Las cuencas sedimentarias en diferentes períodos tectónicos tienen diferentes características, y las diferencias entre las cuencas sedimentarias Paleozoicas y Mesozoicas son más obvias. Antes del Paleozoico tardío, el cuerpo principal del antiguo continente chino aún no se había formado: la Placa Tarim-Norte de China y la Placa del Sur de China, así como el Océano Paleoasiático y el Océano Paleo-Qinkun entre el norte y el sur. del antiguo continente chino, estaban todos en el dominio tectónico paleoasiático dominado por tensiones de compresión norte-sur. Desde mediados hasta finales del Varisco hasta el final del Pérmico, la Placa Tarim-Norte de China se fusionó con la Placa Siberiana en el norte, y la zona activa de Junggar-Xing'an en el borde sur de la Placa Siberiana se fusionó con la Placa Tianshan- Zona activa de Chifeng en el borde norte de la placa Tarim-Norte de China. Bajo el fondo tectónico de tensión compresiva norte-sur, los bloques continentales de Tarim y el norte de China desarrollaron vastos mares terrestres durante las eras Siniana y Paleozoica. En un entorno de continuo levantamiento y hundimiento y avance y retroceso del agua de mar después de la era Paleozoica tardía, el Carbonífero. y se formaron los continentes de la Segunda Edad. La superficie continental del período apilado.
Cuencas carboníferas del Carbonífero del Sur de China y del Pérmico, el basamento está formado por el Macizo del Yangtsé y el Cinturón Activo del Sur de China. El continente Yangtze es un continente antiguo desde la Era Proterozoica. Durante el Siniano, se desarrolló el margen continental y la zona activa del sur de China fue una zona de rift antes del Paleozoico tardío. Al final del período Caledonio, los pliegues regresaron y se combinaron con el bloque continental del Yangtze para formar el antiguo continente del sur de China. Desde el Paleozoico tardío, el continente del sur de China ha formado una vasta masa de tierra. Los sedimentos carboníferos comenzaron a aparecer en el Carbonífero Inferior, y los sedimentos carboníferos se desarrollaron en el Pérmico Temprano y Tardío. Hasta el final del Triásico Medio, los sedimentos marinos. y la Placa Tarim-Norte de China se fusionaron para formar China. Las cuencas carboníferas del Carbonífero y del Pérmico en el sur de China también son cuencas carboníferas continentales marinas, es decir, cuencas de cratones intraplacas.
Las cuencas de Jimunai, Fuyun, Ertai y Jiangjunmiao están situadas en el borde occidental de la zona activa de Junggar-Xing'an, la cuenca de Bole en el borde occidental de la zona activa de Tianshan-Chifeng y la cuenca de Baole Cuenca en el borde oriental de la zona activa de Junggar-Xing'an. Las cuencas de Qingmishan se desarrollaron en los bordes de pequeños bloques continentales como el macizo de Junggar, Yining y Jiamusi, formando cuencas carboníferas del Carbonífero y del Pérmico más pequeñas en un continente. ambiente de depósito del mar marginal. Antes de la unión de las placas norte y sur, estos bloques alguna vez formaron parte de los bloques continentales de Tarim y del norte de China. Se desplazaron en el antiguo océano asiático en diferentes períodos geológicos y luego se fusionaron en la zona de acreción del margen continental del continente siberiano. las placas norte y sur se unieron. Las cuencas Shangzhou, Zhashui, Fengxian y Yangshan ubicadas en la zona activa de Kunlun Qinling son cuencas de antepaís formadas en condiciones de fuerte plegamiento y tensión de compresión.
Las cuencas prototipo de la Cuenca Hexi y la Cuenca Qaidam ubicadas en la zona activa Kunlun-Qinling (zona norte) son la Cuenca de la Bahía Qilian intercalada entre el Macizo Alxa y el Macizo Qaidam. Al final del Silúrico, los pliegues cerrados de la depresión de Qilian se levantaron durante el movimiento de Caledonia, y el Paleozoico tardío entró en una etapa de desarrollo de margen continental estable. Durante el Devónico, se desarrolló una depresión de piedemonte intracontinental en el área de Jingtai en el noreste, y la intrusión de agua de mar se expandió gradualmente hasta la bahía abierta de Qilian en el sureste. En el Carbonífero Superior, la zona de elevación del margen occidental de Ordos disminuyó y se convirtió en una elevación submarina, cruzando la depresión de Helan y conectándose con el Mar del Norte, formando un vasto mar terrestre. El agua de mar, que se elevó a principios del Pérmico Inferior, se retiró rápidamente del suroeste, formando depósitos clásticos que contienen carbón desde el Carbonífero Inferior hasta el Pérmico Inferior que iban desde marinos hasta continentales.
Las cuencas Tanggula Wuli, Changdu y Mojiang ubicadas en la parte norte del (micro)bloque continental Qiangtang-Chamdu-Simao y la cuenca Gengma ubicada en la parte central y sur del bloque (micro)continental Qiangtang-Tanggula- El bloque continental de Baoshan son todos mares de margen continental que contienen depósitos de carbón, sus cuencas carboníferas son de tamaño pequeño y muy móviles. La cuenca geotérmica del Tíbet central, situada en la parte central y sur del macizo Qiangtang-Tanggula-Baoshan, puede ser un terreno exótico: Feilaifeng.
Antes de la formación del antiguo continente chino en el período varisco medio y tardío, se formaron tres tipos de cuencas carboníferas en el contexto del antiguo dominio tectónico asiático dominado por la tensión compresiva norte-sur, que es decir, sobre la base de bloques continentales estables a gran escala, la cuenca del mar epicontinental o de la bahía epicontinental formada en la superficie es una cuenca intracratónica; se forma una cuenca oceánica de margen continental sobre la base de bloques microcontinentales relativamente estables; entre bloques activos y correas plegables.
El período Indosiniano es el período de transición entre la Era Paleozoica y la Era Mesozoica, y las características de las cuencas sedimentarias también tienen características de transición obvias. Las cuencas carboníferas del Triásico Superior se desarrollaron básicamente sobre los bloques continentales o bloques que formaron las cuencas carboníferas del Paleozoico Superior, como el Norte de China, Tarim, Yangtze, Qamdo, etc. Las características sedimentarias y el alcance del Triásico Temprano y Medio son similares a los del Pérmico, mientras que la sedimentación carbonífera ocurrió en el Triásico Tardío, con diferentes características sedimentarias y patrones de distribución. En el Triásico Tardío, el continente del sur de China se dividió en la cuenca de la depresión de Nanhua en el este, la cuenca de depresión del antepaís de Sichuan (Sichuan, Guizhou y Yunnan) en el oeste, la cuenca del norte de Qingnan-Tíbet en el bloque Changdu en el oeste. de la placa del sur de China y la placa nororiental tibetana-yunnan. Las cuencas del noreste tibetano en el macizo Tanggula están controladas por la falla transformada de Sanjiang y forman cuencas de deslizamiento. En el Triásico Tardío, debido a la sedimentación insuficiente en la parte noreste del Bloque del Norte de China y al desarrollo de medidas de carbón en el oeste, se formó una cuenca de depresión del antepaís en Ordos. La cuenca carbonífera del Triásico Tardío de Tarim heredó las características del Triásico Temprano y Medio, formando la Cuenca de la Depresión de Tazhong y la Cuenca de la Depresión del Foreland de Tarim Kuqa.
En el período Indosiniano, la distribución del campo de tensión tectónica en China continental mostró un patrón transicional y entrelazado entre los dominios paleo y neotectónicos, lo que resultó en características de transición del patrón tectónico. El basamento del bloque continental del norte de China es relativamente duro y su diferenciación estructural se caracteriza por bloques de fallas onduladas. La actividad de las grandes fallas dentro de la placa cambió de débil a débil, y grandes zonas de elevación comenzaron a formarse a finales del período Indosiniano. A medida que la placa Qinghai-Tíbet avanza hacia el norte, el bloque continental siberiano la bloquea hacia el sur, el cinturón plegado de Qilian y el bloque de elevación Alxa avanzan hacia el este y aumenta la actividad de la zona de falla del margen occidental de Ordos. Desde el Triásico Medio hasta el Cretácico Superior, se formó un cinturón de napa de empuje hacia el este, y el borde del bloque continental de carga orogénica hundió, formando la cuenca de depresión del antepaís de Ordos. Después del período indosiniano, la zona activa de Tianshan avanzó hacia el sur, formando la cuenca de depresión del antepaís de Kuqa en el borde norte del bloque Tarim. Debido a la obstrucción del levantamiento Shaya en el norte de la torre, el centro de la torre sigue siendo una depresión. La parte oriental de la placa del sur de China es empujada principalmente por el dominio tectónico costero del Pacífico y el antiguo dominio tectónico de Cataysia en dirección noroeste. Los levantamientos de Jiangnan y Guyunkai en la parte central del continente del sur de China forman una zona de levantamiento casi de norte a sur, y se forma una cuenca de depresión en el lado este. La zona de falla Longmenshan-Qixian en el lado oeste fue empujada hacia la cuenca y, bajo la acción de la carga orogénica, se formó una cuenca de depresión del antepaís de gran escala de Sichuan (Sichuan, Guizhou y Yunnan). A principios del Triásico Tardío, todavía había bahías residuales en el borde occidental de la cuenca, que luego se transformaron gradualmente en sedimentos continentales alternos que contenían carbón, cubriendo la mayor parte del centro de Sichuan, Guizhou, Yunnan y Guangxi durante el. Durante el período Yanshan, se transformó en una cuenca estructural segmentada, y Sichuan La cuenca del antepaís se desarrolló hasta el Cretácico Superior. Las cuencas carboníferas del norte del Tíbet, el norte de Qinghai-Tíbet y Ailaoshan, ubicadas en la parte norte del (micro) macizo Qiangtang-Chamdo-Simao y en la parte sur del macizo Qiangtang-Tanggula-Baoshan, tienen una tendencia de naturaleza resbaladiza. Las cuencas de Dulan y Tongren en el borde norte del macizo Qaidam en la zona activa Kunbei-Qin están ubicadas entre el cinturón plegado de Qilian del Sur y el macizo Qaidam, y fueron empujadas por el cinturón plegado para formar una cuenca de antepaís.
Las cuencas carboníferas del período Indosinio se concentraron en el Triásico Tardío, con sedimentación marina en la etapa temprana y sedimentación continental en la etapa tardía. Durante el período Indosiniano, el campo de tensión del continente chino mostró un patrón de transición entrelazado. El dominio tectónico paleoasiático y el dominio tectónico paleochino se debilitaron gradualmente, mientras que el dominio tectónico del Pacífico litoral y el dominio tectónico de Tetis se fortalecieron y entrelazaron gradualmente. El patrón de distribución de las cuencas sedimentarias en el período Indosiniano heredó las características del Paleozoico tardío y se distribuyó principalmente en varios bloques, principalmente cuencas de tipo depresión. Sin embargo, debido a la formación y el derrocamiento de zonas de fallas de cabalgamiento, se formaron grandes cuencas de depresión de antepaís en Ordos y Sichuan (Sichuan, Guizhou y Yunnan) y cuencas de antepaís en los márgenes norte de Kuqa y Qaidam. En la unión de la placa Yunnan-Tíbet y la placa del Sur de China, la cuenca del sur de Qinghai-Norte del Tíbet se ve afectada por la zona de falla transformante, formando una cuenca de rumbo.
El Movimiento Yanshan fue un fuerte movimiento tectónico orogénico. La parte oriental de China continental está afectada por el dominio tectónico costero del Pacífico, formando un cinturón estructural gigante con crestas y depresiones alternas en las direcciones noreste y noreste. La parte occidental del continente está influenciada por el dominio tectónico de Tetis, formando un noroeste y un dominio tectónico. cinturón estructural gigante casi de este a oeste.
Al norte de la zona de actividad de Qinkun, en la parte occidental del continente, después del período Indosiniano, el bloque siberiano empujó gradualmente al bloque Tarim hacia el sur, mientras que la placa del sur de la India subdujo gradualmente a la placa continental china hacia afuera. Durante el período Indosiniano, la placa Tibetana, la placa del Sur de China y la placa Tarim-Norte de China se fusionaron, y la subducción y compresión continuaron aumentando después del período Yanshaniano. El empuje, extrusión, superposición y condensación del sistema de pliegues de Tianshan y del sistema de pliegues de Qinkun en el área de interferencia de Tetis en el noroeste del continente se intensificaron, y el sistema de pliegues se movió hacia la tierra incrustada en el sistema montañoso. El cinturón plegado de Tianshan del Norte avanzó hacia el norte, formando la gran cuenca de depresión del antepaís de Junggar, la cuenca del antepaís de Tuha y la cuenca del antepaís de Santanghu. El cinturón plegado de South Tianshan avanzó hacia el sur, formando la cuenca del antepaís de Kuqa en el borde norte del bloque Tarim y la cuenca de la depresión de Tadong en el sur del levantamiento de Kuluretaklon. A finales del Jurásico tardío, se unificó con la depresión de Kuqa en un antepaís. Cuenca de depresión. Debido al empuje hacia el norte del cinturón plegado de West Kunlun, se formó la cuenca de depresión del antepaís en el suroeste de Tarim y se fusionó con la cuenca de deslizamiento de Wuqia en el norte. Las cuencas Yining-Yurdus, Yanqi y Kumish, que se distribuyen en la sección media del sistema de pliegues de Tianshan entre las masas terrestres de Tarim y Junggar, forman profundas y grandes cuencas de rift (en forma de espiral) por extensión y fallas de deslizamiento paralelas a las montañas. ), y luego invertida en una cuenca de falla dividida.
La zona de falla Altyn Tagh está ubicada en el borde sureste de la cuenca del Tarim. Es una zona de falla con tendencia noreste con propiedades de falla transformante en el campo de tensiones de compresión norte-sur del dominio tectónico de Tetis. Una serie de cuencas carboníferas distribuidas a lo largo de la zona de la falla son cuencas de deslizamiento, y la cuenca sureste en el lado norte de la zona de la falla también se ve afectada por ella. Tianshuijing y Beishan en el lado oeste de la sección norte de la zona de falla también son cuencas de compresión por deslizamiento.
El grupo de cuencas ubicado en la zona activa del norte de Qinkun, la cuenca Hexi en el borde sur del bloque Alxa y la cuenca norte de Qaidam en el borde norte de la cuenca Qaidam se forman debido a la orientación norte-sur. empuje y derrocamiento del sistema de pliegues de Qilian, mientras que las cuencas de Qilian central y de Qilian del norte ubicadas en la parte central del sistema de pliegues de Qilian forman cuencas de fallas extensionales de rumbo (similares al tipo Panlong) paralelas a las montañas de pliegues.
En la parte oriental de China continental, la interacción entre la placa superoceánica Kura-Pacífico y la placa supercontinental euroasiática después del movimiento indosiniano formó un dominio tectónico costero del Pacífico a gran escala, que involucraba a Helan. Montañas, montañas Longmen y montañas Kangxi El cinturón tectónico norte-sur de Yunnan y el sur de Yunnan dio como resultado una zonificación oceánica de tendencia NE-NE a gran escala, que se superpuso con el antiguo dominio tectónico asiático y el antiguo dominio tectónico chino, y migró desde. temprano a tarde en Xiangyang, fortaleciéndose gradualmente de oeste a este. El período Yanshanian fue un período de intensa actividad en el dominio tectónico de la costa del Pacífico. Después del Jurásico, la zona de depresión del antepaís de Ordos-Sichuan, la zona de "activación" tectónico-magmática continental (incluida la Gran Cordillera Khingan-Montañas Taihang-Zona de elevación de Wulingshan, la zona de depresión de la falla de Songliao-Norte de China-Jianghan, la zona de elevación tectónica de Changbai-Zhuguang , granito costero sureste y arco volcánico) y zonas activas del margen continental (zona de hundimiento del mar en la superficie, montaña Wanda). Si bien se formaron grandes cinturones estructurales, también se han formado una gran cantidad de cuencas de fallas, y se han desarrollado rocas magmáticas y rocas volcánicas en el zona costa afuera.
El bloque continental del norte de China tiene un basamento duro y la actividad del bloque de falla de levantamiento diferencial es obvia. El levantamiento va acompañado de una depresión, y la cuenca de Ordos en el oeste ha estado en un estado de. levantamiento Las características de la cuenca de depresión del antepaís desde Se forman el sinclinal compuesto y la cuenca de Qinshui. Solo quedan los fragmentos estratigráficos del Jurásico en el núcleo del sinclinal. Solo quedan las cuencas de fallas pequeñas y medianas de Ningwu-Jingle y Datong. la zona de hundimiento del norte de China al este de la zona de falla de la montaña Taihang. La cuenca de la falla de Bohai se formó en el Jurásico temprano y medio al oeste de la zona de la falla de Tanlu, la cuenca de la falla de Hebei se formó al este de la zona de la falla de Taihangshan en el. Jurásico tardío y las cuencas de falla de Jiyuan y Huainan se formaron al sur. La mayoría de estas cuencas son cuencas sedimentarias no carboníferas
En el borde oriental de la zona de actividad de Junggar-Xing'an, al este. Ujimqin, Huolingol, Xilinhot, Suolun, Ulanhot, Zalut, Linxi, etc. se desarrollaron en el Jurásico temprano y medio. Hay muchas cuencas de rift en la zona de hundimiento de Songliao, y también hay muchas cuencas de rift en el norte y sur de Songliao. Cuenca de falla del Jurásico medio y tardío, la cuenca unificada de Sanjiang se formó en el Cretácico temprano.
Del desarrollo de las cuencas carboníferas del Jurásico mencionadas anteriormente, se puede ver que el cinturón de elevación occidental se desarrolló antes (J1-2) y las partes central y oriental más tarde (J2-3). Las cuencas de falla son principalmente pequeñas y. Cuencas de fallas de tamaño mediano con rocas volcánicas, la tendencia general es NNE y NNE. Debido a la torsión lateral izquierda del campo de tensión tectónica regional, la cuenca del rift tiene propiedades de deslizamiento lateral izquierdo.
En el bloque continental del Yangtze y el cinturón activo del sur de China, la gran cuenca de depresión del antepaís en Sichuan (Sichuan, Guizhou y Yunnan) formada en el oeste durante el Triásico Tardío se desintegró. En el Jurásico, sólo la cuenca de Sichuan heredó y se convirtió en una cuenca de depresión de antepaís, y la zona de elevación de Wulingshan continuó elevándose. Solo la zona de subsidencia de Jianghan ha desarrollado cuencas de fallas de tamaño pequeño y mediano, como Dangyang, Huangshi y Puyin. Muchas cuencas de fallas que contienen rocas volcánicas se desarrollan principalmente en la zona de levantamiento estructural de Zhuguang al sur y al este de la zona de subsidencia de Jianghan. norte de Jiangxi y Hunan, centro y sur de Guangxi y noreste de Guangxi.
Las cuencas carboníferas del Yanshaniense tardío (Cretácico) en China continental se concentraron en el Cretácico Inferior, distribuidas en la parte norte del Bloque Norte de China y la parte oriental del cinturón activo Junggar-Xing'an. . La sección occidental de las montañas Helan pertenece al dominio estructural de Tetis y está ubicada en la cuenca de Beishan y Badain Jaran de la zona activa de Tianshan-Chifeng. Afectada por el sistema de fallas Altyn Tagh, la cuenca tuvo una naturaleza de separación de deslizamiento desde finales del Jurásico tardío hasta el Cretácico temprano. La cuenca Hexi está ubicada en la zona de transición del corredor de la zona de actividad Kunbei-Qin. Es una cuenca de extensión de antepaís y está dividida en cuencas de medio graben, cuencas de barrera y cuencas de extensión de rumbo. El este de la montaña Helan pertenece al dominio estructural costero del Pacífico, y la zona de subsidencia de Songliao y su sur todavía estaban divididas en cuencas de rift de tamaño pequeño y mediano (banda JBOY3-K1) en el Cretácico Inferior. La cuenca del rift de tamaño pequeño y mediano ubicada en la zona de subsidencia de Songliao, desde el Jurásico Tardío hasta el Cretácico Inferior, fue de tracción-torsión en la etapa inicial y de compresión-torsión en el período tardío. Fue una secuencia transgresiva en la etapa inicial. y una secuencia regresiva en la etapa tardía. Los tipos son depresión de falla graben, medio graben o compuesta, y se formó una cuenca de depresión unificada a gran escala después del Cretácico Inferior. El agua de mar invadió la cuenca de Sanjiang a principios del Cretácico Inferior, formando una cuenca de depresión sedimentaria unificada. El grupo de cuencas Hailar y el grupo de cuencas Erlian están compuestos por muchas cuencas de rift de tamaño pequeño y mediano, que se concentran en el cinturón de elevación de Daxinganling en el oeste de Songliao. Muchas cuencas de rift de tamaño pequeño y mediano también se desarrollan en otros cinturones de elevación. Las cuencas carboníferas de Ge, La y Ba en el Tíbet occidental, ubicadas en el cinturón activo Gangdese-Tengchong en el margen suroeste de China continental, pueden pertenecer a cuencas de margen continental activo (tipo arco insular) (K-E).
Las cuencas carboníferas del Terciario en China continental se distribuyen principalmente en la parte oriental del continente, concentrándose en el noreste de Yunnan y el suroeste de Yunnan. La parte noreste es Paleógena y la parte suroeste es Neógena. Las cuencas terciarias que contienen carbón en China continental son principalmente cuencas de fallas pequeñas, y las cuencas marinas son más grandes, principalmente cuencas de arco posterior.
La mayoría de las cuencas carboníferas del Terciario en la parte noreste del continente son Paleógenas, excepto los sistemas carboníferos del Neógeno y Mioceno en Weichang, Linxi y Mengnan en el norte de Hebei, que se distribuyen en el Sistema de fallas de Tanlu, distribuido en dirección norte-noreste. Después del último período Yanshaniense, la zona activa del margen continental costero del Pacífico fue torcida hacia la derecha por la placa del Pacífico del continente asiático. La tensión transtensional del Paleógeno formó una serie de cuencas de rift con tendencia noreste, como Yilan-Shulan, Dunhua-Mishan, etc. Estas cuencas de fallas están intercaladas por fallas y distribuidas de manera intermitente a lo largo de zonas de fallas. Las cuencas carboníferas del tipo de depresión terciaria están menos desarrolladas en la tierra, y solo hay cuencas (grupos) como Yi'an, Weichang y North Hebei-Mengnan. Distribuidas en áreas marinas, como la cuenca de la plataforma del Mar de China Oriental y la cuenca norte del Mar de China Meridional, hay cuencas de arco posterior, y la cuenca de Taixi es una cuenca de antepaís de arco posterior.
Las cuencas carboníferas concentradas en la parte suroeste del continente son principalmente neógenas. Sólo las cuencas de Maoming y Guinan en el suroeste de Guangdong tienen estratos carboníferos del Terciario temprano y del Oligoceno. Las cuencas carboníferas del suroeste de China se distribuyen en el macizo del Yangtsé, el cinturón activo de Nanhua, el cinturón activo de Songpan-Ganzi, el (micro) macizo de Guizhou-Chamdo-Simao del norte y el macizo de Guizhou-Tanggula-Baoshan centro-sur, y pertenecen al macizo de Tethyan. Dominio tectónico. Principalmente pequeñas cuencas de fallas. Las cuencas de Maoming y Guinan en el suroeste de Guangdong están ubicadas en las zonas de falla de Nandan-Ziyun y Youjiang, que tienen tendencia al noroeste y tienen propiedades de deslizamiento lateral izquierdo. Los grupos de cuencas norte y sureste de Yunnan están ubicados en el cinturón estructural norte-sur de Kangdian y están controlados por las zonas de falla de Lvzhijiang y Anninghe. El este de Sichuan y el Tíbet, la cuenca de Simao-Baoshan y la cuenca de Lunpola en el norte del Tíbet están ubicadas en la zona de la falla de Sanjiang, controlada por las fallas de Jinshajiang, Lancangjiang y Nujiang, y tienen propiedades de deslizamiento lateral derecho. El grupo de cuenca Tengchong ubicado en la zona activa Gangdise-Tengchong está controlado por la zona de falla de Nujiang y también tiene propiedades de deslizamiento lateral derecho.
Cuencas carboníferas paleógenas situadas en la zona activa Gangdese-Tengchong de la placa tibetana-Yunnan, como Lhasa Xinimu, Shigatse-Angren, Mentu en el sur del Tíbet y la placa india. Las cuencas de Zada en el sur del Tíbet en la placa (de empuje) del Himalaya se desarrollan todas sobre zonas de falla. Sus propiedades heredan las características del Cretácico y son cuencas de margen continental activas (tipo arco insular).
En resumen, los tipos de cuencas carboníferas en China continental y áreas marinas se pueden dividir a grandes rasgos en:
(1) Dominio tectónico paleoasiático y tectónico paleochino. dominio: cuenca de depresión del mar de superficie (bahía) (tipo cratón intraplaca); cuenca de depresión del mar del margen continental;
(2) Dominio tectónico costero del Pacífico y dominio tectónico de Tetis: cuenca de depresión intracontinental; cuenca de rift intracontinental; cuenca de depresión de antepaís interior; cuenca de deslizamiento extensivo intracontinental (como la cuenca agrícola Pan).
(3) Relacionado con zonas de fallas transformantes continentales: cuencas de falla intracontinentales de deslizamiento de compresión (torsión por compresión) y de separación (tensión-torsión); cuencas de deslizamiento de tipo graben intracontinentales.
(4) Dominio tectónico costero del Pacífico: cuenca del arco posterior; cuenca del antepaís del arco posterior; cuenca del rift del margen continental pasivo.
(5) Dominio estructural de Tetis: cuenca de margen continental activo (tipo arco de islas).
Tabla 4-1 Tabla de clasificación de cuencas carboníferas de China (prototipo)
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