Question

走滑构造与沉积中心转移

Answer 1

5.3.1走滑断层的特征及识别

5.3.1.1走滑断层特征

现今的走滑活动断裂带不仅是地震活动带，如青藏高原东缘的鲜水河断裂(Allen等，1991)，而且也是山脉隆升剥蚀和快速沉降成盆沉积的地区。对于古老的走滑断裂带的识别是较为困难的，因为在这些断裂带内常常具有走滑拉张和走滑压缩的成分，拉张和压缩的特征可以被很快地识别出来，但令人信服的走滑证据很难保留下来。

走滑断层以平行于断层面的水平运动为主，侧接、分叉和交织是许多走滑断裂带和断层系的基本特征。在平面图上，走滑断层以直线状或曲线状的主要位移带为特征，在主位移带和毗邻主位移带的地方分布有雁行排列的断层和褶皱(图5.9)，其构造线与主位移带相互斜交。在剖面上，走滑断层在深部是由比较狭窄、近直立的主位移带组成，而在沉积岩盖层内是由向上和向侧发散重新组合成辫状撒开的断裂带(图5.10)。向上分散的分叉断层系列被称为“花状构造”，也有少数人称之为“棕榈树构造”(Sylvester，1984)。走滑断裂两侧并列的岩石类型相差悬殊，同一地层单位的厚度和岩相发生突变。在同一剖面上正断层和逆断层并存，而且被同一断层错断的不同界面离距的规模和方向不同(图5.10)。在连续剖面上，同一断层的倾向不一，同一断层在某一界面离距的规模和方向是变化的，正、逆离距断层出现的几率不同。在许多连续剖面中，同一断层的倾向多变且断层离距的规模和方向在同一层面不同。某些走滑断层在深部(或向上)的低角度拆离构造尖灭，这些低角度拆离构造可能全部处在沉积岩内，也可以涉及基底岩石。在区域规模上，走滑构造样式的明显特点是缩短作用和拉张作用同时存在，并且逆冲断层和辗掩体指向是随机的(Heward等，1980;Miall，1985)。

图5.9 与理想右行滑动断层相关的构造平面排布(据Christie－Blick等，1985)

5.3.1.2同沉积走滑断层的识别

上述走滑断层特有的花状构造和平面特征可以与其他断裂相区分。下面这些标志对于同沉积走滑断层的确定同样也十分有益。

(1)侧向运动

正如现今的走滑断裂带可以直接通过断层带两侧被错开的某些特殊岩性或沉积相的对比来确定走滑运动一样，古地形重建也可指示走滑构造的存在。沉积盆地中扇体沿断裂的侧向迁移是走滑运动的一种重要形式。冲积扇的岩相学特征(如大的碎屑、砂岩或重矿物成分)常是沉积盆地某些特殊类型物源区的指示剂，这些物源区可能现在并不位于靠近沉积盆地的断裂上升盘附近，而是在远离盆地的一定位置上。物源区与沉积区的错离可以通过走滑作用得到很好的解释。利用古地形来指示走滑断层存在时，冲积扇或海底扇大小规模必须与物源区的大小规模相称(Steel等，1985)。

图5.10 走滑断层的剖面特征(据Christie－Blick等，1985)

(2)垂直运动

沿着走滑断裂带，大规模及快速的垂向运动十分普遍。同沉积断裂只能通过沉积厚度或沉积相在侧向上的突变来识别。在有充足碎屑物供给的地方，相变并不与断层线相一致，而只有沉积厚度的变化。由河流、三角洲或海洋环境提供的古流向和古地形证据显示，盆地沉积物的输送更可能的是平行于走滑断裂，而不是垂直于走滑断裂。由于差异运动，沉积是十分快速的，堆积一般可达数千米厚(Reading，1980)。

(3)侧向相变

侧向沉积环境变化是所有小型快速沉降盆地的一般特征。除大面积的剥蚀区由盆地一端供给物源，而在盆地内形成大面积分布的三角洲之外，大多数物源供给都是局部的，有限的物源供给点限制了任何一类沉积相在盆地的分布(Stell等，1980)。盆地内沉积作用受控于活动断裂，沉积相的迁移受断裂控制，相单元厚而侧向分布有限。

(4)压缩特征

上面所述的这些特征均由快速的垂向运动所致，仅是拉伸和正断层作用的标志，它们可以在任何一个下落的地堑中见及。然而，所有的走滑断裂带(除了走滑拉张)均显示有压缩特征。在一些地方沿断裂带由于局部的压缩可导致冲断、抬升和推覆构造的形成，抬升也会引起剥蚀，造成不整合(常常是角度不整合)。这些变形与相邻地区沉积盆地内的沉积常是同时发生的。遗憾的是，在古老的造山带，尤其是陆相沉积区，存在着同时性缺少地层学的标志，二者间的相关关系经常是建立在这样一个假定基础上:不整合或构造事件是同时的。在同一个走滑断裂带，某一方向的压缩缩短与另一方向的拉张是相伴随的，或者拉张与缩短是可以相互交替出现的。

5.3.2走滑盆地的沉积学标识

走滑盆地是走向滑动断裂作用的伴生产物，大多具有特定几何形态、高沉积速率、巨厚沉积、快速侧向相变等特征，这就导致了盆地在形态、分布、沉积充填序列、沉积体系域配置等方面有别于其他沉积盆地而独具特色。

5.3.2.1沉积环境和沉积相

走滑盆地的沉积环境多样，有海相和非海相环境，经受的气候条件也千差万别。沉积体系可以从冲积扇、扇三角洲到海底扇、滑塌堆积、碎屑流和浊流沉积等。尽管各种相都有可能在走滑盆地内被发现，但每一种相在盆地内侧向延伸都不会太远，盆地的沉积受控于盆缘边界断裂和盆地的快速沉降作用。

陆相走滑盆地发育初期为湖泊沉积环境。这样的湖泊通常是长而狭窄的，湖盆的拉长方向与走滑断裂带平行，具有单向或双向充填的特征，河流或三角洲的末端向盆地供给碎屑物，在盆地边缘常形成冲积扇。盆地充填时，可以从深水渐变到浅水，也可以由深水突变为浅水。由于连续的沉降，某些特殊的相可以长期存在于同一个带内，而沉积相的侧向迁移受到限制。出现何种类型的特殊相在很大程度上取决于气候和湖水的化学成分(Hardie等，1978)。当湖泊被充填淤满后，原来湖泊的位置为河流所取代以至于盆地充填层序以河流沉积结束，如加利福尼亚的雷奇盆地。以走滑压缩为主的盆地内，由于河流受气候控制，常发育宽阔的冲积平原和河间沉积(Reading，1980)。

走滑盆地的沉积相从深海或半深海到陆源或半陆源沉积都有。典型的例子是著名的加利福尼亚大陆边缘地带和新西兰附近的走滑盆地(Moore，1969)。在这些地方，陆源物质是十分重要的。其中，水下重力搬运的粗粒陆源碎屑物沉积于盆地平原，海底扇和陆坡裙底的细粒陆源碎屑物均可能出现，盆地也可以部分以窄的大陆架为界。现今大多数陆源沉积物被捕集，应归结于近期海平面的隆升。偶尔海底峡谷的拦截也可将一些沉积物输送到海底扇和盆地平原内。如果盆地边缘发育碳酸盐岩滩，那么盆地内也可能出现碎屑碳酸盐的沉积。

尽管走滑盆地岩浆活动稀少，但当拉伸作用突出时，盆地内也可发育火山岩。如我国下扬子地区宁芜中生代走滑拉分盆地内有面积达1400km²的喷出岩堆积于盆地内(夏邦栋等，1994;林鹤鸣等，1997);云南三江地区腾冲地块上的上新世至第四纪走滑拉分盆地内发育了一套玄武岩－安山岩－英安岩组合。当拉张作用相当强烈时，甚至在扩张中心可形成洋壳和蛇绿岩，如安达曼海(Balance等，1980)。

5.3.2.2盆地充填和地层学标志

走滑盆地平行于走滑断裂系，呈拉长状，盆地深而相对狭窄(宽度小于50km)。由于盆地两侧垂向运动的不均一性，横剖面常显示出不对称的特征，如雷奇盆地一侧为相对简单的下降边缘;另一侧则相对复杂，为不整合、仰冲断层和倾向滑动断裂的组合(图5.11)。走滑盆地小而复杂，沉积相在纵向和横向上均不对称，沿主断裂沉积有一些以碎屑堆、滑坡及小规模的陡倾性碎屑流为主的冲积扇等的粗粒沉积角砾岩，盆地的其他边缘沉积有以河流为主的冲积扇，也有辫状河、曲流河、扇三角洲及三角洲沉积(图5.11，图5.12)。盆地内侧向相变快速，以至于边缘角砾岩侧向可快速进入湖相泥岩。走滑盆地幕式快速沉降，沉积时间短，沉降速率极快，可达到1000m/Ma(Reading，1982);常发育多沉积中心(图5.12)。沉积中心系列、沉积中心、沉积相或相带沿走滑断裂发生侧向迁移，造成沉积体系的侧向叠置，盆地内的沉积厚度大于盆地的深度(图5.12至图5.14)。盆地内沉积区与物源区错位。最典型的实例为雷奇盆地和苏格兰老红砂岩盆地，但这两种盆地的物源供给方向略有不同。在雷奇盆地，盆地物源区位于与盆地长轴平行的一侧，盆地充填方向与走滑断裂呈高角度相交;随着走滑断裂的右旋走滑运动，沿走滑断裂的走向盆地内沉积体系发生侧向叠置;远离物源区，沉积体系的时代逐渐变老。在苏格兰老红砂岩盆地，盆地的物源区位于盆地的短轴方向，盆地的主要充填方向平行于主走滑断裂带。随着左旋走滑的进行，不断形成新的次级沉积盆地或沉积中心。盆缘的碎屑物在先期形成的次级盆地或沉积中心就近充填;后期形成的次级盆地将物源区与先前的盆地充填区分隔开;先期的次级盆地只接受冲积扇的远端相沉积，冲积扇的近端相(扇根亚相、扇中亚相等)主要就近充填于紧邻物源区的新的次级盆地内。随着新的次级盆地的形成，先期形成的盆地依次逐渐远离物源区，造成明显的物源区与沉积区的错离(图5.14)。在现代盆地有很多地貌错离特征，如河流、冲积扇或海洋峡谷等。

图5.11 雷奇盆地构造－沉积综合横剖面(据Croweell等，1982，转引自何明喜等，1993)

图5.12 苏格兰老红砂岩盆地多沉积中心的产生和沉积区与物源区的错位(据Bluck，1980)

图5.13 死海裂谷菱形拉分盆地沉积中心从中新世阿拉瓦谷地迁移到现在死海的位置(据Christie－Blick等，1985)

图5.14 雷奇盆地充填和沉积中心转移模式(据Nilsen等，1985)

走滑伸展盆地内岩浆活动强烈，地层层序显示由新向老的环型扩张结构。走滑挤压盆地随时间推移逐渐收缩，伴生雁列褶皱、逆冲断裂和推覆构造，盆地内有数量多而复杂的不整合出现。

5. 3. 3 走滑盆地类型及特征

许多盆地在演化过程中，其控制机制是混合的，在不同阶段是变化的 ( Dickinson，1993) ，走滑盆地也不例外。某些盆地的形成主要受控于走滑运动，而另一些盆地则受伸展与走滑或挤压与走滑运动机制的双重控制。从动力学系统出发，与走滑断层有关的盆地有 3 种类型: ①走滑拉张盆地; ②走滑挤压盆地; ③拉分盆地。各盆地的主要特征如表5. 1 所示。

表 5. 1 走滑拉张盆地、走滑挤压盆地和拉分盆地主要特征对比

5. 3. 3. 1 走滑拉张盆地

走滑拉张盆地的形成与演化受拉张与走滑双重机制控制，走滑拉张盆地既具有张性盆地的特征又具有走滑盆地的特征。对于这类盆地，正如 Miall ( 1990) 指出的那样，证实拉张作用的存在要比证实剪切作用的存在容易得多。因而，在过去走滑拉张盆地都被简单地归为张性盆地，如我国的伊通地堑 ( 李思田等，1997) 。走滑拉张盆地可发育在多种板块构造背景中，包括转换、离散和聚敛板块边界、拉张和收缩大陆环境，以及远离强烈变形区域的板块内部。盆地常发育于离散走滑构造带内，在这样的构造带内，走滑常伴随有明显的离散作用，主位移带和相邻的伴生构造以拉张为主要特征。

走滑拉张盆地一般呈狭长的带状，盆地的延长方向平行于控盆边界断裂。在平面上，呈地堑状，常为单断箕状或双断半地堑状盆地 ( 图 5. 15) ，可以呈单一的盆地或雁列状盆地群分布于走滑断裂带的一侧; 在横剖面上，控盆边界断裂以正断层为主，并显示出强烈的走滑运动特征。盆地的引张主要是沿与控盆边界断裂相垂直的方向进行，它控制了盆地发育的宽度。随着拉张作用的进行，盆地会变深和变宽。走滑作用主要发生在盆地长轴方向。控盆边界主断裂是盆地的形成演化和盆地内地层格架的主控因素。

图 5. 15 苏格兰老红砂岩原型盆地和盆地充填( 据 Bluck，1980)

陆相走滑拉张盆地以湖泊沉积为主，具有双向充填和点物源供给的特征。盆地呈一侧受主干断裂控制的半地堑型式，其沉积和沉降中心均偏向于主干断裂一侧，地貌上为一陡坡。沿这一侧常形成以山麓、山崩和泥石流为主的冲积扇和角砾岩，如挪威西海岸的Hornelen 盆地、苏格兰老红砂岩盆地 ( 图 5. 12，图 5. 15) 、我国云南西部的兰坪古新世盆地。或者沿主干断裂一侧形成陡坡型扇三角洲，如伊通地堑 ( 李思田等，1997) 。冲积扇、陡坡型扇三角洲或角砾岩带呈狭窄的带状沿主控盆地断裂分布。陡坡侧的冲积扇外观小而陡，并且在很多地方溢出的碎屑物可直接进入各种深度的湖泊中。陆上碎屑流沉积，横向上可追索进入水下碎屑流沉积。在与控盆边界主断裂相对的盆地另一侧，常发育缓坡形 ( 扇) 三角洲或以河流为主的冲积扇，多数沉积物都是从这一侧进入盆地。此时，盆地中心以湖泊沉积和浊流沉积为主，湖泊相与盆地边缘的冲积扇呈指状穿插，快速相变( 图 5. 15) 。

走滑作用主要沿控盆边界主断裂进行。走滑常表现为沉积区与物源区的错位，沿控盆边界断裂分布的沉积体系 ( 如冲积扇) 的侧向迁移或侧向叠置，平行盆地延长方向产生多个沉积中心，沉积中心在空间上侧列，古流向发生有规律性的偏转等特征。走滑断裂常具有负花状构造，在主位移带两侧常伴生断裂构造，在空间上呈雁列状排布，断层的性质多为走滑断裂、正断层或走滑正断层。缺少明显的挤压作用 ( 如雁列褶皱和逆断层) ，或仅零散出现或集中分布于局部地区，并且褶皱轴常与主位移带平行而不是斜交。

5. 3. 3. 2 走滑挤压盆地

走滑挤压盆地是在走滑和挤压联合作用下形成的盆地。Ingersoll ( 1998) 认为 San Andreas 断裂带上的盆地是世界上研究最详细的一个走滑挤压盆地，加州南部的文图拉盆地 ( Burke 等，1982; Yeats 等，1985) 、斯匹次卑尔根古近 － 新近纪中央盆地 ( Steel 等，1985) 、我国云南西部始新世景谷盆地 ( 刘善印等，1998) 、中晚三叠世下扬子沿江盆地( 李培军等，1995) 均属走滑挤压盆地。这一类盆地如同前陆盆地一样，盆地的沉降受岩石圈挠曲而产生的负荷作用影响 ( Christie － Blick 等，1985) ，在沉积特征上与前陆盆地有较多的相似之处。走滑挤压盆地的一侧与造山带或冲断带、推覆带相毗邻，盆缘断裂常为逆冲断裂，并伴有明显的走滑; 与之相对的另一侧有发育断裂者，也有不发育断裂者。当有断裂发育时，常为走滑断裂。沿两条断裂之间地区发育的走滑挤压盆地在平面形态上常呈楔状，如云南西部始新世景谷盆地 ( 刘善印等，1998) 、中晚三叠世下扬子沿江盆地( 夏邦栋等，1994; 李培军等，1995) 就是这种类型。仅单侧发育断裂的走滑挤压盆地以斯匹次卑尔根古近 － 新近纪中央盆地 ( Steel 等，1985) 、云南西部始新世兰坪盆地为代表( 图 5. 16) 。走滑挤压盆地的控盆断裂常为走滑挤压断裂。盆地的挤压方向垂直于控盆断裂，走滑作用主要沿平行于控盆断裂方向发生。

走滑挤压盆地的沉积常以河流控制的冲积扇和辫状河沉积为主，但有些盆地也有湖泊沉积。走滑挤压盆地具有双向充填特征，紧靠主断裂带一侧为冲积扇沉积，扇的规模相对较大，碎屑物质的搬运方向垂直于盆缘断裂而指向盆地轴部。相对于另一侧，发育规模较小的河控冲积扇，古流向指向轴部，盆地轴部为河相或湖相沉积，古流向与轴向一致。

走滑挤压盆地的压性特征在盆地充填上表现为与前陆盆地相类似的充填特征，垂向上显示出向上变粗的进积型层序。随着盆缘造山带不断冲断隆升，盆地物源为愈来愈向盆地迁移的逆冲推覆带。盆地内沉积相相变迅速且相带发生迁移，如下扬子沿江盆地 ( 李培军等，1998) ，由盆地边缘向中心，沉积物由粗到细急剧变化，随着时间的推移，沉积物的分布范围逐渐缩小，盆地逐渐收缩，盆缘的粗碎屑岩相带明显向内部迁移，细碎屑岩相明显变窄。在垂直于造山带方向上，盆地的沉积和沉降中心向远离造山带的方向迁移或是向造山带方向迁移 ( 图 5. 16) 。

图5.16 滇西兰坪始新世走滑挤压盆地沉积中心的双向迁移E₃—渐新统;E₂b¹、E₂b²、E₂b³—始新统宝相寺组下、中、上段

与走滑拉张盆地和走滑拉分盆地相比，走滑挤压盆地的走滑特征相对简单，其走滑表现为:沉积区和物源区错位，沉积中心斜列展布，沉隆中心平行于控盆边界断裂带或造山带侧向迁移。遗憾的是很少能同时在同一个盆地中观察到所有上述标志，如中、晚三叠世下扬子沿江盆地的走滑主要是以沉积区与物源区的错离、沉积中心的侧列表现出来的(图5.17)，而云南西部南坪始新世盆地的走滑，主要表现于在前陆盆地向造山带迁移的同时，盆地的沉积中心在平行于造山带的方向发生侧向迁移，显示出有旋走滑的特征(图5.16)。

走滑压性盆地内常发育包括低角度冲断层在内的大量逆断层、褶皱构造甚至推覆构造。盆地内的褶皱常呈雁行状侧列或平行于主位移带。在挤压比较强烈时，其构造型式变得与冲断褶皱带的构造特征相类似。发育于走滑挤压盆地内的断裂大多呈雁列状分布。

5.3.3.3拉分盆地

拉分盆地是走滑构造环境中一种重要的盆地类型。“拉分”这个术语，最早由Burchifel 和 Stwart 在 1966 年研究美国加利福尼亚死谷构造时提出。拉分盆地，又称菱形裂陷、构造沉陷、扭性地堑、菱形地堑等。拉分盆地指的是在走滑断裂的某些不连续部位或雁行式走滑断裂之间相互重叠错列部分，由于走滑断裂的滑移而引起横向拉张作用产生构造坳陷。在板块边缘和板块内部都有拉分盆地的分布。盆地规模不尽一致，沉积建造及火山活动取决于所在构造背景和构造活动强度。盆地的主要构造有边界走滑断裂、边界正断层以及盆地内部的剪性或张剪性断裂，这三者共同控制着拉分盆地的发展。

图 5. 17 下扬子中、晚三叠世走滑挤压盆地内沉积中心左行斜列( 据夏邦栋等，1994)

拉分盆地是位于单个不连续走滑断层之间的盆地。盆地的形态和发育的规模主要取决于侧接断层间的间距和断层侧接的重叠量。在盆地形成初期，初始拉分盆地的共同特征是( Mann 等，1983) : ①具有 “分离弯曲”的初始几何特征，表现为无侧接的主断层被一条走滑分量很大的中部斜向断层连接; ②主断层不完全平行。在地貌上属于构造洼地或者断槽、低的断层崖。构造洼地或者断槽内如有水体和物源供给，则有沉积作用发生。随着侧接断层持续地错位，在分离侧接处将形成形状为 “纺锤状”、Z 形、S 形的盆地形态。由于地形起伏大，在这种形态的盆地内，沉积作用形成的冲积扇集中分布于盆地边缘的断层崖周围，沿这些边界断层的走滑运动，可导致冲积扇不断发生侧向迁移，使物源区与沉积区错离。盆地基底的翘倾作用导致扇体分隔，也会造成沿山谷一侧广泛分布的低坡度扇，另一侧形成分布范围小的陡坡度扇。近源的冲积扇沉积逐渐过渡为可能不受断裂活动或局部沉积中心影响的远源砂和泥相沉积 ( Mann 等，1983) 。成熟期的拉分盆地常呈菱形，因而也被称为菱形裂陷，它是在 S 形或 Z 形盆地基础上由于断层的水平位移增大而发展起来的。菱形拉分盆地的长宽比约等于 3。在盆地中常发育多个为水下隆起所分隔的深渊或凹陷 ( Rodger 等，1980; Mann 等，1983) ，这些深渊或凹陷大致呈环形，多个深渊发育时往往在盆底呈对角线分布，或由凹陷和凸起相间分布，并且在空间上呈斜列形式展布于盆地的底部 ( 图 5. 18) 。菱形拉分盆地中可以出现深海相、海相和湖相沉积，主断层对沉积的控制作用仅在与复杂断层带有关的陡坡区最为显著。在盆地地块下降盘发育较小的、坡度较陡的冲积扇和扇三角洲，上升盘形成较大的、坡度较小的冲积扇。随着走滑位移的不断加大，菱形拉分盆地的长度会无限地增加而演化成盆地长度，或主断层侧接量超过盆地宽度 ( 或侧接断层的初始间距) 10 倍的狭窄洋盆 ( Mann 等，1983) 。

图 5. 18 云南西部陇川中新世走滑拉分盆地内的凹陷和凸起( 据陈布科等，1994)

拉分盆地宽度取决于位移开始前尚未侧接断层间的初始间距，在拉分盆地的形成演化过程中，盆地的宽度基本保持恒定。盆地的长度随断层侧接叠覆量的增加而逐渐增长。盆地规模扩大的方向平行于走滑断裂的走向而与走滑张性盆地相区别。在走滑拉分盆地中控盆断裂常为走滑断裂和具有正断层性质的走滑断裂或正断裂。在走滑张性盆地中存在的各种走滑标志同样在拉分盆地存在。

5. 3. 4 成盆机制

走滑盆地可形成于广泛的地球动力学环境中，如大陆内与大洋转换带、离散板块边界和拉张大陆环境、汇聚板块边界和挤压等各种构造环境中。

沉积盆地沿走滑断层的形成是局部地壳扩张或局部地壳缩短 ( 特别是在大陆聚敛带)的结果。走滑盆地的面积变化很大，但这些盆地往往比区域拉张 ( 许多陆内地堑) 或区域缩短作用 ( 前陆盆地和弧前盆地) 形成的盆地要小，典型走滑盆地常是狭窄的 ( 宽度小于50km) 。某一盆地因相邻地壳块体运动的变化，所经受的拉张和缩短两种作用可以交替出现; 抑或某一方向 ( 或盆地一部分) 的拉张与另一方向 ( 或盆地另一部分) 的缩短相伴随; 拉张和缩短的方向在盆地内也不尽相同，且随时间而变化 ( Miall，1985; Stell等，1985; Christie － Blick 等; 1985) 。

虽然沿走滑断裂带的错位主要是水平方向的，但在任何一个地方最明显的运动却是沿倾向滑动 ( dip-slip) 。这种断块间的相对垂直运动使走滑断裂系产生了沉积效应。然而，由走滑挤压和走滑拉张运动产生的沉积效应是明显不同的。走滑挤压导致褶皱、冲断和陆地上的造山带、海洋中的海岭或海岛的垂向抬升，在冲断带或造山带的前缘形成走滑挤压盆地。走滑拉张导致盆地的沉降，正断层构成了这些盆地的边界，由这种机制形成的盆地通常为走滑拉张盆地和拉分盆地。走滑拉张盆地主要发育在离散走滑构造带内，而拉分盆地常产生于断裂侧向延伸不连续的断层侧接处或雁行断裂部位。

一般认为走滑盆地主要发生在走滑作用与离散分量相伴随的地区。沿走滑断裂体系，常常产生一些小规模的拉伸与挤压相互交替的带，它们是走滑断裂带的弯曲、走滑断裂带内断层的交织 ( braiding) 或者是雁列状断裂的侧列 ( side-stepping) 所致。沿走滑断裂带的弯曲可以产生聚敛和离散，聚敛区产生压缩、抬升和剥蚀，离散区形成盆地 ( 图 5. 19( a) ) 。断裂的分叉和聚合构成了网状断裂，两条断裂聚敛的地方和夹于两条断裂间的断块遭受压缩和抬升; 离散的地方拉伸导致了沉降 ( 图 5. 19( b) ， ( c) ) 。雁列断裂的末端或被拉伸或压缩 ( 图 5. 19( d) ) ; 在平行断裂再度开始运动的地方，或形成类似于死海一样的拉分盆地 ( 图 5. 13) ，或形成褶皱和逆冲断裂 ( 图 5. 19( e) ) 。

图 5. 19 走向滑移断层型式及其形成的盆地( 据 Reading，1980)

除地壳的拉张作用外，沿走滑断层盆地的另一种潜在重要机制是由地壳的块体局部聚敛产生的负荷作用。由于构造负载产生的盆地，如美国加州南部的文图拉盆地，其沉降方式很可能受岩石圈挠曲的影响。当岩石圈较热且强度相对减弱时，挠曲效应降低，在这种情况下，负荷诱发的沉降可能只在局部发生。

5. 3. 5 沉积中心迁移的典型实例

柴达木盆地在新生代走滑构造作用下发生沉积中心迁移，从而盆地内形成多个沉积中心。

柴达木盆地处于祁连山、东昆仑山及阿尔金山三大山系的交汇部位，新生代总体构造格局为东昆仑山和祁连山相向挤压对冲、阿尔金山向东南方向逆冲，三大山系的共同作用构成了柴达木盆地总体挤压 + 走滑的区域应力场背景。柴达木盆地新生代沉积正是在这种背景下发生的，沉积作用不仅表现为有规律地自西向东迁移，与区域应力场的耦合关系也很有规律，表现为: 区域应力场的作用促使周缘山系隆升，山系的隆升控制了沉积中心的位置、沉积作用范围以及沉积中心的剖面与平面形态 ( 图5. 20，图5. 21) 。因此，可以通过不同地史阶段沉积中心的位置、沉积作用范围以及沉积中心的平面展布形态来分析了解周缘山系的隆升状况，进而推测区域应力场作用的方式和方向 ( 赵文智，2006; 李增学

图 5. 20 柴达木盆地新生界沉积中心变化( 据赵文智，2006)

岩相古地理学

岩相古地理学

图 5. 21 柴达木盆地古近纪与新近纪盆地沉积中心迁移图( 据李增学等，2009)