走滑构造与沉积中心转移
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 et al .，1991)，也是山脉隆升剥蚀并迅速沉降成盆地的区域。古走滑断裂带很难识别，因为这些断裂带中往往存在走滑拉张和走滑挤压分量，拉压特征可以很快识别，但令人信服的走滑证据很难保留。
走滑断层主要平行于断层面水平运动，侧向连接、分叉和交织是许多走滑断裂带和断层系统的基本特征。走滑断层在平面上表现为线性或弯曲的主位移带，在主位移带内和主位移带附近有雁列状排列的断层和褶皱(图5.9)，其构造线与主位移带相交。在剖面上，走滑断层在深部由一条相对狭窄的、近垂直的主位移带组成，但在沉积岩盖层中是一条向上、侧向发散的辫状断裂带(Figure 5.10)。向上分散的分叉断层系称为“花状构造”，少数人称之为“棕榈树状构造”(Sylvester，1984)。走滑断层两侧并列的岩石类型差异很大，同一地层单位的厚度和岩相突然发生变化。在同一剖面上，正断层和逆断层并存，同一断层错动的不同界面的规模和方向不同(图5.438+00)。在连续剖面上，同一断层的倾角不同，同一断层在某一界面的规模和方向都在变化，正负拆离断层发生的概率也不同。在许多连续剖面中，同一断层的倾角是可变的，同一层面上断层分离的规模和方向是不同的。在深部(或向上)的低角度拆离构造中指出一些走滑断层，这些断层可能都在沉积岩中，也可能涉及基岩。在区域尺度上，走滑构造样式的显著特征是缩短和拉伸同时存在，逆冲断层和煤仓滚动方向具有随机性(Heward et al .，1980；米哈伊尔，1985).
图5.9与理想右行走滑断层有关的结构面排列(根据Christie-Blick等，1985)。
5.3.1.2同沉积走滑断层的识别
上述走滑断层独特的花状构造和平面特征可与其他断层区别开来。下列标志对确定同沉积走滑断层也非常有用。
(1)横向运动
就像今天的走滑断裂带可以通过断裂带两侧交错的一些特殊岩性或沉积相的对比直接确定走滑运动一样，古地形的重建也可以指示走滑构造的存在。沉积盆地中扇体沿断层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(如大碎屑、砂岩或重矿物成分)往往是沉积盆地中某些特殊类型物源的指示。这些物源现在可能不在沉积盆地的断层上升盘附近，而是在远离盆地的某个位置。走滑作用可以很好地解释物源区和沉积区之间的错动。用古地形指示走滑断层存在时，冲积扇或海底扇的大小必须与物源大小相称(Steel等，1985)。
图5.10走滑断层剖面特征(根据Christie-Blick et al .，1985)
(2)垂直运动
沿着走滑断裂带，大规模、快速的垂直运动非常普遍。同沉积断层只能通过沉积厚度或沉积相在横向上的突变来识别。在碎屑供应充足的地方，相变与断层线不一致，只是沉积厚度的变化。河流、三角洲或海洋环境提供的古水流和古地形证据表明，盆地中的沉积物搬运更可能平行于走滑断层，而不是垂直于走滑断层。由于差异运动，沉积很快，堆积一般可达数公里厚(阅读，1980)。
(3)横向相变
横向沉积环境的变化是所有小型快速沉降盆地的普遍特征。除了大面积的剥蚀区由来自盆地一端的物源供给，盆地内形成大面积的三角洲外，大部分物源供给是局部的，有限的物源供给点限制了盆地内任何一种沉积相的分布(Stell et al .，1980)。盆地内沉积受活动断裂控制，沉积相的运移受断裂控制，相单元厚，横向分布有限。
(4)压缩特性
上面提到的这些特征都是由快速垂直运动引起的，只是张力和正常断层作用的迹象，这在任何下降的地堑中都可以看到。但所有走滑断裂带(走滑拉张除外)均表现为挤压特征。在某些地方，沿断裂带的局部挤压可导致逆冲、隆起和推覆构造的形成，隆起还可造成剥蚀和不整合(常为角度不整合)。这些变形通常与邻近地区沉积盆地的沉积同时发生。遗憾的是，在古造山带中，尤其是在陆相沉积区，存在着地层同时缺失的迹象，它们之间的对比往往建立在不整合或构造事件同时发生的假设上。在同一个走滑断裂带中，一个方向的压缩缩短伴随着另一个方向的拉伸，或者拉伸和缩短交替出现。
5.3.2走滑盆地的沉积学识别
走滑盆地是走滑断层作用的伴生产物，大多具有特定的几何形态、高沉积速率、巨厚的沉积和快速的侧向相变等特点，使其在形态、分布、沉积充填序列和沉积体系域构型等方面与其他沉积盆地有所不同。
5.3.2.1沉积环境和沉积相
走滑盆地的沉积环境是多样的，包括海洋和非海洋环境，它们所经历的气候条件也有很大差异。沉积体系可以从冲积扇、扇三角洲到水下扇、滑塌堆积、泥石流和浊流沉积。虽然走滑盆地中可能存在各种相，但每个相在盆地中不会横向延伸太远，盆地的沉积受盆地边缘的边界断层和盆地的快速沉降控制。
陆相走滑盆地发展的初始阶段是湖泊沉积环境。这类湖泊通常狭长，湖盆伸长方向平行于走滑断裂带，表现为单向或双向充填。河流或三角洲的末端向盆地提供碎屑，冲积扇通常形成于盆地的边缘。水盆灌满后，可以逐渐由深水变为浅水，也可以突然由深水变为浅水。由于持续沉降，某些特殊相可以长期存在于同一带内，而沉积相的横向迁移是有限的。出现什么样的特殊相，很大程度上取决于气候和湖水的化学成分(Hardie et al .，1978)。当湖泊被淤泥填充时，湖泊的原始位置被河流取代，因此盆地填充序列以河流沉积结束，如加利福尼亚州的齐磊盆地。在走滑挤压为主的盆地，由于河流受气候控制，往往发育宽阔的冲积平原和河间沉积(阅读，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。典型的例子是著名的加州大陆边缘和新西兰附近的走滑盆地(Moore，1969)。在这些地方，陆地材料非常重要。其中，水下重力搬运的粗粒陆源碎屑沉积在盆地平原，可能出现来自海底扇和大陆坡边缘的细粒陆源碎屑，盆地也可能部分被狭窄的大陆架所包围。目前，大部分陆源沉积物被捕获，这应归因于最近的海平面上升。偶尔，海底峡谷的拦截也能把一些沉积物输送到海底扇和盆地平原。如果盆地边缘发育碳酸盐滩，盆地内也可能发生碎屑碳酸盐沉积。
虽然走滑盆地岩浆活动稀少，但在伸展作用突出的情况下，盆地内也可以发育火山岩。例如，在我国下扬子地区的宁武中生代走滑拉分盆地中，有面积1400km2的喷出岩堆积在盆地中(夏等，1994；林等，1997)；云南三江地区腾冲地块上新世-第四纪走滑拉分盆地发育一套玄武岩-安山岩-英安岩组合。当张力相当强时，甚至在扩张中心也能形成洋壳和蛇绿岩，如安达曼海(Balance et al .，1980)。
5.3.2.2盆地的充填与地层标志
走滑盆地平行于走滑断层系统，并被拉长。盆地深且相对狭窄(宽度小于50公里)。由于盆地两侧垂向运动的不均匀性，剖面往往表现出不对称的特征，如齐磊盆地一侧的下降边缘相对简单；另一侧相对复杂，为不整合、逆冲断层和倾滑断层的组合(图5.11)。走滑盆地小而复杂，沉积相在纵向和横向上不对称。沿主断层沉积一些粗粒沉积角砾岩，如碎屑堆、滑坡和小规模陡泥石流，在盆地其他边缘沉积冲积扇，如辫状河、曲流河、扇三角洲和三角洲(图5.11，图5.6538。盆地内横向相变如此迅速，以致边缘角砾岩能迅速横向进入湖相泥岩。走滑盆地幕式沉降快，沉降时间短，沉降速率极快，可达1000m/Ma(读数，1982)。往往发育多个沉积中心(Figure 5.12)。沉积中心系列、沉积中心、沉积相或相带沿走滑断层横向移动，导致沉积体系横向叠加，盆地内沉积厚度大于盆地深度(附图5.12 ~附图5.14)。盆地中的沉积区与物源区不重合。最典型的例子是雷吉盆地和苏格兰老红砂岩盆地，但这两个盆地的物源供给方向略有不同。在齐磊盆地，盆地物源位于平行于盆地长轴的一侧，盆地充填方向与走滑断层呈高角度相交。随着走滑断层的右旋走滑运动，盆地内沉积体系沿走滑断层走向横向超覆；远离物源，沉积体系时代渐老。在苏格兰老红砂岩盆地中，盆地的物源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。随着左旋走滑的发展，新的次生沉积盆地或沉积中心不断形成。盆地边缘的碎屑充填在早期形成的次生盆地或沉积中心附近；后期形成的次生盆地将物源区与前期盆地充填区隔开；早期的次生盆地只接受冲积扇远端相的沉积，冲积扇近端相(扇根亚相、扇亚相等。)主要充填在与物源相邻的新的次生盆地中。随着新的次盆地的形成，之前形成的盆地逐渐远离物源区，导致物源区和沉积区之间出现明显的错位(Figure 5.14)。在现代盆地中，有许多地貌错位特征，如河流、冲积扇或海洋峡谷。
图5.11齐磊盆地构造-沉积综合剖面图(根据Croweell等人1982，引自何明喜等人1993)。
图5.12苏格兰老红砂岩盆地多个沉积中心的出现以及沉积区与物源区的错位(据Bluck，1980)。
图5.13死海裂谷中菱形拉分盆地的沉积中心从中新世阿拉瓦谷移动到现在的死海位置(根据Christie-Blick等人，1985)。
图5.14齐磊盆地充填沉积中心转移模式(根据Nilsen et al .，1985)
走滑伸展盆地岩浆活动强烈，地层序列呈现由新到旧的环状扩张结构。走滑挤压盆地随时间逐渐萎缩，并伴有雁列褶皱、逆冲断层和推覆构造，盆地内存在大量复杂不整合。
5.3.3走滑盆地的类型和特征
在许多盆地的演化过程中，其控制机制在不同阶段是混合和变化的(Dickinson，1993)，走滑盆地也不例外。有些盆地的形成主要受走滑运动控制，有些盆地则受伸展走滑或挤压走滑机制控制。从动力学系统看，与走滑断层有关的盆地有三种类型:①走滑伸展盆地；②走滑挤压盆地；③拉分盆。每个盆地的主要特征如表5所示。1.
表5。1走滑伸展盆地、走滑挤压盆地和拉分盆地主要特征对比
5.3.3.1走滑伸展盆地
走滑伸展盆地的形成和演化受拉张和走滑双重机制控制，走滑伸展盆地兼具伸展盆地和走滑盆地的特征。对于这类盆地，正如Miall (1990)指出的，确认伸展作用的存在要比确认剪切作用容易得多。因此，过去简单地将走滑伸展盆地归为伸展盆地，如中国的伊通地堑(李思田等，1997)。走滑伸展盆地可以在各种板块构造环境中发育，包括板块边界的转换、分散和会聚，伸展和收缩的大陆环境，以及远离强变形区的板块内部。盆地通常发育在离散的走滑构造带中。在这类构造带中，走滑往往伴随着明显的离散作用，主要的位移带和相邻的伴生构造以拉伸为特征。
走滑伸展盆地一般狭长，盆地的伸展方向平行于控盆边界断层。平面上呈地堑状，通常为单断层半地堑状盆地或双断层半地堑状盆地(图5。15)，可呈单个盆地或雁列式盆地群分布于走滑断裂带一侧。在剖面上，控盆边界断层以正断层为主，表现出强烈的走滑运动特征。盆地的伸展主要沿垂直于控盆边界断层的方向，控制着盆地发育的宽度。随着延伸，盆地将变得更深更宽。走滑主要发生在盆地的长轴方向。控制盆地边界的主断层是盆地形成演化和盆地内地层格架的主要控制因素。
图5。15苏格兰老红砂岩原型盆地和盆地充填(根据Bluck，1980)
大陆走滑伸展盆地以湖泊沉积为主，具有双向充填和点源补给的特点。盆地为一侧受主断层控制的半地堑，其沉积沉降中心偏向主断层一侧，地貌上为陡坡。以山麓、滑坡和泥石流为主的冲积扇和角砾岩往往沿着这一侧形成，如挪威西海岸的霍恩伦盆地、苏格兰的老红砂岩盆地(图5。12，图5。15)和云南西部兰坪古新世盆地。或沿主断层一侧形成陡坡扇三角洲，如伊通地堑(李思田等，1997)。冲积扇、陡坡扇三角洲或角砾岩带狭窄，沿主控盆地的断层分布。陡坡一侧的冲积扇外形小巧陡峭，很多地方溢出的碎屑可以直接进入各种深度的湖泊。陆地上的泥石流沉积可以横向追溯到水下泥石流沉积。在控盆边界主断层对面的盆地另一侧，往往发育以河流为主的缓坡(扇)三角洲或冲积扇，大部分沉积物从这一侧进入盆地。此时盆地中心以湖相沉积和浊积岩沉积为主，湖相在盆地边缘与冲积扇交错，相态变化迅速(图5。15).
走滑主要沿控制盆地边界的主要断层进行。走滑常表现为沉积区和物源的错动，沿盆地边界断裂分布的沉积体系(如冲积扇)侧向迁移或侧向叠加，平行于盆地延伸方向的多个沉积中心，沉积中心在空间上横向排列，古流向有规律偏转。走滑断层往往具有负的花状构造，在主位移带两侧常伴有断层构造，在空间上呈雁行状排列。断层性质多为走滑断层、正断层或走滑正断层。缺乏明显的挤压作用(如雁列褶皱和逆断层)，或仅在局部地区分散或集中，褶皱轴往往与主位移带平行而非倾斜。
5.3.3.2走滑挤压盆地
走滑挤压盆地是走滑和挤压共同作用下形成的盆地。英格索尔(1998)认为圣安德烈亚斯断裂带上的盆地是世界上最详细的走滑挤压盆地，南加州的文图拉盆地(Burke等人，1982；Yeats等人，1985)、斯匹次卑尔根的古近纪中央盆地(Steel等人，1985)、滇西始新统景谷盆地(刘等人，1998)、中晚三叠世的长江下游盆地(等人，65438+)与前陆盆地一样，这类盆地的沉降受岩石圈挠曲引起的载荷影响(Christie-Blick等人走滑挤压盆地一侧与造山带、逆冲带、推覆带相邻，盆地边缘断层往往是伴有明显走滑的逆冲断层；对面有发展断层的，也有不发展断层的。当断层发育时，通常是走滑断层。沿两条断裂之间区域发育的走滑挤压盆地，平面上常呈楔形，如滇西始新统景谷盆地(刘等，1998)和中、晚三叠世下扬子盆地(夏等，1994；李配军等人，1995)就是这种类型。只有单侧断层的走滑挤压盆地以斯匹次卑尔根的古近纪中央盆地(Steel等人，1985)和云南西部的始新世兰坪盆地为代表(图5。16).走滑挤压盆地中的控盆断层往往是走滑挤压断层。盆地的挤压方向垂直于控盆断层，走滑主要发生在平行于控盆断层的方向。
走滑挤压盆地的沉积物主要是受河流控制的冲积扇和辫状河沉积，但部分盆地也有湖泊沉积。走滑挤压盆地具有双向充填的特点，冲积扇沉积在靠近主断裂带的一侧。该扇规模较大，碎屑的运移方向垂直于盆地边缘断层，指向盆地轴线。与另一侧相比，发育小型河控冲积扇，古水流方向指向轴线，盆地轴线为河流或湖泊沉积，古水流方向与轴线一致。
走滑挤压盆地的挤压特征在盆地充填方面与前陆盆地相似，纵向上表现为向上增厚的递进序列。随着造山带沿盆地边缘的不断逆冲隆升，盆地的物源是不断向盆地迁移的逆冲推覆带。盆地内沉积相变化快，相带移动。例如，在长江流域(李配军等，1998)，沉积物从盆地边缘到中心由粗到细变化剧烈。随着时间的推移，沉积物分布范围逐渐变窄，盆地逐渐萎缩，盆地边缘粗碎屑相带明显向内移动，细碎屑相明显变窄。在垂直于造山带的方向上，盆地的沉积沉降中心远离或朝向造山带移动(Figure 5.6438+06)。
图5.16滇西兰坪始新世走滑挤压盆地沉积中心双向迁移E3-渐新统；E2b1、E2b2、E2b3— —始新统宝象寺组下、中、上段。
与走滑伸展盆地和走滑伸展盆地相比，走滑挤压盆地的走滑特征相对简单，其走滑特征为:沉积区和物源区错动，沉积中心斜向分布，沉降中心平行于控盆边界断裂带或造山带侧向迁移。不幸的是，在同一个盆地同时观察到上述所有迹象是罕见的。例如，在中晚三叠世，长江沿岸的扬子盆地走滑主要表现为沉积区从物源和沉积中心侧柱的错动(图5.17)，而滇西南坪始新世盆地走滑主要表现为沉积中心平行于造山带的侧向迁移，同时前陆盆地向造山带移动，表明
走滑挤压盆地中往往发育大量的逆断层、褶皱构造甚至推覆构造，包括低角度逆冲断层。盆地中的褶皱往往呈雁形或平行于主位移带。当挤压作用较强时，其构造样式变得类似于逆冲褶皱带的构造特征。走滑挤压盆地中发育的大多数断层呈雁行状分布。
5.3.3.3拉分盆地
拉分盆地是走滑构造环境中的一种重要盆地类型。“拉脱”一词最早是由Burchifel和Stwart在1966年研究美国加州死亡谷的结构时提出的。拉分盆地，又称菱形裂谷、构造沉降、扭性地堑、菱形地堑等。拉分盆地是指走滑断层的某些不连续部分或走滑断层之间的重叠交错部分，走滑断层的滑动引起的侧向拉伸产生构造凹陷。板边和板内都有拉开盆。盆地规模不同，沉积建造和火山活动取决于构造背景和构造活动强度。盆地的主要构造是边界走滑断层、边界正断层和盆地内的剪切或拉剪断层，它们控制着拉分盆地的发育。
图5。17下扬子中、晚三叠世走滑挤压盆地沉积中心为左旋斜向(据夏等，1994)。
拉分盆地是位于单一不连续走滑断层之间的盆地。盆地的形态和发育规模主要取决于侧向断裂的间距和侧向断裂的超覆程度。在盆地形成早期，初始拉分盆地的相似性特征是(Mann et al .，1983): ①具有“分离弯曲”的初始几何特征，表现为无侧向连接的主断层被一条具有较大走滑分量的中央斜断层连接；②主要断层不完全平行。地貌上属于构造洼地或断槽、低断崖。如果构造洼地或断槽有水和物质供应，就会发生沉积作用。随着侧向断层的不断错动，在分离的侧向节理处会形成“纺锤形”、“Z形”和“S形”的盆地形态。由于地形起伏较大，沉积作用形成的冲积扇集中在盆地边缘的断崖周围，沿这些边界断层的走滑运动可导致冲积扇不断侧向迁移，使物源区和沉积区交错。盆地基底的倾斜导致了扇体的分离，也造成了沿河谷一侧广泛分布的低坡扇体，而在另一侧则形成了分布范围较小的陡坡扇体。近源冲积扇沉积逐渐过渡到可能不受断层活动或局部沉积中心影响的远处砂和泥沉积(Mann et al .，1983)。成熟的拉分盆地往往是菱形的，所以也叫菱形裂谷，是在S形或Z形盆地的基础上，由于断层水平位移增大而发展起来的。菱形拉分盆地的长宽比约为3。盆地内常发育许多被水下隆起分隔的深渊或洼地(Rodger et al .，1980；Mann et al .，1983)，这些深渊或凹陷一般呈环状，当许多深渊发育时，往往呈对角分布在盆地底部，或由凹陷和凸起交替分布，在空间上呈斜向分布在盆地底部(图5。18).菱形拉分盆地中可以出现深海相、海相和湖相沉积，主要断裂对沉积的控制作用只有在与复杂断裂带有关的陡坡地区才最明显。盆地块体下降盘发育坡度较陡的小型冲积扇和扇三角洲，上升盘形成坡度较小的大型冲积扇。随着走滑位移的不断增大，菱形拉分盆地的长度将无限增大，演化为一个主断层横向连接超过盆地宽度(或横向断层初始间距)的狭窄洋盆(Mann et al .，1983)。
图5。18滇西龙川中新世走滑拉分盆地的坳陷和隆起(据陈等1994)。
拉分盆地的宽度取决于位移开始前尚未横向连通的断层之间的初始距离，在拉分盆地的形成演化过程中，盆地的宽度基本保持不变。盆地的长度随着断层侧超覆的增加而逐渐增加。盆地规模扩张的方向平行于走滑断层的走向，不同于走滑伸展盆地。走滑拉分盆地中，控制盆地内的断层通常为走滑断层和走滑断层或正断层与正断层。走滑伸展盆地中存在的各种走滑标志，在拉分盆地中也同样存在。
5.3.4盆地形成机制
走滑盆地可以在多种地球动力学环境中形成，如大陆和海洋之间的过渡带、离散板块边界和伸展大陆环境、会聚板块边界和挤压环境。
沉积盆地中走滑断层的形成是局部地壳扩张或局部地壳缩短(特别是在大陆汇聚带)的结果。走滑盆地的面积变化很大，但这些盆地往往小于区域伸展(许多陆内坳陷)或区域缩短(前陆盆地和弧前盆地)形成的盆地，典型的走滑盆地往往很窄(宽度小于50公里)。由于相邻地壳块体运动的变化，一个盆地所经历的拉伸和缩短作用可以交替出现；或者一个方向(或盆地的一部分)的拉伸伴随着另一个方向(或盆地的另一部分)的缩短；拉伸和缩短的方向在盆地中也是不同的，并随时间而变化(Miall，1985；Stell等人，1985；克里斯蒂-布利克等人；1985) 。
虽然沿走滑断裂带的错动主要是水平的，但任何地方最明显的运动是倾滑。断块之间的这种相对垂直运动对走滑断层系统产生了沉积作用。但走滑挤压和走滑伸展造成的沉积效应明显不同。走滑挤压导致陆地、洋脊或海洋中岛屿的褶皱、逆冲和造山带的垂直抬升，在逆冲带或造山带的前缘形成走滑挤压盆地。走滑伸展导致盆地沉降，正断层形成这些盆地的边界。这种机制形成的盆地通常是走滑伸展盆地和拉分盆地。走滑伸展盆地主要发育在离散的走滑构造带中，而拉分盆地往往产生在断层侧向伸展不连续的断层一侧或延行断层所在位置。
一般认为，走滑盆地主要出现在走滑伴随离散分量的地区。沿走滑断层系往往存在一些小规模的拉压交替带，它们是由走滑断层带的弯曲、走滑断层带内断层的编织或雁列断层的侧移造成的。沿走滑断裂带的弯曲可以产生汇聚和离散，汇聚带产生挤压、抬升和剥蚀，离散带形成盆地(图5。19( a))。断层的分叉和聚合构成一条网络断层，两条断层在此交汇，夹在两者之间的断块被压缩抬升；离散位置的拉伸导致沉降(图5。19( b)、(c))。梯形裂缝的末端要么被拉伸，要么被压缩(图5。19(d))；在平行断层开始再次移动的地方，形成了类似死海的拉分盆地(图5。13)，或者形成褶皱和逆冲断层(图5。19( e))。
图5。19走滑断层类型及其盆地(据读，1980)。
除了地壳的伸展之外，沿走滑断陷盆地的另一个潜在的重要机制是地壳局部会聚引起的加载。由构造载荷引起的盆地沉降模式，如美国南加州的文图拉盆地，很可能受到岩石圈挠曲的影响。当岩石圈较热，强度相对较弱时，挠曲效应减弱。在这种情况下，荷载引起的沉降可能只发生在局部。
5.3.5沉积中心迁移的典型例子
柴达木盆地在新生代走滑构造的作用下发生了沉积中心的迁移，从而在盆地内形成了多个沉积中心。
柴达木盆地位于祁连山、东昆仑山和阿尔金山的交汇处。新生代，总体构造格局是东昆仑山和祁连山相互挤压，阿尔金山向东南逆冲。三大山系的相互作用构成了整体挤压+走滑的区域应力场背景。在此背景下，柴达木盆地发生了新生代沉积。沉积作用不仅有规律地由西向东移动，而且与区域应力场有规律的耦合关系。区域应力场促进了周围山体的抬升，山体的抬升控制了沉积中心的位置、范围、剖面和平面形状(图5。20，图5。21).因此，可以通过不同地质阶段沉积中心的位置、沉积范围和沉积中心的平面分布来分析和认识周围山体的隆升，进而推断区域应力场的模式和方向(赵，2006；李增学
图5。20柴达木盆地新生代沉积中心的变化(据赵，2006)
岩相古地理
岩相古地理
图5。21柴达木盆地古近系和新近系盆地沉积中心迁移图(根据李增学等，2009)