Cinturón tectónico del complejo East Junggar

Incluyendo el cinturón estructural de compresión de Irtysh, el cinturón estructural de falla de Qiawukar, la zona de subsidencia del río Ulungu-lago Santang, el cinturón estructural de falla de Beitashan, la zona de hundimiento del lago Naomao, el cinturón estructural de falla de Kelamai Li-Moqinwula .

(1) Cinturón tectónico de compresión del Irtysh

En el suroeste del cinturón estructural del arco de Altai, hay una fuerte compresión que se extiende en dirección noroeste a lo largo de la zona tectónica de presión del río Irtysh. Su cuerpo principal se limita entre la falla de Kizgar-Mayin'Obo y la falla del Irtysh, con una anchura de 2.050 kilómetros y una extensión de miles de kilómetros. Entra en Kazajstán por el noroeste y se extiende hasta Mongolia por el sureste. Se ensancha gradualmente hacia el este y el oeste, y ahora aparece como un fondo de valle bajo y suave que corre de noroeste a oeste, cubierto en su mayor parte por acumulaciones sueltas del Cenozoico. Hay rocas y bloques paleozoicos esporádicos expuestos entre Burqin y el río Haba, mientras que el este de Xibodu está compuesto principalmente por estratos del Paleozoico tardío. Las rocas más expuestas en esta zona son rocas volcánicas intermedias y ácidas del Carbonífero tardío y sus rocas clásticas. Además, las rocas clásticas gruesas continentales del Pérmico están parcialmente expuestas, y hay cantidades muy pequeñas de sedimentos que contienen carbón del Jurásico temprano y medio en el valle de Halatong y los tramos inferiores del río Qinggri, y conglomerados arenosos del Paleógeno-Neógeno distribuidos. sobre un área grande. Existen evidentes discordancias angulares entre el Carbonífero Superior y el Pérmico, el Carbonífero Superior y el Jurásico Inferior, y el Jurásico Inferior y el Paleógeno-Neógeno.

La actividad magmática fue más intensa a finales del Paleozoico (es decir, finales del período Huali) y estuvo dominada por rocas intrusivas de acidez media. Además, las rocas básicas y ultrabásicas y los grupos de rocas se distribuyen en una banda, y también se encuentran pequeños cuerpos de rocas ácidas a alcalinas del período Indosiniano-Yanshan. La distribución de los macizos rocosos es generalmente consistente con la dirección de extensión del cinturón estructural.

La distribución general del sinclinal compuesto de Irtysh es básicamente consistente con la dirección estructural. Los centros de pliegues son ondulados y curvados. En particular, los cambios axiales de los pliegues pequeños son extremadamente complejos y varían ampliamente en escala. A menudo forman un grupo tipo falda. El ángulo de inclinación de las dos alas del sinclinal compuesto es suave de norte a sur, siendo el ángulo de inclinación del ala norte de aproximadamente 60 ° y el ángulo de inclinación del ala sur de más de 70 °. El pórfido de granito se introdujo a lo largo del eje del pliegue y también a lo largo de varios conjuntos de superficies de fractura en forma de redes y vetas.

Las fallas están muy desarrolladas en la zona de compresión, principalmente fallas de tendencia compresión-torsión (Figura 2.17). Los planos de tensión de seguimiento con tendencia noreste y noroeste y las fallas de primera compresión y luego de torsión con tendencia casi este-oeste están bastante desarrollados.

Las fallas de compresión-torsión de tendencia son principalmente fallas grandes que sirven como límites norte y sur de la zona de compresión, a saber, la falla Kizgar-Mali Obo y la falla Irtysh. Su rumbo es de unos 290° al noroeste y tienen una curvatura suave. La sección se inclina hacia el noreste con un ángulo de inclinación de unos 70°. La falla de Kizilgar se encuentra al pie sur de las montañas de Altai. El lado norte de la falla es el Devónico Medio y el lado sur es el Carbonífero Superior. Las dos tendencias se cruzan a unos 30°. Hay una amplia depresión negativa a lo largo de la falla. Los puntos de exposición al agua del manantial se distribuyen linealmente. Las formaciones rocosas en ambos lados están rotas. El ancho de la fractura es de 10 a 100 m. Hay una gran cantidad de grupos de cuarzo y calcita. Localmente aparecen brechas estructurales y lodos de falla. Se pueden ver rayas verticales, horizontales y diagonales en diferentes direcciones en la superficie de la falla, lo que indica que la falla ha pasado por múltiples actividades y sus propiedades han sufrido múltiples transformaciones. Tanto las imágenes aéreas como las de satélite muestran estructuras lineales claras. Hay una zona de gradiente lineal obvia en el mapa de anomalías aeromagnéticas, y los ejes de anomalías en ambos lados se cruzan en un ángulo de aproximadamente 30 °. La falla de Kizighar en el este del río está compensada por la falla de Keketuohai en el sistema Hexi, con un desplazamiento hacia la derecha de 25 km. Después del desplazamiento, se llama falla de Mayin Obo al este de la falla de Keketuohai. La falla del río Irtysh se extiende de noroeste a noroeste a lo largo del río Irtysh. La compresión y fractura a lo largo de la zona de la falla son intensas, con un ancho de fractura de 10 a 50 m. En la zona se producen silicificación, sericitización y epidoteización, y las rocas aparecen como franjas de color marrón o blanco grisáceo. Las vetas de granito de color claro, pórfido de granito y cuarzo están ampliamente distribuidas a lo largo de la zona de la falla y en su mayoría rellenan las fisuras secundarias en la zona de la falla, en forma de red o escalón. La falla atravesó los estratos mesozoico y cenozoico, formando una escarpa estructural en el terreno. A lo largo de la falla, el grado de metamorfismo de las rocas aumenta y en el lado norte de la falla se distribuyen migmatitas, anfibolitas y esquistos. En el mapa de anomalías aeromagnéticas, hay anomalías de banda positiva y negativa en el lado norte de la falla, y una anomalía de banda este-oeste en el lado sur. El ángulo de intersección de los ejes de anomalía en ambos lados es de 15°~. 20°. A lo largo de la zona de la falla, la anomalía magnética se extiende en una forma lineal obvia, y la curva △T es casi simétrica, siendo el lado norte ligeramente más suave que el lado sur. Después de cálculos aeromagnéticos cuantitativos, la apariencia de la superficie de la fractura es consistente con las observaciones de campo, inclinándose hacia el este con un ángulo de inclinación de aproximadamente 75°.

Figura 2.17 El pudín de corte en la falla de Irtysh indica un empuje de noreste a suroeste

La zona de compresión de Irtysh tiene una larga historia de actividad, que ha sido al menos desde que se formó. en la era Paleozoica temprana y tiene un control importante sobre el desarrollo de la estructura del arco mongol y la estructura del arco Junggar, pero su período de madurez es al final de la era Paleozoica tardía. Controló estrictamente la distribución de los estratos del Carbonífero Tardío y causó una fuerte deformación por compresión y metamorfismo dinámico de los estratos del Carbonífero Tardío. La zona de compresión proporcionó canales y espacios de relleno para actividades de magma medias y ácidas, especialmente magma máfico-ultrabásico. Esta zona aún presenta fuerte actividad en la Era Mesozoica y Cenozoica.

(2) Cinturón estructural de falla de Qiawuer

Este cinturón se extiende al sur del cinturón estructural de compresión de Irtysh y al norte del valle de Ulungu. Está compuesto principalmente por estratos del Devónico, con exposición local de estratos del Ordovícico y Carbonífero. Su sección occidental, al oeste de la zona de falla Keketuohai del sistema Hexi con tendencia NO, se superpone con el ala oriental de la estructura del arco de Junggar, y los dos componentes son difíciles de distinguir. Al este de la zona de la falla Keketuohai, se separa gradualmente de la estructura del arco de Junggar, formando una serie de pliegues compuestos dirigidos al noroeste y fallas transpresionales a lo largo del río Qingli y el río Burgen. Los principales incluyen el anticlinal Qingli-Burgen, el sinclinal Kalatawu conectado y el anticlinal Qiaberti. Entre los tres, la falla Kalatawu conectada con Karasengar con orientación noroeste, el Kizi-Karagai Bastau está separado por una fractura. El cinturón estructural con tendencia noroeste compuesto por estos pliegues y fallas de compresión con tendencia noroeste se extiende hacia el sureste hasta Mongolia, y luego hacia el sureste puede conectarse con las estructuras con tendencia noroeste en el área de la montaña Suhaitu al norte del valle Hanshuiquan, y ambas pertenecen a Una categoría construida.

El Devónico Medio es un conjunto de areniscas de toba, limolitas de toba y toba neutra intercaladas con calizas biogénicas, que quedan expuestas en el núcleo del anticlinal compuesto. El Devónico superior consta de un conjunto de brechas de toba, filitas y areniscas de toba, que a menudo forman el núcleo de un sinclinal compuesto. Estos pliegues compuestos son generalmente pliegues simétricos con un ángulo de inclinación de 50° a 70° en ambas alas. Desde los lados norte y sur, está cerca del cinturón estructural de compresión de Irtysh y de la depresión del río Ulungu. La compresión es fuerte, la estructura es relativamente compleja y en algunas partes hay pliegues sinclinales.

Los cuerpos de rocas intrusivas medias y ácidas del Paleozoico tardío están ampliamente desarrollados, la mayoría de ellos se extienden en dirección noroeste, consistente con la dirección de la línea estructural, y sólo unos pocos están en círculos regulares.

El grupo de fallas de compresión-torsión con tendencia noroeste que separan estos anticlinales compuestos y sinclinales compuestos tienen amplias zonas de compresión y fractura, la más ancha alcanza 1 km, y los cinturones de roca están descoloridos y ocres. Es obvio. y tiene escalones estructurales obvios y valles estructurales. Hay más diques de roca ácida intruyendo a lo largo de la falla, y la masa rocosa fue destruida por actividades tectónicas posteriores. Estas zonas de fractura son zonas favorables para la migración y enriquecimiento de minerales de cobre mesotérmicos.

(3) La zona de hundimiento del río Ulungu-lago Santang

Desde el valle del río Uulungu hacia el sureste hasta la cuenca del lago Santang, una zona de las eras mesozoica y cenozoica que se extiende en dirección noroeste se forma La zona de hundimiento del cinturón está bien desarrollada en el área del lago Santang en la sección sur. La sección norte está perturbada por el cinturón plegado en forma de arco de la montaña Almantai en el flanco oriental de la estructura del arco de Junggar, dando la apariencia de La zona de hundimiento es vaga. El área del lago Santang en la sección sur es relativamente borrosa. El ancho máximo es de unos 50 km, la cuenca del lago Santang tiene 200 km de largo y la sección norte del valle de Ulungu tiene solo unos pocos kilómetros de ancho y casi 100 km de largo.

Esta zona estructural de subsidencia se basa en un gran sinclinal complejo compuesto por estratos Paleozoicos y formado paulatinamente después del Pérmico. Los estratos expuestos en este cinturón incluyen los sistemas Devónico, Carbonífero, Pérmico, Jurásico, Cretácico, Paleógeno, Neógeno y Cuaternario. El sistema Devónico se construyó mediante múltiples ciclos de erupción volcánica y sedimentación. Principalmente erupciones volcánicas intermedias-básicas, pasó gradualmente de las facies marinas del Devónico temprano a las facies marinas y continentales alternas del Devónico medio, y estuvo dominada por las facies continentales a finales del Devónico tardío. Las rocas clásticas marinas de la Formación Blackhead a principios del Carbonífero Temprano están integradas y superpuestas a los estratos del Devónico Tardío. Se produjeron importantes discordancias entre el Dunnetiano y el Uigniano, entre el Carbonífero Temprano y el Carbonífero Medio y Tardío, y entre el Carbonífero y el Pérmico.

El movimiento tectónico de finales del Devónico provocó que algunos cinturones estructurales elevados en el Sistema de la Región Occidental quedaran fuertemente plegados y básicamente finalizados.

En esta zona de subsidencia, los estratos Mesozoico y Cenozoico, principalmente Jurásico-Neógeno, forman una serie de pliegues de eje corto y en forma de caja, algunas áreas son domos, y el ángulo de buzamiento estratigráfico generalmente no excede. 15°.

(4) Cinturón estructural de falla de Beitashan

Este cinturón estructural de falla comienza en Takelbastau en el borde noreste de la cuenca de Junggar en el oeste, corre hacia el este a través de Beitashan y pasa por Lago Santang Entre las dos cuencas de Henan y Naohu, se inserta en el complejo cinturón estructural este-oeste de las montañas Tianshan, con una tendencia general de 300°~310°. La sección norte de este cinturón está compuesta por el cinturón plegado de Almantai de la estructura de arco de Junggar. Los dos tienen un ángulo de 10° a 20°. Algunas trazas estructurales se superponen entre sí, lo que dificulta su distinción estricta.

La zona está compuesta principalmente por estratos Silúrico, Devónico y Carbonífero. La exposición del sistema Silúrico es muy pequeña y se limita al núcleo del anticlinal de Kupfu. Es un conjunto de rocas clásticas marinas metamórficas poco profundas con una pequeña cantidad de rocas extrusivas básicas. El Sistema Devónico es el estrato más ampliamente distribuido en el cinturón y constituye el cuerpo principal del cinturón. El Sistema Devónico Inferior está en contacto integrado con el Sistema Silúrico, pero la parte superior del Sistema Devónico Inferior puede superponerse al cuerpo de granito del Paleozoico temprano. . Los movimientos tectónicos entre el Paleozoico temprano y tardío parecen haberse retrasado aquí. Las series del Devónico superior, medio e inferior en este cinturón están completamente desarrolladas, pero muestran dos estructuras de litofacies diferentes. Una está representada por el área de Beitashan, que está compuesta principalmente por rocas volcánicas marinas poco profundas y depósitos de rocas volcánicas. partes; el otro tipo está representado por el área de Derenge Iridan al norte de Takirbastau, que se compone principalmente de rocas clásticas normales. Los estratos del Devónico temprano, medio y tardío se componen secuencialmente de fases alternas marinas y terrestres que cambian gradualmente. Las dos áreas de litofacies están limitadas por una gran falla con tendencia noroeste, lo que refleja que el Sistema de la Región Occidental estuvo fuertemente activo durante el Período Devónico y controló estrictamente la distribución de cinturones de roca volcánica y cinturones sedimentarios normales en esta área. Para el Carbonífero, esta diferenciación obvia ya no existía, y todas eran rocas volcánicas compuestas por múltiples ciclos eruptivos, principalmente rocas volcánicas intermedias y básicas. Después del Carbonífero Inferior, la historia de la transgresión básicamente terminó y básicamente se formó el contorno del anticlinal compuesto con tendencia noroeste.

En términos generales, el cinturón estructural de falla de Beitashan está compuesto por una serie de anticlinales complejos que se extienden a lo largo de 400 km. De oeste a este, incluye el anticlinal del complejo Derengeyiliden, el anticlinal del complejo Hasafen y el anticlinal del complejo Kupu-Beitashan. Los ejes de pliegue son todos de 290 ° ~ 310 °. El núcleo del complejo anticlinal está compuesto por estratos del Silúrico y del Devónico temprano, y sus dos alas están compuestas por estratos del Devónico medio y tardío y del Carbonífero. Los pliegues son muy cerrados, principalmente simétricos y parcialmente invertidos, con un ángulo de inclinación de más de 70° en ambas alas. Hay una ligera disposición de gansos voladores entre los anticlinales complejos, y hay una gran área de base de roca media y ácida distribuida en el núcleo de los anticlinales complejos.

Las estructuras de fallas se desarrollan en el cinturón estructural plegado de fallas de Beitashan, principalmente fallas de compresión-torsión grandes con tendencia noroeste que son consistentes con la dirección de distribución del cinturón estructural. Estas superficies de falla principales generalmente se inclinan hacia el noreste y están acompañadas por dos conjuntos de superficies de fractura torcidas, una de las cuales va hacia el noroeste entre 320° y 330°, y la otra va hacia aproximadamente 50° hacia el noreste. Por lo general, no son de gran escala y, a menudo, están densamente distribuidos en ambas alas de los anticlinales, cortándose entre sí.

Las principales fallas de control en esta zona incluyen la falla de Crowen-Shanghu, las estribaciones del sur de Kupu de la falla de Beitashan y la falla de Takirbastau.

① Falla Crowen-Shanghu: el extremo noroeste comienza desde el lado norte del Anticlinal del Complejo Derenge Yirideng y va hacia el sureste a través del área de Beitashan hasta la acumulación cero suelta del Cuaternario en la parte noreste de Santang Hunan. Al cubrir, la zona de falla tiene una suave curvatura ondulada en su dirección y tendencia general y, a menudo, se compone de varias fallas densamente paralelas para formar una zona de compresión. El ancho máximo de la zona de la falla de compresión es de 4 km, generalmente de 2 a 3 km. Las rocas de la zona están fuertemente esquistificadas y filitizadas, y localmente se forman zonas de milonita. Los principales planos de escisión y de esquistosidad son paralelos a la dirección de la zona de extrusión. En la zona existe una gran cantidad de vetas de cuarzo y vetas de calcita, y localmente se encuentran una gran cantidad de ramas y vetas de rocas medias y ácidas. La topografía negativa a lo largo de la fractura aparece como líneas. Las imágenes de las fotografías aéreas y de satélite son claras. La falla generalmente se inclina hacia el noreste. El ángulo de inclinación es de más de 80°, parcialmente inclinado hacia el suroeste. La longitud total es de 400 kilómetros.

②Kupu-pie sur de la falla de la montaña Beita: la falla tiene una tendencia hacia el noroeste de 290°~305°, con suaves curvas onduladas. La falla mira hacia el noreste con un ángulo de inclinación de 60°. El ancho de banda de la fractura de la falla es de más de. 500 m, y la zona de trituración se comprime. Las direcciones del eje largo de la textura de las escamas, la escisión y las lentes estructurales son paralelas a la zona de fractura. La zona de la falla se muestra claramente en fotografías aéreas e imágenes de satélite. Toda la zona de la falla está expuesta de forma intermitente y las secciones media y sur están cubiertas por sedimentos cuaternarios.

③Falla de Takelbastau: Ubicada en la parte noreste de la cuenca de Junggar, es el borde norte de la depresión de Takel. Es la falla de piedemonte de Takelbastau. La tendencia de la falla es de 300° y la dirección de la falla es It. Se inclina hacia el noreste con un ángulo de inclinación de más de 60 °, y el ancho de la zona de fractura por compresión es de 100 a 350 m. Está llena de una pequeña cantidad de vetas de cuarzo, vetas de calcita y vetas de pórfido de diorita paralelas a la dirección de la fractura. Las rocas son de color marrón y ocre, y los manantiales están expuestos a lo largo de las zonas de falla.

La dirección axial de los dos conjuntos de fallas torsionales de yugo en las direcciones noreste y noroeste se curva en forma de onda a lo largo de todo el cinturón estructural de falla. En diferentes secciones, la dirección cambia ligeramente. La primera es en dirección noreste-noreste-este, la segunda es en dirección noroeste-noroeste. Por lo general, no son de gran escala, a menudo de 30 a 50 km de longitud. Las fallas con tendencia noreste-noreste son torsionales y compresivas, y las fallas con tendencia noroeste-noroeste son torsionales y tensionales. Todas cortan la dirección de la línea estructural. oblicuamente, a menudo tienen un desplazamiento horizontal significativo. El primero se mueve hacia la izquierda, mientras que el segundo se mueve hacia la derecha. La distancia entre fallas a veces puede alcanzar entre 5 y 10 km. Los dos grupos de fallas torsionales del primer yugo se desarrollan mejor en las dos alas del anticlinal del complejo Beitashan.

(5) Zona de subsidencia del lago Naomao

Esta zona es una zona diferente intercalada entre el cinturón estructural de falla de Beitashan y el cinturón estructural de falla de Moqinwula-Kramaili. zona. La edad de formación y desarrollo de esta zona cambia gradualmente de noroeste a sureste, es decir, la secuencia de desarrollo de la formación de la cuenca del Triásico → Jurásico → Cenozoico. La sección sur toma la cuenca del lago Naomao como cuerpo principal, pasa a través del área del estanque salado de Beitashan en dirección noroeste y llega a la depresión de Tucker en la parte noreste de la cuenca de Junggar. La depresión de Takel occidental es como una gran bolsa que se abre hacia el noroeste, ubicada entre las montañas Krameri y las montañas Takelbastau. En medio de la cuenca de Junggar, también se descubrió mediante datos geofísicos la existencia de esta zona de hundimiento del noroeste. Esta depresión comenzó a disminuir al menos antes del Triásico. Al sureste, en la cuenca del estanque salado de Beitashan, se formó durante el Jurásico una buena cuenca formadora de carbón. Al sureste, el área del lago Naomao es principalmente una cuenca orientada al noroeste formada después del Paleógeno. La cobertura en la cuenca no es profunda. Los conglomerados arenosos del Paleógeno, Neógeno y Cuaternario son directamente discordantes sobre los estratos Carbonífero. El Jurásico y Cretácico sólo se distribuyen en el borde norte y depresión de la Cuenca de Naomaohu. Tanto en la depresión de Tucker como en la cuenca de Naomaohu, los estratos Paleógeno-Neógeno estaban ligeramente plegados, formando una serie de anticlinales de eje corto dirigidos al noroeste, estructuras de nariz que se inclinan hacia el noroeste y estructuras de cúpula. En el eje del anticlinal o estructura de cúpula, el ángulo de inclinación estratigráfica alcanza 20°~30°, y gradualmente se vuelve más suave hacia las alas, llegando incluso a ser horizontal.

(6) Cinturón estructural de falla de Kelamaili-Moqinwula

Este cinturón estructural está compuesto principalmente por las montañas Moqinwula en dirección noroeste y se extiende hasta las montañas Kelamai en dirección noroeste. , entrando en la cuenca de Junggar. Según el mapa de profundidad del basamento interior de la cuenca basado en datos de prospección geofísica, se puede ver claramente que este cinturón estructural de elevación con tendencia NO corre oblicuamente a través de la parte central de la cuenca Junggar hasta el borde de la zona montañosa de ​El límite occidental de Junggar, y está conectado inversamente con el ala oeste de la estructura en forma de arco de Junggar. La sección sureste de este cinturón estructural se inserta en el cinturón estructural complejo este-oeste de las montañas Tianshan, y se combina oblicuamente con el cinturón estructural plegado Awulal-Bogda-Kharlik, y estuvo involucrado en la Reflexión Barkol-Yiwu después del Mesozoico y Cenozoico. En la estructura en forma de S, la mayoría de los componentes se transformaron posteriormente en componentes de la estructura anti-S.

Esta zona estructural está compuesta principalmente por los sistemas Ordovícico, Silúrico, Devónico y Carbonífero. Los sistemas Ordovícico y Silúrico son un conjunto de rocas carbonatadas metamórficas poco profundas, rocas volcánicas de acidez media y rocas piroclásticas. Durante el Devónico, las litofacies sedimentarias y el entorno paleogeográfico estaban separados por fallas profundas que corrían en dirección noroeste, y se produjo una diferenciación significativa. Al norte de la falla profunda de Kelamaili en dirección noroeste, el hundimiento de la corteza fue muy violento, acompañado de grandes-. erupciones de fisuras submarinas a escala Las propiedades cambian rápidamente, cambiando a menudo de rocas volcánicas a rocas volcánicas clásticas y rocas sedimentarias volcánicas a lo largo del rumbo. Sin embargo, al sur de la falla profunda de Kelamaili, hay rocas sedimentarias normales en un ambiente relativamente estable, con solo una. pequeña cantidad de actividad volcánica local. La velocidad de sedimentación es lenta, el espesor no es grande y las litofacies son relativamente estables. La fuerte actividad y diferenciación de la zona relativamente estable causada por la separación de las fallas profundas que van de noroeste a noroeste están obviamente relacionadas con la fuerte actividad del Sistema de la Región Occidental. Después del Carbonífero Inferior, esta diferenciación ya no es obvia y. es todo lo mismo. Litofacies piroclásticas y rocas clásticas sedimentarias normales, con fuerte actividad volcánica de acidez media en áreas locales.

Después del Carbonífero Inferior tardío, la mayoría de las áreas han sido elevadas, excepto algunas áreas en la sección sur que todavía reciben sedimentación, otras áreas han sufrido erosión a largo plazo y tienen la forma básica de un cinturón estructural de fallas de noroeste a noroeste.

La sección noroeste de este cinturón estructural de pliegue de falla es el haz de pliegue de Kelamaili, y la sección sureste es el cinturón anticlinal del complejo Moqinwula. El haz de pliegues de Krameri incluye una serie de anticlinales y sinclinales con tendencia NO. Estos pliegues tienen generalmente de 20 a 40 km de largo y de 4 a 5 km de ancho. Están compuestos por estratos del Devónico y del Carbonífero. Ángulo de inclinación de 60° en ambas alas ~80°. Parcialmente afectado por fallas, el eje se invierte hacia el sur, formando un pliegue sinclinal que se inclina hacia el norte. El núcleo del anticlinal de Moqinwula está compuesto por estratos del Ordovícico y sus dos alas están compuestas por estratos del Devónico y del Carbonífero. Debido a una serie de grandes fallas dirigidas al norte, esta zona estructural está dividida en muchos bloques de fallas imbricados. Cada bloque de falla aparece como una banda monoclinal (sinclinal), pero en general, la apariencia de un anticlinal aún se conserva, pero el ala sur está cortada de manera más incompleta. Todas las formaciones rocosas tienen las características de pliegues lineales apretados. Las formaciones rocosas tienden principalmente en dirección noroeste-sureste, y los ángulos de inclinación generalmente alcanzan 40 ° ~ 60 °. Los pliegues secundarios son muy complejos y a menudo forman pliegues sinclinales e invertidos. generalmente están invertidas hacia el noreste e inclinadas hacia el suroeste.

Las fallas de compresión o torsión de compresión a gran escala en esta zona incluyen la falla de Kelamaili, la falla de Moqinwula, etc. Todas estas fallas tienen una tendencia de noroeste a sureste y se extienden por cientos de kilómetros. Entre ellos, la falla del borde norte de la montaña Quartztan-Kelamaili puede conectarse con la falla del borde noreste de la cuenca de Barkol hacia el sureste y extenderse hacia el noroeste a través del centro de la cuenca de Junggar hasta el borde sureste de las montañas fronterizas de West Junggar, con un total longitud de hasta 600 km. La mayoría de ellas son fallas muy inversas con ángulos de buzamiento superiores a 60°, y algunas son fallas de cabalgamiento. Debido a la pronunciada ocurrencia del plano de falla, el plano de falla tiende a ser inestable a lo largo de la dirección, a veces hacia el noreste y otras hacia el suroeste. Este grupo de fallas tiene una amplia zona de fractura. Hay fenómenos evidentes en fotografías aéreas, fotografías de satélite y mapas de anomalías geofísicas. Este grupo de fallas con orientación noroeste tiene una larga historia de actividad y se adentra profundamente en la corteza terrestre. La mayoría de ellas tienen rocas básicas y ultrabásicas, y controlaron las erupciones volcánicas y la intrusión de una gran cantidad de magma medio y ácido en la capa. Paleozoico También controla la formación de vetas de cuarzo auríferas en el área de Kelamaili.

En este cinturón estructural, hay dos conjuntos de planos de torsión que coinciden con el plano estructural de compresión con tendencia NWW, a saber, el conjunto de fallas con tendencia NW-NW y el conjunto de fallas con tendencia Noreste-NNE, que generalmente son relativamente grandes. en escala. Pequeño, de 5 a 20 km de largo. La tendencia estratigráfica se corta oblicuamente y el plano de falla es vertical. El primero tiene torsión hacia la izquierda, mientras que el segundo tiene torsión hacia la derecha. La distancia de ruptura es generalmente de 100 a 200 m.

En el área de Kelamaili en el extremo norte, debido a la conexión oblicua con el cinturón estructural este-oeste en el área de Liukeshu-Laoyemiao, los pliegues y fallas este-oeste también están relativamente desarrollados, pero la escala es pequeño. La zona de falla este-oeste muestra actividad más nueva, a menudo cortando varios conjuntos de fallas en otras direcciones.