造山作用是大陆形成与增生的最基本地球动力学过程，关于碰撞造山方式和时限的争议是全球造山带研究中的一个共同现状(肖文交等，2017)。自板块构造理论创立以来，不同学者根据造山带的结构对碰撞造山带的类型先后进行过不同的划分，具有代表性的有Şengör(1992)把碰撞造山带分为三种类型，即阿尔卑斯型、喜马拉雅型和阿尔泰型(即增生型)；李继亮等(1999)根据参与碰撞的单元把碰撞造山带分为六种类型；Cawood et al.(2009)将造山带分为碰撞、增生和板内三个端元类型。碰撞造山带最令人瞩目的事件是大洋岩石圈消亡后陆壳块体的碰撞，板块构造理论把碰撞事件的发生作为碰撞造山作用的起始时代，因此碰撞时限研究便成为造山带研究的重点内容之一。尽管不同学者对限定碰撞时间的方法进行了多方面探讨，并给出了各种方法，但对造山带碰撞时间的争议仍然普遍存在，这一方面是由于造山带的复杂性；另一方面可能是对一些方法的应用上存在误区。全球许多造山带以多块体拼贴为特征，且经历了复杂长时期的演化过程，例如中亚造山带从早古生代就开始俯冲增生，存在多条俯冲带，多次不同属性地质体(岛弧、微陆块)发生拼贴，在造山作用结束之后还经历了剥蚀夷平，甚至拆沉和拆离，今天所呈现给我们的只是造山带的残骸(Jahn et al., 2004；Xiao et al., 2009)。此外，对碰撞时间的限定方法的多样性也是造成这一现状的重要原因，例如用磨拉石沉积时代、A型花岗岩形成时代、高压变质峰期年龄等来限定碰撞时间。然而，这些可能和碰撞事件相关的地质记录也可以在俯冲阶段形成，因此一些标志可能与碰撞事件并无明确对应关系。

围绕碰撞方式和时限这一造山带研究的重要问题，我们汇集了一些造山带研究中存在的若干问题。对这些问题的讨论，首先从复理石和磨拉石限定碰撞时间开始。复理石通常被认为形成于碰撞作用之前，而磨拉石则被认为形成于碰撞作用过程中，可用来限定造山带碰撞时限的上、下限，即从复理石转变为磨拉石是限定碰撞事件发生上、下限的最佳标志(李继亮，1992；侯泉林等，1995；Zhang et al., 2011)。然而，复理石和磨拉石可以形成于不同的构造环境(图 1)，或发育于造山作用的不同阶段，因此将它们应用于造山带研究是有边界条件的，若有不慎，会造成误导。本文首先综述了复理石和磨拉石的研究历史，在明确其沉积特征和发育构造环境的基础上，探讨其对造山作用过程研究中所能提供的重要信息，特别是在限定碰撞时限时应注意的问题。

1 复理石和磨拉石的研究历史 1.1 复理石

复理石(flysch)最早由Studer于1827年提出(Studer, 1827)，指的是瑞士Siemmenthal地区互层的砂岩、泥岩和页岩。最初的描述是基于其岩石学特征，仅仅指代一种复理石，即一套简单重复的、无化石的暗色页岩和粉砂岩的韵律沉积，夹角砾岩、砾岩和灰岩，时代为早白垩世至渐新世。在Studer随后的研究中，对复理石的含义进行了扩展，例如包含了没有碎屑灰岩的碎屑层序。尽管部分学者认为复理石仅指代阿尔卑斯造山带中的特定地层，然而随后的研究表明，相似特征的韵律沉积地层在东阿尔卑斯、阿巴拉契亚、亚平宁山以及其他更老的造山带都有发育(Studer, 1847; Bertrand, 1897)。于是，复理石开始被赋予地层和构造含义，并被应用在研究阿尔卑斯造山带以外的地方(Van Der Gracht, 1931; Pettijohn, 1957; Cline, 1960; McBride, 1962)。

槽台理论首先对复理石赋予了构造含义，即指一种典型的地槽型沉积建造。Bertrand(1897)识别出一套从造山作用前的沉积相到前复理石相、复理石、磨拉石的沉积层序，并将其和地槽的发展联系起来。这是最早的把沉积作用和槽台理论联系在一起的研究，给复理石和磨拉石赋予了构造含义，并在许多造山带的研究中得以应用。二十世纪五六十年代，沉积学发生了一次革命，对复理石的浊流沉积成因进行了系统的研究。至此，复理石和海相浊积岩划上了等号。对海相浊积岩的研究主要集中在水动力条件、扇体特征上。地球化学家也对不同构造环境下海相浊积岩的成分特征进行了详细的研究，并将其分为大洋岛弧、大陆边缘弧、活动陆缘和被动陆缘相关的沉积盆地。《地球科学大辞典》(《地球科学大辞典》编委会，2006)对复理石的定义是：浊流沉积的海相地层。厚度大，通常少含化石，具有薄层的递变层理。主要由泥岩、砂岩构成的具有明显韵律层的岩石组合，形成于海洋浊流环境，为一广泛发育的前造山阶段的沉积组合”。该定义表明了两层含义：一是复理石为巨厚的海相浊积岩；二是碰撞造山前的产物。

在国内，浊积岩作为复理石的成因解释并开展系统研究的文献可追溯至二十世纪七十年代(李继亮等，1978)。此前，复理石的识别标志主要为泥岩或板岩、砂岩互层形成的韵律层以及水下冲刷槽沟、印模等(王鹤年，1961)。此后，我国地质学家陆续报道了全国各地发育的浊流沉积及其特征，例如西昆仑、喀喇昆仑、西秦岭、雅江缝合带等(曹荣龙，1981；胡昌铭，1984；左国朝等，1984)。这一阶段，鲍马序列是浊积岩识别的重要标志。而对复理石的成因，直到八十年代末，仍然存在争议。例如，夏邦栋(1986)据复理石中的透镜状层理、微波状层理、含丰富的底栖生物的灰岩等特征，认为复理石还具有浅水底流成因。对复理石构造环境的认识也在八十年代发生了改变：从地槽的标志性沉积逐渐转变为活动陆缘、板内、裂谷等板块构造环境(夏邦栋, 1982, 1986)。

1.2 磨拉石

磨拉石(molasse)一词，最早由索修尔引入文献，表示渐新世至中新世的一套浅灰色-绿色的含钙长石砂岩和砾岩，主要见于阿尔卑斯山的瑞士平原。早期对磨拉石记载的文献多半从其发育于造山带开始。Bouma (1962)对磨拉石的特征进行过总结：“形成于复理石之后的造山作用过程中和结束后，堆积在山脉边缘。可以是陆相、海相，淡水的、淡盐水的和咸水的。组成成分复杂，有砾岩、砂岩、页岩、灰岩。砂岩主要为次杂砂岩和长石砂岩。层理不规则，可能有斜层理。存在磨拉石到复理石的转变，但是少见”。Reading(1978)对磨拉石有一个简短的描述，认为其是厚层陆相沉积，由山脉隆升形成的砂岩和砾岩组成。“Oxford Dictionary of Earth Sciences”对磨拉石的解释是“曾经被认为是造山作用后山脉隆升剥蚀形成的浅海或非海相沉积物。但目前的研究表明其并非是构造作用之后的，而是同构造作用，在推覆体形成和发展过程中被剥蚀形成的，由此被部分学者建议摒弃”。

在国内，不同学者对磨拉石的概念、地质含义也展开过详细的讨论(夏邦栋等, 1988, 1989；周鼎武等，1996)。夏邦栋等(1983, 1999)详细概括了著名磨拉石的共同特征：“几千米厚度并富含砾岩的碎屑沉积，是陆相、滨海、浅海环境的产物，碎屑成分多变，一般较为复杂”；同时强调沉积韵律是磨拉石的常见特征。这和Bouma (1962)概括的特征基本一致。对磨拉石构造环境的认识，在八十年代从槽台说的“地槽或地向斜由褶皱回返而发展成为造山的构造旋回发展晚期”开始转变为陆内裂谷、弧后、前陆盆地等板块构造相关的构造环境(夏邦栋等1983，1989)。《地质大辞典》对磨拉石的定义为：一种边缘坳陷和山间凹陷的典型沉积地层，以陆相为主，砾岩和砂岩占优势，分选差，层理不规则，常见交错层和波痕，相变急剧，是地槽发展后期阶段的产物，由于地槽的褶皱隆起，使山脉受到剧烈剥蚀，因而在山前和山间的坳陷中形成了快速堆积(地质矿产部地质辞典办公室，2005)。《地质大辞典》对磨拉石的定义更加接近Reading(1978)的描述，且仍然采纳了槽台说对磨拉石赋予的构造含义，同时也将磨拉石形成的构造环境单一化。因此，有学者认为磨拉石就是砾岩，是山间盆地沉积。其实，这是非常大的误解，因为磨拉石与山间盆地沉积并不相同。夏邦栋等(1988)曾明确指出存在将一般性碎屑沉积当成磨拉石或将磨拉石当成非磨拉石的错误认识。《地球科学大辞典》(2006版)对磨拉石是这样定义的“同造山作用形成的分选性差、磨圆度低的快速粗大碎屑沉积，形成于近海(部分为海相，部分为陆相或三角洲相)的陆相环境中。在地层剖面上往往是下部颗粒细，一般为海相，向上颗粒变粗，由陆相构成。根据这些特征可以与山间盆地沉积相区分。这一组合形成起因于造山作用主幕期间或紧接其后的山脉抬升剥蚀时期，堆积在较早形成的复理石的前锋部位”。

在现代板块构造理论中，磨拉石被认为是造山带中的一个构造相，主要特指发育在造山带前陆盆地的沉积(实际指“周缘前陆盆地”)(李继亮, 1992, 2009; 许靖华等，1994)。造山带中有三种磨拉石盆地(图 1)：(周缘)前陆盆地中的磨拉石可以是陆相、海相碎屑沉积，少量碳酸盐岩和蒸发盐，有时含有煤系；核心磨拉石盆地中主要是陆相粗碎屑沉积，砾岩、含砾砂岩和砂岩，含少量泥岩和粉砂岩；后陆磨拉石盆地的沉积物主要是砾岩、砂岩和泥岩，形成于冲积扇、河流、河湖三角洲和湖泊等环境(李继亮等，1992)。

2 沉积学特征 2.1 复理石

复理石指的是一套厚层状海相浊积岩(图 2)，Dzulynski and Smith(1964)对复理石的特征进行了总结：

(1) 页岩、灰岩、泥岩和沙泥岩等细粒沉积物和砂岩或碎屑灰岩等粗粒沉积物互层，为了描述方便，粗粒沉积物统称砂岩，细粒统称页岩。

(2) 砂岩多为杂砂岩，通常中等或较差分选，含大量粘土级物质。

(3) 复理石据内部砂岩和页岩的含量可分为三个亚相。正常复理石由等量的中厚层砂岩和页岩组成，砂质复理石主要由厚层砂岩组成，而泥质复理石主要由页岩组成。不同相在时空上呈渐变特征，整合接触。

(4) 砂岩底部和下伏岩层呈突变关系，常有生物的和非生物的底模。顶部通常渐变成页岩。偶尔顶部也会出现突变，通常发生在砂质复理石。此时顶部会发育舌状波痕，但缺乏线性波痕(linear wave ripples)。

(5) 砂岩发育正粒序层理。细粒砂岩通常呈纹层状(lamination)，发育小尺度流痕(current ripples)，包卷层理，主要见于鲍马序列Tc段。

(6) 缺乏沉积物成分在横向和纵向的快速变化。偶见横向在厚度上的变化，可指示垂直水流方向。

(7) 沉积构造对水流方向的指示在很大区域范围和厚度上都不会改变。

(8) 常含滑塌堆积，泥岩和砂岩的砾石。部分层序中，泥质成分中含大粒度的外来块体。

(9) 化石较少。页岩顶部可能会有微化石，通常是远洋或者海底的生物。砂岩可能会有浅海的生物或其遗体被浊流带到深海发生沉积而形成的化石。没有原地的浅水底栖动物群，尤其是生物礁。

(10)几乎没有火山岩，细粒凝灰岩层例外。

(11)不发育大型交错层理。

(12)缺少近地表的沉积特征，例如泥裂、盐晶体假象、陆生动物或者鸟的足迹。

复理石可以从横向或者纵向过渡到非复理石相，过渡区一般厚度较大，逐渐出现非复理石特征(Dżułyński and Walton, 1965)。大型交错层理一般是河流沉积的特征，但是也可能出现在浊积岩中，不同学者对其出现的原因有不同的推测(Walker, 1978; Middleton and Hampton, 1973; Lowe, 1982)。

Kuenen and Migliorini(1950)的实验研究对复理石的浊流沉积成因解释提供了重要依据。大量的水槽实验证明浊积岩是一种高密度的浊流搬运、沉积的沉积物，而浊流的触发可能和孔隙流体压力的变化直接相关(Kuenenand Migliorini, 1950; Van der Knaap and Eijpe, 1968; Middleton and Hampton, 1973)。Bouma(1962)对Alps的复理石特征进行了综合分析，提出鲍马序列是浊流沉积的重要沉积特征。鲍马序列在沉积岩相关教材中有详细的描述，此处不再赘述。

然而，仅有很少一部分浊积岩会发育完整的鲍马序列。Shannmugam(1997)从流变学、沉淀方式的角度对比了高密度浊流和砂质碎屑流，认为砂质碎屑流是深海砂岩的另一重要成因，大部分的浊积岩可能是碎屑流沉积，而浊流和碎屑流可以在流动过程中共存和互相转换。砂质碎屑流和浊流沉积的主要区别在于粒序层理。浊流沉积发育粒序层理，砂质碎屑流不发育或者发育分层粒序层理(Shannmugam，1997)。Dzulynski and Smith(1964)关于复理石的沉积特征是从大量复理石的研究中总结出来的。因此，应将Dzulynski and Smith(1964)列出的具深海相沉积特征的互层砂岩、页岩作为复理石的识别依据。

2.2 磨拉石

磨拉石是在新生山体快速隆升和剥蚀的条件下形成的，其沉积特征据形成的构造环境不同而略有差异。

前陆褶皱冲断带前缘挤压升高、稍后地区的弹性下弯(elastic down bending)造成的这种盆地称为前陆盆地，有人称为“周缘前陆盆地”。有关前陆盆地磨拉石沉积特征综述的文献较少，Swiss前陆磨拉石盆地是研究造山作用的沉积响应的典型地区，这里仅给出Swiss前陆磨拉石盆地的沉积特征。Swiss磨拉石盆地是最具代表性的前陆盆地，地层充填时代经过精确的古地磁地质年代表矫正，是阿尔卑斯造山带向北发展的构造作用的沉积响应(Schlunegger et al., 1996; Kempf et al., 1999; Strunck and Matter, 2002)。渐新世到中新世的磨拉石堆积在中生代灰岩和碳酸盐岩等北欧板块的沉积盖层上(Sinclair et al., 1991)，盆地沉积最南的一部分靠近主阿尔卑斯逆冲前缘，形成南倾的由冲褶席(duplex)组成的堆垛体，向北几乎未变形。盆地沉积分为两个群四个组，其中，第一个群包括早渐新世(34~30Ma)下海相磨拉石组，晚渐新世到早中新世(30~20Ma)下淡水磨拉石组的河流相碎屑岩，古水流从之前的垂直造山带方向转变为平行于造山带方向(Pfiffner et al., 2002)。第二个群下部为20~16.5Ma上海相磨拉石组的浅海相砂岩，与大量靠近逆冲前缘的扇三角洲沉积互层(Pfiffner et al., 2002)。上部为13.5Ma上淡水相磨拉石组的河流相碎屑堆积，水流从平行造山带的方向改变为南西向(Pfiffner et al., 2002)。靠近阿尔卑斯逆冲前缘，海相沉积较少而以粗粒冲积扇为主(Eynatten et al., 2007)。由此，(周缘)前陆盆地是典型的挤压型盆地，边缘具有冲断和褶皱构造，填充的磨拉石既可以是陆相碎屑沉积，也可以是海相磨拉石碎屑沉积和少量碳酸盐岩与蒸发岩(李继亮, 1992)，现代典型的海相(周缘)前陆磨拉石盆地当属台湾海峡(Hsiung et al., 2015)和Huon Gulf(Crook, 1989)。

在造山带核心部位沉积了磨拉石碎屑物质的山间盆地，称为核心磨拉石盆地(李继亮，1992)(图 1)。这种盆地以雅鲁藏布江以南的柳曲盆地为典型代表(李继亮，1992)，主要是陆相粗碎屑沉积，如砾岩、含砾砂岩和砂岩等，含少量泥岩和粉砂岩。盆地的边界可以是两翼冲断层，或一翼冲断层、一翼引张断层，基底大多为结晶冲断席。肖文交等(2017)提出喜马拉雅的碰撞时间可能在14Ma之后，结合沉积特征及盆地边界变形特征，Sun et al.(2005)研究的阿尔金山新第三纪沉积物有可能代表了造山带核心的磨拉石盆地。

后陆磨拉石盆地是位于造山带后陆(仰冲陆块)上的磨拉石盆地(图 1)。沉积物主要是砾岩、砂岩和泥岩，沉积在冲积扇、河流、河湖三角洲和湖泊等环境中。盆地的边界大都是引张断层，形成地堑、半地堑构造。后陆磨拉石盆地作为造山带的大地构造相来研究，在国际上还不多见，中国的楚雄盆地可属一例。核心磨拉石盆地和后陆磨拉石盆地相关内容李继亮(1992)，目前的研究程度较低，许多地质特点还有待进一步揭示。

沉积盆地的大地构造类型划分是一个有着长期争议的研究内容(Dickinson, 1974, 1976; Bally and Snelson, 1980; Klemme, 1980; Bally, 1984; Ingersoll, 1988; 贾承造等，2005; Busby and Azor, 2012; 李继亮等, 2013a, b)，其中，Ingersoll(1988)对沉积盆地的板块构造环境分类方案得到了地质界的广泛认同。其后很长时间内，研究者们依据这个分类框架，对盆地进行了深入详细研究(Busby and Ingersoll, 1995; Ingersoll, 2012)。尽管Ingersoll(1988)的分类在中国的应用稍晚，李继亮(1992)依据碰撞造山带中构造位置提出的三种磨拉石沉积盆地类型与Ingersoll(1988)的板块构造环境是协调的。增生楔楔顶盆地和弧背前陆盆地位于或邻近俯冲带，认识时间更晚，研究实例有限(李继亮等, 2013a; Horton, 2018)，不能排除形成磨拉石的可能。因此，磨拉石盆地及其沉积特征有待进一步的研究揭示。

3 构造含义 3.1 复理石和磨拉石对造山作用过程的记录

造山带一直是国际学术界前沿探索的永恒主题之一，造山带研究最基础的问题就是造山带的结构及其构造属性的确定(肖文交等，2017)。由复理石和磨拉石的研究历史可以看出，二者记录了造山作用非常重要的有效信息。

典型的瑞士复理石指的是造山前或初始造山时的深水碎屑沉积。它向上渐变为磨拉石，在造山作用末期或造山作用后形成的浅海到非海相沉积(Hsü, 1970; Van Houten, 1973, 1981; Reading, 1978; Homewood and Caron, 1982; Homewood et al., 1986)。板块构造理论告诉我们，造山作用是一个漫长的过程，造山带中发育了不同时期不同构造环境下形成的岩石-构造组合(李继亮, 1992)。

复理石的构造环境有被动陆缘、活动陆缘、大洋岛弧和陆缘弧相关的盆地(Clift et al., 2002)。前人已对大量的不同构造环境下复理石中砂岩的矿物及地球化学成分进行了统计分析，给出了一系列的构造环境判别依据(Maynard et al., 1982; Bhatia, 1983, 1985; Bhatia and Crook, 1986; Kumon and Kiminami, 1994)。

Miall(1981)的研究显示类似于传统瑞士磨拉石的厚层冲积堆积物可以形成于至少21种不同的构造环境，只有两三种是同造山到后造山地槽环境中。虽然Miall(1981)使用了槽台理论对构造环境的划分，但是其结论至少说明一个问题，磨拉石的形成环境并不单一。

夏邦栋等(1989)据其形成的动力学背景将磨拉石分为三种类型，并详细论述了每种动力学背景下可能形成磨拉石的构造环境。李继亮(1992)在详细论述大地构造相分析方法时，归纳了磨拉石盆地形成的构造环境，主要有(周缘)前陆磨拉石盆地、核心磨拉石盆地和后陆磨拉石盆地。弧前的增生楔顶盆地由于其构造沉降特点和盆地沉积与海平面的关系，内部沉积物可以是陆相、浅海相、半深海或深海相(李继亮等，2013)。尽管研究实例有限，增生楔顶盆地也具备形成磨拉石沉积的条件(图 3)。根据最新的对现代弧前域沉积的人工地震和钻探结果，增生楔顶盆地中的磨拉石堆积多是由于地震和火山爆发等原因诱发的、不同规模的滑坡或滑塌堆积，即块体搬运沉积(Mass-transport deposit)。研究最深入的实例是日本南部相模海槽(Sagami Trough)北侧的房总(Boson)半岛增生楔顶盆地沉积——以发育大量MTD为特点。

因此，不同构造环境下形成的复理石和磨拉石对造山带研究的意义也就不尽相同。

Cawood et al.(2012)对比不同构造环境下碎屑岩中碎屑锆石的年龄，发现活动陆缘或者岛弧附近沉积盆地的碎屑锆石的最小年龄一般可以提供比生物化石更为精确的沉积时代。在被动陆缘，碎屑锆石可能来源于结晶基底，碎屑锆石年龄和同位素特征更多的反应物源区基底的物质组成及其亲缘性、早期地壳的生长期次和物质来源。就位于造山带的陆缘碎屑岩是超大陆和造山带型大陆生长方式和发育过程研究关注的焦点之一。深水碎屑沉积是复理石的主要组成部分之一。多块体之间沿大洋俯冲带发生拼贴，发育在被动陆缘的复理石可能蕴含了这些块体的亲缘性。被动陆缘、活动陆缘或者岛弧环境最年轻的复理石的最大沉积时限可能非常接近碰撞时间(李继亮, 2004)，而同一条俯冲带两侧被动陆缘到活动陆缘的复理石的排布则和俯冲极性一致。

造山带中至少可以有三种磨拉石盆地，其中(周缘)前陆盆地的磨拉石叠加在前陆褶皱冲断带之上。前陆褶皱冲断带形成于大洋岩石圈俯冲结束，被动陆缘与弧前、增生楔或活动陆缘(极少发生)的碰撞拼贴过程。随着碰撞事件的发生，沉积于(周缘)前陆盆地的磨拉石的沉积时代最适宜于确定碰撞时间的上限(李继亮等，2010)。(周缘)前陆磨拉石盆地的延伸方向平行于造山带展布，构造样式受碰撞作用影响，可以指示造山带的极性(Mockand Herwegh，2017)。但是(周缘)前陆磨拉石盆地的构造样式非常复杂(Mockand Herwegh，2017)，在应用时需要特别慎重。造山带核心和后陆的磨拉石盆地也和造山作用过程密切相关，但由于研究程度较低，暂对其所能提供的有效信息不做推测。

3.2 当前研究中的误区

复理石自浊流沉积成因提出以来，相关研究多集中于其扇体特征以及不同部位的含油性分析，对磨拉石的研究也多集中在盆地分析方面。对复理石和磨拉石在造山带，尤其是古造山带研究中的意义关注相对较少，由此产生了一些误解，本文对此稍作梳理。

3.2.1 识别

复理石识别的困难主要存在于不发育鲍马序列、或鲍马序列发育不典型的砂泥岩互层的海相地层中。例如索伦缝合带的哲斯组累计厚度达1800m，具有砂泥岩互层的特点，有的学者认为其是浊积岩(Shen et al., 2006；Li et al., 2014；Eizenhöfer et al., 2015；Eizenhöfer and Zhao, 2017)，也有学者认为其是浅海陆缘碎屑岩(明承栋等，2015)。存在的问题是，哲斯组中虽然没有典型的鲍马序列层，但却明确发现有半深海浊流沉积物(明承栋等，2015)，那么，这些半深海的沉积物是如何沉积在浅海的呢？我们在北山造山带的野外考察中也遇见过没有鲍马序列的浊积岩，例如北山中部的三个井组。其沉积特征为砂泥岩互层，泥岩顶部具有滑塌堆积(图 4)。滑塌堆积中的砾石层呈厚度一致的板状，砾石磨圆中等，发育软沉积变形，基质为泥岩；砂岩的主要成分为杂砂岩(图 5，Guo et al., 2014)。因此，我们认为，判断海相浊积岩的标志应该是浅海或滨浅海的沉积物和深海半深海沉积物呈互层关系。

磨拉石形成于碰撞造山阶段，局部沉积特征和山前堆积的砾岩相似，因此二者较难以区分。把砾岩等同于磨拉石是磨拉石识别方面较为普遍的现状和误区，Hu et al.(2017)明确指出了这是个错误认识。Reading(1978)认为磨拉石是山脉隆升过程中形成的砂岩和砾岩组成的厚层陆相沉积。有学者认为索伦缝合带北侧的加德满都地区的哲斯组是磨拉石(程三友等，2013)。前陆盆地的磨拉石形成于碰撞作用开始，洋壳的俯冲结束并不能代表海相沉积环境的终结(Wu et al., 2007)，例如台湾海峡，因此单纯地把磨拉石限定在陆相环境显然是不对的。地层单位的划分依据是沉积物、沉积序列和沉积环境，哲斯组不应当在某一地区是复理石，在另外的地区是磨拉石。

关于磨拉石识别的另一个误区是盆地类型。(周缘)前陆盆地是叠加在前陆褶皱冲断带上的盆地，其内堆积磨拉石。造山带其他部位也可以发育磨拉石，但不是(周缘)前陆盆地。例如喜马拉雅的俯冲方向是向北的，(周缘)前陆盆地只能是发育在缝合带南侧，阿尔金第三纪的磨拉石沉积(Sun et al., 2005)不能代表(周缘)前陆盆地，沱沱河盆地尽管有磨拉石充填(刘燕学等，2011)，也不能是(周缘)前陆盆地，塔西南晚新生代磨拉石位于西昆仑北缘，据其构造特征(胡建中等，2008)，应当是造山带的核心磨拉石盆地。祁连造山带中的老君山组和西秦岭大草滩群尽管长期被认为是晚泥盆世磨拉石，但是碎屑组成、沉积相和沉积物源区综合研究表明其形成于弧前盆地(闫臻等，2002；Yan et al., 2007)，并非(周缘)前陆盆地。

3.2.2 对碰撞时间的限定

复理石限定碰撞时间的误区主要是有学者认为复理石可以形成于同碰撞或碰撞后，或者忽略了复理石可以形成的构造环境(李祥辉等，2016)。碰撞后可以有深水环境，并局部可形成浊积岩。然而同碰撞和碰撞后的深水盆地处于挤压环境，也比较局限，形成的可能是野复理石或磨拉石，例如残余海盆。残余洋盆位于板块缝合带和俯冲带之间，是板块正在拼贴的位置(Crook, 1989; Hsiung et al., 2015)。据Crook(1989)和Kulig et al.(1993)，New Britain海沟西端处于澳大利亚、南俾斯麦和所罗门海板块之间正在发生板块拼贴的位置，其内沉积物为海相磨拉石。该残留海盆西北侧为板块缝合带，向东渐变为New Britain海沟，沉积物依次为溢流相磨拉石、海相磨拉石、含砾复理石(conglomeratic flysch，相当于野复理石)。残余洋盆的充填序列是从含砾复理石到海相磨拉石(Crook，1989)。残余洋盆中的复理石相应地发育于从俯冲向碰撞转变的过渡环境，沉积特征更接近于野复理石(Mutti et al., 2009)。也就是说，同碰撞或碰撞后不可能再发育巨厚的海相浊积岩。需要指出的是，在增生型造山带中，可能同时发育多条俯冲带或俯冲带的后撤，增生楔中浊积岩的最大沉积时限只能代表局部拼贴的时间下限，但最终拼贴碰撞的时间应用最年轻的海相浊积岩来限定。

用磨拉石限定碰撞时间主要有三个误区，其中最主要的是缺少磨拉石构造环境分析，直接用磨拉石、甚至砾岩的沉积时代来佐证碰撞时限。

北山造山带泥盆纪碰撞造山这一观点的核心证据就是泥盆纪的磨拉石(左国朝等, 1995)。然而近些年的研究表明，北山造山带发育了泥盆纪弧火山岩、二叠纪蛇绿混杂带，泥盆纪的磨拉石并非是(周缘)前陆盆地磨拉石，它很可能形成于俯冲过程中。李平等(2016)据星星峡群片麻岩中白云母的Ar-Ar年龄推测南天山洋盆闭合时间为晚泥盆世，关键证据是其上不整合覆盖了伸展拉张环境下形成的磨拉石。存在的问题是，拉张环境下的磨拉石形成于后陆，并非(周缘)前陆盆地磨拉石，不适合用于判断碰撞时间。裴福萍等(2014)推测华北北缘晚志留世-早泥盆世可能发生弧-陆碰撞或陆-陆碰撞的关键证据也是相关时代的磨拉石。Fan et al.(2018)推测班公湖怒江带碰撞时间的主要证据是早白垩世的磨拉石。用磨拉石佐证碰撞时间是造山带研究的一个共同现状(如Clift et al., 2002)。这可能首先是因为对磨拉石形成于不同构造环境认识不够，更重要的是关于磨拉石对造山带碰撞时限限定的研究程度不够。针对造山带时限这一问题，亟待开展磨拉石构造环境的详细解剖。

用磨拉石限定碰撞时间的第二个误区源于对磨拉石沉积时限的限定。当沉积物的物源区岩浆活动频繁时，最年轻的碎屑锆石的年龄可能非常接近沉积时代。然而，从大洋岩石圈消减到大陆岩石圈是一个连续的消减过程，磨拉石的形成很可能早于碰撞后的岩浆活动而晚于碰撞前的岩浆活动。此时前陆盆地最早的磨拉石中碎屑锆石纪录的年龄就有可能和弧岩浆作用的时间一致，而早于碰撞时间。

用磨拉石限定碰撞时间的第三个误区是用磨拉石的沉积时代代表造山作用结束的时间。造山作用过程中会在局部形成引张构造，例如由于刚性基底前缘高速仰冲，后陆会经历张裂或剪张作用。因此，磨拉石可以形成于不同造山作用阶段和造山带的不同构造部位，其沉积作用可能持续至造山作用结束，但是不能代表造山作用结束的时间。

3.2.3 在其它使用方面的误区

复理石形成的构造环境有被动陆缘、活动陆缘、大洋岛弧和陆缘弧等相关盆地。前人已对这四种构造环境下浊积岩中的砂岩进行了统计分析，给出了一系列的判别依据(Maynard et al., 1982; Bhatia, 1983, 1985; Bhatia and Crook, 1986; Kumon and Kiminami, 1994)。然而遗憾的是，这些研究没有对沉积盆地进行进一步的细分，例如弧前盆地、弧后盆地以及弧间盆地等。另外，全岩地球化学反映的是所有物质的平均值，对构造环境很难起到很好的判别作用(Caja et al., 2007；Guo et al., 2012; Weltje，2012；Yan et al., 2012; 胡修棉, 2016)。砂岩碎屑重矿物精细研究，可以有效的揭示复理石形成构造环境(Yan et al., 2014; Baxter, 2016)。在此，我们建议判断复理石的构造环境以野外沉积构造和岩石组合为主，同时将砂岩的骨架颗粒组成、单矿物分析、重矿物组成、主量元素、微量元素等统筹考虑在内。在有条件的情况下应当以形成于相似的构造环境、经历了相似的变形和就位作用的岩石-构造组合为对象，剖析其构造环境。

另外，Bhatia et al.(1983)关于构造环境、源区特征的判别图解、参数等是根据浊积岩中成分相对均一的砂岩做出来的，其依据是浊积岩中的砂岩以杂砂岩为主，具有近源沉积的特征，成分相对均一、接近源区组成。Armstrong-Altrinand Verma(2005)对Bhatia(1983)给出的构造环境判别图解提出了质疑，然而可惜的是他们选取的样品是泥岩，也不具有说服力。另外，还有一些关于砂岩构造环境甚至变质砂岩构造环境的研究使用了Bhatia et al. (1983)的图解，据此得出的结论当然也是靠不住的。

关于复理石和磨拉石在造山带研究中还有一个误区就是在用磨拉石佐证碰撞时间时，往往提及磨拉石不整合覆盖于下伏地层之上，由此可以代表洋盆闭合。然而在瑞士的前陆盆地，磨拉石沉积覆盖在碰撞前被动陆缘的复理石之上(Pfiffner et al., 2002; Sinclair, 1997)，其间并无沉积间断，为连续沉积，但是碰撞事件发生于由复理石向磨拉石转换过程之中。因此，在造山带研究中，地层的连续沉积并不意味着没有重大构造事件的发生，特别是在造山带前陆区域；相反，碰撞造山作用是连续均变过程，会发育不同尺度规模的不整合，但并不代表有重大构造事件发生。

4 相关术语的使用 4.1 建造

谈复理石和磨拉石时有一个必须要提及的词就是“建造”。建造已经很少出现在现代地质学论文中，但是中文文献多有提及复理石建造和磨拉石建造，本文对此做一个简单的交代。《地质大辞典中》“建造”一词的英文表达为“formation”，其含义为具有一定组成的建筑地壳的材料，包括各种沉积岩层和岩浆岩类的集合体以及它们发生、发展的过程。沉积建造曾经是地质学中的一个重要基本概念，有关现代沉积建造的概念是在二十世纪三十年代形成的。当时，地槽理论已经发展成为系统的、完整的，影响到地质科学各个领域的一个学派。沉积建造理论首先是前苏联地质界在这个基础上发展起来的，强调共生组合，也强调垂直运动。与此同时，在西欧和北美，“formation”一词在许多国家仍被用作地层单位，取而代之的是“associations”，“series”，“facies”(Krynine, 1948; Dunbar and Rogers, 1957; Pettijohn, 1957; Aubouin, 1965)。另外，磨拉石和复理石本身就是分别代表在相同沉积环境下形成的不同岩性组合。因此，本文建议，复理石和磨拉石词语可直接使用，不必再在其后加“建造”一词。

4.2 浊积岩

复理石是浊流沉积的产物，但是，复理石并不等同于浊积岩。

浊积岩和复理石一样，都是从阿尔卑斯山命名来的，浊积岩是从发现浊流并将其作为复理石的成因来的。尽管浊流首先在注入湖泊的河流中发现，最早厘定的浊流沉积物是复理石。浊积岩最初的定义为以北亚平宁山渐新世和中新世砂质复理石为例的浊流沉积物(Kuenen and Migliorini, 1950)。沉积地质学史上曾有两次比较大的革命，其中一次就是关于浅海砂或者河砂在深水环境由浊流导致的重沉积作用。这就是最初地质学家们认为浊积岩和复理石具有相同含义的由来。湖相浊积岩的发现彻底改变了这一看法。

浊积岩是浊流沉积的产物，可以是海相、陆相。浊流是流体中沉积物密度差异产生的密度流，可以出现在三角洲前缘、湖泊、海洋，由强波浪作用、地震冲击、滑塌作用等对斜坡沉积物的扰动引发(Allaby, 2008)。浊流在大洋中的移动速率可达7m/s，从大陆坡或海峡峡谷到海底，把浅水沉积物带到坡底或深海平原，随着浊流减弱，发育鲍马序列层序，最终沉积形成海相浊积岩。发育于东非裂谷的湖相浊积岩是陆相浊积岩的典型代表(Scholz et al., 1990；Zhang and Scholz, 2015)。湖相浊积岩研究程度远不如海相浊积岩，其分布受盆地形态影响较大。引发注入湖泊的浊流主要受构造作用和气候变化引发，湖相浊积岩多含陆相的大化石，厚度和规模较海相浊积岩极为有限(Zhang and Scholz, 2015)。由此，浊流可以发生在不同的地方，但并不代表一定可以形成复理石。因此，需要强调的是，巨厚的海相浊积岩方可构成复理石，也就是说巨厚的海相浊积岩与复理石为同义语，而湖相浊积岩则不属于复理石范畴。

5 结论

从复理石和磨拉石的认知历史中不难看出，它们在造山带或者板块边缘、大陆边缘是相当重要且普遍存在的。尽管曾经有学者建议摒弃这些词，我们还是应该正视其重要性，并从中尽可能地挖掘有关造山带研究的重要信息。从以上分析，可以形成如下认识。

(1) 复理石是巨厚的海相浊积岩地层，少含化石，具有薄层递变层理，主要由泥灰岩、砂质、钙质页岩、泥岩，与砾岩、砂岩和杂砂岩等组成韵律层的岩石组合，可以形成于被动陆缘、活动陆缘、岛弧等构造环境，是碰撞造山前的产物。

(2) 磨拉石以分选性差、磨圆度低的巨厚的粗碎屑沉积为主，可以是海相、陆相、海陆交互相，由砾岩、砂岩、页岩和泥灰岩等组成，具有交错层，无递变层理，有时含煤系和碳酸盐岩类沉积物，可以形成于(周缘)前陆磨拉石盆地、造山带核心的磨拉石盆地和后陆磨拉石盆地等构造环境。(周缘)前陆盆地磨拉石是碰撞造山作用过程的产物。

(3) 被动陆缘的复理石可能纪录了参与碰撞拼贴的块体的亲缘性，而同一条俯冲带两侧被动陆缘到活动陆缘的复理石的排布则和俯冲极性一致。被动陆缘、活动陆缘或者岛弧环境下最年轻的复理石的最大沉积时限可用于限定碰撞时间的下限；(周缘)前陆盆地最早的磨拉石的沉积时代可用于限定碰撞时间的上限。

(4) 造山带中，地层的连续沉积并不意味着没有重大构造事件的发生；相反，一定尺度规模的不整合，并不代表有重大构造事件发生。

致谢      感谢两位审稿人提出的建设性意见。本文是长期研究的成果，研究过程中得到诸多学者的帮助与支持。张继恩博士提供了西准噶尔浊积岩的野外照片。闫全人教授、吴春明教授、闫臻研究员等对本研究提出了有价值的建议。