前陆盆地的相关概念及特征

在《国际构造地质词典》（丹尼斯，1983）中，关于“前陆（foreland）”一词，Hills（1940）定义为“地槽沉积物变形时，向着它运动的稳定的地块”；Horberg（1949）描述的前陆是“在一系列逆掩片（thrust sheets）前面的地区”；Stille（1936）从形变的强度出发，说前陆是“不再受阿尔卑斯褶皱作用的大地构造单元，至多不过发生日尔曼型的变形”；Eardley（1951）的定义，也是板块学说问世前被普遍接受的前陆概念，是“在阿尔卑斯，大量复杂的地槽沉积物，加上侵入岩，被向北推动了许多英里，运动所向的北面的稳定陆地，就叫前陆”。后一概念，即国内地学界在中国中西部经常所称的“山前”（孙肇才，2003）。正因为如此，Allen等（1986）认为“可将前陆盆地直接和容易地定义为位于山链前沿和相邻克拉通之间的沉积盆地”。因此，前陆或前陆盆地，总是指碰撞造山带毗邻的稳定克拉通部分。而将前陆盆地脱离纯描述性，并与大陆边缘和板块学说结合在一起，进行模式分类的第一位作者则是Dickinson（1974）。

20世纪70年代，从板块构造理论重新认识沉积盆地的成因，曾导致盆地研究的一次革命。人们对前陆盆地的认识（Dickinson，1974；Alllen等，1986）正是在板块碰撞理论的指导下形成和发展起来的。“前陆盆地（foreland basin）”是碰撞构造体系的一个重要单元，它是一种形成于线形挤压造山带前缘与相邻稳定克拉通之间的狭长槽谷式（elongate trough）沉积盆地，主要是对造山带内由推覆体负载而引起的曲折沉降的一种响应（Dickinson，1974；Jordan，1981、1995），通常叠置在业已变薄的大陆边缘之上。Dickinson（1974）在Karig等人提出的边缘海形成机制或沟、弧、盆模式的基础上，首次将前陆盆地划分为两大类型（图6-1）：① 周缘前陆盆地（peripheral foreland basin），位于陆—陆碰撞（A式俯冲；Bally和Snelson，1980）造山带的前陆褶皱-冲断带之上，在洋壳消减后，大陆边缘随之发生俯冲，在（俯冲的）被动大陆边缘之上发育周缘前陆盆地，其板块构造位置靠近蛇绿岩带而远离岩浆弧带，这也就是人们通常所说的前陆盆地的概念，例如印恒盆地（Indo-Gangetic basin）和北Alpine磨拉石盆地；② 弧后（背）前陆盆地（retroarc foreland basin），位于一挤压岩浆弧之后，与大洋岩石圈的俯冲（B式俯冲；Bally和Snelson，1980）有关，如晚中生代—新生代落基山（Rocky Mountain）沉积盆地（Allen，1986；Dickinson，1974）。

图6-1 前陆盆地的早期划分方案

周缘前陆盆地的挠曲沉降机制可能有两种：一种是叠瓦冲断带的构造加载使俯冲板块向下挠曲；另一种是板块碰撞引发的驱动力。而弧后前陆盆地的挠曲沉降机制主要与弧后褶皱冲断带的构造负载和沿岩浆弧展布的岩石圈热软化有关。弧后前陆盆地的发育与陆-弧碰撞（即克拉通与岩浆叠接）有关（周新源，2002）。

DeCelles和Giles（1996）根据对几个典型造山带的研究，提出了前陆盆地体系（foreland basin system）的概念，将前陆盆地划分为楔顶（wedge top）、前渊（foredeep）、前隆（forebulge）和隆后（back-bulge）4个次级构造沉积带（图6-2）。现将各构造沉积带的特征简述如次：

楔顶沉积带 亦称褶冲带。紧邻碰撞造山带，地貌上常是高山与平原的过渡地区或称山麓带。该带位于前缘逆冲断裂的后侧、前陆褶冲带之上，内部由背驮盆地（Ori，1984）或逆冲楔顶盆地、“卫星”盆地、补给峡谷盆地（Vincent，1995）、局部违序逆冲活动伴生盆地早期水系继承盆地构成。内部构造上以发育叠瓦式或背驮式的冲断层，以及因滑脱而导致的上下不协调的构造带或薄皮构造而著称。楔顶沉积系向造山带变薄，具体可分为两种组合：① 近源陆相粗粒沉积系，由洪积扇和冲积扇组成；② 水下沉积系，由碎屑流和细粒陆架沉积组成。大量发育递进角度不整合和各类生长构造是楔顶沉积系的标志性特征，指示沉积发生在同造沉积、侵蚀转换面附近。它与前陆区的前渊或深凹陷构成一种后者对前者的陆内俯冲，或称“A”型俯冲（A-subduction）。楔顶沉积朝内陆逐渐变窄，其特征是沉积物粒度极粗，具多个构造不整合面和渐进变形的特点。由于该区的沉积实体在推覆和滑脱作用下，都有或多或少（准原地）的外来或异地（allochtonous）性质，因此有人（孙肇才，2003）主张采用Weeks（1952）“活动翼”一词而将其称为“前陆盆地活动翼”。McCrossan等（1973）曾将其称为“变形克拉通边缘（简称C.M.D.）。”

前渊沉积带 这是前陆盆地沉积实体保存最全，也是沉积和沉降（指卷入前陆盆地系统最新的地层）最大的地区。该带介于褶冲带前缘断裂端线与前隆近源侧翼之间，宽约100～300km，长度随碰撞带的扩展而增大。沉积物向克拉通方向变薄，向造山带（冲断带前缘）方向迅速增厚，与楔顶沉积带的远端相连，内部较少发育不整合面。陆源碎屑基本上源于造山带。同沉积构造大量发育的地区构成了前渊带与楔顶带的天然分界线。由于造山带和楔顶带（折冲带或活动翼）的掩冲活动，或地壳叠加楔对该带的水平挤压影响已显著减弱，作为一个不对称的大（或复式）向斜，它经常是一个形变微弱的地带。如有褶皱存在，其上下构造的协调程度已有改善。McCrossan（1973）曾将该带称为“克拉通边缘（简称C.M.）。”

前隆沉积带 指前渊与隆后沉积带之间广阔的潜在挠曲抬升区。它是连接前渊进一步向克拉通方向延伸的前陆盆地最稳定的部分，为前陆克拉通上的弯曲隆起，宽度受岩石圈结构、弯曲刚性强度和地幔与盆地沉积物密度差所控制。古前隆（沉积）带的识别相当困难，一般主要依据前隆碳酸盐岩台地沉积和低角度不整合两方面的证据来识别。前隆碳酸盐岩台地由多个不连续、后退式碳酸盐岩台地组成。它们的沉积构架、生长序列主要受挠曲沉降和全球海平面控制，可以灵敏地记录区域沉降史。低角度不整合标定了前隆带及其迁移所经过的地区，具有3个基本特征：①上覆地层向克拉通方向渐次上超；②前隆带内侧地层的缺失量向克拉通方向增大；③下伏地层受到区域性、低角度（远小于1°）、最大数百米的切削。McCrossan（1973）曾将其称为“克拉通中央（简称C.C.）。”

隆后沉积带 该带位于前隆带与克拉通之间，是聚集在前隆沉积带朝着克拉通潜在挠曲下降一侧浅而宽广地带的沉积块体。沉积物主要源于前隆带或克拉通地区。该带地层厚度明显比前渊带薄，等厚线为带状同心闭合型，表明隆后带的沉降受前隆带克拉通侧弯曲沉降控制。

4个沉积带的边界因受活动逆冲断裂活动系统控制而处于变动状态。同沉积变形、同构造不整合高发带常构成楔顶带与前渊带的分界线。低角度不整合发育区则指示前隆带的位置，其内侧起点标定了初试阶段前渊带与前隆带的分界线。在前渊带与前隆带之间为一斜坡——前陆斜坡带。

前陆盆地系统的纵向范围大概与冲断-褶皱带的长度相等，不包括溢出至残留洋盆或大陆裂谷（碰撞造山）内的沉积物。

图6-2 前陆盆地系统构造-沉积要素图

对许多地质学家来说，前陆盆地的经典实例是瑞士阿尔卑斯山麓的磨拉石（Molasse）盆地，该盆地向东延入巴伐利亚（Bavaria）和奥利地（Austria），向西南则延入法国萨福（Savoy）（Allen等，1986）。Lihou和Allen（1996）以北Alpine前陆盆地为例，论述了原被动大陆边缘裂谷对早期（周缘）前陆盆地演化阶段盆地形态、格局和沉积特征的重要影响。

Lucchi（1986）根据前陆盆地冲断带对沉积沉积体系的卷入程度，曾将其分为简单型（a）、复杂型（b）、多个小前渊的组合型（c）、背驮型（d）及完全破坏型（e）5类（图6-3）。

前陆盆地是在大陆碰撞带的前陆地区发育起来的，是一种典型的挤压型盆地。大陆碰撞带是大洋盆地或者边缘盆地闭合的结果。当一个俯冲板块上的大陆与一个上覆板块上的大陆边缘弧或岛弧相碰撞时会产生强烈的造山作用（Reading，1986）。随着大陆碰撞作用的继续，残余海湾盆地消失。在前陆地区，由于褶皱冲断带的负载作用，下部岩石圈均衡沉降，并发生流变，从而在其前缘形成前陆盆地。因此，在前陆褶皱带与前陆盆地之间存在内在的成因联系；且在前陆盆地演化过程中，褶皱冲断作用起主导作用，它控制了盆地的沉积充填（刘少峰，1993）。

图6-3 前渊盆地剖面结构类型

前陆盆地与克拉通等其他类型盆地的一个显著区别在于其独特的构造地貌。与克拉通盆地相比，前陆盆地构造活动比较强烈，褶皱冲断构造发育，构造变形比较复杂（赵靖舟，2003）。

在空间形态上，前陆盆地表现为一个楔形沉积体。如果将一个变形的前陆盆地体系予以平衡恢复，由于前陆盆地（特别是磨拉石前陆盆地）的物源区，主要属于一种内流体系的紧邻造山带的物源区，在导致沉降中心和沉积中心不一致或沉积体系自前渊向斜坡方向超覆尖灭的同时，前陆盆地沉积在空间上几乎均有一个在厚度上从窄相带到宽相带的楔状体形态。如果我们把沉降中心理解为一个盆地陆源碎屑沉积最厚最粗的地带，把沉积中心理解为一个盆地水体最深因而也是陆源碎屑沉积最细的地带，那么，几乎在所有前陆盆地，两者的位置都是不一致的。

由于前陆盆地通常都有较厚的地壳和没有火山活动，因而热流值或地温梯度，要比裂谷盆地热流值低。就是说，前陆盆地通常是个冷盆。另一方面，由于前陆盆地特别是中国中西部的前陆盆地有一个为造山带环绕的内流水系的沉积背景，加上造山带在碰撞效应下显著的上升和扩大，导致物源区供应充足，因而往往形成高的沉降速率（孙肇才，2003）。

从被动陆缘到前陆盆地的转变是通过两个板块之间的碰撞、拼合作用来完成的，在这一转化的过程中，被动边缘的形态对前陆盆地的形成演化及整个沉积格局的展布均有很大的影响（牟传龙，1990）。

前陆盆地最特征的沉积物，通常呈碎屑楔形体，它们是一些河流相和三角洲相地层，向克拉通展布，碎屑物来自包含大陆边缘的缝合带（Graham等，1975）。然而，如果前陆盆地（“边缘盆地”；Dickinson，1974）很深，那么在这些碎屑物沉积之前产生的浊积岩，就沉积在沉陷的大陆上或过渡地壳上，而不是在大洋地壳上。碎屑楔形体中古水流流向，主要横截造山带走向；相反，浊积岩中的古水流流向，则与造山带走向成纵向关系。边缘盆地的碎屑楔形体，以及任何碎屑楔形体，均沿缝合带向高地的另一侧提供碎屑物，因此，这些堆积往往可称为磨拉石砂砾层（Dickinson，1974）。而前陆盆地的浊积岩，以及附着于缝合带内的大洋盆地或弧前盆地的浊积岩，则在很多情况下称为复理石。

前陆盆地初期的沉积物：① 前渊带，通常主要为细粒的，常常是浊流沉积，堆积在大陆架以下的深水范围内，巴基斯坦亚喜马拉雅的Murrees组、北阿尔卑斯前陆盆地的Taveyannaz和Val d"Illiez砂岩、亚平宁北部的Marnoso砂质岩，以及比利牛斯南部的Hecho群（Labaume 等，1985）等是著名的例子，另外还有一些鲜为人知的资料，如中国台湾上新世—更新世前陆盆地的早期沉积物、魁北克古生代（塔康期）前陆盆地及南美白垩纪—古近纪的麦哲伦盆地留下的沉积物，基本上全为深水沉积；② 前隆带，则主要为碳酸盐岩缓坡（通常为局限台地相）沉积（RP），以古前隆的形成为标志。前陆盆地的后期沉积则以浅水相或陆相沉积为主，具有典型“磨拉石相”的特征（图6-4，图6-5）。小喜马拉雅的Siwalik组（Graham等，1975）和欧洲阿尔卑斯周边的淡水磨拉石是极好的例子。这就是说，典型的前陆盆地（如北阿尔卑斯前陆盆地）充填序列是由早期深水相的复理石沉积序列与晚期的磨拉石沉积序列所构成。在造山早期，处于海洋/海底（submarine）环境。在真正的沉积产生之前，负载引起地壳的挠曲形变，因此前陆盆地以深水环境为特征。造山后期，暴露地表的造山带达到稳定状态，剥蚀作用达到最高峰。由于沉积的负载作用，引起前陆盆地侧向（cross-sectionally）生长，浅滩相（shoals）随沉积逐渐取代水体而穿时。最终前陆盆地为磨拉石沉积所充填。如中国台湾西部前陆盆地的早期深水阶段与台湾造山带生长相伴随，但其地形相对较低，而且沉积供应速率也相对较低。当造山带生长到“稳定”规模，快速侵蚀由上升隆起所补偿时，晚期浅水阶段就出现了。在这个时期内，碎屑充填了盆地，多余的碎屑又由河流及浅海作用从前陆盆地带走，从而形成稳定的盆地形态。根据Schwab的研究，前陆盆地沉积的岩石学特征表现为：早期的充填沉积富石英贫长石、主要源自克拉通；而晚期沉积则富含源自造山带的岩屑；只有少量沉积源自抬升的俯冲带杂岩或岩浆弧。

图6-4 前陆盆地的构造层序地层结构

缝合带的演化，给复理石和磨拉石的构造关系构成了一个引起注意的、然而不是惟一的解释（Graham等，1975）。一般说来，任何一个完整的缝合带，都代表一个残留大洋盆地的顺序闭合（sequential closure）的最后结果（Dickinson，1972）。只有当碰撞中大陆边缘的形状是反映互相碰撞情形的，而且引起地壳碰撞的相对板块运动的矢量又正符合要求时，沿板块整个长度的地壳碰撞才可能是同步的。一般情况下，广泛的缝合带在发展上必然是跨时代的，因为板块运动中的连续调整作用和边界线，能使地壳断块累进的缝合作用继续进行。在已缝合的与尚待缝合的地段之间的构造过渡点（tectonic transition point），将随时间而沿发育中的缝合带移动。在过渡点的后面，造山带高地、碎屑楔形体和充填的前陆盆地是很特征的。在过渡点的前面，发育有残留的大洋底和早期的前陆盆地。造山带高地的水系通常是纵向的，许多由于碰撞造山作用产生的沉积物，不会呈碎屑楔形体状作横向散布，但可沿构造走向纵向散布于残留大洋盆地和不断加深的前陆盆地中。这样，反映碰撞造山带侵蚀作用的大量沉积物，以后在构造过渡点沿生长中的缝合带移动时，就并入同一造山中。据此，可将具纵向古水流的浊积岩的同造山期复理石，和多数具横向古水流的碎屑楔形体的造山期后磨拉石，看作是由于地壳碰撞而形成缝合带的自然结果（Dickinson，1974）。

图6-5 北阿尔卑斯前陆盆地“饥饿”时期的古地理-古构造恢复图

一般认为，前陆盆地早期没有填满的阶段，可能是初始拉张岩石圈外加负载的自然结果。对正常的没有拉伸的地壳来说，碎屑楔的出现和倾泻与地壳开始缩短相伴随，而对于逐渐变薄的地壳来讲，快速碎屑沉积的到来受造山旋回一再的拖延，直到造山带暴露在海平面之上。这强调了在充分了解前陆盆地发育对造山运动的响应之前，需要对岩石圈漫长的历史进行调查（Allen，1986）。

在周缘前陆盆地的演化过程中，从复理石向磨拉石的转变一直是一个引人关注的问题。Sinclair（1997）认为：大陆碰撞的开始和周缘前陆盆地的开始分别由前陆板块继承性被动边缘的变形与弯曲引起。在板块逐渐敛聚期间，周缘前陆盆地发生从欠补偿复理石阶段发育向补偿或过补偿磨拉石阶段的转变。通常，这一复理石向磨拉石的转变被解释成冲断楔形体和前陆盆地越过继承性被动边缘枢纽线的迁移。研究表明，在北阿尔卑斯前陆盆地发育期间，继承性的古深水区和俯冲的欧洲被动大陆边缘岩石圈强度的变化在复理石向磨拉石的转变中都不起作用。复理石向磨拉石沉积转变时期，由阿尔卑斯提供的沉积物至少增加30%。在复理石向磨拉石转变的同时（中渐新世），造山带内部经历了加速的剥蚀作用、高压变质岩的隆升、下部岩石圈的熔融和主要反冲断作用的开始，所有这些可通过板块断开模型联系起来。模型进一步的结果是均衡面抬升并遭受剥蚀。板块断开可能是响应导致北阿尔卑斯前陆盆地复理石向磨拉石转变的沉积物的增加（图6-6）。以砾岩层的发育为标志的磨拉石建造是洋盆闭合后由于板块拼贴-碰撞挤压造山作用而形成的，它是洋盆完全闭合的最直观的沉积学标志，在前陆盆地演化研究中有着十分重要的地位。

沉积序列的演变是盆地构造演化的物质反映。前陆盆地具有自己独特的沉积演化过程。Sinclair（1997）曾提出一个关于前陆盆地的沉积演化过程模式图解（图6-7），将其划分为4个演化阶段：①被动陆缘初始加载阶段；②饥饿沉积充填阶段；③饥饿充填向克拉通稳态充填；④从饥饿向饱和充填的转换。

前陆盆地的一个常见特征是它的沉积中心和边缘尖灭线的迁移。在挤压力未释放的情况下，由于逆冲带是一个不断朝前陆方向推进（即穿时递进）的体系，因而在几乎全部的前陆盆地中，都有一种叫做“前渊迁移”（foredeep migration）现象。Lucchi（1986）描述了亚平宁北部沉积中心及边缘尖灭线移动的开始—停止的形式。亚平宁前陆盆地在渐新世—中新世“复理石”期以每年5～10 mm的速度升到亚平宁边缘上，而在以后的上新世—更新世的“磨拉石”期，沉积中心和尖灭边缘的迁移不稳定而且速度也降低了。

图6-6 阿尔卑斯板块断开模型

图6-7 前陆盆地的沉积演化模式图解

前陆盆地的构造演化 用最简单的话来说，前陆盆地发育于活动的逆冲带前缘，在那里，主要的沉积物搬运方向指向演化的盆地。因为冲断带负载本来就是变动的，所以前陆盆地本身也包括在变形之中。至于盆地受切割或完全滑脱到什么程度，取决于一些变化的因素，包括：逆冲前锋传递速率、盆地以下易滑动层位的有效性以及会聚的角度。如果聚集沉积物的盆地位于活动的冲断系统的前方，就可以把它叫做狭义的前渊。当盆地以下已发生变形，以致使它停留在活动的推覆体之上时，人们就把它叫做推覆体顶部盆地或背驮式盆地。沉积作用的这些不同的构造背景在欧洲和阿尔卑斯山链是非常明显的（Allen，1986）。瑞士磨拉石盆地的沉积主要发生在逆冲前锋地带。尽管人们相信推进的阿尔卑斯推覆体部分为侵蚀碎屑所埋藏，沉积中心看来始终接近于并位于推覆体前缘线的前方（Homewood等，1986）。

Dickinson（1974）的前陆盆地分类给前陆的分类和成因注入了不容分辩的地球动力学基础，但由于“板块登陆”所带来的诸多困扰，该分类没有解决板块内或大陆内部前陆盆地的认识和划分问题（孙肇才，2003）。

陈发景（1989）曾从地壳的厚薄、断裂网格（即断裂）的性质、岩浆活动、地温场、动力学演化阶段及沉积层等5个方面，阐述过中国西部前陆盆地与中国东部拉张盆地的区别。

孙肇才（1993）则在前陆的结构、构造-沉积组合及形成前陆盆地的运动学和地球动力学上，补充和强调以下4点：

1）从全球地质着眼，前陆盆地的发生，都奠基在一个特定时期克拉通或陆壳（厚壳）向活动带或洋壳（薄壳）的过渡带上，即处于通常所说的一个特定时期的被动大陆边缘上。这种特定的位置，可用“面朝活动带及背依稳定区”来形容（孙肇才，1984）。该种大地构造背景，可以举出中国四川盆地的扬子西北缘及塔里木盆地的北缘（库车）上的前陆盆地。国外的典型实例，可以中东扎格罗斯山前的波斯湾盆地（特提斯的被动大陆边缘）与北美西部的西加拿大（阿尔伯达）盆地为例。

2）上述这种特定的大地构造背景（tectonic setting），决定了这类盆地在形成之后，在其内部空间上都有性质不同的3种结构：①位于碰撞造山带一侧，以发育冲断褶皱或薄皮构造为特征的活动翼（thrust belt）；②紧邻活动翼或位于掩冲带下盘的深盆地或深坳陷（trough）；③连接坳陷进一步向克拉通方向延伸的稳定前陆斜坡（stable foreland slope）及隆起。

3）由于前陆盆地的发生，代表一种掩冲带边缘由于岩石圈冲掩加厚，在重力负载下导致前陆岩石圈发生挠曲（flexure）的产物，加上活动翼上的逆冲片或地壳叠加楔，是一种与碰撞山链演化有关的迁移活动体系，因而在几乎所有的前陆盆地中，都有典型的所谓前渊迁移（foredeep migration）现象。这种移动式的前渊往往具有以下共性：①具有较大的沉积速率，因而造成较大的面体比（V/S）。它的沉积速率在四川及鄂尔多斯（T₃）和塔里木盆地北缘（N_1-2）最高可达150 m/Ma、180 m/Ma、400 m/Ma及300 m/Ma；②前陆盆地的底部或每期前渊的底部，代表一次褶皱和冲断活动，与下伏地层间有清楚的不整合；③伴随前渊随时间的迁移和形变，在迫使新的前渊向克拉通方向迁移的同时，使早期前渊的前部得以埋藏，此外，在注意此带不同时期非协调褶皱（disharmonious）的同时，应注意由“两线（岸线、尖灭线）一面（不整合）”形成的岩性和地层圈闭；④在前陆盆地的前渊与活动翼之间都是一种A型俯冲（A-subduction）关系。

图6-8 中国中西部构造演化图

Graham等（1993）认为：中国中西部前陆盆地的发生，以及接踵而来的多期发展，显然受控于古亚洲洋的关闭，以及特提斯的多期开合碰撞事件。根据不整合及沉降曲线，可将中国中西部的前陆盆地分成5个世代（图6-8）。

李曰俊等（2000）通过对大别山、喜马拉雅和乌拉尔造山带的研究发现，在大陆造山带长期、复杂的演化过程中，其前陆带往往与整个造山带一起沿造山带的极向发生迁移，从而形成新的前陆盆地。大陆造山带的一个值得注意的现象是：由陆-陆碰撞阶段直接在俯冲板块被动大陆边缘基础上形成的原前陆盆地（proto-foreland basin）和大规模陆内逆冲-推覆阶段在俯冲板块内部形成的远前陆盆地（outer foreland basin）所构成的双前陆盆地（dual foreland basin）的存在。它们是大陆碰撞造山带前陆褶皱冲断带构造迁移的结果，是同一大陆碰撞造山带在不同构造演化阶段形成的。原前陆盆地和远前陆盆地是两种不同成因类型的周缘前陆盆地。“双前陆盆地”理论的提出，为我们寻找和研究前陆盆地提供了新的指导思想。此外，刘少峰等（1996）在研究秦岭造山带时也曾提出陆—陆碰撞的“双前陆盆地系统”概念，但与李曰俊（2000）的“双前陆盆地”概念之间存在差异。