海原断裂干盐池拉分盆地中央断层的形成机制探讨

2021-04-23雷生学冉勇康李彦宝李海鸥

地震地质 2021年1期

雷生学冉勇康李彦宝李海鸥高也郭巍

1)中国地震局地质研究所，北京 100029 2)防灾科技学院，三河 065201 3)天津市地震局，天津 300201 4)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

0 引言

拉分盆地和挤压隆起(push up)是走滑断裂带上最常见和最重要的2类构造。拉分盆地一词最早由Burchfiel等(1966)在研究美国加州南部的死亡之谷(Death Valley)时提出，指在走滑断裂带的阶区(stepover)或拐弯(bend)处的局地性张应力作用下形成的断陷构造。拉分盆地既有可能扮演阻止地震破裂传播 “障碍体”的角色，还有可能成为大地震的成核区(Cunninghametal.，2007)，因此在地震灾害评估研究中具有重要意义。同时，拉分盆地内往往堆积巨厚的沉积物，成为碳水化合物、金属矿产、蒸发盐类及其他工业矿产的聚集地，如中国的渤海湾盆地、奥地利的维也纳盆地、中东的死海盆地等，具有重要的社会经济价值(Cunninghametal.，2007；Wuetal.，2009)。

过去的几十年间，研究者通过野外地质调查(Aydinetal.，1982；Mannetal.，1983；Zhangetal.，1989；Gürbüz，2012)、室内砂箱模拟实验(Raheetal.，1998；Basileetal.，1999；Atmaouietal.，2006；Wuetal.，2009；Suganetal.，2014)及数值模拟(Petruninetal.，2006，2008)等手段对拉分盆地展开了大量研究，使得人们对拉分盆地的几何特征、控制因素、形成机制及消亡过程等有了较为深入的了解。同时，学者们对拉分盆地内部 “对角线式中央断层”(以下简称为 “中央断层”)的形成机理、构造演化等进行了一定程度的研究(Zhangetal.，1989；McClayetal.，1995；Dooleyetal.，1997；Schattneretal.，2008；Heimannetal.，2009；Kuçu，2009；van Wijketal.，2017)。目前，人们认识到对中央断层展开研究至少具有2方面重要意义：其一，中央断层在拉分盆地的消亡过程中扮演着重要角色。越来越多的自然界实例显示，随着中央断层的逐步贯通，边界主控走滑断裂将会 “截弯取直”，使得走滑运动自边界主控断裂转移到中央断层上，断陷作用会逐渐减弱乃至消失，从而使拉分盆地走向消亡(Zhangetal.，1989；Kuçu，2009；van Wijketal.，2017)。其二，由于中央断层的截弯取直连通了更长区段的走滑断裂带，而地震的震级又与断层长度(取对数)呈正相关(Scholz，1982)，因此这意味着大地震发生的概率有可能会增加(Raheetal.，1998；Schattneretal.，2008)。然而，总体而言，与拉分盆地相比，专门针对中央断层的研究较少，中央断层在倾向上具有怎样的运动学特征、其形成机制又是如何等重要问题尚未很好地得到解决，这极大地制约了人们对拉分盆地乃至走滑断裂带构造演化过程的理解。

本文选择青藏高原东北缘海原断裂带上最大的拉分盆地——干盐池拉分盆地作为研究对象，对盆地内的中央断层开展了地质地貌调查、浅层人工地震勘探及钻孔联合探测等工作，重点对该中央断层的性质及形成机制进行了探讨，并对获得的最新认识进行了总结。

1 背景资料

1.1 区域构造

海原断裂西起甘肃景泰的兴泉堡，向E跨过黄河，经哈思山、北嶂山、黄家洼山、西华山、南华山和月亮山，一直到六盘山北端的硝口附近(图1)，全长约240km，由11条次级断层组成(邓起东等，1989)，在这些次级断裂的交会部位形成了2个挤压隆起区和8个大小不一的拉分盆地(国家地震局地质研究所等，1990)，其中，干盐池拉分盆地的面积和规模最大(图2)。沿海原断裂带曾发生过1920年海原8.5级地震，对甘肃、宁夏地区造成了巨大的人员伤亡和经济损失。

图1 干盐池拉分盆地及海原断裂带的区域地质构造图Fig.1 Regional tectonic setting of Ganyanchi pull-apart basin and the Haiyuan Fault.

图2 干盐池盆地中央断层的卫星影像(a)及地质构造简图(b)(改自邓起东等，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 红色箭头指示盆地内3条主要断层；b 蓝色星标为钻孔位置；人工地震测线则以浅蓝色实线表示； F1、F2分别为盆地南、北边界断层，F3为盆地中央断层；研究区在海原断裂带上的位置见图1

干盐池拉分盆地形成于上新世晚期(约2.8MaiBP)(Leietal.，2018；雷生学等，2018)，现今活动依然强烈，为一活动盆地，具体位于海原断裂带中段的南-西华山北麓断层与黄家洼山南麓断层的左阶错列区内(图2)。干盐池盆地长约8km，宽约3km，形状呈较为规则的菱形。盆地内部被土黄色全新世冲洪积物所覆盖；盆地周边出露的地层主要为晚元古界变质岩(片岩和大理岩)、新生界沉积岩(渐新统清水营组泥岩、粉砂岩)和第四系风积黄土(国家地震局地质研究所等，1990)。

除NW边缘有一些规模较小的正断层外，干盐池盆地共发育3条规模较大的断层，即盆地南边界断层、北边界断层和中央断层(图2)，具体为：1)盆地南边界断层(图2 中的F1)，即黄家洼山南麓断层，走向 N290°～310°W，长度较短，仅约9km，在断层西段见前寒武系片岩逆冲于侏罗系以来的年轻地层之上，并使沿线的河流、山脊发生同步左旋位错，形成壮观的断层地貌；2)盆地北边界断层(图2 中的F2)，即南-西华山北麓断层，走向 N305°～310°W，长约73km，为海原断裂带内最长的次级断层，控制着区域内盆地和山脉的分布，构成山脉与盆地的地貌分界线；3)中央断层(图2 中的F3)，即干盐池-唐家坡断层，走向 N280°～300°W，长约13km，在平面上呈反“S”状，沿盆地的对角线将2条边界断层连接起来(陈社发等，1985)。

干盐池盆地的中央断层沿菱形盆地的长对角线将2条边界断裂连接，依出露情况、两盘间的相对运动等可将其分为3段：1)西段，即唐家坡以西的段落，该段在地表连续出露，形成南盘下降、北盘上升的陡坎或小地堑，陡坎高0.4～0.9m，其尾端以<20°的角度与盆地南边界断层相交。前人经研究发现，1920年的海原地震使得唐家坡附近的田埂被左旋错断(国家地震局兰州地震研究所等，1980)，断距为3.4～7.5m(陈社发，1984)。2)中段，即唐家坡—盐池村之间的段落，断层在此段出露最为连续，错断迹象也最为明显。断层沿现代盐湖的南缘形成较为壮观的陡坎，陡坎高1～3m，长约2.5km，北盘下降、南盘上升(陈社发，1984)。据记载，1920年的海原地震使盐湖湖水从断层南侧整体移到了北侧，迁移距离约为800m(国家地震局兰州地震研究所等，1980)。3)东段，即盐池村以东的段落，中央断层在此可能转为隐伏状态，1920年海原地震的同震破裂遗迹因人为活动或自然侵蚀遭受破坏，现在已很难观察到。但是，在最东端却可以观察到中央断层以小角度会入盆地的北边界断裂。

1.2 已有认识

关于干盐池盆地的中央断层，前人主要开展了野外地质调查和古地震研究2方面的工作(陈社发，1984；陈社发等，1985；国家地震局地质研究所等，1990；Burchfieletal.，1991；Liu-Zengetal.，2015；李彦宝等，2016)，获得的主要认识有：1)中央断层的性质。1920年海原大地震的地表破裂在干盐池盆地内主要沿中央断层展布，在唐家坡村以西(图2)，地震造成一系列田埂被左旋错断，意味着该断层具左旋走滑分量。而在唐家坡村以东，断层陡坎出露连续完整，南盘下降、北盘上升。基于拉分盆地形成于(拉)张应变区的特征，前人推测干盐池盆地中央断层可能为一条正走滑断裂(陈社发，1984；陈社发等，1985)。然而，直接观察近地表探槽剖面却发现该断层表现为压扭性质，为一条逆走滑断裂(李彦宝等，2016)。2)中央断层的古地震记录。横跨中央断层的槽探研究表明，晚更新世末期以来干盐池盆地记载了至少7次古地震事件，其复发呈现丛集与单个事件相间排列的规律(Lietal.，2014)。此外，干盐池盆地保存了1500AD以来的3次非特征型古地震序列(Liu-Zengetal.，2015)。

如上所述，干盐池拉分盆地中央断层在总体走滑的前提下兼具明显的逆冲性质，这与拉分盆地形成于(拉)张应变的宏观构造背景似乎有些矛盾，二者是如何统一起来的？针对上述问题，我们联合采用人工地震勘探和钻孔探测等手段，对干盐池盆地中央断层的深、浅部几何结构及运动学特征等进行了研究，并从范围更广的拉分盆地尺度对其可能的形成机制进行了探讨。

2 浅层人工地震勘探结果

为了探明中央断层深部的几何结构与运动学特征，我们(近)垂直该断层布设了10条浅层人工地震反射测线。采用可控震源车作为激发震源，所用可控震源为小型工程地震震源IVI T15000，击震力输出峰值约为2.7t，扫描频率为15～200Hz，采用P波扫描，扫描时长为8s。数据采集系统采用美国Geometrics公司的Geode DZ200数字地震仪，该仪器为140道接收，使用重庆地震仪器厂生产的100Hz单道检波器。观测系统的具体参数为：道间距为4m，炮间距为12m，偏移距为0m；采用中间放炮、两边接收的双边观测方式。具体的采样参数为：采样间隔为0.25ms，记录时长为1s，记录长度为4i000点。

然而，可能由于研究区的地层比较复杂，或是盐湖区地下水位较高及含盐层较多的缘故，大多数地震反射剖面的结果比较模糊——尤其是中央断层以北地区，给解译工作带来了较大困难，仅有2条测线的结果差强人意，即测线C和测线E-F(图2b)。需要强调的是，物探剖面的解译结果仅是时间剖面，未作时深转换，但其反映的生长地层、断层上下盘差异倾斜等形态却异常清楚，并不影响对结果的最终解释。下面将分述物探测线C和E-F的解译结果。

2.1 人工地震反射剖面C

人工地震C测线布设于盆地中央、现代盐湖的西边缘(图2b)，横跨中央断层两盘，测线总长约1i150m。如图3 所示，可以看出在桩号约255m处同相轴不连续且出现位错现象，故将其解释为一条倾向SW的断层，断层倾角在底部相对较缓，向上渐陡并延伸至地表，对应于中央断层形成的陡坎。目前，在地表上可以清晰地观察到断层陡坎以南的地层相对抬升、以北则相对下降，落差约1～3m。由此可知，中央断层为一条倾向SW的逆冲断层。

图3 干盐池盆地人工地震C测线的结果及其解译Fig.3 Seismic reflection profile of C across the cross-basin fault in Ganyanchi Basin and its interpretation.测线C的具体位置见图2b。结果显示，中央断层在剖面上为倾向SW的逆断层，且盆地内发育了较厚的生长地层

另外，人工地震反射剖面C还揭示出更重要的地下构造信息(图3)：盆地内所有的沉积地层皆向NE倾斜，越接近盆地中心地层越倾斜，即地层倾角越大；地层厚度由SW向NE迅速增厚，以HY-C8深孔作为参考(深311.2m，双程走时约为366ms，则平均波速约为1.7km/s)(雷生学等，2018)，并假设整个盆地内地震波的平均波速一致，则C测线SW侧的沉积层厚约170m(双程走时约为200ms)，而中央断层附近的沉积层则厚达470m(双程走时约为550ms)，呈现出SW薄、NE厚的楔状形态。上述 “地层倾角和地层厚度向NE逐渐增大”的几何特征为同构造沉积，即 “生长地层”的典型特征。因此，我们将相应的地层解释为生长地层。

2.2 人工地震反射剖面E-F

人工地震E-F测线长约2i700m，布设于盆地中心偏E的位置(图2b)，测线南起盆地南边界，经中央断层向N直抵盆地北边界断层附近，此测线有助于查明整个干盐池拉分盆地的地层与地下构造的全貌信息。如图4 所示，人工地震E-F反射剖面同样显示盆地中央断层在倾向上表现为逆冲运动性质。

图4 干盐池盆地人工地震E-F测线的结果及其解译Fig.4 Seismic reflection profile of E-F across the cross-basin fault in Ganyanchi Basin and its interpretation.测线E-F的具体位置见图2b。结果显示，中央断层在剖面上为一倾向SW的逆断层；盆地内的生长地层及翻转背斜似乎主要受盆地北边界断层控制

3 钻孔联合剖面探测结果

如前文所述，浅层人工地震勘探结果表明干盐池盆地中央断层为一条倾向SW的逆断层，且盆地内堆积了厚度>680m的生长地层。为了验证此结果，垂直于该中央断层布设了2排钻孔(D、G剖面，其具体位置见图2b，以蓝色五角星表示)，其中G剖面由6个钻孔组成，D剖面则由5个钻孔组成。在具体施工过程中，采用直径为130mm的岩心管，钻进回次≤2m；除个别砾石层的岩心采取率较低(约为50%～80%)外，其他地层的岩心采取率≥92% ；对厚度≥20cm的地层进行单独划分并加以编录，以免遗漏潜在的重要信息，且便于对钻孔间的地层进行对比。下面将分述这2条钻孔剖面的探测结果。

3.1 钻孔联合D剖面

钻孔联合D剖面位于盐池村NW约1.5km处(图2b)，由5个钻孔组成，水平跨度约为60m，单孔最大深度为75m，最小深度则为50m，总进尺292m，结果如图5 所示。钻孔剖面揭露出的地层可以划分为4个主要大层，由下而上分别为(图5)：

图5 盐池村NW钻孔联合地质D剖面Fig.5 Composite drilling geological section of D to the northwest of Yanchi village.中央断层北侧地层有明显的加厚现象；标志层Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ分别为灰黑色、蓝灰色和棕红色粉砂质黏土；断层旁的数字为以各标志层底界为参考的垂向断距(标志层Ⅰ因底界未揭露，故以顶界为参考)

层①：灰色、灰黑色粉砂质黏土，夹数段黏土质粉砂层，全段含灰黑色泥炭斑块或条纹较多，推测可能为湖相沉积。该层为比较显著的标志层(标志层Ⅰ)；

层②：灰色粉砂质黏土，顶部为红棕色粉砂质黏土和土黄色泥质细粉砂，中下段局部为砾石层、粉细砂和黏土质粉砂夹层。该层的总体粒度较粗，为整个剖面之最；

层③：灰色、蓝灰色粉砂质黏土，局部粉砂含量较高，发育水平或波状微细层理，下半段夹少量灰黑色泥炭斑块。该层为另一较为显著的标志层(标志层Ⅱ)；

层④：棕红、红棕色表层土与粉砂质黏土，局部含少量粉砂。醒目的红棕色极易识别，使得该层成为标志层Ⅲ。

从图中5可以看出，中央断层在倾向上的确表现为逆冲运动，断层的持续活动使得南盘地层相对抬升，如标志层Ⅰ的顶界被抬升>6.5m，而标志层Ⅱ的顶界则被抬升>0.8m。同时还可以看出，中央断层以北的各主要地层皆有明显的增厚现象，以上部的标志层Ⅱ、Ⅲ为例，标志层Ⅲ为醒目的红棕色粉砂质黏土，其在断层的两侧分别厚约3.4m和4.0m，厚度差为0.6m；而标志层Ⅱ则为发育微细层理的灰色、蓝灰色粉砂质黏土，其在断层两侧分别厚约1.8m和3.5～5.0m，厚度差为1.7～3.2m；虽然标志层Ⅰ(灰—灰黑色粉砂质黏土)的底部未完全揭露，但依然可以看出下盘的地层较上盘明显增厚。上述观察表明确实存在物探剖面揭示的生长地层，且其跨过中央断层延伸至更北部的区域，这有可能暗示着控制生长地层形成发育的断裂构造是盆地的北边界断层，而非盆地中央断层。

3.2 钻孔联合G剖面

钻孔联合G剖面位于盐池村北(图2b)，由6个钻孔组成，水平跨度约为135m，单孔最大深度为50m，总进尺约255m，结果如图6 所示。钻孔剖面揭露出的地层可以划分为7个大层，自下而上分别为：

层①：灰绿色粉砂质黏土，局部夹少量粉细砂薄层；

层②：棕红色粉砂质黏土，顶部夹少量直径<1cm的钙结核，中部夹土黄色粉砂质黏土薄层较多，底部夹少量次棱—次圆状的灰白或灰黑色砂砾石，砾石成分多为片岩或大理岩。醒目的棕红色使得该层成为最易识别的标志层(标志层Ⅰ)；

层③：土黄色粉砂质黏土，夹少量细砾；

层④：灰色砂砾石，砾石岩性以直径2～4cm的次圆状片岩居多，并夹少量石英岩或大理岩，中段夹数层灰绿色粉砂质黏土。该层为标志层Ⅱ；

层⑤：上半段为土黄色细—中粗砂，含少量细砾(粒径以0.5～2cm居多，最大约为3cm)，下半段为深红棕色粉砂质黏土，夹少量淡锈黄色粉砂团块；

层⑥：灰色、灰黑色黏土质粉砂与粉砂质黏土互层，夹少量灰黑色泥炭，局部夹少量细粉砂；

层⑦：灰黑色表层土，含少量碎石块，下半段为淡锈黄色粉砂质黏土。

与钻孔联合剖面D相同，该剖面同样表明中央断层为逆冲性质，南盘的地层逆冲至北盘地层之上(图6)。同时，该剖面清楚地表明盆地内发育生长地层且其跨越了中央断层并延伸至更北的区域——这从中央断层以北的地层有明显的加厚现象可以看出。以2套标志层为例，标志层Ⅰ为醒目的棕红色粉砂质黏土，其在断层南、北两侧分别厚约14m和20m，厚度差约为6m；标志层Ⅱ则为一套灰色砾石层，其在断层的两侧分别厚约1.7m和4.7m，厚度差约为3m。此外，还可以看出中央断层在此为隐伏状态，并未出露于地表，其上断点埋深约为3.3m(图6)。

图6 盐池村北钻孔联合地质G剖面Fig.6 Composite drilling geological section of G in Yanchi village.中央断层北侧地层有明显的加厚现象；标志层Ⅰ、Ⅱ分别为醒目的棕红色粉砂质黏土和砾石层；断层旁的数字为以各主要层底界为参考的垂向断距

4 讨论

4.1 干盐池拉分盆地中央断层的性质

在唐家坡村以西(图2)，沿干盐池盆地中央断层可以清楚地观察到左旋错断的证据：一系列田埂被左旋错断，错距为3.4～7.5m，这意味着该断层在走向上为一条左旋走滑断层，与前人将拉分盆地中央断层解释为里德剪切破裂的认识一致。里德破裂(通常记为R)是在大型走滑断裂带上常见的次级剪切破裂(此外还有共轭里德破裂R′和P破裂等)，以小角度与主走滑断层相交、滑动方向与主断裂一致等为主要特征(Raheetal.，1998；Fossen，2010)。由于拉分盆地中央断层的分布方位、平面形态、运动性质及其与主断层的夹角等皆与里德破裂一致，因此可以认为拉分盆地中央断层在本质上属于里德剪切破裂(国家地震局地质研究所等，1990；Raheetal.，1998；Dooleyetal.，2012)。

如前文所述，浅层人工地震勘探结果表明，干盐池盆地中央断层倾向SW，断层以南的地层相对抬升、以北则相对下降，地表落差约1～3m，显示断层具有逆冲性质(图3， 4)；而钻孔联合剖面探测结果则进一步证实中央断层在倾向上的确表现为逆冲运动，断层南盘相对北盘被显著抬升。以钻孔联合D剖面为例(图5)，其标志层Ⅰ的顶界被抬升>6.5m，而标志层Ⅱ的顶界则被抬升>0.8m。因此，与地表观察到的左旋证据相结合，可以断定干盐池盆地中央断层为逆走滑性质。

基于拉分盆地形成于(拉)张应变区这一认识，前人推测干盐池盆地中央断层可能为一条正走滑断裂(陈社发，1984；国家地震局地质研究所等，1990)。然而，最新的探测成果不支持这一推测。除干盐池盆地外，海原断裂带上另有3个拉分盆地内部同样发育中央断层(三角城盆地、大营水盆地和邵水盆地)(图1)，同样，前人推测它们可能皆为正走滑性质。干盐池盆地的例子清晰地表明，在判断拉分盆地中央断层的性质时须谨慎，应开展进一步工作。

4.2 干盐池拉分盆地的构造格架

如前文所述，人工地震反射剖面结果(图3， 4)显示，干盐池盆地内发育了SW薄而NE厚的楔状生长地层，且生长地层堆垛起来构成背斜形态——这在物探剖面E-F中显得尤为清晰(图4)。针对在伸展构造环境下形成背斜的现象，前人已有较多研究并将其命名为 “翻转背斜”(Rollover anticline，也可译作 “滚动背斜”或 “逆牵引背斜”)，指在张性正断层的下降盘形成的褶皱(李德生，1979；Shelton，1984；Yamadaetal.，2003)。同时，生长地层及其构成的翻转背斜一般被认为是指示正断层为铲式的几何结构(Spahicetal.，2011)。显然，该铲式正断层应当对应于盆地北边界的南-西华山北麓断层，而非中央断层——因为其性质并非张性正断。同时，物探剖面清晰地表明干盐池盆地为一不对称拉分盆地，其沉积中心更靠近北边界断层(图4)，这意味着干盐池拉分盆地的形成演化可能主要受控于南-西华山北麓断层；而钻孔联合剖面亦显示生长地层跨过了中央断层并延伸至更北的区域(图5， 6)，这进一步暗示南-西华山北麓断层控制着盆地内生长地层的堆积发育。

图7 中央断层及其所在的干盐池拉分盆地内的主要构造Fig.7 Cross-basin fault and other main structures developed in the Ganyanchi pull-apart basin.

4.3 逆走滑中央断层可能的形成机制

众所周知，拉分盆地处于张应力构造环境中，然而在干盐池拉分盆地中央却发育一条逆走滑断层，其形成机制是怎样的？基于物探剖面和地质考察所揭示的盆地及其周边的主要构造推测，该逆走滑中央断层的形成机制及演化过程可能如下：1)初期，在呈左阶展布的黄家洼山南麓断裂和南-西华山北麓断裂交会处的左旋拉张作用下，干盐池拉分盆地开始发育，由于主控断裂为盆地北缘断裂(南-西华山北麓断裂)，不对称的断陷作用使盆地北部的沉积物厚度大于盆地南部，并形成与主控断裂反向的正断层——即中央断层的雏形(图8a)；2)中期，盆地南缘断裂(黄家洼山南麓断裂东段)的活动渐渐变弱，而沿盆地北缘断裂的断陷作用则在持续，盆地北部的地层进一步加厚并在逆牵引作用下发生旋转形成 “翻转背斜”，而先前的反向正断层的倾向也随之发生改变(图8b)；3)晚期，随着盆地南缘断裂的活动趋于停止，拉分盆地进入消亡阶段，中央断层 “截弯取直”与盆地南缘逆走滑的黄家洼山南麓断裂的西段(冉勇康等，1997)连接，部分或全部吸收了其逆走滑位移，使得先前的反向正断层转变为逆断层(图8c)。

图8 干盐池拉分盆地逆走滑中央断层演化的概念模型(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).

需要补充的是，对于上述模型的第1阶段，前人针对在某些拉分盆地内部出现对角线式中央断层的原因已做过较多研究(Basileetal.，1999；Wuetal.，2009；van Wijketal.，2017)，一般认为，这与盆地的几何特征和边界断层的重叠度(overlap)及分隔量(separation)有关。以van Wijk等(2017)的数值模拟结果为例：当拉分盆地的长宽比较小或2条边界主控断层的重叠度较低或不重叠时将形成中央断层；而当拉分盆地的长宽比较大或2条边界主控断层的重叠度较高时，则不会出现中央断层，而拉分作用将持续进行下去，从而形成大陆裂谷或海底扩张区。如图2 所示，干盐池盆地的2条主边界断裂的重叠度较低，具有形成中央断裂的条件。

(拉)张应变构造环境中出现逆断层的例子也有不少，如美国犹他州的San Rafael Desert剖面(Fossen，2010)，该剖面揭露出的逆断层被解释为是早先发育的正断层受后期翻转褶皱的影响，断层的倾向发生旋转而成。Gibbs(1983)同样注意到随着下降盘远离主控断层，先存正断层的倾角和弯曲度(curvature)显著减小，并随着翻转背斜一起旋转成为视逆断层。位于海原断裂带最西端的老龙湾拉分盆地(图1)，其内部的中央断层(紫红山断层)同样为逆走滑性质(田勤俭等，2000)。现今，老龙湾盆地已消亡并反转隆升为低山丘陵，而紫红山断层的形成与贯通被认为是老龙湾拉分盆地发生构造反转的可能原因之一(田勤俭，1998；田勤俭等，2000)。不过，与老龙湾盆地相比，干盐池拉分盆地所处的构造应力环境似乎尚未发生大的改变(转为压应变环境)，其边界主控断层——南-西华山北麓断裂依然具有较大的正断分量，由此推测干盐池盆地演化至今日老龙湾盆地那样的低山丘陵可能尚需一段时间。

综上，干盐池拉分盆地的实例表明，逆走滑中央断层的一种可能形成机制是 “截弯取直”作用，即先存正断层在截弯取直后吸收了边界断层的逆走滑位移而成。而受控于盆地边界主控断层的翻转背斜，则可能对中央断层的倾向发生旋转有一定影响。