La cuenca de Sichuan está situada en el noroeste del bloque medio y superior del Yangtsé. Durante la etapa de desarrollo presiniano de los antiguos núcleos continentales y antiguos bloques continentales, se produjeron eventos geológicos como el acoplamiento del antiguo continente Yangtze y el antiguo continente Cathaysian, la formación de la depresión de Nanhua y la formación del basamento plegado del Yangtze. en el sur de China. La cuenca de Sichuan se encuentra en un entorno tectónico relativamente estable del bloque superior del Yangtze, con un basamento cristalino formado en el Arcaico y sin basamento plegado en el Proterozoico. El basamento cristalino de la cuenca es el Complejo Arcaico Kangding, y el antiguo núcleo continental está compuesto por series de rocas cristalinas metamórficas profundas, débilmente migmatizadas y altamente consolidadas. A excepción de algún basamento metamórfico plegado, el núcleo continental ha estado en estado de elevación durante mucho tiempo después de su formación. La profundidad de entierro del sótano cristalino es de 6 a 13 km, de 6 a 7 km en el centro de Sichuan, de 6 a 8 km en el noreste y suroeste de Sichuan, de 10 a 12 km en el este de Sichuan y de 13 km en el norte y oeste de Sichuan. El basamento cristalino tiene el Bloque Central de Sichuan como núcleo, el Bloque Chengdu como ala oeste y el Bloque Oriental de Sichuan como ala sureste, formando un basamento cristalino con dos crestas y tres depresiones.
Desde el Triásico Siniano hasta el Triásico Medio, se desarrolló el margen continental, se desarrolló la depresión del sur de China y se desarrolló una cuenca marina superficial a gran escala en todo el bloque continental, formando sedimentos de plataforma de carbonato marino.
Durante la deposición temprana de la cuenca del cratón (Siniano-Silúrico) y el final del Período Qingbaikou, el Movimiento Jinning levantó los pliegues de la depresión circundante, y los empalmó con el núcleo continental central de Sichuan para formar Forman el macizo del Alto Yangtsé. En la cuenca se desarrollan rocas clásticas costeras y rocas carbonatadas. El bloque pasó de tierra a océano después de muchas transgresiones y regresiones, y la mayor parte llegó a la tierra después del Silúrico Temprano y Medio. El movimiento de Caledonia cerró el Rift del Sur de China, formando el Cinturón Plegado de Caledonia, que se empalmó con el Bloque Yangtze y consolidó la corteza continental del Sur de China. El movimiento de Caledonia provocó que las rocas sedimentarias pre-Silúricas formaran paleo-levantamientos a gran escala de este a oeste, lo que provocó la erosión de la tierra.
En el período medio de la cuenca del cratón (Devónico-Carbonífero), la mayor parte del Bloque del Alto Yangtsé se elevó hacia la tierra al final del Silúrico, y la vaguada del rift en el borde norte de la cuenca también tendió para cerrar. Durante el Paleozoico Superior, el Devónico y el Carbonífero se depositaron sólo en los márgenes continentales. ++ espesor de decenas de metros a 800 metros de fósiles de braquiópodos, pseudointegrados con el Silúrico Central. Durante el Devónico medio y tardío, el agua de mar invadió la línea Guiyang-Xichang hacia el norte, la masa de agua se hizo más profunda y los desechos terrígenos disminuyeron. La dolomita de facies de plataforma, la piedra caliza dolomítica, la piedra caliza, la lutita mixta de piedra caliza bioclástica y la limolita producen fósiles de braquiópodos y corales con un espesor de 300 ~ 500 m y un espesor máximo de 2000 m. En el borde norte del bloque, el bloque Yangtze se desplazó hacia el sur. , lo que resulta en una extensión norte-sur, formando un patrón estructural de dos grabens y un sótano en East Qinling Trough. La zona activa Kunlun-Qinling (zona sur) está al sur de la falla Tangzang-Shangnan-Zhenping y al norte de la zona de falla Lintan-Yangshan se encuentra el graben Lixian-Zhashui, es decir, el graben Norte y al norte el Graben Fengxian; -Zona de falla de Yangshan Al sur está el horst de Huixian-Zhen'an, el horst central entre la falla de Mianxian-Ankang y la falla de Lueyang-Baihe es el graben de Lueyang-Xunyang, que es el graben del sur. El graben del norte carece de sedimentos del Devónico temprano, y las fuertes depresiones de fallas extensionales en el Devónico Pre-Medio se llenaron rápidamente con sedimentos marinos poco profundos de 1000 a 5000 m. El Devónico tardío era un conjunto de sedimentos de facies alternas en el área del Lixiano en el oeste; , con un espesor de 2000 m ~ 3000 m, en el este de Zhashui hay un conjunto de depósitos de facies costeras, de 600 ~ 1000 m de espesor. El levantamiento submarino del horst central o isla antigua se complica por fallas y el entorno de depósito es cambiante. Las secciones oriental y occidental del Devónico estaban compuestas de sedimentos marinos costeros poco profundos, y la sección media carecía de sedimentos. El Devónico medio estuvo superpuesto por agua de mar y fue depositado por rocas clásticas costeras y rocas carbonatadas costeras de aguas poco profundas; el Devónico tardío fue depositado por rocas clásticas costeras y de aguas poco profundas con un espesor de varios cientos de metros a más de mil metros. El sistema Devónico en la parte sur del graben está compuesto por rocas clásticas y rocas carbonatadas, con un espesor de 300 a 1800 m, más grueso en el este y más delgado en el oeste. El Devónico medio y tardío eran depósitos de carbonato en fase de plataforma con un espesor de 600-2000 m.
Los estratos del Devónico de la napa de Longmenshan en el borde occidental del bloque están intercalados entre una extensión norte-sur de 300 kilómetros de largo. y 20 kilómetros de ancho de este a oeste entre grandes zonas de falla. Durante este período, los estratos del Devónico y del Carbonífero se volcaron o se deslizaron varias veces para formar anticlinales.
El bloque de falla o formación Feilaifeng tiene un espesor de 30 a 300 metros, con un espesor máximo de 4700 metros. El Devónico está compuesto por una fase plana clástica costera y una fase plana mixta, el Devónico Medio es una deposición de carbonato en fase de plataforma y el Devónico Tardío está compuesto. de depósitos de carbonato en fase de plataforma. Consiste en depósitos de facies de bajío de plataforma, facies de lago y depósitos de facies de laguna. Desde la parte occidental de la napa de Longmenshan hasta Markang-Zorgai, el sistema Devónico se depositó continuamente en el sistema Silúrico. En el período Devónico, se depositaron rocas clásticas gruesas en facies costeras y facies delta. se convirtió en facies de plataforma de roca carbonatada, de 3500 metros de espesor.
Faltan sedimentos del Devónico en el oeste de Hubei, el noroeste de Hunan y el sureste de Sichuan, en el borde oriental del bloque. El agua de mar del Devónico medio invadió el noroeste de Hunan, pasó a través del estrecho de Taoyuan y cruzó el antiguo continente de Jiangnan hasta el oeste de Hubei y el este de Sichuan, formando rocas clásticas costeras de fase plana, rocas carbonatadas y capas de mineral de hierro oolítico. El Devónico medio y superior en el noroeste de Hunan tiene un espesor de 200 a 1400 m, más grueso en el sur y más delgado en el norte, y de 50 a 100 m de espesor en el oeste de Hubei y el este de Sichuan.
El Carbonífero heredó el patrón sedimentario Devónico y amplió el ámbito sedimentario. El límite sedimentario del borde sur del bloque todavía se encuentra a lo largo de la línea Guiyang-Xichang. El Carbonífero Temprano se depositó en las facies planas de yeso costeras en el margen continental, siendo el resto facies de plataforma restringida de piedra caliza, piedra caliza de pedernal y piedra caliza dolomítica, que se convirtieron hacia arriba en facies de plataforma mixta de lutita arenosa y lutita carbonosa, intercaladas con vetas de carbón y plataformas. facies Capas de caliza, dolomita y pedernal, que contienen fósiles de coral, con un espesor de 150 ~ 1700 m. El Carbonífero Tardío es una plataforma de piedra caliza, dolomita y pedernal, que contiene fósiles, con un espesor de 500 ~ 1000 m. La parte oriental del borde norte del bloque está compuesta de piedra caliza de plataforma, piedra caliza arcillosa, piedra caliza dolomítica intercalada con marga, con un espesor de 500~1000m, la parte occidental tiene más arenisca, y el espesor aumenta a 500~2500m, principalmente; braquiópodos, corales y fósiles. El graben Lixian-Zhashui en el norte continúa extendiéndose y está fuertemente deprimido. El Carbonífero Temprano es un depósito de fase flysch en la cuenca costera, de 3.500 metros de espesor; el Carbonífero Tardío es de filita, limolita y caliza intercaladas, de 3.000 metros de espesor. La litología cambia mucho lateralmente y contiene vetas de carbón inestables localmente. Lixian y Fengxian son rocas clásticas litoral-neríticas y rocas carbonatadas con un espesor de 500 a 1000 metros. El borde occidental del bloque está compuesto por margas y filitas carbonosas del Carbonífero Inferior, con un espesor de 8 a 870 m, grueso al este y delgado al oeste. El Carbonífero Superior está dominado por piedra caliza de plataforma, que contiene corales y fósiles. Tiene un espesor de 50 a 470 m en el sur y es delgado en el norte. El piedemonte de la montaña Longmen está compuesto por depósitos de facies de plataformas carbonatadas, que se distribuyen de forma intermitente en bloques de fallas y picos Feilai. Hubo un breve levantamiento en el borde oriental de la cuenca al final del Devónico, y el estrecho de Taoyuan ya no existía. El agua de mar invadió de este a oeste y pudo haber estado conectado con el Mar de Qinling del Norte en el Carbonífero Superior. Faltaban sedimentos del Carbonífero Temprano en el este de Sichuan, y los sedimentos en el oeste de Hubei y el oeste de Hunan eran llanuras costeras de arena, llanuras de yeso y facies pantanosas con un espesor de 100 a 500 m. La depresión del Carbonífero Tardío se extendió hacia el oeste y el agua de mar invadió Chongqing. Daxian, Tongjiang, Cang Xi y Zizhong están conectados con el mar de Qinling a través de Zhenba y Xiagaochuan, y los sistemas del Carbonífero Superior y del Silúrico se superponen. El agua de mar en el oeste de Hunan invade Yuanling, Jishou, Zhijiang y Liping. La tierra antigua era plana, carecía de escombros terrígenos y consistía en depósitos de carbonato en fase costera de marea plana y fase de plataforma. En el este de Sichuan solo quedan depósitos de carbonato intermareales y supramareales en la parte superior de la Formación Huanglong.
El Macizo Devónico del Yangtze estaba en el rango de 20,2 N ~ 26,5 N, el Carbonífero Temprano estaba 15,1° N, la Dinastía Tang estaba entre 19,7° N ~ 7,1° N y el Carbonífero Tardío estaba 8,2° N ~ 7,2°N. Durante los períodos Devónico al Carbonífero, la mayoría de las áreas de la cuenca de Sichuan se encontraban en un estado de elevación y denudación. Durante el Devónico, sólo había depósitos de facies planas de arena y barro en el noreste de Sichuan. Durante el Carbonífero, hubo depósitos de fase plana de nubes costeras en el norte de Chongqing y el sur de Wanyuan, y la mayoría de las áreas eran áreas de elevación y denudación. Hay vetas de carbón o vetas de carbón delgadas en el borde sur de la cuenca del Carbonífero Temprano y el borde norte de la cuenca del Carbonífero Tardío. Las vetas de carbón son inestables, pero muestra que la formación de carbón ocurrió en el borde sur de la cuenca del Carbonífero Temprano y. el borde norte de la cuenca del Carbonífero Tardío.
En el período deposicional tardío de la cuenca del cratón (Pérmico-Triásico Medio), el agua de mar se retiró del macizo del Alto Yangtsé al final del Carbonífero, tras una breve interrupción, invadió a principios del Temprano. Sedimentación en fase pérmica y plataforma aceptada. El bloque continuó desplazándose hacia el sur y se ubicó cerca del ecuador en 2,4 S a finales del Pérmico. A principios del Triásico, la distancia entre la Placa del Sur de China y la Placa del Norte de China era todavía de más de mil kilómetros. Después del Triásico Medio, chocaron y se fusionaron entre sí, poniendo fin al patrón terrestre en la parte norte del Mar de China Meridional y formando el antiguo continente chino unificado.
En el Pérmico Inferior, en la etapa temprana de la transgresión marina, se depositaban generalmente facies pantanosas río-lacustres y facies pantanosas costeras de areniscas, lutitas y margas, superpuestas al Carbonífero, Devónico o Paleozoico Inferior. Hay una acumulación de carbón a corto plazo en los bordes de continentes antiguos o arcos de islas.
La Formación Tongkuangxi (conocida colectivamente como Formación Liangshan) en el centro y este de Sichuan está compuesta de conglomerados, arenisca estacional, limolita, lutita arenosa, lutita, bauxita, lutita carbonosa, piedra caliza y vetas de carbón, con un espesor de 20 a 225 metros. Hay de 1 a 4 capas de carbón, con un máximo de 9 capas, de 0 a 29 m de espesor, y 1 capa, de 1 a 1,5 m de espesor, parcialmente de 4 m. La facies de plataforma marina somera de piedra caliza del Período Qixia cubre todo el bloque, con un espesor de 100 a 300 m. A finales del Pérmico Temprano (Maokou medio y tardío), las depresiones de fallas extensionales y el levantamiento diferencial de bloques de fallas en la cuenca condujeron a cambios diferenciales en el entorno de depósito. Guangyuan, Kaixian y Wushan son cuencas de plataforma orientadas al noroeste, y Shuicheng, Zunyi Taigou, Xianfeng y Wufeng están orientadas al noreste. Se encuentran en Badong y Yichang y se extienden hacia el este, formando piedra caliza silícea, roca silícea y esquisto carbonoso. la fase lateral cambia a piedra caliza y lutita masiva.
El Pérmico Superior es el principal período de formación de carbón en la cuenca. Debido al levantamiento y expansión del antiguo continente Kangdian y la regresión del mar a gran escala después del Pérmico Temprano, los estratos de la Formación Maokou fueron erosionados por actividades diferenciales de levantamiento y hundimiento. El basalto de Emeishan en el Pérmico Superior cubrió el antiguo continente de Kangdian y sus dos lados, y el antiguo continente de Kangdian se convirtió en la fuente principal. El cinturón de facies sedimentarias se distribuye en dirección norte-sur, y el patrón sedimentario cambia mucho de oeste a este, de continental a marino. El Período Wujiaping (Período Longtan) del Pérmico Superior fue un período de regresión, cuando el Antiguo Continente Cathaysia y el Antiguo Continente Kangdian se expandieron, y se desarrollaron depósitos de facies de ríos, lagos, costas y deltas en los márgenes de los continentes antiguos, que fue el período principal. para la formación de carbón. El borde oriental del antiguo continente Kangdian, al oeste de Kunming y el río Dadu, es un cinturón de llanura aluvial de arenisca, limolita y lutita. La línea Pengshan-Yibin-Liupanshui está (norte) al este, y la línea Deyang-Fuling-Guiyang está (sur) al oeste. Son cinturones de facies de llanuras costeras de carbón, arenisca y lutita limosa. Las series carboníferas del Pérmico tardío se distribuyen principalmente en el área de facies carboníferas de la llanura costera. La Formación Xuanwei del Pérmico Superior se distribuye en el lado este del antiguo continente Kangdian. La sección inferior de esta formación está compuesta por depósitos continentales de carbón en Muchuan, Gongxian, Junlian, Yibin y otros lugares en el sur de Sichuan, y la sección superior son depósitos de carbón de facies alternas marino-continentales. La zona de Gongxian contiene de 4 a 15 capas de carbón, de las cuales se pueden extraer de 1 a 5, con un espesor de 0,7 a 6,7 m. Se trata de carbón de antracita y ocasionalmente carbón pobre. El área de Junlian contiene de 6 a 10 capas de carbón, y se pueden extraer de 1 a 6 capas, con un espesor de 0,7 a 5,62 my un espesor de una sola capa de 0 a 4,92 m. La Formación Longtan en la parte inferior del Pérmico Superior se distribuye en el centro de Sichuan, el sur de Sichuan y el noroeste de Guizhou, con un espesor de 3 a 817 m, y la veta de carbón máxima en el oeste de Guizhou es de 100 m. El espesor varía mucho, con vetas de carbón menos gruesas, más delgadas en el noreste y más gruesas en el suroeste. La Formación Wujiaping en la parte inferior del Pérmico Superior se distribuye en el este de Sichuan, el norte de Sichuan y el oeste de Hunan y Hubei. La sección inferior que contiene carbón es una facies de pantano costero con una veta de lutita, esquisto y carbón abigarrada con un espesor de 50 a 160 m, que contiene de 1 a 2 vetas de carbón y es inestable. La sección superior de piedra caliza generalmente no contiene carbón, y el Mianzhu tiene de 1 a 3 capas, generalmente menos de 1 my localmente de 3 a 5 m. El Pérmico Superior (Período Changxing) fue un período transgresivo. Con la expansión de la transgresión marina, el alcance del antiguo continente Cathaysia y el antiguo continente Kangdian se ha reducido, y el rango de distribución de las rocas clásticas terrígenas también se ha reducido. Los depósitos continentales de carbón solo se encuentran en las áreas de Leshan, Xuanwei y Fuyuan en el lado este del antiguo continente Kangdian, y la calidad del carbón es mala. Las series carboníferas con facies marinas alternas sólo se encuentran en las áreas de Shuicheng, Panxian, Zhenxiong y Weixin en el este de Yunnan. Las capas intermedias marinas son más numerosas, más gruesas y tienen mejores propiedades carboníferas. Liupanshui contiene de 1 a 23 capas, con un espesor de 0,6 a 30,25 metros, y un espesor de una sola capa de 0,28 a 2,4 metros.
El Triásico fue un período de grandes cambios en los patrones sedimentarios y estructurales de el continente sur. El antiguo continente Markang-Zorgai en la cuenca occidental de Sichuan se hundió gradualmente y evolucionó hasta convertirse en una cuenca de arco posterior, formando un enorme depósito de flysch. A finales del Triásico Tardío, se levantaron y empujaron fuertes pliegues hacia el este, formando el cinturón estructural de la napa de Longmenshan, y se formó una cuenca de antepaís en su lado este. En la parte oriental de la cuenca, el antiguo continente de Jiangnan se elevó fuertemente y retrocedió gradualmente durante el Triásico, y la cuenca evolucionó hasta convertirse en un mar de salinización y un mar de evaporación. La depresión de la falla en el borde noroeste de la cuenca continúa activa, formando depósitos de flysch y erupciones de basalto. Durante el período Indosiniano, la Placa del Sur de China y la Placa del Norte de China se acoplaron y se produjo una colisión oblicua transcronal de este a oeste a lo largo de la Zona de Falla de Shangnan, poniendo fin a la sedimentación marina y entrando en una nueva etapa de desarrollo tectónico. A medida que los ambientes sedimentarios y la paleontología cambiaron, los braquiópodos, los corales y las familias fueron reemplazados por bivalvos. Durante el período Feixianguan a principios del Triásico Temprano, se depositaron facies fluviales y facies costeras de rocas clásticas en el frente del antiguo continente Kangdian en el suroeste de la cuenca, y en el este aumentaron las lutitas y rocas calcáreas de facies planas limo-calcáreas, llamadas Dongchuan. Formación, y en el noroeste de la cuenca La Formación Feixianguan inferior se llama mar poco profundo limitado o sedimentos de plataforma limitados. Las secciones primera y tercera son calizas grises, margas y calizas bioclásticas intercaladas con calizas oolíticas; las secciones segunda y cuarta son lutitas de color rojo púrpura intercaladas con calizas dolomíticas y calizas oolíticas bioclásticas. La Formación Yelang se llama Formación Yelang en la parte sur de la cuenca y en el norte de Guizhou.
El agua se vuelve más profunda, con lutitas de barro de color gris amarillento arriba y abajo, y lutitas grises en el medio. La parte oriental de la cuenca se llama Formación Daye, que consta de facies de plataforma abierta y piedra caliza de playa en el borde de la plataforma, piedra caliza oolítica bioclástica, piedra caliza de cuenca poco profunda, depósitos de marga y esquisto, y es rica en fósiles de amonita.
Durante el Período Jialingjiang, a finales del Triásico Temprano, hubo dos transgresiones y regresiones. Las secciones primera y segunda son depósitos transgresores, que consisten en piedra caliza densa en fase de plataforma restringida, marga y piedra caliza dolomítica intercaladas con lutita. La segunda y cuarta secciones pertenecen a depósitos regresivos, que constan de dos conjuntos de secuencias de deposición de carbonato-sulfato-cloruro, con salinización periódica.
En el Período Leikoupo o Período Badong del Triásico Medio, hubo una o más capas de arcilla silícea o tobácea (frijol mungo) en el noreste de Sichuan, las partes bajas del sur de Guizhou y el Triásico Medio. Se forma a partir de restos erosionados de rocas eruptivas. El levantamiento y expansión del antiguo continente de Jiangnan en el Triásico Medio, junto con el levantamiento submarino de Kangdian, Hanzhong, Longmenshan y Guiyang, así como la obstrucción de playas de grava y diques, colocaron a la cuenca del Alto Yangtze en un entorno cerrado y semi cerrado. -Ambiente de depósito bloqueado. El lado oeste del antiguo continente de Jiangnan está compuesto por depósitos de facies de cuenca costera. La primera y tercera secciones son dolomita, piedra caliza y caliza arcillosa. La segunda y cuarta secciones son limolitas de color rojo púrpura, verde grisáceo y lutitas, con un espesor. de 65.430. Al oeste de la línea Badong-Gulin hay un depósito de facies de plataforma cerrada llamado Formación Leikoupo. La primera sección es dolomita, caliza dolomítica y caliza de brecha, la segunda sección es lutita y marga dolomítica, la tercera sección es piedra caliza, marga y caliza dolomítica, y la cuarta sección es piedra caliza dolomítica. Gran parte de la roca fue erosionada en una etapa posterior. . La Formación Tianjingshan sobre la Formación Leikoupo está compuesta de depósitos de piedra caliza, piedra caliza de algas y dolomita. La regresión a gran escala después del período de transgresión de Tianjingshan puso fin a la historia de depósito de la plataforma de carbonato marino. El movimiento tectónico tardío del Indosiniano provocó que las rocas sedimentarias del antepaís del Triásico Tardío formaran un paleo-levantamiento con tendencia NNE, que se elevó hasta la tierra y sufrió erosión, poniendo así fin a la historia de desarrollo de la cuenca del Cratón del sur de China.
En la etapa inicial de la deposición de la cuenca del antepaís (Triásico Tardío), el mar de Bayan Har continuó estando fuertemente deprimido, depositando estructuras enormemente gruesas de arenisca y flysch de pizarra. La mayor parte del bloque del Alto Yangtze ha sido elevado a la tierra, y en el oeste sólo se han depositado calizas marinas poco profundas y de fase cruzada, calizas biogénicas, lutitas de arenisca y series de rocas carboníferas con espesores más pequeños. En el Triásico medio y tardío, afectado por el cierre del Mar Paleo-Tetis, el área de Garze-Aba estaba compuesta por depósitos de flysch, plegamiento y metamorfismo intensos, intrusión de magma y compresión y empuje hacia el este, formando el cinturón estructural de la napa de Longmenshan. y Longmenshandong. Al mismo tiempo, el bloque Kangdian formó una cuenca graben debido a la extensión de la falla Anninghe y la falla Panzhihua. Posteriormente, los pliegues se elevaron y empujaron hacia el este. El alcance sedimentario se expandió hacia el este y se convirtió en una cuenca carbonífera unificada. Cuenca del antepaís de Longmenshan. En el área de Tianquan se desarrollaron sedimentos lacustres del Triásico tardío y es posible que haya canales de agua que conectan el mar occidental, formando una cuenca sedimentaria de agua salobre. A finales del Triásico Tardío, el mar de Bayan Har quedó completamente plegado hacia la tierra y la cuenca del antepaís entró en la etapa de deposición de depresión.
La cuenca del antepaís es obviamente asimétrica, con estratos sedimentarios más gruesos en el oeste y más delgados en el este. Afectado por la compresión y el empuje occidental, el borde occidental de la cuenca del antepaís se elevó y se movió hacia el este, la cuenca sedimentaria se expandió gradualmente hacia el este y los estratos se superpusieron gradualmente hacia el este. La dirección de extensión de la cuenca está controlada por fallas, y el contorno actual de la cuenca es el resultado de la transformación de movimientos tectónicos posteriores, más que el prototipo de la cuenca. La secuencia de facies sedimentarias es marina, con mar y tierra alternando con corrimientos continentales. Los primeros clastos terrígenos procedieron del este y norte del Golfo, y los últimos procedieron de la propia napa y del sistema montañoso plegado del norte. La paleontología es del tipo Tetis.
La Formación Ma'antang (Formación Kuhongdong) del Triásico Tardío temprano se distribuye en el oeste de Emei y Yanting. Está compuesto de piedra caliza oolítica, piedra caliza biogénica y arenisca y lutita de facies de bahía. Es rica en fósiles y tiene menos de 130 m de espesor. La Formación Xiaotangzi se expandió hacia el este hasta Weiyuan, Tongnan y Tongjiang a mediados del Triásico Tardío. El centro de subsidencia está ubicado en el oeste de Mianyang, Chengdu y Qionglai, con un espesor de 50 a 800 m y un espesor máximo de 958 m. Está compuesto por depósitos de arena y lutita de facies costeras, facies de deltas costeros y. facies pantanosas costeras. El fondo es lutita intercalada con vetas de carbón, la parte inferior es arenisca estacional de espesor medio, la parte media es lutita intercalada con arenisca calcárea y limolita, la parte superior es arenisca estacional y limolita fina, y la parte superior es piedra caliza arenosa y lutita carbonosa. . El espesor cambia mucho y el contenido de carbón es pobre, sólo ligeramente mejor a lo largo de la línea Ebian-Chongqing-Daxian Longmenshan. El período Xujiahe a finales del Triásico Tardío fue el principal período de depósito en la cuenca del antepaís y su distribución se extendió hacia el este. Es roca clástica fluvial, facies lacustres de agua salobre, areniscas lacustres y lutitas. Está compuesta por dos ciclos sedimentarios de abajo hacia arriba, de grueso a fino, con un espesor máximo de 3500 m.
Los sedimentos del Triásico Superior son ricos en detritos terrígenos, y la tasa de sedimentación es más rápida que la tasa de hundimiento de la corteza terrestre. El espesor sedimentario varía de 100 a 3750 m de este a oeste, y la fase de formación de carbón se desarrolla principalmente en lagos y pantanos terrestres.
Los estratos carboníferos del Triásico Superior se distribuyen principalmente en el cuarto y quinto miembro de la Formación Xujiahe, seguidos por el tercer miembro de la Formación Xujiahe y la Formación Xiaotangzi debajo de él. El límite inferior es una veta de carbón con un espesor superior a 0,3 m, que contiene de 5 a 10 capas, con un mínimo de 1 a 2 capas, un máximo de 20 capas y un máximo de 30 a 50 capas. El espesor acumulado de las vetas de carbón en los miembros cuarto y quinto de la Formación Xujiahe es de 0,1 a 3 m en el este y sureste de Sichuan, de 0,1 a 1 m en el centro de Sichuan, de 0,1 a 8 m en el suroeste de Sichuan, de 0,1 a 4 m en el norte Sichuan y de 0,1 a 0,1 m en el oeste de Sichuan. El espesor acumulado de las vetas de carbón debajo de la tercera sección de la Formación Xujiahe en el oeste de Sichuan es de 0,1 a 9 m, y el resto es de 0,1 a 1 m, con pocos cambios en el espesor.
En el período deposicional de las cuencas de depresión (Jurásico-Paleógeno), posterior al Triásico Superior, la cuenca de antepaís se transformó en el período de desarrollo de las cuencas de depresión intracontinentales. La construcción sedimentaria se puede dividir en tres etapas: el período de deposición de la cuenca de depresión intracontinental (Jurásico temprano al Jurásico medio), el período de deposición de la cuenca de depresión del piedemonte (Jurásico medio tardío a Cretácico temprano) y el período de contracción de la cuenca (Cretácico tardío-Paleógeno). ).
Durante el período de depósito de la cuenca de depresión intracontinental (Jurásico Temprano a Jurásico Medio), a principios del Jurásico Temprano, el conglomerado de fondo de la Formación Baitianba caracterizado por abanicos aluviales se depositó en el noroeste de la cuenca. Se extiende hacia el este desde Shifang, Jiangyou y Nanjiang, pasa por Wanyuan y Yunyang y llega a Yanting y Pingchang en el centro de la cuenca del lago en forma de lengua. Después de una intensa erosión y aplanamiento tempranos, la cuenca entró en la etapa de depresión intracontinental. El depocentro del Jurásico Temprano es consistente con el centro de subsidencia. El cinturón de facies sedimentarias se distribuye en anillo. La topografía del fondo del lago es asimétrica en el sur y empinada en el norte. Se trata principalmente de rocas clásticas finas lacustres y lutitas con un espesor de 300 a 600 m. Se divide en tres áreas de facies en el Jurásico Temprano: las facies fluviales-facies lacustres y las facies ribereñas son la Formación Baitianba y las facies fluviales-llanura de inundación. las facies son la Formación Yi The Men, las facies fluviales-facies de aguas semiprofundas son la Formación Pozo Artesiano. Las áreas de facies de la Formación Ziliujing están ampliamente distribuidas en la cuenca. La lutita fangosa de la sección Dongyuemiao cubre toda la cuenca, así como el norte de Guizhou, el centro de Guizhou y el noroeste de Hunan. La Formación Baitianba es una roca clástica continental que contiene carbón, compuesta principalmente de arenisca y lutita, con conglomerado en el fondo y de 1 a 12 capas de carbón en la parte inferior. Se pueden extraer de 1 a 2 capas de carbón localmente. Tiene un espesor de 0,25 a 1,86 m y es de carbón débil: antracita.
Hubo actividad de elevación de bloques después de la sedimentación del Jurásico Temprano. La sedimentación del Jurásico Temprano Medio falta en la parte suroeste de la cuenca, pero hay superposición en el Pérmico y el Triásico en las montañas Longmen central y norte. En la Formación Qianfoya a principios del Jurásico Medio, la parte occidental de la cuenca está dominada por facies fluviales y de llanura aluvial de areniscas y lutitas de color rojo púrpura, mientras que la parte oriental está dominada por lutitas de facies de lagos costeros y lagos semiprofundos intercaladas con limolitas. A mediados del Jurásico Medio, el patrón sedimentario de la Formación Shaximiao Inferior sufrió cambios importantes. Las partes norte y este de la cuenca se elevaron fuertemente. El canal de salida de la cuenca del lago cambió de noreste a suroeste. facies fluviales con un espesor de 300 a 500 m.
Durante el período deposicional de la cuenca de la depresión del piedemonte (Jurásico Medio tardío al Cretácico Inferior) y Jurásico Medio tardío al Cretácico Inferior, debido al levantamiento, compresión lateral y empuje de la periferia de la cuenca, debido a la napa acción, el centro de subsidencia cambió, la dirección de la fuente cambió, los sedimentos se volvieron más gruesos y el espesor sedimentario aumentó (el espesor restante es de 4000 ~ 6000 m), y se depositaron en facies de ríos, facies de llanuras aluviales y facies de lagos inundados. Los sedimentos del período Shaximiao superior se pueden dividir en cuatro zonas de facies: facies de abanicos aluviales, facies fluviales, facies de lagos y facies de lagos costeros poco profundos. El Período Suining del Jurásico Tardío fue un período estable de actividad de la corteza terrestre y fue ampliamente invadido por agua después del Jurásico Medio. A excepción de una pequeña cantidad de sedimentos clásticos gruesos en el piedemonte de la montaña Longmen, todos son sedimentos junto al lago en un ambiente oxidativo. Durante la etapa de la ciudad de Penglai (Lianhuakou), la montaña Longmen se elevó fuertemente y empujó, lo que resultó en una gran diferencia de altura en la cresta basal. Los sedimentos en la zona del piedemonte tienen cientos de metros de espesor, incluidos conglomerados de abanicos aluviales cercanos a la fuente, conglomerados fluviales y lutitas arenosas, con un espesor residual de 1.200 a 1.600 metros. Al mismo tiempo, debido al importante levantamiento del antiguo Xuefeng. continente, los sedimentos en su frente occidental son más gruesos, hasta 1000 metros de areniscas y lutitas fluviales. Durante el período de deposición del Cretácico Inferior, debido al levantamiento del macizo después del Jurásico Tardío, la Formación Penglai Town sufrió denudación y los sedimentos del Cretácico Inferior se superpusieron a diferentes capas del Jurásico Superior. En comparación con el Jurásico, el alcance sedimentario se redujo y se retiró a la parte occidental de la cuenca al oeste de Chongqing.
Durante el período de contracción de la cuenca continental (Cretácico Superior-Terciario Inferior), se produjo una extensa discontinuidad sedimentaria posterior al Cretácico Inferior. En el Cretácico Superior, las cuencas de fallas extensionales se desarrollaron ampliamente en el oeste de Hunan, el centro de Hunan, el centro de Hubei y el este, Guizhou y Yunnan fueron fuertemente comprimidos o derrocados desde el este, oeste y norte, y las cuencas sedimentarias se redujeron considerablemente. Entró en el período de atrofia. El rango sedimentario volvió a cambiar a finales del Cretácico, sin sedimentación al norte de Chongqing-Jiangyou. Además de Chengdu, Xichang, Huili, Gulin y Yibin también se han convertido en centros de hundimiento. Hay abanicos aluviales cercanos a la fuente en el piedemonte de la montaña Longmen, y el resto son principalmente depósitos fluviales.
Durante el período de deposición del Paleógeno, la cuenca continuó reduciéndose y el centro de hundimiento no migró significativamente. Es continuo con el Cretácico Superior y está dominado por rocas clásticas fluviales. En el Eoceno medio y tardío, el bloque sufrió un fuerte levantamiento y plegamiento. En el período posterior, las rocas sedimentarias y los estratos subyacentes se volvieron angularmente discordantes y la cuenca entró en una etapa de desarrollo estructural dominada por la erosión.