jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
Sud de Reims (fig. 2). Des phénomènes probablement de même nature ont été observés le long de la faille de Vermenton au Nord du Morvan. Dans le détail, la lithologie influe sur la quantité et la nature des tectoglyphes. Les failles normales sont particulièrement abondantes dans les faciés pauvres en joints stratigraphiques (la craie en particulier mais aussi les calcaires de Tonnerre d'âge Kimmeridgien inf. et certains faciés crayeux de l'Oxfordien). Les faciés lités, quant à eux, sont plus pauvres en failles normales. En revanche, ils comportent en abondance des stylolithes stratiformes dont l'origine tectonique est manifeste puisqu'ils se surimposent aux pics stylolithiques horizontaux de la phase pyrénéo-provençale. Dans les sites riches en failles normales, l'utilisation des méthodes graphiques des focalisations de stries [7] permet de distinguer jusqu'à trois directions d'extensions respectivement NW-SE à E-W, NE-SW et N-S (fig. 2). L'analyse des rares structures d'intersection montre une chronologie générale selon laquelle l'extension de direction NW-SE précéderait l'extension NE-SW. Il n'a pas été possible de « caler » l'extension N-S par rapport aux deux autres. On peut, néanmoins, être assuré que, comme les deux autres, elle se situe entre les deux événements compressifs. Sur la figure 2 b nous l'avons arbitrairement associé à l'événement II. Concernant l'événement I (fig. 2 a), on constate une relative dispersion des directions d'allongement correspondant en fait à deux maximums secondaires (N110 et N130) dont nous discuterons la signification plus loin. La chronologie mise en évidence paraît conforme à celle que l'on retient généralement dans le système de rift ouest-européen avec une distension débutant dans le fossé rhénan et se développant plus tardivement (Oligocène supérieur [8]) dans les fossés de Hollande d'orientation NW-SE (fig. 1). Cependant, l'existence d'un polyphasage ne nous semble pas acquis. En effet, lorsqu'il a été réalisé [6], le calcul du tenseur des contraintes par la méthode de Carey [7] montre, pour chaque population triée graphiquement, un ellipsoïde faiblement anisotrope autour d'un axe c 1 proche de la verticale. Nous avons même pu établir sur les sites de la région d'Omey que le milieu avait été placé dans un régime de traction effective
associé à l'événement II. Concernant l'événement I (fig. 2 a), on constate une relative dispersion des directions d'allongement correspondant en fait à deux maximums secondaires (N110 et N130) dont nous discuterons la signification plus loin. La chronologie mise en évidence paraît conforme à celle que l'on retient généralement dans le système de rift ouest-européen avec une distension débutant dans le fossé rhénan et se développant plus tardivement (Oligocène supérieur [8]) dans les fossés de Hollande d'orientation NW-SE (fig. 1). Cependant, l'existence d'un polyphasage ne nous semble pas acquis. En effet, lorsqu'il a été réalisé [6], le calcul du tenseur des contraintes par la méthode de Carey [7] montre, pour chaque population triée graphiquement, un ellipsoïde faiblement anisotrope autour d'un axe c 1 proche de la verticale. Nous avons même pu établir sur les sites de la région d'Omey que le milieu avait été placé dans un régime de traction effective omnidirectionnel [10]. Ces arguments militent en faveur d'un mécanisme unitaire qui permettrait d'expliquer l'apparition des deux directions principales d'allongement si ce n'est de façon exactement synchrone au moins au cours du même processus. DISCUSSION. — Nos résultats montrent qu'entre les compressions pyrénéo-provençale et alpine se développent des phénomènes extensifs généralisés qui affectent de façon diffuse une partie importante de la plate-forme ouest-européenne. Des résultats analogues ont, en effet, été obtenus sur la côte normande et dans le Sud de l'Angleterre [11], dans le seuil du Poitou [12], dans le bassin du Sud-Est ([13], [14], [15]), au nord du Massif central [16], dans les Causses [17] mais aussi au Sud des Pyrénées dans la chaîne ibérique [18]. Dans ces conditions, l'hypothèse selon laquelle le rifting correspondrait à un effet secondaire de la collision Europe-Afrique n'est plus recevable. De nombreux arguments s'opposent, en effet, à cette conception : — le caractère séquent du système de rift par rapport à la zone de collision (fig. 1); — le fait que si la collision est achevée sur la façade autrichienne de la chaîne. En revanche, la persistance d'un bassin de flysch au Nord du Maghreb [3] implique qu'elle n'a pas débuté à l'Ouest du
qui affectent de façon diffuse une partie importante de la plate-forme ouest-européenne. Des résultats analogues ont, en effet, été obtenus sur la côte normande et dans le Sud de l'Angleterre [11], dans le seuil du Poitou [12], dans le bassin du Sud-Est ([13], [14], [15]), au nord du Massif central [16], dans les Causses [17] mais aussi au Sud des Pyrénées dans la chaîne ibérique [18]. Dans ces conditions, l'hypothèse selon laquelle le rifting correspondrait à un effet secondaire de la collision Europe-Afrique n'est plus recevable. De nombreux arguments s'opposent, en effet, à cette conception : — le caractère séquent du système de rift par rapport à la zone de collision (fig. 1); — le fait que si la collision est achevée sur la façade autrichienne de la chaîne. En revanche, la persistance d'un bassin de flysch au Nord du Maghreb [3] implique qu'elle n'a pas débuté à l'Ouest du couloir rhodanien; — la nature strictement extensive (allongement omnidirectionnel) des régimes tectoniques observées montre que leur établissement ne peut résulter d'une simple permutation C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1113-1119, 1988 1117 de contraintes dans un régime resté en compression. D'ailleurs les phases extensives et compressives ne sont pas ici coaxiales [6]. Ce dernier point suggère que les directions de la rupture ne sont plus contrôlées par les directions des axes principaux des contraintes mais, simplement, par l'anisotropie du milieu. L'ouverture se produit alors dans la direction où la contrainte horizontale o-n(a3&lt;o"n&lt;oT) atteint le plus rapidement la résistance à la traction tn. On doit donc s'attendre ici à ce que ce soit le réseau de failles du bâti hercynien qui contrôlent les directions de la première génération de fracture. Effectivement les directions des deux maxima mis en évidence pour ce stade (fig. 2 a) font entre eux un angle proche de celui constaté entre les accidents régionaux (N70 et N40). On remarque que les directions d'allongement ne sont pas strictement perpendiculaires aux accidents de socle mais présentent systématiquement une déviation antihoraire d'une vingtaine de degrés. Il nous semble que celui-ci peut se comprendre si l'on admet
ne sont pas ici coaxiales [6]. Ce dernier point suggère que les directions de la rupture ne sont plus contrôlées par les directions des axes principaux des contraintes mais, simplement, par l'anisotropie du milieu. L'ouverture se produit alors dans la direction où la contrainte horizontale o-n(a3&lt;o"n&lt;oT) atteint le plus rapidement la résistance à la traction tn. On doit donc s'attendre ici à ce que ce soit le réseau de failles du bâti hercynien qui contrôlent les directions de la première génération de fracture. Effectivement les directions des deux maxima mis en évidence pour ce stade (fig. 2 a) font entre eux un angle proche de celui constaté entre les accidents régionaux (N70 et N40). On remarque que les directions d'allongement ne sont pas strictement perpendiculaires aux accidents de socle mais présentent systématiquement une déviation antihoraire d'une vingtaine de degrés. Il nous semble que celui-ci peut se comprendre si l'on admet que la direction d'ouverture est contrôlée par deux facteurs : — l'anisotropie de la résistance à la traction induite dans la couverture par l'existence de failles de socle; — l'anisotropie de l'ellipse horizontale des contraintes, si l'on admet un C 3 régional (non dévié) E-W comme le suggère les travaux réalisés au niveau du fossé rhénan (cf. infra). La rupture selon la direction NE-SW peut alors être considérée comme une conséquence géométrique c'est-à-dire comme l'accommodement de l'étirement pur préalable selon deux directions distinctes. A l'échelle régionale, la direction d'allongement secondaire (stade II, fig. 2 b) est, en effet, bissectrice de l'angle obtus entre les deux directions de stade I reconnues plus haut (fig. 2 a). Le régime de contrainte que nous mettons en évidence est différent de celui observé au niveau des fossés où la direction (E-W) d'allongement est beaucoup plus régulière et indépendante de la direction des failles de socle ([2], [4], [5]). Il s'agit donc dans ce cas de la mesure de l'axe du a 3 non dévié. Or, on sait que l'évolution classique d'une zone de rift est caractérisée d'abord par une extension diffuse sur une zone large (typiquement 200 km) puis par un fort allongement concentré
réalisés au niveau du fossé rhénan (cf. infra). La rupture selon la direction NE-SW peut alors être considérée comme une conséquence géométrique c'est-à-dire comme l'accommodement de l'étirement pur préalable selon deux directions distinctes. A l'échelle régionale, la direction d'allongement secondaire (stade II, fig. 2 b) est, en effet, bissectrice de l'angle obtus entre les deux directions de stade I reconnues plus haut (fig. 2 a). Le régime de contrainte que nous mettons en évidence est différent de celui observé au niveau des fossés où la direction (E-W) d'allongement est beaucoup plus régulière et indépendante de la direction des failles de socle ([2], [4], [5]). Il s'agit donc dans ce cas de la mesure de l'axe du a 3 non dévié. Or, on sait que l'évolution classique d'une zone de rift est caractérisée d'abord par une extension diffuse sur une zone large (typiquement 200 km) puis par un fort allongement concentré sur une zone étroite (typiquement 20 km) [19]. Dans ces conditions, on peut se demander si ce n'est pas ce stade précoce qui serait fossilisé à l'écart des fossés (dans notre domaine d'étude) alors que dans les fossés eux-mêmes l'évolution ultérieure aurait effacé toutes traces de cet état embryonnaire. Il conviendrait alors d'y chercher la signature des processus mantelliques qui précèdent l'ouverture. Note reçue le 5 avril 1988, acceptée le 28 juin 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. LETOUZET et P. TREMOLIÈRES, Mém. B.R.G.M., 115, p. 261-273. [2] F. BERGERAT, Mém. Sci. Terre, Univ. Pierre-et-Marie-Curie, n° 85-07, 1985, 317 p. [3] J. DERCOURT, L. P. ZONENSHAIN, L. E. RICOU et 16 coauteurs, Tectonophysics, 123, 1986, p. 241-315. [4] T. VILLEMIN, Mém. Sci. Terre, Univ. Pierre-et-Marie-Curie, n° 86-01, 1986, 270 p. [5] P. LARROQUE et P. LAURENT, Tectonophysics, 148, 1988, p. 41-58. [6] M. COULON et D. FRIZON DE LAMOTTE, Bull. Soc. géol. Fr., IV, 8, n° 1, 1988, p. 177-185. [7] P. VERGELY, W. SASSI et E. CAREY-GAILHARDIS, Bull. Soc. géol. Fr., III, 8, n° 2, 1987, p. 395-402. [8] C. J. VAN STAALDUINEN et coll., The Netherlands, in: Geology of the European countries, Dunod, Paris, 1980, 432 p. [9] E.
conviendrait alors d'y chercher la signature des processus mantelliques qui précèdent l'ouverture. Note reçue le 5 avril 1988, acceptée le 28 juin 1988. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] J. LETOUZET et P. TREMOLIÈRES, Mém. B.R.G.M., 115, p. 261-273. [2] F. BERGERAT, Mém. Sci. Terre, Univ. Pierre-et-Marie-Curie, n° 85-07, 1985, 317 p. [3] J. DERCOURT, L. P. ZONENSHAIN, L. E. RICOU et 16 coauteurs, Tectonophysics, 123, 1986, p. 241-315. [4] T. VILLEMIN, Mém. Sci. Terre, Univ. Pierre-et-Marie-Curie, n° 86-01, 1986, 270 p. [5] P. LARROQUE et P. LAURENT, Tectonophysics, 148, 1988, p. 41-58. [6] M. COULON et D. FRIZON DE LAMOTTE, Bull. Soc. géol. Fr., IV, 8, n° 1, 1988, p. 177-185. [7] P. VERGELY, W. SASSI et E. CAREY-GAILHARDIS, Bull. Soc. géol. Fr., III, 8, n° 2, 1987, p. 395-402. [8] C. J. VAN STAALDUINEN et coll., The Netherlands, in: Geology of the European countries, Dunod, Paris, 1980, 432 p. [9] E. CAREY, Rev. Géogr. phys. Géol. dyn., 21, n° 1, 1979, p. 55-66. [10] C. FRAISSINET, D. FRIZON DE LAMOTTE et M. COULON, 12e R.S.T., Lille, 1988, p. 56 (livre en dépôt à la Société géologique de France). [11] T. BEVAN et P. HANCOCK, J. Geol. Society, 143, n° 2, 1986, p. 355-362. [12] M. VERGNEAUD et M. COLCHEN, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 539-542. [13] L. CASAGRANDE-FIORETTI, Thèse Sci. de l'Univ. Paris-Sud (Orsay), 1985, 164 p. [14] O. BELLIER et P. VERGELY, C. R. Acad. Sci. Paris, 305, série II, 1987, p. 1379-1382. [15] Ç. RAVENNE, R. VIALLY, P. RICHE et P. TREMOLIÈRES, Rev. Inst. Franc, du Pétrole, 42, n° 5, 1987, p. 529-553. [16] G. LEROUGE et J. M. QUENARDEL, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 621-626. [17] D. BONIJOLY, DOC. B.R.G.M., 26, 1981, 303 p. [18] J. L. SIMON GOMEZ, Thesis Sci, Zaragoza et Instituto de Estudios Turolenses, Teruel, 1984, 269 p. [19] X. LE PICHON, J. ANGELIER et J. C SIBUET, Tectonophysics, 81, 1982, p. 239-256. M. C. : Laboratoire de Géologie, Faculté des Sciences, Université de Reims, B. P. n° 347, 51062 Reims Cedex; D. F. :
p. 355-362. [12] M. VERGNEAUD et M. COLCHEN, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 539-542. [13] L. CASAGRANDE-FIORETTI, Thèse Sci. de l'Univ. Paris-Sud (Orsay), 1985, 164 p. [14] O. BELLIER et P. VERGELY, C. R. Acad. Sci. Paris, 305, série II, 1987, p. 1379-1382. [15] Ç. RAVENNE, R. VIALLY, P. RICHE et P. TREMOLIÈRES, Rev. Inst. Franc, du Pétrole, 42, n° 5, 1987, p. 529-553. [16] G. LEROUGE et J. M. QUENARDEL, C. R. Acad. Sci. Paris, 301, série II, 1985, p. 621-626. [17] D. BONIJOLY, DOC. B.R.G.M., 26, 1981, 303 p. [18] J. L. SIMON GOMEZ, Thesis Sci, Zaragoza et Instituto de Estudios Turolenses, Teruel, 1984, 269 p. [19] X. LE PICHON, J. ANGELIER et J. C SIBUET, Tectonophysics, 81, 1982, p. 239-256. M. C. : Laboratoire de Géologie, Faculté des Sciences, Université de Reims, B. P. n° 347, 51062 Reims Cedex; D. F. : Laboratoire de Géologie historique et structurale, Bât. n° 504, Université Paris-Sud, 91405 Orsay Cedex. Fig. 2. — Map of the stretching direction during the oligo-miocene extensional tectonic event. Each arrow corresponds to a tectonic site (quarry or trench); (a) tectonic event I; (b) tectonic event II. 1, paleozoic basement; 2, main faults; 3, microtectonic site; A, main sites (more than 10 faults; maximum: 80 faults); 5, minor sites (between 6 and 10 faults); 6, sites where a minor N-S stretching direction is observed; 7, alcaline volcanoes. FO, Omey fault; FV, Vermenton fault. Active fragmentation of the North American Plate: offshore boundary of the Jalisco Block off Manzanillo Abstract — Marine geophysical surveys employing Seabeam, single channel seismic reflection, gravity and magnetic profiling were conducted at two locations along the northern Acapulco Trench during the SEAMAT Cruise of the R/V Jean-Charcot in June-July 1987. These two surveys, the Tres Marias and the Manzanillo one are centered around latitudes 18°N and 20°30'N respectively. Detailed surveying was also conducted at the East Pacific Rise (EPR)-Rivera Fracture Zone (RFZ) eastern junction. The new data indicate that: (1) The Manzanillo Graben off Manzanillo trending N40°, perpendicular to the Acapulco Trench axis lies in the extension
main faults; 3, microtectonic site; A, main sites (more than 10 faults; maximum: 80 faults); 5, minor sites (between 6 and 10 faults); 6, sites where a minor N-S stretching direction is observed; 7, alcaline volcanoes. FO, Omey fault; FV, Vermenton fault. Active fragmentation of the North American Plate: offshore boundary of the Jalisco Block off Manzanillo Abstract — Marine geophysical surveys employing Seabeam, single channel seismic reflection, gravity and magnetic profiling were conducted at two locations along the northern Acapulco Trench during the SEAMAT Cruise of the R/V Jean-Charcot in June-July 1987. These two surveys, the Tres Marias and the Manzanillo one are centered around latitudes 18°N and 20°30'N respectively. Detailed surveying was also conducted at the East Pacific Rise (EPR)-Rivera Fracture Zone (RFZ) eastern junction. The new data indicate that: (1) The Manzanillo Graben off Manzanillo trending N40°, perpendicular to the Acapulco Trench axis lies in the extension of the Colima Graben. (2) The Manzanillo Graben cuts across the Acapulco Trench and the subducting Cocos Plate, This graben named El Gordo Graben, extends 50 km long seaward from the trench axis. (3) A scarp named Barra de Navidad Fault bounds the El Gordo Graben seaward. It trends N155° and extends from the El Gordo Graben to the Acapulco Trench axis northward at latitude 19°15'N. We propose that the Manzanillo Graben, the El Gordo Graben and the Barra de Navidad Fault correspond to the active offshore boundary of the Jalisco Block. Thus the Jalisco Block includes not only continental crust but also oceanic crust. Abridged English Version — INTRODUCTION. — Marine geophysical surveys using Seabeam, single channel seismic reflection, gravity and magnetic profiling were conducted at two areas along the northern Acapulco Trench during the SEAMAT cruise of the R/V Jean-Charcot in June-July 1987. These areas correspond to a Tres Marias Box 1 and a Manzanillo Box 2 (Fig. 1) centered around latitudes 18°N and 20°30'N respectively. Data from these two areas indicate that the Jalisco Block defined on Mexican mainland [2] has active offshore boundaries. The data together with the results of a detailed survey conducted at East
and extends from the El Gordo Graben to the Acapulco Trench axis northward at latitude 19°15'N. We propose that the Manzanillo Graben, the El Gordo Graben and the Barra de Navidad Fault correspond to the active offshore boundary of the Jalisco Block. Thus the Jalisco Block includes not only continental crust but also oceanic crust. Abridged English Version — INTRODUCTION. — Marine geophysical surveys using Seabeam, single channel seismic reflection, gravity and magnetic profiling were conducted at two areas along the northern Acapulco Trench during the SEAMAT cruise of the R/V Jean-Charcot in June-July 1987. These areas correspond to a Tres Marias Box 1 and a Manzanillo Box 2 (Fig. 1) centered around latitudes 18°N and 20°30'N respectively. Data from these two areas indicate that the Jalisco Block defined on Mexican mainland [2] has active offshore boundaries. The data together with the results of a detailed survey conducted at East Pacific Rise (EPR)-Rivera Fracture Zone (RFZ) eastern junction [1] highlight the fragmentation process of the North American Plate occurring in this region. Note présentée par Jean AUBOUIN. 0249-6305/88/03071121 $ 2.00 © Académie des Sciences C. R., 1988, 2e Semestre (T. 307) Série II 76 1122 C. R. Acad. Sci. Paris, t. 307, Série II, p. 1121-1130, 1988 GENERAL FRAMEWORK. — The magnetic anomaly pattern in the Central Eastern Pacific Ocean [4] between Ecuador and 25°N latitude suggests that spreading axis jumps have occurred over the past 15 M.a. (Fig. 2). The ridge segment south of Siqueiros FZ jumped eastward 10-12 M.a. ago. 8 to 9 M.a. ago the ridge was abandoned between Siqueiros and Clipperton FZ and spreading began 300 km eastward. The Mathematicians Seamounts were then abandoned during two episodes of eastward spreading ridge jumps. The first occurred 6.5 M.a. ago in an area bounded by Clipperton and Orozco FZ and the second occurred 3.5 M.a. ago in an area bounded by Orozco and Rivera FZ. The magnetic data document a northward propagating spreading axis jump and suggest an ongoing process of eastward jump in the area bounded by Rivera and Tamayo FZ. An eastward jump may correspond to
t. 307, Série II, p. 1121-1130, 1988 GENERAL FRAMEWORK. — The magnetic anomaly pattern in the Central Eastern Pacific Ocean [4] between Ecuador and 25°N latitude suggests that spreading axis jumps have occurred over the past 15 M.a. (Fig. 2). The ridge segment south of Siqueiros FZ jumped eastward 10-12 M.a. ago. 8 to 9 M.a. ago the ridge was abandoned between Siqueiros and Clipperton FZ and spreading began 300 km eastward. The Mathematicians Seamounts were then abandoned during two episodes of eastward spreading ridge jumps. The first occurred 6.5 M.a. ago in an area bounded by Clipperton and Orozco FZ and the second occurred 3.5 M.a. ago in an area bounded by Orozco and Rivera FZ. The magnetic data document a northward propagating spreading axis jump and suggest an ongoing process of eastward jump in the area bounded by Rivera and Tamayo FZ. An eastward jump may correspond to the creation of the Colima Graben where alkali basalts were documented ([3], [5]) resulting in the rifting of the Jalisco Block (Fig. 3) away from Mexican mainland. As a result of this process of jumping, the Jalisco Block will be transferred from the North American Plate to the Pacific Plate. The discovery of Jalisco Block offshore boundary during the SEAMAT cruise suggests on the contrary that the Jalisco Block will not be transferred to the Pacific Plate. OFF-SHORE PROLONGATION OF THE COLIMA GRABEN. — The lower slope of the Acapulco Trench continental margin is made up of a series of benches that evidences (Fig. 4) the presence of a typical accretionary prism. The middle slope area is characterized by sediments accumulated in a forearc basin. A normal fault system trending 40°N bounds a graben — i.e. the Manzanillo Graben — that is perpendicular to the Acapulco Trench axis (Fig. 4). The graben is offset 15 km southeastward along seaward dipping faults located at the lower slope — middle slope boundary. A broad depressed structure (Fig. 5) corresponds to the graben in the middle slope area. The outer slope of the Acapulco Trench is marked (1) by normal faults accompanying the
The discovery of Jalisco Block offshore boundary during the SEAMAT cruise suggests on the contrary that the Jalisco Block will not be transferred to the Pacific Plate. OFF-SHORE PROLONGATION OF THE COLIMA GRABEN. — The lower slope of the Acapulco Trench continental margin is made up of a series of benches that evidences (Fig. 4) the presence of a typical accretionary prism. The middle slope area is characterized by sediments accumulated in a forearc basin. A normal fault system trending 40°N bounds a graben — i.e. the Manzanillo Graben — that is perpendicular to the Acapulco Trench axis (Fig. 4). The graben is offset 15 km southeastward along seaward dipping faults located at the lower slope — middle slope boundary. A broad depressed structure (Fig. 5) corresponds to the graben in the middle slope area. The outer slope of the Acapulco Trench is marked (1) by normal faults accompanying the downward flexure of the oceanic crust ([6] to [9]), and (2) by a flat floor area (Fig. 4) consistent with the ponding of sediments. This flat area is bounded by normal faults trending 40°-45° N and is named the El Gordo Graben. The Seabeam map (Fig. 4) shows the trench floor becoming constricted at the Manzanillo Graben-El Gordo Graben junction where the fault System has begun to affect not only the trench floor but also the deformation front. We assume that the Manzanillo Graben and the El Gordo Graben are seaward prolongations of the Colima Graben (Fig. 3). The Manzanillo and the El Gordo Grabens are located above a change in the dip of the Benioff plane ([10], [11]). THE BARRA DE NAVIDAD FAULT. — The El Gordo Graben is bounded seaward by a ridge of about 1,000 m high. The ridge is inferred to be a normal fault (Fig. 4) from single channel seismic reflection records. This fault named the Barra de Navidad Fault trends 155° to the North. A seismic line (Box 2) perpendicular to the Barra de Navidad Fault shows that the fault does not have any prolongation southward of the El Gordo Graben. The Barra de