1. Cuencas de rift intracontinentales
Las cuencas de rift intracontinentales incluyen valles de rift simétricos y cuencas de medio graben dentro de cratones. Los ejemplos típicos incluyen el Valle del Rift africano, el Valle del Rift del Rin, el Valle del Rift del Baikal, el Valle del Rift del Río Grande, el Valle del Rift de Shaanxi Weifen, etc.
Las características de formación y evolución de 1)
Las cuencas de rift intracontinentales se formaron bajo la extensión limitada de la litosfera continental y generalmente experimentaron levantamiento térmico, extensión de la corteza y depresión de fallas. Hay tres. etapas de la depresión (Figura 9-1). Durante la etapa de elevación térmica, la litosfera se ve afectada por el flujo de calor ascendente del manto, lo que resulta en domos y erosión, y en la elevación se generan combinaciones de fallas extensionales normales simétricas o asimétricas (Figura 9-1a). Durante este período, cierta actividad volcánica excesivamente alcalina se concentró en la parte superior del levantamiento y cerca de ella, y se distribuyó a lo largo de la zona de la falla. En la etapa de fallamiento extensional (Figura 9-1b), a medida que la corteza se estira y se vuelve más delgada, la parte superior del domo se rompe y colapsa, formando una estructura graben o medio graben. El hundimiento total del eje del graben en relación con ambos lados del mismo. el rift puede alcanzar más de 5 km. La depresión interna desarrolló lechos rojos terrígenos o depósitos de evaporita mezclados con rocas volcánicas; el hombro del valle del rift sufrió una fuerte erosión y una gran cantidad de sedimentos fue transportado fuera del valle del rift. El interior del valle del rift recibió fuentes materiales resultantes de colapsos de crestas laterales y deslizamientos de tierra, formando sedimentos compensatorios o subcompensados. En la etapa de depresión, debido al adelgazamiento de la corteza, la energía de las erupciones volcánicas desaparece, el área de elevación original se hunde, las fallas se debilitan y toda la litosfera se deprime, formando sedimentos compensatorios (Figura 9-1c).
Figura 9-1 Características de desarrollo de las cuencas del rift de cratón
(Según Dickinson, 1974)
2) Características de la cuenca
Sedimentaria Características de relleno: Debido a la pronunciada pendiente del borde de la cuenca del rift y a la gran diferencia de altura topográfica dentro de la cuenca, las fuentes de sedimentos provienen principalmente de acantilados adyacentes y bloques elevados en el valle del rift, y son transportados a lo largo de los canales fluviales dentro del rift. valle. Por lo tanto, las tasas de sedimentación en las cuencas del rift son generalmente más altas y de menor duración. Los cuerpos sedimentarios son principalmente abanicos aluviales de agua dulce y salada y rocas clásticas fluviales y lacustres, que a menudo contienen roca de yeso, carbón y esquisto bituminoso. En la etapa inicial de la evolución del rift, las rocas clásticas rojas de grano grueso a menudo se depositan en abanicos aluviales y ríos, principalmente derivadas de los productos de erosión y denudación de bloques de fallas inclinadas; en la etapa media de la evolución del rift, los sedimentos se vuelven más delgados y las cuencas de los lagos; expandirse para formar superposiciones y depósitos de arcilla. Hay muchas rocas y rocas carbonatadas, y a veces el agua de mar puede invadir la etapa tardía de la evolución del rift está dominada por rocas clásticas, y el tamaño del grano es más grueso que el de la etapa media. Por ejemplo, la secuencia sedimentaria de las cuencas del rift continental mesozoico y cenozoico en el este de China generalmente tiene las características de relleno rojo-negro-rojo, grueso-fino-grueso, y el fondo es roca clástica gruesa parecida a una roca moral roja (algunas incluyen rocas volcánicas) en la etapa inicial del rift o rocas volcánicas), que reflejan principalmente la deposición del ambiente aluvial, cambia repentinamente hacia arriba a un adelgazamiento general hacia arriba, y puede haber varios ciclos pequeños de rocas clásticas finas y oscuras como el lago principal. depósitos de cuenca (parcialmente llenos por abanicos de acantilados controlados por fallas); la parte superior son facies de lago-río poco profundas que rellenan y rellenan depósitos escalonados, compuestos por rocas clásticas de color rojo medio-grueso; La sedimentación y el llenado dentro del medio graben están controlados por la tasa de extensión de la falla, la forma del perfil, los sistemas de agua verticales y horizontales, el clima y otras condiciones.
Características de la actividad del magma: La actividad del magma en las cuencas del rift está obviamente controlada por fallas. El proceso de rifting va acompañado de erupciones e intrusiones de magma básico y ácido (alcalino) de múltiples etapas. La composición del magma depende de la profundidad de la falla. Por lo general, las rocas volcánicas del rift continental son bimodales, es decir, el magma basáltico y alcalino rico en sílice entran en erupción simultáneamente. Pueden ser series toleíticas-riolíticas o series basalto-traquíticas alcalinas. En comparación con otros basaltos, este tipo de basalto se caracteriza por un importante enriquecimiento en elementos de metales alcalinos y elementos ligeros de tierras raras.
Características estructurales: Se desarrollan fallas normales y estructuras graben y medio graben controladas por fallas normales. Las fallas son ramificadas y en forma de red en planta y en forma de pala o arado en sección.
Características geofísicas: La corteza de la cuenca es delgada, existe una capa de baja velocidad o manto anormal en la corteza, anomalía de gravedad de Bouguer negativa, anomalía magnética negativa, anomalía de alta conductividad, alto flujo de calor y frecuente actividad sísmica.
2. Cuenca del rift intercontinental
El rift intracontinental se separó y ensanchó aún más bajo la acción de la extensión, formando un rift intercontinental (Figura 9-2), también conocido como rift oceánico original. o márgenes continentales pasivos jóvenes. La naturaleza cortical del rift intercontinental es una corteza de transición y parte de la corteza oceánica, y el eje del rift ya está ubicado en la corteza oceánica, convirtiéndose en un típico límite de placa de separación inicial.
Los tipos de fisuras intercontinentales típicos incluyen el tipo del Mar Rojo (incluido el Golfo de Adén) y el tipo del Golfo de California, que son producto del desarrollo de fisuras dentro del cratón.
Figura 9-2 Las características de formación y evolución de la cuenca del rift intercontinental
(Según Dickinson, 1974)
1)
Características y evolución de los rifts intercontinentales: tomando como ejemplo la evolución de la Cuenca Sur del Mar Rojo. El Rift del Mar Rojo se formó sobre un levantamiento regional rodeado por amplias exposiciones de lecho rocoso precámbrico. La parte norte del Mar Rojo es la corteza continental cada vez más delgada que representa las fisuras intracontinentales, y el eje sur del Mar Rojo es la corteza oceánica que representa la etapa de expansión del fondo marino. Lowell et al. (1979) estudiaron en detalle la evolución de la cuenca sur del Mar Rojo y creían que la formación y el desarrollo de la cuenca del Mar Rojo pasaron por tres etapas principales: arqueamiento, rifting y rifting (Figura 9-3). La etapa de arqueamiento ocurrió en el Oligoceno. El lecho de roca cristalina del Precámbrico formó una zona de levantamiento regional con grietas de tensión en la cima, sedimentos fluviales y lacustres y acumulación de roca volcánica continental. La etapa de rifting ocurrió a principios y medio del Mioceno, durante la cual se produjo un intenso rifting, formando un patrón estructural de barrera y una extensa transgresión marina. Areniscas marinas, evaporitas y basaltos se intercalan con un espesor de 2000 a 5000 m, cubriendo rocas clásticas continentales del Oligoceno. La etapa de rift se ha producido desde el Plioceno, formando la corteza oceánica. La corteza oceánica está compuesta de basalto toleítico oceánico, gabro y diabasa, con depósitos de exudado marino, y la expansión del fondo marino continúa hasta el día de hoy.
Figura 9-3 Secuencia de evolución estructural del Mar Rojo
(Según Lowell et al., 1979)
2) Características de la cuenca
Características del relleno sedimentario: La cuenca temprana es producto de fisuras intracontinentales y recibe sedimentos clásticos gruesos transportados por los ríos; la etapa intermedia es una combinación de lutitas lacustres, rocas clásticas y evaporitas. Son secuencias sedimentarias que en realidad no inician las etapas de formación del océano. Cuando la corteza oceánica se estira para formar una grieta intercontinental, la corteza de transición adelgazada desarrolla fases alternas marina y continental, lutitas marinas, rocas clásticas y evaporitas.
Características de la actividad magmática: Además de la actividad magmática durante el período de rift, también hay basalto toleítico, diabasa y gabro que muestran corteza oceánica. El basalto se caracteriza por una combinación de basalto toleítico bajo en potasio.
Características estructurales: se desarrollan fallas normales en forma de pala y estructuras punzantes.
Otras características: alto flujo de calor, valor de flujo de calor de hasta 90 ~ 180 MW/m.
La cuenca del Mar Rojo es una típica cuenca de rift intercontinental, caracterizada por rocas volcánicas desarrolladas en diversas etapas de la evolución de la cuenca, y acompañadas de basalto alcalino depositado en fases fluviales y lacustres durante la etapa de domo del Oligoceno. Durante el período de rift del Mioceno temprano a medio, afectado por el fortalecimiento de las estructuras de barrera de graben, se desarrolló un conjunto de evaporitas marinas de 2 a 5 km de espesor después de una extensa transgresión marina, representadas por areniscas de fondo. Desde el Mioceno medio, el Mar Rojo ha entrado en una verdadera etapa de rift intercontinental, y los sedimentos que cubren los bloques de falla subyacentes son principalmente rocas carbonatadas y exudados marinos.
3. Cuenca de Aolagu
El valle de Aola se refiere a un valle de rift inmaduro o un valle de rift abandonado. También conocido como rift abortado, rift detenido, rift subdesarrollado, etc.
Las características de formación y evolución de 1)
Hoffman et al (1974) resumieron el proceso de formación y evolución del valle de Aola (Figura 9-4): ① La cúpula es causada. por el manto El material se eleva y se rompe radialmente en una grieta trifurcada en la parte superior de la cúpula. El ángulo entre las grietas es de aproximadamente 120° ② Las dos ramas de la grieta trifurcada continúan expandiéndose para formar una grieta intercontinental y desarrollándose aún más; la cuenca atlántica, mientras que la otra rama, debido a la separación de los dos primeros rifts activos, deja de expandirse en una determinada etapa y se convierte en un rift abandonado o un rift abortado. Debido a la pérdida del soporte de la pluma del manto, este deteriorado valle del rift pasó de ser un rift a una depresión y se llenó de sedimentos extremadamente espesos, como la fosa de Benue en África occidental, que se ha llenado con entre 3 y 8 km. de sedimentos desde el Cretácico, el actual Delta del Níger es producto del valle de Benueola. (3) Cuando la cuenca oceánica adyacente se cerró y se transformó en un cinturón orogénico plegado, el valle de Aola estaba ubicado en el antepaís del cinturón orogénico y recibió sedimentos del cinturón plegado.
Figura 9-4 Modelo de evolución del Valle del Aura
(Según Hoffman et al., 1974)
2) Características de la cuenca
En las etapas temprana y media, el valle de Aola recibió gruesas capas de sedimentación del rift. La dirección de la fuente fue la cuenca Xiangyang en el cratón. La composición del material varió desde sedimentación clástica continental hasta sedimentación de carbonatos marinos poco profundos, así como una gran cantidad. de rocas volcánicas. El espesor de la sedimentación era varias veces mayor que el de la cuenca del cratón. A finales del valle de Aura, los cinturones plegados abastecieron la cuenca del antepaís, produciendo depósitos clásticos marinos y no marinos. Aura Valley carece de conjuntos de ofiolitas que muestren una colisión real con el orógeno y la corteza oceánica y actividad magmática.
Cuando Dickinson (1976) analizó la evolución del valle de Aola, creía que en las primeras etapas del rift, recibía principalmente lava volcánica y deposición en forma de abanico de acantilados controlada por fallas. La dirección de migración de los materiales era generalmente a lo largo del eje hacia el sol. del rift, mientras que en Después de que se cerró el océano adyacente, el material provino del cinturón orogénico y se movió hacia el cratón.
La secuencia de llenado típica del valle de Aola es la depresión de Benue, que depositó rocas clásticas marinas, marinas de transición y continentales de aproximadamente 10 km de espesor, rocas carbonatadas y fondos marinos desde el Cretácico Inferior hasta el abanico Neógeno. En el Cretácico Inferior, el Albiano medio era arenisca marina y lutita arenisca, y el Albiano superior era piedra caliza. El levantamiento oriental de la vaguada del Cretácico Superior son sedimentos continentales que contienen carbón; la parte occidental es la lutita del delta del río Benue temprano, que gradualmente se transformó en facies fluviales y ahora es el delta del río Níger.
En los últimos años, los geólogos chinos creen que hubo muchos barrancos desde el Mesoproterozoico hasta el Paleozoico temprano, como el barranco de Liaoyan, el barranco de Helan, el barranco de Zhexi y el barranco de Kangdian. Por ejemplo, Lagu en la depresión de la montaña Helan es un valle de rift que se hundió en el continente del norte de China cuando se formó la cuenca oceánica Qin-Qi-Kun a principios del Paleozoico. El desarrollo del valle de Aola duró desde el Mesoproterozoico hasta el Paleozoico temprano. El Cámbrico temprano-Ordovícico temprano fue solo una parte de la depresión del margen continental en el oeste de China del norte, pero su espesor era mayor que el de la depresión continental del norte de China. Durante el período de los Cinco Picos del Ordovícico temprano, el valle de Aola comenzó a hundirse fuertemente y alcanzó su punto máximo durante el período Pingliang del Ordovícico medio. Al final del Ordovícico tardío, el desarrollo del valle del rift volvió al valle de Aola encajado en el bloque continental del norte de China. El cuerpo de relleno está compuesto principalmente por rocas clásticas de aguas profundas, turbiditas y rocas carbonatadas en fase de plataforma, con erupciones volcánicas básicas locales y actividades volcánicas de acidez media.
4. Cuencas de margen continental pasivas
Después de que el rift continental evolucionó hasta convertirse en una cuenca oceánica naciente en el rift intercontinental, se produjo una expansión de placas en la naciente dorsal oceánica y en el primer continente agrietado. La corteza terrestre se convirtió en una naciente cuenca oceánica. El margen continental pasivo de la transición de la cuenca oceánica. Las cuencas de margen continental pasivas, también conocidas como cuencas de margen continental maduras o cuencas de margen atlántico, son el resultado de la dispersión de placas.
1) Las características de formación y evolución de
Dickinson (1978) dividieron las cuencas del margen continental pasivo en dos tipos: prismas sedimentarios inclinados y diques continentales. Lo primero se debe principalmente al suministro insuficiente de materiales clásticos terrestres, al desarrollo de depósitos de fase carbonatada en terrazas y al desarrollo de depósitos de fase turbidita al pie de taludes y levantamientos continentales. Este último tiene una gran oferta de materiales terrestres, y las olas y corrientes oceánicas tienen poco daño a los sedimentos acumulados en el margen continental, permitiendo que los sedimentos del sistema delta-costa depositados en el margen continental sigan avanzando hacia el océano.
Después de que las placas se separaron hasta cierto punto, la litosfera continental del rift inicial se atenuó gradualmente y provocó un hundimiento térmico. El mar transgredió el margen continental pasivo, formando enormes depósitos de levantamiento de terrazas continentales. Dado que el espesor de los sedimentos converge hacia la tierra y las caras soleadas, y generalmente tiene forma de prisma, se le llama prisma de sedimentación oblicua desde la perspectiva de las placas (Figura 9-5). Afectados por fallas tempranas, los cuerpos sedimentarios desarrollan rocas clásticas de basamento, que se distribuyen en las llanuras costeras y terrazas continentales cerca del continente hasta la plataforma continental. A menudo son depósitos de turbidita en el área de levantamiento continental y están interconectados en abanicos de aguas profundas. (Figura 9-5a). Debido a la contracción térmica de la corteza de transición y la acumulación de cargas gravitacionales de sedimentos, el basamento sedimentario cae rápidamente y la zona de unión entre la corteza de transición y la corteza oceánica se desvía. Los sedimentos pueden cruzar el límite entre la corteza de transición y la corteza oceánica para formar enormes cuerpos sedimentarios (Figura 9-5b, c), y los componentes materiales se desarrollan en fases de roca carbonatada y esquisto.
Figura 9-5 Evolución de prismas sedimentarios en márgenes continentales fallados (ver texto para descripción)
(Según Dickinson, 1976)
Cuando el suministro de Los materiales terrestres son suficientes. En ese momento, la pendiente de la avalancha continuó extendiéndose hacia el sol y evolucionó hasta convertirse en una pared de roca continental (Figura 9-6). El rompeolas continental es un cuerpo sedimentario enorme y estable, y su zona de transición del talud continental llega al verdadero basamento de la corteza oceánica. El cuerpo sedimentario del dique continental está compuesto por una serie de espejos convexos únicos. Cada espejo convexo mantiene la fase sedimentaria desde la más superficial a la más profunda, transformándose gradualmente de deltas y cuerpos sedimentarios costeros con reservorios bien desarrollados a prodeltas y pendientes ricos en materia orgánica. fases, y luego a la deposición de corriente de turbidez. Con la expansión continua de los diques continentales, los sedimentos costeros formaron una capa continua, que se extendió por toda la parte superior, formando una combinación favorable de fuente, depósito y capa. Las estructuras de penetración de sal en los sedimentos marinos subyacentes y las fallas de crecimiento y estructuras singenéticas formadas por deslizamiento por gravedad pueden formar buenas trampas.
2) Características de la cuenca
Los principales sedimentos en las cuencas del margen continental pasivo son rocas carbonatadas marinas y sistemas de rocas clásticas. Los pedernales radiolarios, las margas rojas abisales y las calizas blancas de grano fino aumentan en aguas profundas. Los abanicos delta de aguas profundas pueden desarrollarse cuando hay una zona de agua alimentada por un río.
Figura 9-6 Diagrama esquemático de la sección de crecimiento del dique continental
(Según Dickinson, 1976)
(Las líneas cortas en la figura son las interfaces sedimentarias , ①-⑩ son secuencia de acumulación )
Actualmente, existen ejemplos típicos de cuencas de margen continental pasivas a ambos lados del Atlántico, que muestran la evolución desde cuencas de rift hasta cuencas de margen continental maduras, con el desarrollo de prismas de colapso a cuencas de diques continentales. Por ejemplo, la cuenca de Recancavo, la cuenca de Campos, la cuenca de Sergipe-Aragos y la cuenca de San Espirito en el este de Brasil son todas cuencas pasivas de margen continental que evolucionaron sobre la base de las primeras cuencas del rift. Su proceso de evolución ha pasado por la etapa de cuenca del cratón anterior al rift, la etapa de rift intracontinental, la etapa de rift intercontinental y la etapa de margen continental pasivo. ① Etapa de cuenca cratónica previa al rift: antes del Cretácico Inferior, Brasil y África eran cuencas de cratones unificadas, siendo la parte inferior de los cuerpos sedimentarios internos arena roja fluvial y lutita, y el fondo evaporita y caliza (¿Pérmico?); la parte superior es de arenisca de grano fino de color gris claro con estratificación cruzada (¿Triásico-Jurásico?). ②Etapa de rift intracontinental: a principios del Cretácico Inferior, la cuenca del rift desarrolló un conglomerado no marino, arenisca de grano fino, limolita gris negruzca y lutita intercaladas con piedra caliza, y se encontraron diques intrusivos y basalto en el fondo. Su conjunto sedimentario se puede dividir aproximadamente en tres ciclos: conjunto de abanico aluvial, abanico delta y conjunto de facies de transición; conjunto de margas lacustres y lutitas; conjunto de calizas corticales lacustres y conjuntos siliciclásticos de la corteza. Cada conjunto está compuesto principalmente de lutita en un ambiente hidrostático en el fondo y limolita rica en fragmentos óseos, y realiza una transición hacia arriba a piedra caliza y lutita de la corteza intercalada, que es un típico ciclo ascendente poco profundo controlado por la actividad de la falla. En la cuenca se desarrollan fallas normales de alto ángulo, depresiones de medio graben y protuberancias de tipo semi-horst, con alta intensidad y densidad de actividad de fallas. ③ Etapa de ruptura intercontinental: a finales del Cretácico Inferior, la ruptura litosférica se manifestó principalmente por la expansión de nueva corteza oceánica, mientras que la ruptura de las primeras fisuras continentales básicamente se detuvo. Durante este período, los cuerpos sedimentarios de la Cuenca Brasileña estuvieron compuestos por fases de transición, deltas en abanico, conglomerados lacustres, areniscas de grano fino, lutitas oscuras, calizas y evaporitas (yeso, halita, sales de potasa y magnesio, etc.). ), desarrollado en la superficie de discordancia del ciclo anterior, se puede dividir en secuencias de margen continental y secuencias de evaporitas: la fuente de las secuencias de margen continental proviene de la parte norte de la cuenca, y parte de ella proviene de las tierras altas dentro de la cuenca, y es un abanico aluvial compuesto de grava y esquisto. Está compuesto por Delta, Sabha y Ni Ping. La distribución de las evaporitas en la secuencia de evaporitas es en forma de banda, con dolomita y anhidrita distribuidas en la parte poco profunda de la cuenca, mientras que la sal de sodio y la sal de potasa se distribuyen en la parte media de la cuenca, lo que demuestra que el Océano Atlántico estaba muy débil en aquel momento y estuvo cerrado en gran medida. ④ Etapa de margen continental pasivo: desde el Cretácico Superior hasta el presente, consta de plataformas continentales alternas, taludes continentales, deltas en abanico y rocas carbonatadas de plataforma, areniscas y lutitas, y se puede dividir en cuatro secuencias: secuencia de carbonatos marinos poco profundos, abanico reciente. las rocas clásticas del delta se desarrollan en el área de origen, la dolomita arenosa o la piedra caliza arcillosa esférica es la base, que cambia hacia arriba a dolomita, piedra caliza esférica y piedra caliza oolítica en un ciclo ascendente poco profundo. Es una secuencia que se profundiza hacia arriba; que cambia gradualmente hacia arriba desde piedra caliza arcillosa masiva bioturbada a margas intercaladas rítmicas y areniscas de turbidita negra a lo largo de la secuencia, indican una caída a corto plazo del nivel del mar en aguas profundas. La secuencia de facies está compuesta de turbidita en abanico submarino arenoso en la pendiente y la cuenca; En el área del domo de sal se desarrollan secciones delgadas y densas, y en algunas depresiones se encuentran fallas de gravedad; desde hace siglos, se ha desarrollado una enorme cuña sedimentaria marina poco profunda en la cuenca. En un entorno de plataforma de alta energía, el esquisto se desarrolló en un entorno de aguas profundas de baja energía y se depositaron rocas carbonatadas a lo largo de los bajíos de la zona de ruptura de la pendiente de la plataforma a niveles altos del mar y se formaron en áreas de aguas profundas.
Según las investigaciones, desde el Neoproterozoico hasta el Mesozoico, China tuvo cuencas de margen continental pasivas. Por ejemplo, desde el Neoproterozoico hasta el Paleozoico temprano, hubo un antiguo Océano de Asia Central entre China y Siberia. El cinturón orogénico Qinling-Qilian-Kunlun se convirtió en el Antiguo Océano Chino en ese momento. Existe el océano Proto-Tethys entre China y Gondwana. A ambos lados de estos dos océanos, el océano Bangong Lake-Nujiang y el océano Yarlung Zangbo se desarrollaron durante la apertura y el cierre del océano Neo-Tethys en el Mesozoico.
La secuencia de llenado de la cuenca del margen continental pasivo de China se caracteriza principalmente por el desarrollo de rocas carbonatadas desde plataformas poco profundas hasta pendientes profundas y facies de cuenca de margas, rocas silíceas y lutitas. Los sedimentos subyacentes son desechos terrestres durante el período. período de rift. sedimentación clástica o deposición de flujo por gravedad de carbonatos.
Qin Deyu et al. (1992) y Gao Changlin et al. (1993) estudiaron la cuenca del margen continental en la parte norte del continente del sur de China y creyeron que la formación y evolución de la cuenca pasó por tres etapas: 1. El rift. período (Neoproterozoico), y en el Mesoproterozoico El Rifting ocurre sobre la base del cinturón de rocas epimetamórficas, y se desarrollan rocas clásticas continentales, rocas carbonatadas marinas poco profundas y rocas volcánicas. ② Fuerte período de deriva (Siniano tardío-Ordovícico medio), durante el cual el océano Qinling-Kunlun se expandió fuertemente y el lado norte del bloque del sur de China desplazó y hundió fuertemente, formando un borde pasivo de la falla controlado por fallas normales. Las suites de granito-gabro-diabasa de tipo A y las rocas y diques volcánicos alcalinos intermedios-básicos derivados de la corteza están ampliamente distribuidos. Las rocas sedimentarias son principalmente lutitas carbonosas de aguas semiprofundas, rocas silíceas carbonosas y rocas calcáreas, con turbidez. grava. Turbidita calcárea y lutita silícea en lodo de aguas profundas; (3) Período de cuenca residual (Ordovícico tardío-Silúrico), el margen continental pasivo se desarrolló a partir del hundimiento general del período de extensión a una cuenca residual dominada por el relleno de compensación, los sedimentos cambiaron de Flysch de graptolito del Ordovícico superior y lutitas carbonáceas hasta rocas clásticas carbonatadas ricas en bentónicos del Silúrico, correspondientes a la desaparición de la cuenca Qin-Qi-Kunyang.