La tectónica de placas de China continental y sus áreas adyacentes desde el Arcaico se puede dividir en dos sistemas: el Precámbrico es un sistema de acreción de la corteza continental, que se desarrolló a partir de núcleos continentales y cratones tempranos hasta bloques continentales estables. Es el periodo de crecimiento de la corteza continental. El Paleoproterozoico y el Mesoproterozoico pertenecieron al sistema de placas original, seguido por el período de transición del sistema de acreción de la corteza continental al sistema de placas obvio. El sistema de placas desde el período Jinning pertenece al antiguo sistema de placas desde el período Jinning hasta el período Indosiniano. Después de eso, el patrón de placas sufrió cambios importantes y entró en el sistema de placas moderno.
La evolución tectónica de China continental se divide generalmente en cuatro etapas: la etapa de desarrollo del núcleo continental de Fuping antes del Eón Arcaico, la etapa de formación y desarrollo del antiguo continente chino desde el período Fuping hasta el final. del período Qingbaikou y el período Siniano-Triásico, la tectónica de placas antigua o etapa de desarrollo del margen continental, la tectónica de placas moderna del Mesozoico tardío y el Cenozoico o etapa de desarrollo intracontinental.
El proceso de formación de China continental es complejo. Durante la etapa de desarrollo, el núcleo continental Arcaico se dispersó, y durante la etapa de desarrollo, los bloques de tierra del Proterozoico se distribuyeron ampliamente, formando el cuerpo principal del metamórfico. sótano de cada bloque continental en el continente chino. A partir del Neoproterozoico, se reveló que el sistema continental chino estaba empalmado por varias placas en diferentes períodos. Cada placa experimentó múltiples dispersiones, acreciones y empalmes, y finalmente formó un patrón básico unificado del continente chino y su mar. zonas del Cenozoico.
En la etapa de desarrollo del núcleo continental Arcaico, la distribución Arcaica era limitada y concentrada en la placa Tarim-Norte de China. La distribución Neoarcaica era ligeramente más amplia, no sólo en los bloques de Tarim y Norte de China, sino también en los bloques de Tarim y Norte de China. el bloque del Yangtsé. A principios del Neoarqueano, había plataformas continentales estables, cuencas de margen continental y cuencas del cinturón de piedras verdes. El Movimiento Fuping completó otra deformación y metamorfismo, poniendo fin a la consolidación y formación del cratón de China, el núcleo continental del norte de China y los núcleos microcontinentales occidentales de Sichuan, Jiamusi y Tarim meridional. El Movimiento Neoproterozoico Wutai fue la etapa de transición de la corteza plástica Arcaica a la corteza rígida Proterozoica.
La Era Proterozoica fue una etapa en la que la corteza continental se cratonizó aún más hasta formar masas de tierra estables. Después del Movimiento Wutai, aparecieron varias zonas activas en el Bloque del Norte de China a base de cratones. La corteza continental se engrosó y se expandió nuevamente debido a la deposición geosinclinal proterozoica, formando un basamento metamórfico. Las partes oriental y occidental del Bloque del Norte de China pueden pertenecer a diferentes terrenos y se unieron para formar un bloque unificado a finales del Arcaico o parcialmente antes del Neoarcano.
El Movimiento Luliang es otro proceso importante de deformación y metamorfismo después del Movimiento Fuping. Completó la segunda cratonización del Bloque del Norte de China y luego entró en la etapa de desarrollo de la estructura de la corteza intracratónica y la desintegración del norte y del norte. bordes sur, y se ha formado una cubierta sedimentaria estable con un espesor de más de 10.000 metros a lo largo de la zona del rift Yanshan-Taihang. Hay un valle de rift continental en el borde sur del bloque continental del norte de China y una depresión de Aola en el borde occidental del borde norte, lo que indica que se produjeron múltiples extensiones de la corteza durante el Mesoproterozoico.
Los estratos Neoarqueano-Proterozoico Temprano del Macizo de Tarim están expuestos en la vertiente norte de las Montañas Altyn y el borde noreste de Tarim. El Proterozoico tardío estuvo dominado por rocas sedimentarias normales, que junto con el núcleo continental se formó en el Proterozoico temprano o antes formaron el basamento cristalino del Macizo de Tarim. Su edad puede ser ligeramente posterior a la del norte de China, y es aproximadamente equivalente a la del. período de auge del macizo del norte de China.
El bloque continental mesoproterozoico de Tarim es diferente del bloque continental del norte de China. Se encuentra en un estado inestable debido a la sedimentación activa y el metamorfismo. La serie de rocas del Proterozoico sufrió metamorfismo y cratonización durante el Movimiento Altyn, formando parte del basamento metamórfico de Tarim, y entró en la etapa de deposición de roca de capa a principios del Neoproterozoico. Al final del período Qingbaikou, el movimiento Tarim fue intenso y la zona activa en el borde del bloque continental estaba firmemente conectada con el bloque continental del norte de China.
Los períodos Neoarqueano-Proterozoico de la Placa del Sur de China están menos expuestos y constituyen el basamento cristalino de la Placa del Sur de China. La corteza continental de la placa del sur de China se formó aproximadamente en la misma época que el bloque Tarim. Después de la formación del núcleo continental del norte de China, los bloques continentales de Tarim y del sur de China se formaron alrededor del núcleo continental del norte de China.
Los estratos Paleoproterozoico y Mesoproterozoico en el borde occidental del Macizo del Yangtsé tienen las características de un arco volcánico de margen continental activo, y en este momento se puede identificar el límite entre el océano y el continente. La parte occidental puede pertenecer al océano Proterozoico y la parte oriental a sedimentos geosinclinales. Se especula que los antiguos continentes de las placas de Tarim, el norte de China y el sur de China estaban todos divididos por el océano Proterozoico, y el antiguo continente de Tarim puede estar más cerca del antiguo continente de Yangtze.
La cratonización Neoarqueana-Proterozoica de la Placa del Sur de China se produjo por primera vez a través del Movimiento Luliang. La corteza continental mesoproterozoica se resquebrajó y el Antiguo Continente de Cataysia se separó del Antiguo Continente Yangtze, separados por una estrecha cuenca oceánica.
Hay dos tipos de sedimentos en el Mesoproterozoico del Macizo del Yangtze. Uno es la depresión intracontinental (valle de Aula) o sedimentos geosinclinales de transición en la cuenca del arco posterior, y el otro son los sedimentos geosinclinales avanzados en la zona de rift del margen continental. . Esto indica que a finales del Mesoproterozoico, la corteza del Mar de China Meridional se subdujo hacia el norte y el margen continental de Jiangnan puede haber experimentado una transición de un margen continental pasivo a un margen continental activo. El Movimiento Baos a finales del Mesoproterozoico provocó la extinción del Mar de China Meridional. El Antiguo Continente de Cathaysia y el Antiguo Continente Yangtze generalmente convergieron en el área de Shaoxing-Pingxiang-Beihai, lo que resultó en la cratonización en la mayoría de las áreas de Jiangnan y la formación de un basamento metamórfico. . Sin embargo, el movimiento en dirección suroeste del Bloque Yangtze no es significativo.
Desde el Mesoproterozoico hasta el Neoproterozoico temprano, la corteza del norte de China, Tarim, Yangtze y otros bloques continentales estuvo dominada por extensión, formando valles o canales de rift, y los bloques continentales se acrecentaron en consecuencia. Debido a la extensión dominante de la corteza terrestre, los bloques continentales de Tarim, el norte de China y el Yangtze se formaron desde el Arcaico hasta el Proterozoico y se separaron gradualmente y formaron océanos, y se desarrollaron fisuras en los márgenes continentales. A principios del Neoproterozoico, no se encontraron características obvias de convergencia de placas entre placas o continentes, excepto en el sureste del sur de China. Desde el Mesoproterozoico hasta el Neoproterozoico temprano, el lado occidental del continente Yangtze fue un entorno continental antiguo de diferentes tamaños. Había un gran bloque continental indosiniano en el sur y varios bloques continentales pequeños que formaban una cadena de islas en el norte.
Los movimientos tectónicos tempranos y tardíos del Neoproterozoico (Sinian) en el Bloque del Norte de China fueron débiles, mientras que los movimientos tectónicos en el Bloque Tarim y el Bloque Jinning en el Bloque Yangtze fueron fuertes, formando un basamento metamórfico.
Debido al movimiento Jinning, la corteza oceánica se subdujo bajo el borde occidental del bloque continental del Yangtze, que tiene las características estructurales de una colisión de la corteza continental. La distribución lineal de los fragmentos de la corteza oceánica en el cinturón de Ailaoshan "invade" estructuralmente estratos de diferentes edades y puede ser producto de la subducción de la corteza oceánica, pero la zona de subducción está cubierta por estructuras de la napa tardía. Debido a la subducción, el bloque de Indosinia se empalmó en el bloque de Yangtze, y el borde occidental del antiguo continente de Yangtze en el lado elevado se levantó en consecuencia, formando el eje Kang-Dian. Después del Movimiento Jinning, el Sistema del Bajo Sinian estaba compuesto de melaza en la última etapa del movimiento de placas. En ese momento, había una cadena de islas compuesta por bloques microcontinentales de diferentes tamaños en la parte norte del borde occidental del Bloque Yangtze. Durante el Movimiento Jinning, también se unieron en el Bloque Yangtze, causando el Yangtze. El bloque se acrecentará hacia el oeste para formar el continente Pan-Yangtze. Sin embargo, hubo frecuentes actividades volcánicas de ruptura del margen continental en el borde del bloque Yangtze durante el Sinian. Después del Siniano, la Placa Tarim-Norte de China y la Placa del Sur de China entraron en la etapa tectónica de paleoplacas, que es un depósito de cubierta de plataforma, lo que indica que todas las masas de tierra en China todavía están bastante activas, lo que también es una manifestación de acreción continental.
En el Mesoproterozoico-Neoproterozoico, el oeste del río Lancang pertenecía al continente austral. El río Yarlung Zangbo y el río Lancang son los bloques continentales intermedios, y las rocas metamórficas del Mesoproterozoico pueden ser el basamento cristalino. Los océanos proterozoicos existieron entre los continentes del norte y del sur desde el Mesoproterozoico. El arco de islas mesoproterozoico de Lancangjiang y el arco de islas de Dahongshan son dos bloques continentales separados por el océano Proterozoico.
En el borde del bloque indio al sur del río Brahmaputra, la serie de rocas del basamento es la parte de agradación del borde del bloque indio. En ese momento, puede que no hubiera una amplia separación marítima entre el bloque indio y el bloque central tibetano-Yunnan, y pertenecían al basamento metamórfico de los sedimentos geosinclinales del Neoproterozoico temprano.
En la placa Tibetana-Yunnan perteneciente al continente sur, el movimiento Jinning no es evidente, pero seguía activo en el Sinian. El sistema Siniano-Cámbrico es un depósito geosinclinal de transición con una deformación de pliegue débil en el basamento cristalino, y el metamorfismo puede haber ocurrido desde el Jixiano medio hasta el Ordovícico.
En resumen, la Era Arcaico-Proterozoica en China continental fue el período de formación del núcleo continental y de los primeros cratones. El núcleo continental del bloque continental del norte de China se formó antes, y otros núcleos continentales se formaron más tarde y se extendieron alrededor del núcleo continental del norte de China. A principios del Mesoproterozoico, la Pangea norte se desintegró y el océano Proterozoico se desarrolló gradualmente. Continentes antiguos como el norte de China, Tarim y Yangtze están dispersos en el océano, y Gondwana en el suroeste converge gradualmente. En ese momento, el borde activo en el lado norte del continente sur estaba ubicado en el río Lancang y la montaña Taweng en Tanan en el lado norte del antiguo continente tibetano-Yunnan, y el borde activo del continente norte estaba ubicado en el área de Dahongshan en el extremo occidental del antiguo continente Yangtze. Se enfrentaron al otro lado del mar. Este fue el llamado Período Panoceánico. Durante el Movimiento Jinning (Movimiento Tarim), algunas masas de tierra en el sur de China colisionaron y se empalmaron para formar el bloque continental Pan-Yangtze debido a la subducción del océano Proterozoico al oeste del antiguo continente en el norte de China y el. Antiguo continente Tarim, el contorno del mar de Montetis comenzó a aparecer, por lo que los continentes antiguos comenzaron a converger hacia el antiguo ecuador, formando un nuevo patrón de continente antiguo unificado. En ese momento, el prototipo del Océano Tetis estaba entre el Grupo Lancang en el borde activo de los Océanos Norte y Sur y el Grupo Dahongshan en el borde sur del Continente Norte. Posteriormente, el Antiguo Continente Unido se desintegró y surgió un patrón de distribución tierra-mar fanerozoico. Los continentes del norte continuaron convergiendo y los continentes del sur se separaron gradualmente.
Desde el Siniano hasta principios del Paleozoico, todas las masas continentales de China continental estuvieron separadas por océanos. Existe un antiguo océano asiático entre Tarim, el norte de China y Siberia.
Durante este período, el borde norte del antiguo continente del norte de China era la zona activa del margen continental de Tianshan-Chifeng. En ese momento, la antigua placa oceánica se hundió hacia el norte bajo la placa siberiana, y aparecieron valles y canales de rift en el antiguo continente del norte de China, que separaron algunos bloques microcontinentales del antiguo continente del norte de China y expandieron aún más el valle del rift hasta convertirlo en una cuenca oceánica. . Los bloques microcontinentales como Junggar, Nensong y Jiamusi que se separaron del continente del norte de China también fueron subducidos y empalmados con el océano Proterozoico en el antiguo continente siberiano. El océano Proterozoico se cerró gradualmente y comenzó el antiguo continente asiático. para formar.
En los antiguos océanos asiáticos, hubo tanto expansiones de las dorsales oceánicas como subducción en ambos lados. En ese momento, el continente siberiano se estaba acumulando rápidamente hacia el sur, y el borde norte del antiguo continente del norte de China-Tarim estaba dividido por varias microplacas. A medida que el océano se hundió hacia ambos lados, el antiguo continente siberiano se acercó gradualmente al antiguo continente Tarim-Norte de China. La subducción de placas más temprana en el Paleozoico temprano ocurrió en la cuenca del río Elgon, que disminuyó hacia el norte a lo largo de la falla principal de Derbe para formar el sistema Elgon Fold, con el microcontinente Mohe intercalado en el medio. El resto todavía se encuentra al otro lado del mar desde Siberia. En ese momento, el bloque continental del norte de China pasó de un ascenso a una caída desequilibrada. A excepción de unos pocos macizos de Ordos-Alxa que todavía se encuentran en el antiguo estado continental y los pliegues del margen continental de Ordos, generalmente faltan sedimentos del Ordovícico medio y tardío. Los estratos del Paleozoico temprano son sedimentos estables típicos de la antigua cubierta continental. Son principalmente depósitos de carbonatos marinos poco profundos en la superficie terrestre. Están ampliamente distribuidos, tienen litofacies y espesores estables y tienen una tendencia ascendente en el período posterior. Al final del Período Silúrico Inferior, el núcleo continental de Tarim volvió a emerger a la tierra.
Durante el Período Jinning, la Placa Tarim-Norte de China se unió a la Placa del Sur de China, la Placa del Sur de China se subdujo hacia el norte, la corteza oceánica se retiró hacia el norte y básicamente se formó el antiguo continente chino. Desde el Siniano hasta el Cámbrico temprano, se formó una depresión marginal remanente entre las dos masas de tierra. Durante el Período Siniano, hubo glaciares continentales en el Yangtze, Tarim y los márgenes meridionales del bloque continental del norte de China. Desde el Cámbrico Medio hasta el Silúrico, el antiguo continente de China se dividió, formando el sistema de rift Qilian-Qinling-Huaiyang del Norte, parte del cual se convirtió en una cuenca oceánica, Qaidam Medio, Qinling del Norte, Montañas Dabie, Microcontinental Jiaonan-Suzhou. Bloques como el Norte quedaron separados del antiguo margen continental. A finales del período de Caledonia, la subducción y compresión hacia el norte formaron los cinturones plegados de Caledonia, como el margen continental de Tarim, las montañas Qilian al norte y al sur y las montañas Qinling. Bloques microcontinentales como Qaidam, las montañas Qilian centrales y las montañas Dabie están empalmados en el borde del antiguo continente Tarim-Norte de China. El movimiento indosiniano desde las montañas occidentales de Kunlun hasta las montañas occidentales de Qinling y luego hacia el sur acabó por completo con el entorno marino. Finalmente, la placa Tarim-Norte de China y la placa del sur de China se unieron para formar la China continental.
Como se puede ver en lo anterior, después del Movimiento Jinning, China continental se encontraba en la etapa de reconstrucción y transformación, y no había separación oceánica entre el Antiguo Continente Tarim-Norte de China y el Antiguo Continente Yangtze. . Los movimientos anteriores aquí fueron solo la reexpansión de continentes antiguos, la formación de rifts o cuencas oceánicas locales y el cierre de cuencas oceánicas y sistemas de rift.
Desde el Neoproterozoico hasta el Paleozoico temprano, la unión del antiguo continente Yangtze y el antiguo continente Cathaysia formó una zona de rift y se subdujo a lo largo de la línea Shaoxing-Pingxiang-Beihai a través del movimiento caledonio, formando el sistema de pliegues del sur de China. . En ese momento, el basamento cristalino del borde occidental del antiguo continente Yangtze (Grupo Ailaoshan) y el basamento plegado del antiguo continente de Jiangnan se extendían hacia el sur hasta el sistema plegado de Nanhua, el cinturón plegado de Guixiang en la parte occidental del sistema plegado de Nanhua. Fue el Sistema de Pliegue de Caledonia que se acumuló en el sótano del Antiguo Continente Yangtze.
En el Paleozoico Temprano, el Antiguo Continente Yangtze, a excepción del Antiguo Continente Kangdian y el Antiguo Continente Jiangnan, estaba en un ambiente sedimentario estable cubierto por continentes antiguos. Sin embargo, el borde occidental del Antiguo Continente Yangtze. , después del Movimiento Jinning y el empalme de la Placa Indosiniana, a lo largo de los lados occidentales de la montaña Ailao y la montaña Longmen aún conservan el ambiente sedimentario geosinclinal marino residual, e incluso pertenecen al antiguo continente Yangtze en el oeste, presentando un Pan- Paisaje del antiguo continente Yangtze.
Al oeste del río Lancang pertenece Gondwana. El Paleozoico temprano estuvo dominado por la sedimentación estable de la antigua cubierta continental. Solo el lado suroeste del río Lancang y la cuenca sedimentaria Baoshan-Zhenkang Aola y otros márgenes continentales fueron sedimentos geosinclinales de transición temprana.
La Tierra Antigua del Yangtsé y Gondwana estaban ubicadas en las latitudes medias y bajas de los hemisferios norte y sur en la Era Paleozoica Temprana, lo que no resultó en divisiones ecológicas y climáticas obvias en la Era Paleozoica Temprana. En ese momento, el antiguo continente Yangtze se desplazó hacia el sur y se acercó gradualmente a Gondwana, mientras que el océano Tetis en su etapa embrionaria se subducía hacia el borde de Gondwana. La zona de actividad del borde continuó proliferando y elevándose gradualmente en el período posterior, formando el Tanataweng en el. lado oeste del río Lancang y la cadena de islas activas en el borde del río Lancang.
El Paleo-Tethyan se formó a finales del Paleozoico y se cerró desde finales del Pérmico hasta principios del Triásico. El antiguo océano asiático quedó dividido bajo Siberia y el norte de China, y Gondwana se desintegró. En ese momento, el cuerpo principal de China continental básicamente había tomado forma.
Debido a la subducción hacia el norte del antiguo océano asiático, las zonas de actividad de Elgon y Junggar-Xing'an fueron restadas muchas veces en el Paleozoico temprano o después, lo que llevó a la rápida expansión hacia el sur del antiguo continente siberiano. .
A medida que el antiguo Océano Asiático emigró hacia el sur hasta cerrarse, se formó la zona de conjunción Ilya Haberga-Xilamulun entre la Placa Siberiana y la Placa Tarim-Norte de China al sur de la zona de acreción del margen continental Junggar-Xing'an. La zona de unión es un arco que sobresale de este a oeste y al sur, comenzando desde el pie norte de la montaña Ilya Haberga en el oeste, a lo largo de Kanggurtag-Montaña Solun-Xilamulun Norte, y extendiéndose hacia el este hasta Dunhua y Jilin.
La zona de conjunción Ilya Haberga-Xilamulun es una sutura formada a finales del Paleozoico. El océano Paleoasiático era muy estrecho a principios del Paleozoico tardío y convergió gradualmente durante el Carbonífero tardío-Pérmico temprano. La corteza oceánica se subdujo y hundió bajo el antiguo continente Tarim-Norte de China, la placa siberiana chocó con la placa Tarim-Norte de China y los pliegues en toda la región regresaron, formando eventualmente una brecha entre el sistema de pliegues Junggar-Xing'an del Placa siberiana y el sistema de pliegue Tianshan-Chifeng del área de pliegue complejo de la placa Tarim-Norte de China.
En el extremo norte del antiguo continente Tarim-Norte de China, se produjeron múltiples subducciones durante el Paleozoico, formando múltiples sistemas de pliegues del Paleozoico tardío. Hay una zona de subducción en el borde norte del eje de Mongolia Interior, lo que indica que el océano se está cerrando gradualmente. Tarim y la mayor parte del antiguo continente del norte de China se encuentran en la última etapa del desarrollo de la antigua cubierta continental en el Paleozoico tardío. Desde el Devónico hasta el Carbonífero Inferior, la mayor parte del Continente Antiguo del Norte de China fue despojado, y sólo el Continente Antiguo de Tarim tiene depósitos continentales esporádicos del Carbonífero Inferior. Desde el Carbonífero Superior hasta el Pérmico, hubo principalmente depósitos de carbón marinos y continentales, que gradualmente pasaron a depósitos continentales después del Triásico.
El borde sur del antiguo continente Tarim-Norte de China, después de múltiples subducciones en el Paleozoico Temprano, formó un mar superficial a principios del Paleozoico Tardío. Durante el Carbonífero, las montañas Kunlun pasaron a formar parte del océano Tetis. En el área de West Kunlun se descubrió un cinturón de ofiolita perteneciente a un entorno de expansión del fondo del océano. Hay una zona de subducción de trincheras de aguas profundas en el este de Kunlun desde finales del período Varisco hasta el Indosiniano, y hay arcos magmáticos de ácido intermedio en Dashan, el área de Burhan y el margen sureste de Qaidam. El océano Tetis se encuentra principalmente en las montañas Qinling occidentales y el área al oeste. Fue depositado a finales del Paleozoico por las depresiones intracontinentales en las montañas Qinling y el norte de Huaiyang. Muestra que el antiguo continente Tarim-Norte de China y el antiguo continente Yangtze experimentaron múltiples aperturas y cierres, y finalmente se fusionaron al final del Pérmico o al comienzo del Triásico, entrando en un período de actividad intraplaca. El área de Songpan-Ganzi es una zona activa en el extremo norte del antiguo continente Yangtze. En el período indosiniano, era un sistema de rift o depresión dominado por la extensión. Los períodos de Caledonia al Triásico fueron los períodos de depósito de la cubierta de la placa principal del sur de China. A finales del Pérmico, extensos basaltos marinos y continentales hicieron erupción a lo largo de las principales fallas a ambos lados del eje Kang-Dian del antiguo continente Yangtze. Desde el Devónico temprano hasta el Triásico tardío, existieron depresiones continentales y vulcanismo máfico en el área de Youjiang.
La cordillera central de la provincia de Taiwán alguna vez fue considerada la zona activa más oriental del antiguo continente del sur de China a finales del Paleozoico. En ese momento era parte del continente del sur de China.
A finales del Paleozoico, el antiguo continente tibetano-Yunnan al oeste del río Lancang, salvo algunas zonas, sólo experimentó altibajos y recibió una sedimentación estable. En ese momento, Gondwana se desplazó hacia el sur, principalmente hacia las altas latitudes del hemisferio sur. Hubo una extensa actividad glacial continental durante el Carbonífero-Pérmico. Por otro lado, el microcontinente tibetano-Yunnan en el extremo norte de Gondwana se encuentra en un ambiente marino marginal continental, formando depósitos de mar de hielo (balsas de hielo), lo que permite que los animales de aguas frías se reproduzcan. El antiguo continente Pan-Yangtze se desplazó hacia el sur, formando el Mar Paleo-Tetis, que continuó convergiendo hacia Gondwana. Después del Pérmico hubo una clara deriva hacia el norte. A medida que el antiguo continente Pan-Yangtze se transformó y se acercó a Gondwana, la zona de subducción en el extremo norte de Gondwana experimentó una expansión secundaria, lo que llevó a una actividad temprana en la región de Brahmaputra, separando así el antiguo continente tibetano-Yunnan de Gondwana, formando el estrecho continente tibetano-Yunnan. Plato de Yunnan. Debido a actividades obvias de rift, el antiguo continente tibetano-Yunnan se separó de Gondwana y, al mismo tiempo, se formaron estructuras extensionales de la corteza terrestre como la depresión Baoshan-Zhenkang Aola y el rift Changning-Menglian.
La zona de conjunción Lancang-China-Malasia es la zona de sutura entre los antiguos continentes del sur (Gondwana) y del norte (Laurasia), y el antiguo océano de Tetis murió entre esta zona de sutura. Debido a la subducción oblicua de la zona de sutura hacia el sur (oeste), excepto la parte norte de la zona de sutura que pertenece a la zona de colisión de la corteza continental, el resto parece ser solo una zona de fricción formada debido a la transformación y convergencia entre los dos continentes.
La subducción y colisión del antiguo continente tibetano-Yunnan y el antiguo continente Pan-Yangtze terminaron en el Pérmico Tardío-Triásico Temprano, y el océano Paleo-Tetis se cerró. Debido al Movimiento Lancang (equivalente al Movimiento Gondwana), la corteza continental convergió, lo que resultó en el último metamorfismo en el área y un arco de magma medio ácido en el borde del antiguo continente. excepto el área sedimentaria del rift) carecía de sedimentos del Pérmico Tardío-Triásico Temprano. El antiguo bloque continental Qiangbei-Changdu-Simao en el lado de subducción también carece de sedimentos del Triásico Temprano.
El río Jinsha es una zona de subducción, y su prototipo puede ser un valle del rift. La relajación en las últimas etapas de la convergencia del río Lancang permitió que la grieta en el borde occidental (norte) del continente Pan-Yangtze evolucionara hasta convertirse en una pequeña cuenca oceánica. Durante la subducción del Triásico tardío, la cuenca oceánica se cerró y se formó un cinturón de arco de islas en el este.
En la parte oriental del sistema de rift Garze-Litang en el lado este del arco de islas, los depósitos de flysch están ampliamente distribuidos y pueden ser una cuña de acreción de flysch con ricas fuentes de materiales en un entorno rodeado de márgenes continentales activos. En este momento, el cinturón de la montaña Ailao parece ser un canal de ruptura. Al final del Triásico se formó básicamente el antiguo continente de China, a excepción de la zona al sur del río Yarlung Zangbo.
Durante las Eras Mesozoica y Cenozoica, China continental continuó desplazándose hacia el norte, en el este, se vio afectada por la subducción de la Placa Kula-Pacífico a la Placa Euroasiática, formando el dominio tectónico costero del Pacífico. al oeste, se vio afectada por la extrusión de la Placa India hacia la Placa Euroasiática, formando el dominio tectónico Neo-Tetis.
A mediados y finales del Mesozoico, la placa Kula-Pacífico comenzó a subducirse hacia la placa euroasiática muchas veces y experimentó un relativo deslizamiento lateral izquierdo. La parte oriental de China continental se transformó fuertemente, lo que provocó una fuerte transformación. era de naturaleza de orogenia intracontinental (como el Movimiento Yanshan). Sin embargo, debido a las diferentes ubicaciones, pueden ocurrir al mismo tiempo la superposición de empujes causada por el acortamiento de la corteza y el hundimiento causado por la relajación de la corteza, así como las cuencas interiores formadas a lo largo de zonas estructurales. En términos de tiempo y espacio, el movimiento indochino estaba muy extendido, siendo el movimiento Yanshan el más fuerte. El borde de la placa del sur de China estuvo fuertemente comprimido durante el período Yanshaniense, lo que resultó en amplios y suaves pliegues en la estratigrafía. Más tarde, las fallas fueron el factor principal, que combinó el antiguo dominio tectónico de Cataysia. Las estructuras con tendencia este-oeste o noreste en el este de China continental se superponen en dirección noreste o norte-noreste, con fallas de alto ángulo o fallas en forma de pala desarrollándose en el medio, formando así una gran cantidad de cuencas sedimentarias volcánicas de Fujian y Zhejiang. En el rígido y antiguo continente del norte de China, el Movimiento Indosiniano y el Movimiento Yanshan, así como la resurrección y el levantamiento diferencial del basamento de fallas preexistentes como las fallas de Tanlu y Ordos, llevaron al surgimiento de la zona de subsidencia de Ordos, la Zona de levantamiento de Taihang, zona de hundimiento de Hehuai y zona de levantamiento de Jiaoliao de oeste a este, se desarrolla una gran cuenca interior en la zona de hundimiento. En la región nororiental, se forman nuevas cuencas de fallas a lo largo de algunas fallas importantes, formando grandes cuencas de petróleo y gas y cuencas de acumulación de carbón. Durante este periodo la actividad magmática fue muy intensa, formándose enormes cinturones graníticos y arcos volcánicos de margen continental en la parte oriental del continente.
Desde el Cretácico Superior hasta el Cenozoico, el este de China estuvo dominado por la extensión y se desarrollaron fallas extensionales intraplaca, lo que provocó un levantamiento y hundimiento diferencial de la corteza y desencadenó la erupción de basalto toleítico continental. El margen continental forma trincheras, arcos de islas y sistemas de cuencas. En realidad, es el borde del cinturón de arcos de islas volcánicas en el lado oceánico del Macizo del Norte de China y del Macizo del Yangtze. El Mar de Bohai y el Mar Amarillo en el este son extensiones de los bloques continentales del Norte de China y el Yangtze hasta el océano. Hay dos tipos de sótanos en Donghai. El oeste puede ser la extensión del continente en Fujian y Zhejiang hacia el lado del océano. El basamento es consistente con el continente y está formado por rocas metamórficas, granito y rocas volcánicas del Cretácico. Las Islas Diaoyu en el este están conectadas con las montañas en la provincia central de Taiwán y pertenecen a una cuenca formada desde la Era Cenozoica. El Mar de China Meridional era un mar marginal en el Cretácico Superior, que fue un período de florecimiento del océano. Debido a la desintegración gradual del antiguo continente del sur de China, algunos continentes microantiguos se desprendieron y se convirtieron en cadenas de islas en el borde de China continental. Desde finales del Cenozoico hasta principios del Mioceno, el fondo marino se expandió varias veces, la corteza oceánica apareció gradualmente en la cuenca central y la plataforma continental se formó gradualmente en el borde noroeste. La zona de la falla recibió espesos sedimentos costeros del Terciario hasta marinos poco profundos. A finales del Mioceno, la cuenca dejó de expandirse y entró en la etapa de desarrollo oceánico moderno. La isla de la provincia de Taiwán es un cinturón orogénico desde el Mesozoico y el Cenozoico. El valle longitudinal de la provincia de Taiwán tiene la naturaleza de una zona de colisión de arco-continente. La parte occidental pertenece a la zona activa de la Placa del Sur de China y la parte este pertenece a. la Placa Filipina. Al final del Triásico, en la parte occidental del antiguo continente Pan-Yangtze, el Paleo-Tetis estaba completamente cerrado y la placa tibetana-Yunnan estaba básicamente empalmada con el continente euroasiático. Debido a la ruptura de la falla transformante de Brahmaputra en la etapa inicial, se formó un nuevo océano en cuña de Tetis, y su período de mayor desarrollo fue desde el Triásico Tardío hasta el Jurásico Temprano. En ese momento, el lado norte del río Yarlung Zangbo era un margen discreto. La placa tibetana-Yunnan se expandió a lo largo de la falla de deslizamiento inicial de Pangong Tso-Nujiang para formar un mar marginal, que localmente se convirtió en una nueva corteza oceánica. en el Jurásico Tardío al Cretácico Inferior debido a un corto período de tiempo.
Neo-Tetis comenzó a cerrarse gradualmente durante el Cretácico. Thetethys se cerró gradualmente primero y luego comenzó a cerrarse en el Cretácico Superior. A medida que la expansión del Océano Índico condujo a la desintegración completa de Gondwana, el antiguo continente indio se desplazó bruscamente hacia el norte y chocó con la placa tibetana-Yunnan en el borde occidental de Eurasia al final del Eoceno, formando la Zona de Sutura de Brahmaputra. En este punto, China continental finalmente tomó forma. Después del Eoceno, debido al continuo movimiento y empuje de la masa continental india hacia el norte, la parte occidental de China continental quedó fuertemente exprimida, lo que dio lugar a una serie de efectos de compresión intracontinental. Las estructuras de la napa que produjeron la falla central del Himalaya y la falla límite principal pueden ser producto del empuje del antepaís del Himalaya, que formó el imponente sistema montañoso del Himalaya y condujo a la intrusión de agua de mar desde Kashgar en el Neo-Tetis y su retirada en el Oligoceno. Durante el Plioceno, la placa india continuó avanzando hacia el norte, la cuenca del Tarim se dobló en montañas y aparecieron enormes depósitos de melaza del Neógeno.
Debido a su influencia, la parte occidental de la Placa del Sur de China también mostró fluctuaciones diferenciales, y formó la etapa tardía del plegamiento de la cubierta, el cabalgamiento y las estructuras de napa, la zona de napa de Ailaoshan-Longmenshan y el corte dúctil en la parte occidental de la Placa del Sur de China. Todos los cinturones se completaron en la época del Oligoceno.
Debido a que la placa Tibetana-Yunnan está situada en el lado de surgencia del cinturón del río Yarlung Zangbo, se produjo una intensa orogenia y actividad magmática. Los movimientos tectónicos que comenzaron a finales de la Era Mesozoica muestran discordancias entre muchos estratos, como los ocurridos entre el Jurásico Medio, Cretácico Inferior, Eoceno, Oligoceno y los períodos Terciario y Cuaternario. La actividad magmática también es compleja. Además de las ofiolitas en la zona de conjunción, la actividad magmática de ácido intermedio también es frecuente en el lado del empuje. El granito refundido de la corteza continental y el granito sintetizado del manto de la corteza aparecen paralelos a la zona de subducción.
Desde el Cuaternario, debido a la relajación de la tensión de la corteza en la última etapa de la subducción de las placas, se han formado cuencas sedimentarias cuaternarias dispersas desde el oeste de Yunnan hasta el Tíbet. Ha habido extensas erupciones volcánicas intermedias-básicas del Cuaternario. las cuencas.
En definitiva, desde finales del Mesozoico hasta el Cenozoico, el antiguo continente chino se vio afectado por la subducción de la placa del Pacífico por el este, el cierre de la placa Neo-Tetis por el oeste, y la subducción de la placa india, que controló el desarrollo de los movimientos tectónicos en el este y el oeste de China continental, se formaron el distintivo dominio tectónico costero del Pacífico y el dominio tectónico de Tetis, que provocaron cambios en el patrón tectónico de China continental.