构造演化阶段与盆地演化历史
中元古代以来，古中国板块陆壳在离散构造背景下造成了大陆裂解的不平衡(程，1994)，即以先存的古元古代线性构造为先导，形成了一系列三叉裂谷，构造演化由裂陷到坳陷，沉积过渡由火山岩建造到碳酸盐岩，在华北地块南北边缘演化为一个拗拉槽。以栾川-固始断裂为界，北部为豫西拗拉槽和徐淮拗拉槽，南部北秦岭地区仍为裂谷环境。在沉积-火山岩建造中，栾川-固始断裂两侧是完全不同的。华南北部自北向南分别发育五佛山群和汝阳群。总的来说，主要为一套应时砂岩、长石质应时砂岩和页岩，夹少量白云岩，底部一般为海岸-潮坪碎屑岩沉积夹砾砂岩，厚度向南增加至1000 ~ 4000米。栾川-方城地区的关口口群和栾川群以碳酸盐沉积为主，岩性以白云岩为主，有大量的燧石条带和团块，富含叠层石，表明海水向南变深。总的来说，从北到南，海岸-潮坪过渡为有限台地沉积环境。
表2.1中国南方和北方构造演化阶段和盆地类型一览表
图2.3中国南方和北方新元古代-新生代构造演化和盆地类型
豫西奥拉海沟位于华北陆块南缘中部，东起汝南、确山，西至晋豫陕交界的潼关，南与秦岭的梅草相对，北至侯马、昌野。盆地具有双重结构，由早期裂陷和晚期坳陷叠加而成，形成一个完整的拗拉槽发育旋回。
2.1.3.1新元古代被动大陆边缘裂谷-克拉通坳陷阶段(Pt3)
(1)构造演化
新元古代以来，随着华北地块北部孟醒海槽的强烈扩张，华北地块南缘的秦岭海槽也强烈扩张，在扬子和华北地块之间形成了秦岭-大别洋，这是松树沟-宽平阳洋的继续发展。沿商丹断裂带发育的中元古代松树沟蛇绿岩和宽坪蛇绿岩属于小洋盆蛇绿岩(张等，1991；周定武等，1995；张国威等，1995)，表明秦岭中部出现了洋盆。
青白口期末，华北陆块受挤压，南缘翘起，豫西盆地沉积结束，发生构造反转和剥蚀。只有徐淮及其以东地区有大面积的海水覆盖。
晋宁运动后不久，华北陆块和扬子陆块拼合在一起，在震旦纪的拉应力下，秦岭海槽再次开裂，海水沟通。震旦系主要分布在河南叶县-庐山断裂以南和安徽境内。在徐淮及其以东地区，发育了一套厚3500～5000m的滨浅海相富镁碳酸盐页岩沉积序列。晚震旦世，华北陆块整体隆起遭受风化剥蚀。然后，在早寒武世早期，在安徽淮南、镇山和庄琳形成浊积扇粗碎屑沉积。这套沉积前人(张等，1998，曹高社等，2006)认为是震旦系山麓冰川冰碛沉积。从其沉积特征和砾石成分判断，这套砾岩应为早寒武世早期的产物。同时，徐准盆地中部和北部发育一套页岩-碳酸盐岩-碎屑岩蒸发台地相沉积，显示出华北地块南北部沉积环境的明显差异。
(2)盆地类型
华南北部以栾川-确山-固始-费仲断裂为界。华南北部仍保持稳定的克拉通沉积构造环境，其南部由于北秦岭海槽的不断发展逐渐演化为被动大陆边缘，华北陆块形成克拉通坳陷盆地(钟，2006)。华南北部地块南部发育克拉通-被动大陆边缘盆地，可分为豫西-徐淮台坳陷和周口隆起(图2.4)。分布于栾川-固始断裂南部的四岔口组和谢湾组为一套复理石复合砂岩，夹基性火山岩和泥质碳酸盐岩，厚度3000 ~ 6000 m (Xi文祥等，1997)，表明北秦岭地区仍为裂谷盆地环境。新元古代北淮阳地区也处于裂谷环境。安徽新元古代-早古生代佛子岭岩群为一套绿片岩系，其下部的正堂子岩群原岩为双峰式火山岩和碎屑岩(周定武等，1998)。南缘发育700 ~ 600 ma大虹口组碱性火山喷发岩，也指示大陆裂谷环境。
豫西—徐淮台坳陷沿义马、驻马店、淮南—徐州一带呈西北走向分布，东北部周口台隆为碎屑岩—碳酸盐岩建造，最大沉积厚度700m，是克拉通盆地南部的边缘坳陷，南部与古秦岭洋相连。该凹陷发育青白口系八公山组，属一套陆架相，以泥岩和泥晶灰岩为主，具丘状交错层理，表明海水比豫南地区深。这些沉积物均由典型的克拉通稳定碎屑岩-碳酸盐岩组成，沉积厚度超过1200米。
震旦纪，华北和华南的盆地类型和沉积模式既有继承性，又与青白口盆地不同。震旦纪，周口台地隆起范围扩大，豫西台地凹陷趋于消失，徐淮台凹陷继续发展(图2.5)。
徐树同(1987)认为华南早古生代克拉通盆地的构造格局是“一隆一坳”，即栾川-阜阳泰隆以北为洛阳-苏州台坳，洛阳、登封地区厚度最大，达1430m，通过进一步研究认为南华北被动大陆边缘克拉通盆地的台坳台隆格局发生了较大变化。古生代盆地是新元古代克拉通盆地的继承和发展。早寒武世初，华北陆块整体沉降，海水自东南侵入，表现为克拉通坳陷稳定沉降，碳酸盐岩夹碎屑岩沉积。
图2.4中国南方和北方青白口原型盆地。
图2.5中国南方和北方震旦纪原型盆地
2.1.3.2早古生代早期被动大陆边缘克拉通坳陷阶段
(1)构造演化
早寒武世至中寒武世，持续存在于华北地块南侧的古秦岭洋继续扩张，华北南部地区在前期基础上演化为成熟的被动大陆边缘-克拉通盆地。沉积环境分析表明，水体整体向南加深。寒武系以台地相、潮坪、湖相白云岩和颗粒灰岩为主，夹粉细砂岩和泥岩，为典型的台地型沉积。
(2)盆地类型
寒武纪辛集期，南华北古地形西高东低，海水从南部海槽侵入，形成漯河台坳和徐怀台坳(图2.6)，其中徐怀台坳大于漯河台坳。漯河台坳近东西向，徐淮台坳近南北向，沉积一套滨海含磷碎屑岩。
图2.6中国南方和北方辛集原型盆地
寒武纪馒头时期，南、华北盆地海水自东向西继续入侵，沉积范围扩大，水体加深，洛河台坳演化为登封台坳，淮南台坳分解形成陆毅台坳和灵璧台坳，西北和东南为登封台坳和灵璧台坳(图2.7)。早期形成杂色(以紫红色为主)碎屑岩夹碳酸盐岩，发育藻丘和生物碎屑灰岩；晚期水体不断加深，海侵幅度最大，主要沉积一套碳酸盐岩地层，厚度204 ~ 955 m。
图2.7中国南方和北方马头期早期原型盆地
2.1.3.3早古生代活动大陆边缘弧后盆地-克拉通坳陷阶段(3-O2)
(1)构造演化
早寒武世末，古秦岭洋壳向华北板块俯冲，导致华北板块南缘性质发生根本性变化，由前期的被动大陆边缘向主动大陆边缘转变，华南南缘北部形成完整的沟-弧-盆体系，华南、华北南侧演化为弧后盆地。古生代冯丹蛇绿岩是古秦岭洋的残余。二郎坪群代表了弧后盆地形成和扩张时期的记录(李雅琳等，1999)。受古秦岭洋的制约，华北陆块南缘经历了从离散边缘到汇聚边缘、从早古生代晚期到晚古生代早期、从活动大陆边缘俯冲到碰撞的复杂演化过程，华北南部处于隆升状态。
其中在二郎坪群火神庙组基性熔岩中获得的全岩Rb-Sr年龄为581Ma±39Ma(河南区域协调队，1994)，玄武岩夹层中硅质岩富含微体化石(王等，1995)，包括牙形刺Acodusoneotensis和放射虫ent。而南、华北主体在挤压背景下发展成克拉通盆地，使华北陆块南缘上升，克拉通坳陷沉积向北退缩。加里东晚期，整个华北板块主体同时受到其南北两侧的汇聚和俯冲作用，表现为整体抬升和剥蚀。
晚奥陶世至中泥盆世，扬子板块继续向华北板块俯冲，主要俯冲带可能是勉略-岳西缝合带(张国威等，1988；董树文等人，1993)。早古生代中晚期，秦岭洋消失，华北地块与扬子地块相连。东秦岭-大别山与华北早已碰撞，西秦岭仍有残海(任继顺等，1991)，导致华南地区缺少早奥陶世-早石炭世沉积。
晚寒武世-中奥陶世以台地相、潮坪、湖相白云岩和颗粒灰岩夹泥岩为主，为典型的台地型沉积。沉积环境分析表明，地势南高北低，水体整体向北加深。
(2)盆地类型
晚寒武世，南华北盆地开始发生构造反转，南缘逐渐抬升，海水向北退缩。由早古生代早期的北高南低，变为南高北低。孤山期和炒米店期沉积了一套灰色灰岩和白云岩，厚度为100~380m ~ 380 m，北厚南薄。由于怀远运动的影响，不仅频繁间歇性出露，而且使灵璧地形和开封地形趋于消失，淮南隆起和淮北地区转化为坳陷，即淮北地形(图2.8)。
图2.8中国南方和北方孤山原型盆地。
中奥陶世下马家沟期，华北地块南缘抬升至陆地，与秦岭海槽分离。南、华北海水自北向南侵入，到达三门峡-汝南一线，形成太康-周口太奥(图2.9)。此时，中国南方和北方沉积了一套碳酸盐岩。中奥陶世马家沟期，地壳挤压抬升，海水补给减少，蒸发量远大于补给量。淮北台地凹陷向北萎缩，徐州北部受怀远运动影响，形成一个近东西向分布的大型碳酸盐蒸发台地，沉积浅灰色白云岩和多层膏盐岩。中奥陶世顶峰末期，加里东运动将坳陷抬升成剥蚀区，下古生界遭受剥蚀。
图2.9中国南方和北方奥陶纪原型盆地
2.1.3.4晚古生代克拉通-陆内坳陷盆地阶段(C2-P)
(1)构造演化
晚古生代，华北陆块与扬子陆块和西伯利亚陆块对接后，表现出陆块汇聚的继承性(谢东宁，2007)。早期坳陷向北倾斜，海侵来自东北。晚期坳陷的海侵从东北和东南方向进入，可能与南秦岭海槽的开启有关。晚二叠世华北地块与扬子地块完全焊接，强烈的陆内走滑造山作用形成北秦岭逆冲褶皱带。
(2)原型盆地
晚石炭世以来，南、华北海水从东北侵入，不断向南方和西方扩散。晚石炭世末，海水到达三门峡-郑州地区，沉积了一套滨浅海相砂泥岩地层、灰岩和薄煤。底部为铁铝风化壳，与下伏地层呈不整合接触，厚度20 ~ 40m。沉积中心位于开封和徐州，即开封-徐州太奥(图2.10)。
早二叠世太原-山西期，由于华北板块与西伯利亚板块的碰撞，华北板块古地形变为北高南低。海水也由早期的东北侵入转变为东南侵入，形成了华北广阔的陆面海环境。由于各种适宜的环境，沉积了一套准碳酸盐台地相和三角洲。
湖相潮坪相暗色砂岩、泥岩、灰岩和煤层。此时古地理格局复杂，煤炭资源易形成于三角洲-湖泊潮坪相(附图2.15438+0)。这一时期是华北地区主要的成煤期之一。
中二叠世下石盒子期，华南和华北沉积特征明显不同，主要是因为当时华南气候适宜植被生长，所以植被茂盛，沉积了一套黄绿色、灰绿色含煤砂岩泥岩地层，中上部夹有多层硅质海绵，东部含煤质量好于西部。硅质海绵岩的出现表明该地区此时仍为受海水影响的近海环境。
图2.10中国南北方晚石炭世本溪期原型盆地
图2.11华北和华南早二叠世太原原型盆地。
晚二叠世石河子期，随着华北板块南北挤压的加强，整个华北盆地上升，海水完全退出，盆地进入陆相沉积发展阶段。华北板块北部强烈隆升，古地形北高南低。沉积物由北向南(徐辉，1987)。此时气候由暖湿转为干热，沉积了一套红色碎屑岩夹淡水灰岩和石膏(图2.6438+02)。
图2.12中国南方和北方上二叠统原型盆地
华北南部晚古生代盆地主要包括开封-徐州台坳和全敏-丰县台隆(图2.10，2.11，2.12)。开封-徐州台岙位于全敏南部-奉贤台岙。台坳总体呈西北走向，但形状不规则，沉积厚度以太康北部最大。全敏-奉贤泰隆位于开封-徐州太奥以北、商丘以南地区。早二叠世发育的泰隆呈南北向分布，面积小，发育时间短。2.1.3.5中生代早期陆内坳陷阶段(T1-T3)
(1)构造演化
晚二叠世末，海水完全退出，华南北海相沉积结束。三叠纪，华北和华南演化为大型陆内坳陷盆地，形成陆相碎屑含煤沉积。三叠系地层厚度由南向北逐渐增加，北部三叠系地层发育完全，南部主要发育早三叠世地层。平顶山北坡罗浮山-王家寨下三叠统刘家沟组实测地层厚度> 466.72 m(平顶山幅1 ∶ 25万区域地质调查报告，2005年)，豫西铜川、济源厚度550 ~ 700 m。刘少龙(1986)认为华北三叠纪沉积中心位于地块西南的华池-铜川-洛阳-郑州地区。
早、中三叠世，南华北盆地基本继承二叠纪格局，晚古生代湖盆原型略有缩小，逐渐由湖泊相向河流相、河流相转变。粒度变得明显粗化，气候变得干热，一般为红色碎屑沉积物。盆地原型属于克拉通陆内坳陷盆地(Figure 2.13)。
中三叠世末印支早期运动后，大型内陆盆地的面貌发生了巨大变化，表现为盆地大幅度萎缩。即中三叠世以克拉通盆地萎缩阶段为特征，构造环境为碰撞造山(挤压)。造成原型盆地三叠系地层的大面积剥蚀，剥蚀厚度较大，可达3000m .三叠纪末的印支运动结束了三叠系盆地的发展，使盆地进一步向西北退缩。
北秦岭也发育上三叠统，主要出露于周至的刘烨河、商县以东的邙岭山南麓、卢氏的双桦树-唐河(瓦穴子盆地地层厚度1710.75米)、马世平南召县的雅河(马世平-刘珊盆地地层厚度942.06 ~ 6865438+)等地，区域分布于栾川-固始断裂南部由于缺乏断层切割和侵蚀，近代以孤立的小盆地形式出露。关于其沉积环境，前人多认为是山间断陷盆地，但南召东南部发育的上三叠统以细碎屑岩为主，属湖泊沼泽相，表明北秦岭地区曾有大范围的湖泊相沉积。根据岩相和植物群可与延长群对比，晚三叠世山间盆地无糖蜜堆积。推测它们最初与华北相连，沉积于华北某大型坳陷盆地的边缘相带。在此期间，秦岭-大别造山带北部可能发育了前陆盆地。合肥盆地和信阳盆地印支期剥蚀均缺少三叠纪沉积。由于周口凹陷三叠系分布有限，钻井揭露较少，此处不做描述。
(2)原型盆地
早、中生代三叠世南华北盆地主要为洛阳-济源坳陷和临汝坳陷，周口-六安地区南部有常山-太和隆起(图2.13)。
洛阳-济源坳陷位于洛阳、济源一线，呈东北向分布。义马市谢洼-李庄三叠系地层厚度最大，达2730米。其他地区地层厚度688 ~ 874米，其中鸡山1井874米，罗1井688米，伊1井860米。它是由宜川台凹陷演化而来的。开封凹陷三叠系包括中下三叠统和上三叠统，厚度0~3500m，其中上三叠统仅在济源凹陷发育，厚度1.050 ~ 1 ~ 3500m，与灰黑色和深灰色泥岩、粉砂岩、砂岩互层，为中生界主要烃源岩系。中下三叠统厚800 ~ 1800 m，与红色、褐色泥岩、暗紫色砂岩不等厚互层，横向分布差异较大。西部济源凹陷沉积最厚，达1800m，中牟凹陷杜英凹陷仅800m厚，民权还有中、下三叠统。黄口、成武、鱼台缺失中、下三叠统。中牟、全敏、黄口、成武、鱼台地区相对隆起，处于剥蚀环境，缺少上三叠统。而西边的姬塬地区相对沉降，发育与中三叠统连续的上三叠统。厚度仅在1000m以下，除济源地区可达2000 ~ 500 m (T3-J2)。
图2.13中国南方和北方三叠纪原型盆地
周口凹陷三叠系主要分布在北部的陆毅凹陷、淮阳凹陷和泥丘集凹陷，南部大部分地区缺失。其余地层为中、下三叠统，与上覆古近系呈不整合接触。中、下三叠统在沈州9井(均为刘家沟组)厚445米，在沈州13井厚652米，顶部产轮藻和轮藻，属二马营组。根据地震资料解释，下三叠统属于刘家沟组和和尚沟组。中下三叠统岩性主要为棕红色砂岩、泥岩夹河流相发育的砾岩层。
临汝凹陷位于太康隆起的北部，呈不规则状。北至中牟、成武，三叠系厚度变化较大，从390 ~ 1293m不等，其中沈州8井钻井厚度为1292m(含刘家沟组、和尚沟组、二马营组，分别为391m、232m、669m)，鲁1井大于669m。
2.1.3.6晚中生代前陆盆地-断陷盆地阶段(J1-K2)
(1)构造演化
燕山早期，南、华北地区自南向北发生逆冲推覆。随着陆内挤压，逆冲推覆推进，其逆冲前缘达到潼关-庐山-淮南线。南华北南部一直是地形差异较大的剥蚀区，在栾川-确山-固始主逆冲断层前缘形成了晚三叠世-早、中侏罗世前陆盆地。因此，在晚三叠世-早、中侏罗世，华南、华北发育了一个以合肥盆地为代表的陆内前陆盆地，与位于秦岭-大别褶皱带的周口坳陷、信阳盆地形成统一的坳陷型“合淮盆地”(图2.14)。在鲁淮南线以北，印支运动表现为大规模的隆起构造，晚三叠世-侏罗纪形成了济源盆地、成武盆地等向斜继承性坳陷盆地。其中早侏罗世河南渑池、安徽六安沉积下侏罗统含煤系，与中侏罗世连续沉积。下中侏罗统沉积后，发生构造运动，造成下中侏罗统与上中侏罗统之间的区域不整合。中侏罗世，河南渑池-济源、成武-鱼台、安徽舒城-合肥等地形成坳陷，沉积中侏罗世河流相含煤碎屑岩系。
图2.14中国南方和北方侏罗纪原型盆地
(2)原型盆地
如前所述，晚中生代主要发育在华北和华南的开封断陷、周口断陷和合肥前陆盆地。此外，平舆-蚌埠隆起以北的泗县、马世平、刘珊地区也发育有小型断陷盆地(Figure 2.438+04)。
印支运动后，早、中侏罗世在相对坳陷区发育。它们一般规模较小，分布相对独立和分散。大部分盆地呈东西向或NWW向，属于陆内断陷盆地，即开封断陷盆地早、中侏罗世盆地的原型是局部断陷盆地。
中下侏罗统厚0 ~ 850 m，分布于姬塬、黄口、成武、鱼台凹陷，其中姬塬凹陷侏罗系分为下侏罗统安窑组和中侏罗统马坳组。安窑组厚300 ~ 460米，由深灰色-灰黑色泥岩、粉砂质泥岩、灰色砂岩和灰色粉砂岩组成，其中深灰色和灰黑色泥岩具备生烃条件。中侏罗统马坳组厚130 ~ 280米。上部主要由褐色、深灰色和灰黑色泥岩、浅灰色和红褐色粉砂岩和砂岩组成，下部为一套长石应时砂岩。姬神1井的安窑组、义马组和马坳组厚度分别为35m、244m和160m。黄口、成武、鱼台凹陷中、下侏罗统为文南组，厚约850m，为一套紫色、灰紫色泥岩、粉砂质泥岩、砾质砂岩、砖红色中细砂岩。
晚侏罗世—早白垩世，周口地区的构造环境主要受控于大别造山带核部热穹隆的强烈隆升，以及郯庐断裂带、麻城—商城—夏邑断裂带的右旋走滑和复活的北西向左旋活动断裂的共同作用。周口断陷中、下侏罗统较少，厚度200 ~ 500米，主要分布在周参10井和23井。岩性为深灰色、灰黑色泥岩、灰-浅灰色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、砂岩、砾岩夹少量灰黑色炭质泥岩及煤层。其中周23井含碳泥浆9m，含煤6m；沈州10井88米炭质泥岩和8米煤。此外，周22井和周26井可能存在中下侏罗统。与上下地层不整合接触。在周口断陷南部的东岳凹陷，周参6井的上、下侏罗统地层主要为一套红色碎屑岩，厚度为267.5米，该套地层在南部的固始、淮滨、息县等浅部地质井中也有揭示，岩性为一套紫红色、暗红色泥岩夹灰色、灰白色泥岩，厚度超过500米
合肥盆地位于华北板块南缘，南部为秦岭-大别造山带，东部为郯庐断裂带。三维埋藏史揭示了合肥盆地中、新生代沉积演化史受大别造山带和郯庐断裂带控制，盆地沉积中心的迁移与大别造山带和郯庐断裂带的活动密切相关。盆地内发育的中、新生代地层主要有侏罗系、白垩系、古近系和新近系，目前最大沉积厚度超过10000m(王力等，2007)。侏罗纪为前陆盆地，其沉积中心早期位于舒城凹陷，晚期位于郯庐断裂一侧，即丁基-肥东凹陷东部的肥东地区(Figure 2.15)。只有安三1井钻遇下侏罗统(厚度1261m)，安三1井和和顺3井钻遇中上侏罗统，其中安三1井钻遇中侏罗统，厚度2040.5m，上侏罗统厚度366.5m，侏罗系岩性以泥岩和砂岩不等厚互层为主。下侏罗统岩性主要为厚层砂质泥岩和泥岩夹薄层泥质粉砂岩，主要分布在盆地南部。沉积中心位于舒城凹陷，最大厚度2500米，向北逐渐超覆尖灭。尖灭线位于河深3井至河深6井之间。中、上侏罗统主要由不等厚的紫红色泥岩、粉砂质泥岩和紫红色、灰色粉砂质砂岩组成，局部形成砂泥岩富集段。出露于合肥盆地西部河南商城-光山地区的上侏罗统朱集组是一套砂砾岩粗碎屑沉积，厚2000～3000m..推测这套侏罗系沉积于南华北南部(舞阳-合肥)，属于统一断陷盆地，向北变薄(泥丘集凹陷仅残留500米侏罗系)。太康-蚌埠前陆隆起位于盆地北侧，推测侏罗纪时期沉积不足，可能成为其南、北盆地的剥蚀源区。以济源为沉降中心的豫西及开封-黄口地区，主要以上三叠统合肥盆地一套稳定的克拉通陆相沉积为特征，以砂岩、粉砂岩夹泥岩为主。总体上，沉积物的粒度比周口-合肥前陆盆地的粒度细，成分成熟度高，以应时砂岩为主。
白垩纪时期，大别造山带对盆地的控制作用没有明显减弱，但郯庐断裂带(Zhuetal)发生了大规模的走滑伸展运动。，2005)，对合肥盆地产生影响，也表现出走滑伸展盆地的特征。朱巷组是郯庐断裂带中的一个挤压挠曲拗陷沉积。新生代以后，随着郯庐断裂活动的减弱，大别造山带成为控制合肥盆地演化的主要因素和主要物源(王力等，2007)。
从始新世中晚期开始，太平洋板块的运动方向再次发生显著变化。板块边缘的俯冲和消减引起地幔物质的调整和运动，导致板块的不均匀升降和岩浆活动。随着印度板块继续向北移动，青藏高原急剧上升，对周围地块造成侧向挤压。渐新世末，华北盆地南部隆升并遭受一定程度的剥蚀，形成了新近系与古近系之间的沉积间断和角度不整合，这是喜马拉雅运动的主要表现。
到中新世，华北盆地南部普遍整体下沉，在新近纪华北盆地南部形成统一的大型坳陷盆地，现在所谓的华北盆地南部就是指这个盆地。本区新近系和古近系在全区广泛分布，厚度在平面上变化不大。沉积中心位于中牟-西华-周口一线，呈西北方向分布，向两侧逐渐减小，最大厚度达2000m m
综上所述，从震旦纪到新近纪，南华北经历了被动大陆边缘盆地-克拉通坳陷盆地-伸展/伸展盆地-伸展盆地的演化历史，即Z-1古秦岭洋为伸展，南华北随之下沉形成被动大陆边缘；？2-s古秦岭洋闭合，华北南部隆起；C2-P1在古勉略洋扩张的鼎盛时期，华北南部发育了近海克拉通的粘结性含煤坳陷。T2-3是一次大造山运动，华北南部沉积区由南向北、由东向西缩小。J-E叠合型陆内分离盆地具有明显的沉积差异。