表1　走滑断层分类
Table 1　Classification of strike-slip faults

　　走滑断层由于压扭作用可以出现走滑造山带或挤压山脊，走滑造山带主要出现在压缩弯 曲或板块斜向聚合地带，但其造山带宽度小，且无明显的岩浆作用和变质作用。
　　作为这些造山带或隆起的边界断层形态比较复杂，但总体形成花状构造或“棕树构造” ，成对的逆断层愈向下变得愈窄，到深部变陡，断层的凸面向上，在横剖面中其几何形态类 似于上冲断层或冲断层。这类冲断层向上和向外逐渐变平，但其规模要比走滑断层主位移量 小得多，一般冲断层的位移量为几十米到几百米，但有时可达几公里(参考图1b)。
　　在断层带内侧常形成背形构造，其形态类似于背斜，这类背形构造轴向大致平行于主走 滑断层带。背形的构造幅度常常是向下减小，有时在深部则出现近水平的基岩面。小型的背 形构造常常可以构成有利的油气圈闭^［8］。
2.1　哀牢山走滑造山带与走滑盆地
　　出现在云南西部的横断山脉，可以和美国西部的横断山脉作类比。主要是由于走滑挤压 所产生，两者都位于走滑断层的挤压弯曲部分，但山脉走向不同，这是由于走滑断层滑动方 向不同所引起，我国的横断山脉走向近南北，确切地说应称为纵断山脉，而美国的横断山脉 走向近东西， 处于圣安得列斯断层大拐弯(Big Bend)处(图3)^［6］。
　　哀牢山走滑造山带主要由三条断裂组成，东部为红河断裂带，中部为哀牢山断裂带，西 部为阿墨江断裂带。在阿墨江断裂与哀牢山断裂之间为低温高压变质带，发育蓝闪石 片岩，在哀牢山断裂与红河断裂之间为高温低压变质带，发育红柱石片岩，是否构成 “双变质带”尚有不同看法，其俯冲极性亦有争议，但在印支期的碰撞构成古哀牢山^{［ 9］}。
　　红河断层为分隔华南板块与印支地体的走滑断裂带，断裂带西侧出露点苍山变质岩体， 变质岩体显示左旋剪切证据，左旋走滑高峰期为中新世(23　Ma)，钟大赉等认为两侧位 移约320　km^［10］，吴根耀根据两侧岩石对比，认为其位移可达450　km ［9］，在上新世(4.7　Ma)变为右行剪切，水平位移可达几十公里，控制上新世至 现在沉积盆地发育。
　　红河断裂带在时间上由早期左旋走滑转化为后期的右旋走滑，同时在空间上以弥渡断陷 为枢纽分隔点苍山变质带与哀牢山变质带。当延伸至红河三角洲地带时红河断裂转化为张扭 性，在断裂南端则为走滑拉分盆地。根据南海磁条带显示，海底扩张时间在32　 Ma至16　Ma之间，左滑量为550　km，与红河断裂在片麻岩中复原最小位移值390 　km比较接近。到5　Ma时红河断裂反转为右旋走滑，这时有些地方产生走滑伸展断层，洱海形成则与此有关(图3c)。因 此沿红河走滑断裂带可以出现不同程度的走滑伸展盆地，洱海盆地仅是局部伸展地堑，在南 海北部则出现走滑拉分形成的莺歌海盆地，至南海中部则出现洋壳侵位，洱海盆地可 以看 作是薄皮构造形成的“冷盆”，至南海则出现有地幔卷入的厚皮构造所形成的“热盆”。同 样沿圣安得列斯断层的里奇盆地为一薄皮拉分盆地，至索尔顿盆地则有火山岩喷出,显示走 滑作用卷入基底，再向南至加利福尼亚湾则出现洋壳侵位(图3)^［6］。

　　此外在红河走滑带两侧，由于点苍山-哀牢山造山带所派生的冲断层分量，可以形成走 滑挤压盆地或走滑前陆盆地，如兰坪-思茅盆地和楚雄盆地。
　　兰坪-思茅盆地位于点苍山-哀牢山的西南，夹持于红河断裂与澜沧江断裂之间，为一 北西-南东向的狭长盆地，主要为侏罗-白垩纪地层所充填，出露最老的地层为上三叠统歪 古村组，其北延部分主要是基性熔岩夹酸性熔岩，为双峰式火山喷发，玄武岩与流纹岩相 互交替喷溢到地表，但沿西侧有中晚三叠世弧火山岩喷发，反映盆地形成时为弧后环境，至 中侏罗世有玄武岩喷发，形成弧后裂谷盆地。兰坪-思茅盆地内中侏罗统-下白垩统发 育较好，主要为陆相沉积，但有海水自南部呵叻盆地流入，具两堑夹一垒的构造格局，西部 发育有海相夹层，喜马拉雅运动使盆地发育对冲格局^［11］。从兰坪-思茅盆地演化 历史来看， 很可能由早期弧后裂谷盆地受后期红河断裂及澜沧江断裂的走滑作用控制形成走滑挤压盆地 ，可以与美国加州的文图拉盆地类比(图3d)。
　　楚雄盆地位于哀牢山东侧，夹持于程海断裂与普渡河断裂之间。随着墨江洋闭合，古哀牢山 形成， 东侧楚雄盆地晚三叠世早期云南驿组及罗家大山组主要发育火山碎屑浊流及碳酸盐浊 流沉积，构成复理石前陆盆地，晚三叠世晚期白土田组出现火山碎屑冲积扇及洪积河 流含煤沉 积，构成磨拉石前陆盆地，侏罗-早白垩世趋于稳定沉积。新生代走滑作用，形成较狭小的 走滑前陆盆地，后期则叠置滇池、元谋等走滑伸展盆地(据蔡立国博士面告) 。
2.2　阿尔金走滑造山带与走滑盆地
　　阿尔金断裂系主要是由阿尔金断层及车尔臣河断层等一系列北东东向走滑断层组成的走滑造 山带，两侧为塔里木盆地与柴达木盆地，具有典型的正花状构造(图4)。
　　阿尔金断裂系向西南延至康西瓦缝合带，向东北可能与恩格尔乌苏缝合带相连，但在酒 泉盆地西北侧部分走滑位移量已转换为北祁连冲断带，同样在塔里木盆地东南侧部分走滑位 移量转化为北昆仑冲断带。
　　对阿尔金断裂构造带的性质和走滑作用时代及位移量有不同看法。从塔里木盆地东部奥陶纪 沉积特征来看，塔里木板块与柴达木地块拼合时代应为中晚奥陶世，由寒武-奥陶纪时 满加尔裂陷槽的反转可以得到佐证。塔里木盆地在早古生代时向东部开口，奥陶纪时具有巨 厚复理石沉积，由一系列海底浊积扇组成，厚度可达3　000～4　000　m；晚 古生代时转化为向西开口，志留纪及泥盆纪时海水向西撤出，在孔雀河斜坡一带有残存砂、 泥岩沉积，厚约1　500　m；中生代侏罗纪开始在阿尔金构造带出现裂陷盆地，有 人认为是阿尔金断层造成的走滑拉分 盆地，说明阿尔金断层走滑运动开始于侏罗纪，但从现有侏罗纪沉积特征来看不足以证明有 走滑运动的特征，而具有半地堑/地堑充填特征。
　　始新世印度板块与亚洲大陆的碰撞作用是阿尔金断层转化为走滑运动的开始。根据新生代走 滑拉分盆地索尔库里盆地计算，阿尔金断裂在新生代时走滑位移量可达260　km(据 1998年9月尹安博士从阿尔金地区回京后面告)。
　　阿尔金走滑断层对祁连冲断带和昆仑褶皱冲断带的压缩量起了调节作用。同时由于走滑 挤压使阿尔金山形成正花状构造及发育上冲断层，并发生强烈上升，使两侧塔里木盆地及柴 达木盆地迅速沉降。随着阿尔金东南侧冲断作用发育，柴达木盆地第三纪沉积中心从西北向 东南方向迁移(参见图4)，随之在盆地内发育雁列褶皱或反S型构造^{［12，13］}。

　　由于走滑断层伸展弯曲或分枝常形成拉分盆地，在剖面上构成负花状构造，其断层性质 主要为正断层或变换断层，常形成雁列垒堑结构。
3.1　郯庐走滑断裂带与拉分盆地
　　郯庐断裂是东亚大陆构造上一个主键，目前主要呈现为走滑断层性质，在一些地段由于 弯曲张驰呈现为伸展断层性质，而在另一些地段由于弯曲挤压呈现为逆冲断层性质，造成郯 庐断裂性质上的争论，但目前认识渐趋一致，认为是巨型走滑带^［14,15］。
　　郯庐断层断面近直立，为一切割岩石圈的走滑断层，位移量按古生代构造岩相带错开距离约 为200～300　km，郯庐断层的主体部分可以分为3段：① 北段构成松辽盆地东界及依兰 -伊通地堑的西界，依兰-伊通地堑为一走滑裂谷，发育第三纪沉积，地堑内地震剖面中出 现负花状构造。② 中段构成渤海湾盆地东界及胶莱盆地西界，在渤海湾盆地东部出现雁列 断块形成垒堑结构，在地震剖面上出现负花状构造，并有火山岩喷发。胶莱盆地为郯 庐断 裂及五莲荣城断裂所夹持的楔形断陷，发育白垩纪火山岩及火山碎屑岩^［16］。③ 南段由于郯庐断裂带分枝，形成雁列拉分盆地，如无为盆地、南陵盆地等具有盆岭结构，叠 加在下扬子前陆冲断带及前陆盆地之上,其中以宁芜盆地拉分量较大,出现火山岩喷发,同时 演化成菱形盆地，主要充填晚侏罗世-白垩纪火山碎屑岩沉积。
　　关于郯庐断裂的性质和位移有着不同看法：一种认为是大陆平移断层，另一种则认为是大陆 转换断层，因此对位移量和切割深度仍有不同看法。根据郯庐断裂与大别-胶南造山 带的相互关系来看具有大陆转换断层性质，当扬子克拉通向北嵌入华北克拉通时，可以构成 斜向碰撞带。在形成大别造山带和胶南造山带的同时，郯庐断裂以转换断层方式调节压缩量 ，同时也转换板块俯冲方向，即在郯庐断裂以西扬子板块俯冲到华北板块之下，而在郯庐断 裂以东扬子板块仰冲到华北板块之上(图5)。

　　大规模走滑断层系发育主要与滑移线场和剪切作用有关，但在亚洲大陆常构成偏共轭现 象，形成嵌入(indent)构造和滑逸(escape)构造，走滑断层系起了位移量调节和构造变换作 用。
　　中国大陆地壳变形，明显地受到印度板块自南向北楔入，使中国及邻区大陆地壳碎裂， 就像“破冰船”那样使冰块碎裂，产生叠覆和离散，形成山岭和盆地。同样，我们可以认为 西伯利亚板块自北向南楔入中国及邻区，其时代更早，图像更明显，使中国及邻区依次发育 弧形褶皱带，如伊尔库次克弧、蒙古弧、祁吕弧、华南弧等，两侧以北东向(华夏方向)和北 西向(西域方向)的褶皱波形式出现，西伯利亚板块就像船头，将水波推向太平洋和印度洋地 区，这些褶皱波基本上对称于贺兰山-龙门山-横断山脉一线，呈羽状展布。
　　同时我们也可以见到，在西伯利亚地块东侧的北东-北北东向断裂呈左旋平移，北北西 向的断裂呈现右旋平移^［18］，郯庐断裂与塔拉斯-费尔干纳断层构成塔里木-华北 克拉通相对南滑的边界。同样，当印度板块呈三角形楔入我国及邻区地壳时，帕米尔弧向北 呈半环状凸出，在印度板块西侧的北北东向断裂呈左旋平移，而东侧北北西向断裂呈右旋平 移，查曼断层与喀喇昆仑断层构成向北嵌入亚洲大陆的边界。这些断裂及位移方向有规律地 展布，与滑移线场理论推测相一致(图6)。
　　李四光教授早在1948年就采用滑移线场理论来讨论中国东部断裂网格及华夏海的起源问 题，后来，阐述为棋盘格式构造^［4］。莫尔纳等将板块碰撞与滑移线场理论结合起 来研究亚洲板块新生代变形^［19］，但忽视了西伯利亚板块的作用和前新生代中国大 陆的变形格局。
　　巨大走滑断层是特提斯演化中起重要作用的活动带，特提斯海的张裂与走滑断层有关 ，但由于后期强烈变形，其形迹大部分被掩盖，因此需要利用沉积物和蚀源区的相对位移来 进一步证实。

收稿日期：1998-11-13　　修改稿日期：1999-01-20