproximadamente por la zona de falla del basamento en el borde occidental del Mar de China Oriental y el borde oriental del Dongsha. Esta zona está representada por una serie de fallas con tendencia NNE en la capa de roca Mesozoica y Cenozoica.
(4) Cinturón plegado de Baiyun Ao (ⅰ4)
El cinturón plegado de Baiyun está conectado al cinturón plegado del margen sur en el este, pero los dos están separados por un cinturón casi al norte. Se separó un abultamiento en forma de barrera de falla sur. Las direcciones de las líneas estructurales en el área son variables, principalmente de noroeste a noroeste (Figura 4-17). El espesor tiende a adelgazarse en el Mesozoico y la actividad tectónica es intensa (Figura 4-27, Figura 4-28). Como se mencionó anteriormente, esta área está ubicada cerca del límite de los bloques este y oeste en el borde norte del Mar de China Meridional (Figura 4-13). Este límite de bloque con tendencia noroeste tiene propiedades transformacionales, y el surgimiento del primer período oriental gigante sin duda afectará el desarrollo del Mesozoico.
Figura 4-27 Sección de interpretación sísmica de la línea NHDL 112 en la cuenca de la desembocadura del río Pearl
La descripción de las capas estructurales I-III se muestra en la Tabla 4-8.
Figura 4-28 Sección de interpretación sísmica de la línea NHD16 en la cuenca de la desembocadura del río Perla
La descripción de las capas estructurales I-III se muestra en la Tabla 4-8.