海原斷裂干鹽池拉分盆地中央斷層的形成機制探討

雷生學 冉勇康 李彥寶 李海鷗 高 也 郭 巍

1)中國地震局地質研究所，北京 100029 2)防災科技學院，三河 065201 3)天津市地震局，天津 300201 4)中國地震局地質研究所，地震動力學國家重點實驗室，北京 100029

0 引言

拉分盆地和擠壓隆起(push up)是走滑斷裂帶上最常見和最重要的2類構造。拉分盆地一詞最早由Burchfiel等(1966)在研究美國加州南部的死亡之谷(Death Valley)時提出，指在走滑斷裂帶的階區(stepover)或拐彎(bend)處的局地性張應力作用下形成的斷陷構造。拉分盆地既有可能扮演阻止地震破裂傳播 “障礙體”的角色，還有可能成為大地震的成核區(Cunninghametal.，2007)，因此在地震災害評估研究中具有重要意義。同時，拉分盆地內往往堆積巨厚的沉積物，成為碳水化合物、金屬礦產、蒸發鹽類及其他工業礦產的聚集地，如中國的渤海灣盆地、奧地利的維也納盆地、中東的死海盆地等，具有重要的社會經濟價值(Cunninghametal.，2007；Wuetal.，2009)。

過去的幾十年間，研究者通過野外地質調查(Aydinetal.，1982；Mannetal.，1983；Zhangetal.，1989；Gürbüz，2012)、室內砂箱模擬實驗(Raheetal.，1998；Basileetal.，1999；Atmaouietal.，2006；Wuetal.，2009；Suganetal.，2014)及數值模擬(Petruninetal.，2006，2008)等手段對拉分盆地展開了大量研究，使得人們對拉分盆地的幾何特征、控制因素、形成機制及消亡過程等有了較為深入的了解。同時，學者們對拉分盆地內部 “對角線式中央斷層”(以下簡稱為 “中央斷層”)的形成機理、構造演化等進行了一定程度的研究(Zhangetal.，1989；McClayetal.，1995；Dooleyetal.，1997；Schattneretal.，2008；Heimannetal.，2009；Ku?u，2009；van Wijketal.，2017)。目前，人們認識到對中央斷層展開研究至少具有2方面重要意義：其一，中央斷層在拉分盆地的消亡過程中扮演著重要角色。越來越多的自然界實例顯示，隨著中央斷層的逐步貫通，邊界主控走滑斷裂將會 “截彎取直”，使得走滑運動自邊界主控斷裂轉移到中央斷層上，斷陷作用會逐漸減弱乃至消失，從而使拉分盆地走向消亡(Zhangetal.，1989；Ku?u，2009；van Wijketal.，2017)。其二，由于中央斷層的截彎取直連通了更長區段的走滑斷裂帶，而地震的震級又與斷層長度(取對數)呈正相關(Scholz，1982)，因此這意味著大地震發生的概率有可能會增加(Raheetal.，1998；Schattneretal.，2008)。然而，總體而言，與拉分盆地相比，專門針對中央斷層的研究較少，中央斷層在傾向上具有怎樣的運動學特征、其形成機制又是如何等重要問題尚未很好地得到解決，這極大地制約了人們對拉分盆地乃至走滑斷裂帶構造演化過程的理解。

本文選擇青藏高原東北緣海原斷裂帶上最大的拉分盆地——干鹽池拉分盆地作為研究對象，對盆地內的中央斷層開展了地質地貌調查、淺層人工地震勘探及鉆孔聯合探測等工作，重點對該中央斷層的性質及形成機制進行了探討，并對獲得的最新認識進行了總結。

1 背景資料

1.1 區域構造

海原斷裂西起甘肅景泰的興泉堡，向E跨過黃河，經哈思山、北嶂山、黃家洼山、西華山、南華山和月亮山，一直到六盤山北端的硝口附近(圖1)，全長約240km，由11條次級斷層組成(鄧起東等，1989)，在這些次級斷裂的交會部位形成了2個擠壓隆起區和8個大小不一的拉分盆地(國家地震局地質研究所等，1990)，其中，干鹽池拉分盆地的面積和規模最大(圖2)。沿海原斷裂帶曾發生過1920年海原8.5級地震，對甘肅、寧夏地區造成了巨大的人員傷亡和經濟損失。

圖1 干鹽池拉分盆地及海原斷裂帶的區域地質構造圖Fig.1 Regional tectonic setting of Ganyanchi pull-apart basin and the Haiyuan Fault.

圖2 干鹽池盆地中央斷層的衛星影像(a)及地質構造簡圖(b)(改自鄧起東等，1989)Fig.2 Satellite image(a)and simplified geological map(b)of the cross-basin fault in Ganyanchi pull-apart basin(modified from DENG Qi-dong et al.，1989).a 紅色箭頭指示盆地內3條主要斷層；b 藍色星標為鉆孔位置；人工地震測線則以淺藍色實線表示； F1、F2分別為盆地南、北邊界斷層，F3為盆地中央斷層；研究區在海原斷裂帶上的位置見圖1

干鹽池拉分盆地形成于上新世晚期(約2.8MaiBP)(Leietal.，2018；雷生學等，2018)，現今活動依然強烈，為一活動盆地，具體位于海原斷裂帶中段的南-西華山北麓斷層與黃家洼山南麓斷層的左階錯列區內(圖2)。干鹽池盆地長約8km，寬約3km，形狀呈較為規則的菱形。盆地內部被土黃色全新世沖洪積物所覆蓋；盆地周邊出露的地層主要為晚元古界變質巖(片巖和大理巖)、新生界沉積巖(漸新統清水營組泥巖、粉砂巖)和第四系風積黃土(國家地震局地質研究所等，1990)。

除NW邊緣有一些規模較小的正斷層外，干鹽池盆地共發育3條規模較大的斷層，即盆地南邊界斷層、北邊界斷層和中央斷層(圖2)，具體為：1)盆地南邊界斷層(圖2 中的F1)，即黃家洼山南麓斷層，走向 N290°～310°W，長度較短，僅約9km，在斷層西段見前寒武系片巖逆沖于侏羅系以來的年輕地層之上，并使沿線的河流、山脊發生同步左旋位錯，形成壯觀的斷層地貌；2)盆地北邊界斷層(圖2 中的F2)，即南-西華山北麓斷層，走向 N305°～310°W，長約73km，為海原斷裂帶內最長的次級斷層，控制著區域內盆地和山脈的分布，構成山脈與盆地的地貌分界線；3)中央斷層(圖2 中的F3)，即干鹽池-唐家坡斷層，走向 N280°～300°W，長約13km，在平面上呈反“S”狀，沿盆地的對角線將2條邊界斷層連接起來(陳社發等，1985)。

干鹽池盆地的中央斷層沿菱形盆地的長對角線將2條邊界斷裂連接，依出露情況、兩盤間的相對運動等可將其分為3段：1)西段，即唐家坡以西的段落，該段在地表連續出露，形成南盤下降、北盤上升的陡坎或小地塹，陡坎高0.4～0.9m，其尾端以<20°的角度與盆地南邊界斷層相交。前人經研究發現，1920年的海原地震使得唐家坡附近的田埂被左旋錯斷(國家地震局蘭州地震研究所等，1980)，斷距為3.4～7.5m(陳社發，1984)。2)中段，即唐家坡—鹽池村之間的段落，斷層在此段出露最為連續，錯斷跡象也最為明顯。斷層沿現代鹽湖的南緣形成較為壯觀的陡坎，陡坎高1～3m，長約2.5km，北盤下降、南盤上升(陳社發，1984)。據記載，1920年的海原地震使鹽湖湖水從斷層南側整體移到了北側，遷移距離約為800m(國家地震局蘭州地震研究所等，1980)。3)東段，即鹽池村以東的段落，中央斷層在此可能轉為隱伏狀態，1920年海原地震的同震破裂遺跡因人為活動或自然侵蝕遭受破壞，現在已很難觀察到。但是，在最東端卻可以觀察到中央斷層以小角度會入盆地的北邊界斷裂。

1.2 已有認識

關于干鹽池盆地的中央斷層，前人主要開展了野外地質調查和古地震研究2方面的工作(陳社發，1984；陳社發等，1985；國家地震局地質研究所等，1990；Burchfieletal.，1991；Liu-Zengetal.，2015；李彥寶等，2016)，獲得的主要認識有：1)中央斷層的性質。1920年海原大地震的地表破裂在干鹽池盆地內主要沿中央斷層展布，在唐家坡村以西(圖2)，地震造成一系列田埂被左旋錯斷，意味著該斷層具左旋走滑分量。而在唐家坡村以東，斷層陡坎出露連續完整，南盤下降、北盤上升。基于拉分盆地形成于(拉)張應變區的特征，前人推測干鹽池盆地中央斷層可能為一條正走滑斷裂(陳社發，1984；陳社發等，1985)。然而，直接觀察近地表探槽剖面卻發現該斷層表現為壓扭性質，為一條逆走滑斷裂(李彥寶等，2016)。2)中央斷層的古地震記錄。橫跨中央斷層的槽探研究表明，晚更新世末期以來干鹽池盆地記載了至少7次古地震事件，其復發呈現叢集與單個事件相間排列的規律(Lietal.，2014)。此外，干鹽池盆地保存了1500AD以來的3次非特征型古地震序列(Liu-Zengetal.，2015)。

如上所述，干鹽池拉分盆地中央斷層在總體走滑的前提下兼具明顯的逆沖性質，這與拉分盆地形成于(拉)張應變的宏觀構造背景似乎有些矛盾，二者是如何統一起來的？針對上述問題，我們聯合采用人工地震勘探和鉆孔探測等手段，對干鹽池盆地中央斷層的深、淺部幾何結構及運動學特征等進行了研究，并從范圍更廣的拉分盆地尺度對其可能的形成機制進行了探討。

2 淺層人工地震勘探結果

為了探明中央斷層深部的幾何結構與運動學特征，我們(近)垂直該斷層布設了10條淺層人工地震反射測線。采用可控震源車作為激發震源，所用可控震源為小型工程地震震源IVI T15000，擊震力輸出峰值約為2.7t，掃描頻率為15～200Hz，采用P波掃描，掃描時長為8s。數據采集系統采用美國Geometrics公司的Geode DZ200數字地震儀，該儀器為140道接收，使用重慶地震儀器廠生產的100Hz單道檢波器。觀測系統的具體參數為：道間距為4m，炮間距為12m，偏移距為0m；采用中間放炮、兩邊接收的雙邊觀測方式。具體的采樣參數為：采樣間隔為0.25ms，記錄時長為1s，記錄長度為4i000點。

然而，可能由于研究區的地層比較復雜，或是鹽湖區地下水位較高及含鹽層較多的緣故，大多數地震反射剖面的結果比較模糊——尤其是中央斷層以北地區，給解譯工作帶來了較大困難，僅有2條測線的結果差強人意，即測線C和測線E-F(圖2b)。需要強調的是，物探剖面的解譯結果僅是時間剖面，未作時深轉換，但其反映的生長地層、斷層上下盤差異傾斜等形態卻異常清楚，并不影響對結果的最終解釋。下面將分述物探測線C和E-F的解譯結果。

2.1 人工地震反射剖面C

人工地震C測線布設于盆地中央、現代鹽湖的西邊緣(圖2b)，橫跨中央斷層兩盤，測線總長約1i150m。如圖3 所示，可以看出在樁號約255m處同相軸不連續且出現位錯現象，故將其解釋為一條傾向SW的斷層，斷層傾角在底部相對較緩，向上漸陡并延伸至地表，對應于中央斷層形成的陡坎。目前，在地表上可以清晰地觀察到斷層陡坎以南的地層相對抬升、以北則相對下降，落差約1～3m。由此可知，中央斷層為一條傾向SW的逆沖斷層。

圖3 干鹽池盆地人工地震C測線的結果及其解譯Fig.3 Seismic reflection profile of C across the cross-basin fault in Ganyanchi Basin and its interpretation.測線C的具體位置見圖2b。結果顯示，中央斷層在剖面上為傾向SW的逆斷層，且盆地內發育了較厚的生長地層

另外，人工地震反射剖面C還揭示出更重要的地下構造信息(圖3)：盆地內所有的沉積地層皆向NE傾斜，越接近盆地中心地層越傾斜，即地層傾角越大；地層厚度由SW向NE迅速增厚，以HY-C8深孔作為參考(深311.2m，雙程走時約為366ms，則平均波速約為1.7km/s)(雷生學等，2018)，并假設整個盆地內地震波的平均波速一致，則C測線SW側的沉積層厚約170m(雙程走時約為200ms)，而中央斷層附近的沉積層則厚達470m(雙程走時約為550ms)，呈現出SW薄、NE厚的楔狀形態。上述 “地層傾角和地層厚度向NE逐漸增大”的幾何特征為同構造沉積，即 “生長地層”的典型特征。因此，我們將相應的地層解釋為生長地層。

2.2 人工地震反射剖面E-F

人工地震E-F測線長約2i700m，布設于盆地中心偏E的位置(圖2b)，測線南起盆地南邊界，經中央斷層向N直抵盆地北邊界斷層附近，此測線有助于查明整個干鹽池拉分盆地的地層與地下構造的全貌信息。如圖4 所示，人工地震E-F反射剖面同樣顯示盆地中央斷層在傾向上表現為逆沖運動性質。

圖4 干鹽池盆地人工地震E-F測線的結果及其解譯Fig.4 Seismic reflection profile of E-F across the cross-basin fault in Ganyanchi Basin and its interpretation.測線E-F的具體位置見圖2b。結果顯示，中央斷層在剖面上為一傾向SW的逆斷層；盆地內的生長地層及翻轉背斜似乎主要受盆地北邊界斷層控制

3 鉆孔聯合剖面探測結果

如前文所述，淺層人工地震勘探結果表明干鹽池盆地中央斷層為一條傾向SW的逆斷層，且盆地內堆積了厚度>680m的生長地層。為了驗證此結果，垂直于該中央斷層布設了2排鉆孔(D、G剖面，其具體位置見圖2b，以藍色五角星表示)，其中G剖面由6個鉆孔組成，D剖面則由5個鉆孔組成。在具體施工過程中，采用直徑為130mm的巖心管，鉆進回次≤2m；除個別礫石層的巖心采取率較低(約為50%～80%)外，其他地層的巖心采取率≥92% ；對厚度≥20cm的地層進行單獨劃分并加以編錄，以免遺漏潛在的重要信息，且便于對鉆孔間的地層進行對比。下面將分述這2條鉆孔剖面的探測結果。

3.1 鉆孔聯合D剖面

鉆孔聯合D剖面位于鹽池村NW約1.5km處(圖2b)，由5個鉆孔組成，水平跨度約為60m，單孔最大深度為75m，最小深度則為50m，總進尺292m，結果如圖5 所示。鉆孔剖面揭露出的地層可以劃分為4個主要大層，由下而上分別為(圖5)：

圖5 鹽池村NW鉆孔聯合地質D剖面Fig.5 Composite drilling geological section of D to the northwest of Yanchi village.中央斷層北側地層有明顯的加厚現象；標志層Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ分別為灰黑色、藍灰色和棕紅色粉砂質黏土；斷層旁的數字為以各標志層底界為參考的垂向斷距(標志層Ⅰ因底界未揭露，故以頂界為參考)

層①：灰色、灰黑色粉砂質黏土，夾數段黏土質粉砂層，全段含灰黑色泥炭斑塊或條紋較多，推測可能為湖相沉積。該層為比較顯著的標志層(標志層Ⅰ)；

層②：灰色粉砂質黏土，頂部為紅棕色粉砂質黏土和土黃色泥質細粉砂，中下段局部為礫石層、粉細砂和黏土質粉砂夾層。該層的總體粒度較粗，為整個剖面之最；

層③：灰色、藍灰色粉砂質黏土，局部粉砂含量較高，發育水平或波狀微細層理，下半段夾少量灰黑色泥炭斑塊。該層為另一較為顯著的標志層(標志層Ⅱ)；

層④：棕紅、紅棕色表層土與粉砂質黏土，局部含少量粉砂。醒目的紅棕色極易識別，使得該層成為標志層Ⅲ。

從圖中5可以看出，中央斷層在傾向上的確表現為逆沖運動，斷層的持續活動使得南盤地層相對抬升，如標志層Ⅰ的頂界被抬升>6.5m，而標志層Ⅱ的頂界則被抬升>0.8m。同時還可以看出，中央斷層以北的各主要地層皆有明顯的增厚現象，以上部的標志層Ⅱ、Ⅲ為例，標志層Ⅲ為醒目的紅棕色粉砂質黏土，其在斷層的兩側分別厚約3.4m和4.0m，厚度差為0.6m；而標志層Ⅱ則為發育微細層理的灰色、藍灰色粉砂質黏土，其在斷層兩側分別厚約1.8m和3.5～5.0m，厚度差為1.7～3.2m；雖然標志層Ⅰ(灰—灰黑色粉砂質黏土)的底部未完全揭露，但依然可以看出下盤的地層較上盤明顯增厚。上述觀察表明確實存在物探剖面揭示的生長地層，且其跨過中央斷層延伸至更北部的區域，這有可能暗示著控制生長地層形成發育的斷裂構造是盆地的北邊界斷層，而非盆地中央斷層。

3.2 鉆孔聯合G剖面

鉆孔聯合G剖面位于鹽池村北(圖2b)，由6個鉆孔組成，水平跨度約為135m，單孔最大深度為50m，總進尺約255m，結果如圖6 所示。鉆孔剖面揭露出的地層可以劃分為7個大層，自下而上分別為：

層①：灰綠色粉砂質黏土，局部夾少量粉細砂薄層；

層②：棕紅色粉砂質黏土，頂部夾少量直徑<1cm的鈣結核，中部夾土黃色粉砂質黏土薄層較多，底部夾少量次棱—次圓狀的灰白或灰黑色砂礫石，礫石成分多為片巖或大理巖。醒目的棕紅色使得該層成為最易識別的標志層(標志層Ⅰ)；

層③：土黃色粉砂質黏土，夾少量細礫；

層④：灰色砂礫石，礫石巖性以直徑2～4cm的次圓狀片巖居多，并夾少量石英巖或大理巖，中段夾數層灰綠色粉砂質黏土。該層為標志層Ⅱ；

層⑤：上半段為土黃色細—中粗砂，含少量細礫(粒徑以0.5～2cm居多，最大約為3cm)，下半段為深紅棕色粉砂質黏土，夾少量淡銹黃色粉砂團塊；

層⑥：灰色、灰黑色黏土質粉砂與粉砂質黏土互層，夾少量灰黑色泥炭，局部夾少量細粉砂；

層⑦：灰黑色表層土，含少量碎石塊，下半段為淡銹黃色粉砂質黏土。

與鉆孔聯合剖面D相同，該剖面同樣表明中央斷層為逆沖性質，南盤的地層逆沖至北盤地層之上(圖6)。同時，該剖面清楚地表明盆地內發育生長地層且其跨越了中央斷層并延伸至更北的區域——這從中央斷層以北的地層有明顯的加厚現象可以看出。以2套標志層為例，標志層Ⅰ為醒目的棕紅色粉砂質黏土，其在斷層南、北兩側分別厚約14m和20m，厚度差約為6m；標志層Ⅱ則為一套灰色礫石層，其在斷層的兩側分別厚約1.7m和4.7m，厚度差約為3m。此外，還可以看出中央斷層在此為隱伏狀態，并未出露于地表，其上斷點埋深約為3.3m(圖6)。

圖6 鹽池村北鉆孔聯合地質G剖面Fig.6 Composite drilling geological section of G in Yanchi village.中央斷層北側地層有明顯的加厚現象；標志層Ⅰ、Ⅱ分別為醒目的棕紅色粉砂質黏土和礫石層；斷層旁的數字為以各主要層底界為參考的垂向斷距

4 討論

4.1 干鹽池拉分盆地中央斷層的性質

在唐家坡村以西(圖2)，沿干鹽池盆地中央斷層可以清楚地觀察到左旋錯斷的證據：一系列田埂被左旋錯斷，錯距為3.4～7.5m，這意味著該斷層在走向上為一條左旋走滑斷層，與前人將拉分盆地中央斷層解釋為里德剪切破裂的認識一致。里德破裂(通常記為R)是在大型走滑斷裂帶上常見的次級剪切破裂(此外還有共軛里德破裂R′和P破裂等)，以小角度與主走滑斷層相交、滑動方向與主斷裂一致等為主要特征(Raheetal.，1998；Fossen，2010)。由于拉分盆地中央斷層的分布方位、平面形態、運動性質及其與主斷層的夾角等皆與里德破裂一致，因此可以認為拉分盆地中央斷層在本質上屬于里德剪切破裂(國家地震局地質研究所等，1990；Raheetal.，1998；Dooleyetal.，2012)。

如前文所述，淺層人工地震勘探結果表明，干鹽池盆地中央斷層傾向SW，斷層以南的地層相對抬升、以北則相對下降，地表落差約1～3m，顯示斷層具有逆沖性質(圖3， 4)；而鉆孔聯合剖面探測結果則進一步證實中央斷層在傾向上的確表現為逆沖運動，斷層南盤相對北盤被顯著抬升。以鉆孔聯合D剖面為例(圖5)，其標志層Ⅰ的頂界被抬升>6.5m，而標志層Ⅱ的頂界則被抬升>0.8m。因此，與地表觀察到的左旋證據相結合，可以斷定干鹽池盆地中央斷層為逆走滑性質。

基于拉分盆地形成于(拉)張應變區這一認識，前人推測干鹽池盆地中央斷層可能為一條正走滑斷裂(陳社發，1984；國家地震局地質研究所等，1990)。然而，最新的探測成果不支持這一推測。除干鹽池盆地外，海原斷裂帶上另有3個拉分盆地內部同樣發育中央斷層(三角城盆地、大營水盆地和邵水盆地)(圖1)，同樣，前人推測它們可能皆為正走滑性質。干鹽池盆地的例子清晰地表明，在判斷拉分盆地中央斷層的性質時須謹慎，應開展進一步工作。

4.2 干鹽池拉分盆地的構造格架

如前文所述，人工地震反射剖面結果(圖3， 4)顯示，干鹽池盆地內發育了SW薄而NE厚的楔狀生長地層，且生長地層堆垛起來構成背斜形態——這在物探剖面E-F中顯得尤為清晰(圖4)。針對在伸展構造環境下形成背斜的現象，前人已有較多研究并將其命名為 “翻轉背斜”(Rollover anticline，也可譯作 “滾動背斜”或 “逆牽引背斜”)，指在張性正斷層的下降盤形成的褶皺(李德生，1979；Shelton，1984；Yamadaetal.，2003)。同時，生長地層及其構成的翻轉背斜一般被認為是指示正斷層為鏟式的幾何結構(Spahicetal.，2011)。顯然，該鏟式正斷層應當對應于盆地北邊界的南-西華山北麓斷層，而非中央斷層——因為其性質并非張性正斷。同時，物探剖面清晰地表明干鹽池盆地為一不對稱拉分盆地，其沉積中心更靠近北邊界斷層(圖4)，這意味著干鹽池拉分盆地的形成演化可能主要受控于南-西華山北麓斷層；而鉆孔聯合剖面亦顯示生長地層跨過了中央斷層并延伸至更北的區域(圖5， 6)，這進一步暗示南-西華山北麓斷層控制著盆地內生長地層的堆積發育。

圖7 中央斷層及其所在的干鹽池拉分盆地內的主要構造Fig.7 Cross-basin fault and other main structures developed in the Ganyanchi pull-apart basin.

4.3 逆走滑中央斷層可能的形成機制

眾所周知，拉分盆地處于張應力構造環境中，然而在干鹽池拉分盆地中央卻發育一條逆走滑斷層，其形成機制是怎樣的？基于物探剖面和地質考察所揭示的盆地及其周邊的主要構造推測，該逆走滑中央斷層的形成機制及演化過程可能如下：1)初期，在呈左階展布的黃家洼山南麓斷裂和南-西華山北麓斷裂交會處的左旋拉張作用下，干鹽池拉分盆地開始發育，由于主控斷裂為盆地北緣斷裂(南-西華山北麓斷裂)，不對稱的斷陷作用使盆地北部的沉積物厚度大于盆地南部，并形成與主控斷裂反向的正斷層——即中央斷層的雛形(圖8a)；2)中期，盆地南緣斷裂(黃家洼山南麓斷裂東段)的活動漸漸變弱，而沿盆地北緣斷裂的斷陷作用則在持續，盆地北部的地層進一步加厚并在逆牽引作用下發生旋轉形成 “翻轉背斜”，而先前的反向正斷層的傾向也隨之發生改變(圖8b)；3)晚期，隨著盆地南緣斷裂的活動趨于停止，拉分盆地進入消亡階段，中央斷層 “截彎取直”與盆地南緣逆走滑的黃家洼山南麓斷裂的西段(冉勇康等，1997)連接，部分或全部吸收了其逆走滑位移，使得先前的反向正斷層轉變為逆斷層(圖8c)。

圖8 干鹽池拉分盆地逆走滑中央斷層演化的概念模型(改自Gibbs，1983和Fossen，2010)Fig.8 Conceptual model showing the evolution of a reverse cross-basin fault in the Ganyanchi pull-apart basin(modified from Gibbs，1983 and Fossen，2010).

需要補充的是，對于上述模型的第1階段，前人針對在某些拉分盆地內部出現對角線式中央斷層的原因已做過較多研究(Basileetal.，1999；Wuetal.，2009；van Wijketal.，2017)，一般認為，這與盆地的幾何特征和邊界斷層的重疊度(overlap)及分隔量(separation)有關。以van Wijk等(2017)的數值模擬結果為例：當拉分盆地的長寬比較小或2條邊界主控斷層的重疊度較低或不重疊時將形成中央斷層；而當拉分盆地的長寬比較大或2條邊界主控斷層的重疊度較高時，則不會出現中央斷層，而拉分作用將持續進行下去，從而形成大陸裂谷或海底擴張區。如圖2 所示，干鹽池盆地的2條主邊界斷裂的重疊度較低，具有形成中央斷裂的條件。

(拉)張應變構造環境中出現逆斷層的例子也有不少，如美國猶他州的San Rafael Desert剖面(Fossen，2010)，該剖面揭露出的逆斷層被解釋為是早先發育的正斷層受后期翻轉褶皺的影響，斷層的傾向發生旋轉而成。Gibbs(1983)同樣注意到隨著下降盤遠離主控斷層，先存正斷層的傾角和彎曲度(curvature)顯著減小，并隨著翻轉背斜一起旋轉成為視逆斷層。位于海原斷裂帶最西端的老龍灣拉分盆地(圖1)，其內部的中央斷層(紫紅山斷層)同樣為逆走滑性質(田勤儉等，2000)。現今，老龍灣盆地已消亡并反轉隆升為低山丘陵，而紫紅山斷層的形成與貫通被認為是老龍灣拉分盆地發生構造反轉的可能原因之一(田勤儉，1998；田勤儉等，2000)。不過，與老龍灣盆地相比，干鹽池拉分盆地所處的構造應力環境似乎尚未發生大的改變(轉為壓應變環境)，其邊界主控斷層——南-西華山北麓斷裂依然具有較大的正斷分量，由此推測干鹽池盆地演化至今日老龍灣盆地那樣的低山丘陵可能尚需一段時間。

綜上，干鹽池拉分盆地的實例表明，逆走滑中央斷層的一種可能形成機制是 “截彎取直”作用，即先存正斷層在截彎取直后吸收了邊界斷層的逆走滑位移而成。而受控于盆地邊界主控斷層的翻轉背斜，則可能對中央斷層的傾向發生旋轉有一定影響。

5 結論

本文對海原斷裂帶干鹽池拉分盆地內的對角線式中央斷層進行了地質地貌調查、淺層人工地震勘探及鉆孔聯合探測等工作，獲得了以下主要認識：

(1)與前人的認識不同，本研究基于實地考察和探測后分析認為干鹽池盆地中央斷層為一條傾向SW的逆走滑斷層；

(2)雖然干鹽池盆地的幾何形態呈較為規則的菱形，但實際上為一不對稱拉分盆地，其形成演化主要受控于盆地北緣的南-西華山北麓斷層。盆地內堆積了至少680m厚的生長地層，在強烈的(拉)張應力作用下，生長地層堆疊起來構成翻轉背斜形態，而中央斷層便位于翻轉背斜的核部；

(3)干鹽池拉分盆地的實例表明，逆走滑中央斷層的一種可能的形成機制是 “截彎取直”作用，即起初中央斷層以反向正斷層的形式出現，隨著其逐步貫通并吸收了邊界斷層的逆走滑位移后性質才發生了轉變。至于翻轉背斜，其主要受控于不對稱拉分盆地的邊界主控斷層，可能對中央斷層的傾向發生旋轉有一定影響。

致謝中國地震局地質研究所的蔡明剛博士在人工地震剖面的解釋上提供了極大的幫助；天津大學的何沐文博士在成文過程中提供了建設性的建議；審稿專家為本文提出了諸多建設性的修改意見。在此一并表示感謝!