2018, Vol. 34
2. 中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;
3. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049;
4. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029;
5. 中国地质调查局西安地质调查中心, 西安 710054
2. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037;
3. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
4. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
5. Xi'an Geological Survey Center, China Geological Survey, Xi'an 710054
板块离散、汇聚过程是一个有机统一的动态过程，也是壳-幔物质循环、洋-陆构造格局转变以及大陆地壳生长的重要过程。这一复杂过程先后形成不同类型的沉积盆地和填充序列(Dickinson, 1974, 1976; Ingersoll, 1988, 2012; Ingersoll and Busby, 1995)。沉积盆地是造山带大地构造相的重要组成部分(Robertson, 1994; 潘桂棠等, 1994; 李继亮等, 1999; 李继亮, 2009)，保存有不同造山方式或作用最完整的沉积档案，记录了板块边缘动力学过程和亲缘性变化。准确识别并恢复造山带沉积盆地构造原型，确定其形成于板块汇聚某一阶段/过程，是直接判别和认识造山带方式、俯冲极性与时限的重要依据之一。
增生造山和碰撞造山是造山带形成的两种基本方式(Dewey and Bird, 1970; Şengör, 1990;李继亮等, 1999; Condie, 2007; Cawood et al., 2009; 李继亮, 2009)。尽管沉积盆地和填充序列在造山作用过程中先后被同期和/或后期构造作用肢解或移位而最终就位于造山带的不同部位，但是沉积盆地基底、基底与沉积盆地填充物接触关系以及深部填充物均被这些构造作用所揭露，为沉积盆地构造原型恢复提供了便利条件。同时，它们依然很好地记录了古板块边缘构造演化历史和造山作用过程。因此，造山带内沉积盆地构造原型鉴别与恢复，也是造山作用过程、区域构造演化以及古地理和板块构造重建的基本依据。
1 造山作用过程与沉积作用关系增生造山作用是大洋板块在“前进式(advancing)”或“后退式(retreating)”(Royden, 1993; Cawood and Buchan, 2007)俯冲过程中，形成相对完整的沟-弧-盆系和宽大增生楔来实现大陆地壳生长和壳-幔物质循环。该类造山作用与碰撞造山作用的主要区别是缺乏陆-陆碰撞作用(Cawood et al., 2009)。在该类造山作用过程中，沉积作用主要是弧前(forearc)、弧内(intra-arc)、弧间(interarc)和弧后(backarc)盆地以及弧后(retroarc)前陆盆地填充序列的形成、演化(图 1)。自海沟盆地至弧后前陆盆地，沉积作用在空间上表现为形成同期异相沉积组合，在时间上与大洋板块俯冲过程中的变质、变形作用以及岛弧岩浆作用几乎同时发生(Yan et al., 2006)。其中弧前和弧后盆地填充物以含有丰富火山弧碎屑物质为特征，同时弧后盆地填充物包含丰富的火山弧凝灰岩或/和熔岩流。在靠近火山弧一侧，填充物以粗火山碎屑流和陆相沉积为特征，而远离火山弧一侧为相对缺乏火山碎屑的浅海相、深海相沉积组合。通常情况下，由于海沟和海沟斜坡盆地与岛弧带之间被宽阔的弧前盆地所阻隔，火山弧物质难以越过弧前盆地和增生楔隆起而填充于海沟和海沟斜坡盆地内。然而，当增生楔缺失或呈现为小规模且具有过陡斜坡时(Stern, 2002)，火山弧物质将直接越过陡而窄的弧前盆地，成为海沟斜坡盆地甚至是海沟盆地填充物组成部分。
在陆-陆、陆-弧或者弧-弧碰撞作用过程中，大洋盆地闭合，海沟斜坡盆地以及弧前、弧后和弧内盆地遭受构造作用改造和破坏，同时相邻造山带也发生强烈隆升剥蚀并形成巨量碎屑沉积物。这些碎屑沉积物通过河流、三角洲和海底扇向前搬运并填充于残余洋盆地、弧后前陆盆地和周缘前陆盆地中(Ingersoll and Busby, 1995)，进而形成全球最大规模的浊积扇和陆源碎屑沉积体系。例如孟加拉湾扇和喜马拉雅前陆盆地。其中陆-陆碰撞造山作用通常形成全球最大规模的造山带和前陆盆地沉积体系(Bouma et al., 1985; Dickinson, 1988)。例如，喜马拉雅前陆盆地、北美阿巴拉锲亚盆地、瑞士复理石-磨拉石盆地以及意大利亚得里亚海盆地，都是陆-陆相互碰撞形成的盆地。弧-弧、弧-陆碰撞持续时间短，通常形成规模相对较小的沉积盆地(Moore and Silver, 1983)。例如，吕宋弧-华南陆块碰撞形成的台湾西侧海岸平原弧后前陆盆地(Huang et al., 1992, 1995)。在陆-陆碰撞过程中，俯冲板块边缘因裂谷作用形成的“岬角”首先抵达海沟并与仰冲板块碰撞，引起造山带快速隆升和强烈剥蚀，从而为位于缝合带关闭位置前端的残余洋盆地提供巨量碎屑沉积物(图 1)。这些沉积物自缝合带关闭位置至盆地内部，依次表现为冲积扇砾岩、三角洲和复理石沉积(Graham et al., 1975)。随着陆-陆碰撞全面发生，造山带隆升加剧，残余洋盆也最终完全收缩且在挠曲负载作用下发展成为周缘前陆盆地(Dickinson, 1976)。显然，残余洋盆地与周缘前陆盆地的形成是一个有机的连续过程，共同记录了碰撞大陆边缘构造演化过程；前陆褶冲带构造和前陆盆地系统填充物时空变化特征，直接记录了陆-陆碰撞过程中造山带总体隆升、剥蚀过程和区域古气候变化历史。
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图 1 板块边界沉积盆地与填充物源区关系图(据Dickinson and Suczek, 1979; Ingersoll, 1988修改) Fig. 1 Sketch map showing sedimentary basins and associated sources of detrital sediments in relation to plate boundaries (modified after Dickinson and Suczek, 1979; Ingersoll, 1988) |
虽然不同造山作用方式形成不同类型沉积盆地和填充序列，但是它们也与造山带一起先后经历了古洋盆俯冲、消减和陆块拼合作用。造山作用过程中，汇聚板块边缘的裂谷、俯冲、碰撞、旋转、走滑构造作用十分复杂(Dewey et al., 1991)，直接影响着沉积盆地和填充序列的形成、演化。此外，一些沉积盆地在形成早期表现为大陆块体内部洼陷，以形成稳定台地相浅水沉积为特征，在随着陆块伸展、裂谷作用发生并开始沉降，形成以深水-浅水相沉积为特征的填充物；它们在陆块聚合过程中受来自板块边缘构造远程效应影响而发生变形和破坏(Cloetingh, 1988)。这些复杂因素的共同作用，使得不同造山阶段沉积盆地和连续而完整的地层序列发生破坏或者重新排列，甚至不能全部保留于造山带中。因此，详细了解不同造山阶段沉积盆地类型和填充序列结构与时空演化特征，可为造山带沉积盆地构造原型鉴别、恢复提供依据，同时可指导造山作用过程和造山带结构研究。
复理石(浊积岩)和磨拉石是造山带内最为常见且广泛发育的沉积组合，也是板块作用过程中不同类型沉积盆地最基本的填充物(图 1)。浊积岩不仅是俯冲和碰撞相关沉积盆地最基本的填充物，也常常是增生楔和被动大陆边缘沉积的主要组成部分。同时，浊积岩与蛇绿岩紧密相伴，共同分布于造山带中。磨拉石见于造山带不同部位，它们与复理石共同构成了全球规模最大的前陆盆地系统的填充物(DeCelles and Giles, 1996; DeCelles, 2012)。它们常常被同期和/或后期构造、岩浆和变质作用所改造和破坏，尤其是弧前、弧后和海沟斜坡盆地及填充序列，难以被完整地保存于造山带中。这些广泛出露于造山带不同部位的复理石和磨拉石，以缺乏可靠的古生物化石时代证据和发育复杂构造变形为特征。它们的地层序列、形成时代和大地构造属性长期存在争议，制约着造山带地层格架准确建立和造山带结构深化认识，成为造山带关键“疑难地层”之一和造山带研究的难点(王宗起等，2009)。因此，造山带中复理石和磨拉石的沉积盆地构造原型鉴别和恢复，是造山带结构和构造演化研究的“钥匙”。准确鉴别它们究竟是属于海沟、增生楔、弧前盆地、弧后盆地、被动大陆边缘还是残余洋盆地、前陆盆地，同时确定它们是形成于俯冲-增生造山还是碰撞造山作用过程，不仅可为造山作用方式和时限以及造山带结构研究提供直接依据，同时可为古洋盆俯冲极性、板块边界构造演化等板块重建提供基本证据。
2 增生型造山作用相关的沉积盆地类型 2.1 弧前沉积盆地系统弧前沉积盆地系统形成于俯冲-增生造山作用过程，由海沟和火山弧之间沉积盆地共同组成。
2.1.1 海沟盆地与海沟斜坡盆地海沟是俯冲板块边缘前缘凹陷区和链接大洋盆地与海沟斜坡沉积盆地的纽带(图 2a, b)，也是壳-幔物质循环的主要通道(Clift et al., 2009)。海沟盆地填充物主要是远洋粘土或生物软泥和半远洋沉积或陆源碎屑浊流沉积组合(Piper et al., 1973)，它们的时空分布与变化主要受板块俯冲速率、俯冲角度、大洋板块沉积物厚度和沉积速率以及海底地貌、相邻大陆结构等因素的共同影响(Thornburg and Kulm, 1987; Underwood et al., 2003)。
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图 2 汇聚板块边界沉积盆地类型(据Dickinson and Suczek, 1979; Ingersoll, 1988) Fig. 2 Sedimentary basins developed along plate convergent boundary (modified after Dickinson and Suczek, 1979; Ingersoll, 1988) |
反射地震资料研究结果表明，海沟盆地填充物向大洋盆地一侧超覆，在垂直于海沟走向剖面上呈现为楔形体。大陆巨量碎屑沉积物通过河流汇入海底峡谷继续向前迁移，以海底扇沉积或者粗粒陆源碎屑流沉积形式填充于海沟盆地(图 3)。当这些陆源碎屑物在海沟盆地中遭遇海山、洋岛等洋内隆起的阻档而无法继续向前迁移，海沟盆地在该隔档两侧表现为欠补偿(underfill)和过补偿(overfill)填充。例如，智利海沟(Wille, 2005)。此外，海沟斜坡沉积物受到俯冲挤压作用发育“泥火山”，也形成了不同规模的垮塌或滑塌沉积，填充于海沟盆地。
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图 3 海沟斜坡盆地沉积相组合模式图(据Underwood and Bachman, 1982) Fig. 3 Generalized model showing relative position of the defined facies associations within a trench-depositional environment (modified after Underwood and Bachman, 1982) |
在岛弧和弧前盆地外侧，当海沟沉积物厚度超过1km时，形成并发育增生楔(Clift and Vannucchi, 2004)。增生楔具有不规则地貌特征，为大洋板块地层构成的一系列相互叠置的构造隆起(tectonic ridges)，相互之间为逆冲断层且内部发育紧闭褶皱(图 4；Strasser et al., 2009)。这些逆冲断层倾向火山岛弧一侧，形成时代总体向海沟方向变年轻。逆冲席(thrust sheet/slice)或叠瓦状垛体由深海远洋软泥、半远洋泥岩、细粒浊积岩和海底扇沉积共同组成，且单个逆冲席通常保留有正常地层剖面结构。增生楔顶部因不同构造隆起地貌差异而发育一系列不同规模的凹陷，即海沟斜坡盆地(trench slope basin；图 2a、图 4)，容纳了不同厚度、不同类型的填充物，包括深海软泥、砂质浊积岩和滑塌堆积(图 3)，例如印度尼西亚Nias岛(Moore et al., 1980)和日本南海海槽海沟斜坡盆地(Strasser et al., 2009)。这些填充物自下而上依次为深海沉积、半深海细粒浊积岩(泥岩和粉砂岩)以及厚层中-粗粒砂质浊积岩(常包含滑塌堆积)，总体表现为粒度向上逐渐变粗的典型地层序列特征(Lash, 1985; Underwood and Moore, 1995; Underwood et al., 2003)。此外，由于大陆碎屑物质可通过河流搬运并向前进入海底峡谷，以海底扇形式充填于海沟盆地内，并在俯冲作用过程中拼贴于增生楔中，同时部分成为海沟斜坡盆地填充物(Lash, 1985)。因此，部分增生楔和海沟斜坡盆地的碎屑组成中常常包含有少量大陆来源物质成分。
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图 4 日本南海海槽增生楔结构剖面示意图(据Strasser et al., 2009) Fig. 4 Sketch map showing texture of Japan Nanki trough accretionary prism (after Strasser et al., 2009) |
海沟斜坡盆地规模和填充序列随着增生楔隆升和海沟跃迁而发生改变，同时，海沟斜坡盆地和增生楔在陆-陆、弧-陆或弧-弧碰撞过程中，再次遭受构造破坏。因此，海沟斜坡盆地难以在造山带中得到完整保留，即使对于增生型造山带中的宽阔增生楔，要准确区分其中哪些部分属于海沟斜坡盆地沉积，也是十分困难的。
2.1.2 弧前盆地弧前盆地位于岛弧/大陆边缘弧与增生楔(外弧或第一弧)之间(图 1)。根据岩石组合构造属性与来源，弧前盆地基底可由弧体+洋壳/过度地壳或者弧体+增生楔或者洋壳+非洋壳残片构成。例如，加利福尼亚大谷弧前盆地东段基底为内华达岩基和岩浆弧，西段基底为海岸山脉蛇绿岩(Dickinson, 1970)；日喀则弧前盆地的基底也是日喀则蛇绿岩(An et al., 2014; Wang et al., 2017)。随着增生楔侧向与垂向增长以及海沟跃迁，基底构造隆起和断裂将岛弧方向弧前盆地部分被肢解成多个“半地堑式”次级盆地，它们与海沟一侧新形成的弧前盆地部分，共同构成复合型弧前盆地(compound forearc basins)。例如，阿拉斯加-阿留申弧前盆地(Bachman et al., 1983)、台湾-吕宋弧前盆地(Teng, 1990)。弧前盆地规模及形态，受岛弧带形态、海沟斜坡坡折带、海平面位置、大洋板块俯冲角度、俯冲速率、汇聚板块边缘形态等因素影响(Dickinson, 1995)。
弧前盆地沉积作用与岛弧火山、岩浆活动以及增生楔变质、变形作用同时发生，但是弧前盆地沉积作用相对晚于洋内俯冲阶段早期形成的岛弧岩浆岩和弧前蛇绿岩就位时间(Ernst, 1970; Bloomer et al., 1995; Yan et al., 2006)。弧前盆地沉积作用与增生楔和岛弧带时空变化密切相关。弧前盆地填充物主要来自增生楔和岛弧带(图 2a)，相邻大陆可为部分弧前盆地提供一定量的碎屑来源。同时，海底峡谷也可为弧前盆地提供部分沉积物(Kopp et al., 2006)。当物源供给充足时，在靠近火山弧一侧，填充物主要为河流-三角洲相沉积，并向盆地内部逐渐相变为浊积扇沉积，总体构成向上粒度变粗且水体变浅的沉积序列。其中近火山弧一侧的填充物由富含岛弧碎屑组分的砂岩、页岩和砾岩以及火山碎屑沉积(包括凝灰岩)和近火山喷发中心的斜坡块体流沉积共同构成，在近增生楔一侧为相对缺乏火山物质成分的浊积岩、滑塌堆积及富含蛇绿岩碎屑沉积组合。例如，巽他弧前盆地(Beaudry and Moore, 1985)、阿拉斯加-阿留申弧前盆地(Geist et al., 1988)、北美大古盆地(Cherven，1983)、日本东北海盆地(Taira et al., 1988)和日喀则弧前盆地(Einsele et al., 1994；An et al., 2014; Orme et al., 2015, 2016; Wang et al., 2017)等。此外，位于热带地区的弧前盆地，在其基底构造隆起和大陆边缘弧周边的填充序列中常常有生物礁或碳酸盐沉积(Scholl et al., 1985)。大洋弧前盆地中，填充物主要由白垩土(chalk)、泥灰岩和火山碎屑岩共同组成(Marlow et al., 1988)，相对缺乏大陆碎屑物质。总之，弧前盆地内砾岩、砂岩、页岩、凝灰岩和灰岩的形成和分布，受岛弧剥蚀程度、岩浆作用强度、海平面变化、水系、气候等因素控制(Dickinson, 1995)。
2.2 弧内盆地弧内盆地可由大洋岛弧和大陆边缘弧发生裂谷作用形成(图 2a)，也可由大洋岛弧和大陆边缘弧在走滑断层作用下形成(Sarewitz and Lewis, 1991)。岛弧裂谷作用过程中发育多期构造岩浆活动，例如下加利福尼亚半岛白垩纪Alisitos火山弧(Busby et al., 2006)。大陆边缘弧内盆地扩张可能形成新的洋壳，如墨西哥Guerrero复合地体(Centeno-Garcia et al., 2008)。弧内盆地规模、填充物厚度以及时空变化受大洋板块俯冲角度、俯冲速率和俯冲极性等因素影响。相对而言，大洋弧内盆地填充物厚度远远大于活动大陆边缘弧内盆地。
弧内盆地填充物由近火山弧喷发中心的火山碎屑裙沉积和远离喷发中心的浊流和深水相沉积共同构成(Smith and Landis, 1995; Draut and Clift, 2006)。喷发中心填充物包括高位侵入体以及火山机构熔岩流、自碎角砾和火山角砾，局部地段有较厚的凝灰岩和角砾岩。火山碎屑裙是一套成熟度低的火山碎屑流沉积，包括熔结凝灰岩或粗粒重力流沉积、碎屑崩塌沉积、碎屑流沉积、高密度流沉积，该套沉积的规模取决于火山喷发规模和火山锥外貌形态。浊流和深水相沉积包括细粒火山碎屑浊流沉积、深海/半深海泥岩和软泥以及细粒沉降物。在靠近火山通道附近，这些沉积组合表现出向上粒度变粗的结构序列特征。例如，下加利福尼亚白垩纪弧内盆地填充物包括酸性火山碎屑流沉积、凝灰岩和凝灰质浊积岩、玄武质角砾以及玄武岩和酸性熔岩、厚壳蛤礁夹火山质沉积(Busby et al., 2006)；台湾海岸山脉上新世-更新世弧内盆地填充物自下而上依次为火山弧基底、浅海礁灰岩和深水复理石(Huang et al., 1995)。岛弧侵入岩或者岛弧周边高位侵入-变质岩因风化剥蚀形成的石英长石砂岩或岩屑长石砂岩等非火山质碎屑沉积，也是部分弧内盆地充填物的重要组成部分。例如，北美西缘侏罗纪弧内盆地充填物是由厚度达11km陆相和海相火山岩、火山碎屑岩共同构成，但在火山岩和火山通道杂岩组合中存在有部分石英砂岩夹层，它们是由来自克拉通的碎屑物质形成的(Busby-Spera, 1988)。对于处于低纬度区的大洋岛弧而言，环状礁或裙礁十分发育，成为弧内盆地钙质净砂岩和角砾灰岩形成的主要来源(Smith and Landis, 1995)。
弧内盆地火山机构或者火山碎屑裙和盆地填充物，形成了弧火山喷发中心岩石组合和地层的完整记录。它们的形成，直接反映了汇聚板块边缘火山弧火山成分、喷发类型、活动历史以及弧岩浆作用形成的初始时间(Gill, 1981)。同时，弧内盆地边界构造特征和演化历史，也是火山弧的应力状态时空变化和板块运动学特征的直接体现(Dewey, 1980; Cloos, 1993)。在弧-陆碰撞过程中，弧内盆地填充物中有大量来自造山带的碎屑沉积物，这些填充物的组成和沉积相时空变化记录了碰撞过程中活动大陆边缘构造岩浆活动历史和地球化学变化特征。因此，弧内盆地沉积序列的准确识别，可直接揭示汇聚板块边缘构造演化和火山作用过程。
2.3 弧后沉积盆地系统根据弧后构造背景是张性还是汇聚的性质，弧后沉积盆地可以划分为弧后盆地和弧后前陆盆地(图 2)。
2.3.1 弧后盆地与边缘海盆地绝大多数弧后盆地是在弧后伸展与海底扩张作用下形成新生洋壳的基础上发展而来的，伴随着强烈的构造活动和岩浆作用(Taylor and Karner, 1983)。因此，弧后盆地沉积作用严格受盆地基底构造作用控制，主要是由弧火山物质组成。大洋岛弧相关的弧后盆地以火山碎屑裙沉积为主，并有部分碎屑沉积来自残余弧(Marsaglia, 1995)。火山碎屑裙沉积是大洋弧后盆地的典型标志(Packer and Ingersoll, 1986)。大陆弧后边缘海盆地(marginal ocean basin；Karig, 1971)相对富含陆源碎屑组分，由浅海相、河流-湖泊相、深海相及火山碎屑裙沉积共同组成。空间上，这些填充物的形成时代具有向靠近火山弧方向逐渐变年轻的特点。
弧后盆地填充物具有明显的不对称性，在靠近岛弧一侧主要由火山碎屑裙沉积构成，远离岛弧一侧由海底扇、浊积岩、深海-半深海粘土、放射虫硅质岩及硅质软泥、深海碳酸盐岩构成。其中远洋碳酸盐岩向上逐渐过渡为远洋粘土，记录了位于CCD之下的弧后盆地底部的热沉降过程(Klein, 1985)。海底扇、半深海粘土和深海碳酸盐岩沉积是现代弧后盆地内最主要的填充物，例如西南太平洋劳-斐济弧后盆地(Clift, 1995)。Carey and Sigurdsson(1984)把大洋弧后盆地沉积作用划分为四个阶段(图 5)，以强调火山碎屑裙以及沉积相时空变化。第一阶段，形成初始裂谷盆地，盆地边缘陡，且盆地底部形成具有重力流成因的火山碎屑沉积；第二阶段为弧后扩张阶段，表现为盆地加宽、沉降、边缘变缓，在靠近火山弧一侧形成火山碎屑裙并向深海沉积过渡，同时该深海沉积越过扩张脊与残余弧一侧深海沉积相连；第三阶段表现为弧后扩张停止，继续火山碎屑裙沉积并发育深海棕色粘土；第四阶段表现为扩张脊停止火山活动且火山弧内部开始发生伸展，标志着新的一期弧后裂谷和弧后盆地形成开始，这时“死亡(inactive)”弧后盆地内沉积作用主要是深海沉积。显然，弧后盆地火山碎屑裙沉积主要靠近火山弧一侧，向着扩张脊一侧逐渐减薄、尖灭，并向深海浊积岩过渡。关于弧后盆地火山碎屑裙沉积的时空结构特征，以墨西哥Cedros岛中侏罗世弧后盆地最为典型(Busby-Spera, 1988)。该弧后盆地填充物是一套火山碎屑裙沉积夹熔岩流组合，包括玄武质凝灰岩、含砾凝灰岩、凝灰质角砾岩、玄武质熔岩流、英安质火山碎屑岩、岩屑砂岩和粉砂岩(图 6)。弧后盆地填充序列中有大量裂谷作用形成的酸性火山岩，每个火山喷发旋回代表大洋弧后盆地海底扩张时间周期，一般为10~15Ma或更短(Taylor and Karner, 1983; Fiske et al., 2001)。大洋弧后盆地填充物缺乏陆源碎屑沉积，火山碎屑裙外侧通常发育有火山喷发和扩张间歇期岛弧风化剥蚀碎屑共同形成的少量泥质和砂质沉积。
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图 5 弧后盆地沉积作用演化模型(据Carey and Sigurdsson, 1984) Fig. 5 Evolutionary model of backarc basin sedimentation (after Carey and Sigurdsson, 1984) |
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图 6 墨西哥Cedros岛中侏罗世弧后盆地填充序列剖面(据Busby-Spera, 1988) Fig. 6 Representative sections for the filling sequence of Middle Jurassic backarc basin, Cedros Island, Mexico (after Busby-Spera, 1988) |
弧后盆地填充物中的火山碎屑成分复杂多样，包括岛弧和盆地内火山喷发形成的酸性-基性熔岩流、角砾岩、火山碎屑岩和岛弧风化剥蚀的碎屑物质(Carey and Sigurdsson, 1984; Busby-Spera, 1987, 1988; Marsaglia and Ingersoll, 1992)。它们可能来自于裂谷阶段岛弧火山喷发中心、裂谷内火山作用和初始残余弧。大陆边缘弧/岛弧是弧后盆地内充填物的主要物源区，同时相邻大陆也是弧后边缘海盆地沉积物的重要贡献者(Marsaglia and Ingersoll, 1992)。大洋弧后盆地的碎屑填充物几乎全部为火山碎屑，由长英质和玄武质火山碎屑共同组成，具有混合源区特征，主要来自于火山岛弧，部分碎屑来自残余弧。大陆边缘弧后边缘海盆地(如日本海)，填充序列碎屑组成来自大陆边缘弧和大陆双向物源或者多个物源区(Maynard et al., 1982；Marsaglia et al., 1992)。然而，海沟跃迁捕获的古老洋盆具有多种物源区，填充物碎屑组成与大陆边缘弧后盆地相似(Marsaglia and Ingersoll, 1992)。火山弧周边的火山碎屑裙填充物时代与火山弧相同，然而残余弧周边火山碎屑填充物来自不同源区并具有不同沉积时代(图 5)。其中面向火山弧一侧的火山碎屑沉积由火山弧裂谷作用形成的弧火山碎屑和残余弧发生风化剥蚀碎屑共同组成，它们的形成时代晚于裂谷期和裂谷后期火山碎屑裙；在面向大洋一侧的残余弧，该区域的火山碎屑沉积几乎全部由残余弧风化剥蚀形成，其时代早于火山弧裂谷发育期和弧内盆地火山碎屑沉积。
现代大洋弧后盆地位于活动或不活动弧-沟系统后侧，它们在岩石学方面或者空间位置上均不同于其它类型的洋内盆地(Taylor and Karner, 1983; Marsaglia, 1995)。然而，这些特征在蛇绿岩就位过程中由于遭受变质作用和构造变形而被改造、破坏，因此古老弧后盆地缺乏该特征信息记录。正是如此，蛇绿岩顶部的沉积作用特征和时间可为板块构造和古地理原始格局重建提供重要成因证据(Robertson, 1989; Busby-Spera, 1988)。一般情况下，洋内弧后盆地火山作用为双峰式，表现为酸性熔岩流和破火山口以及基性熔岩喷发中心、熔岩流和火山锥组合(Taylor et al., 1990)。其中酸性喷发中心通常沿着主火山弧中轴发育，基性喷发中心主要发育于转换带。火山喷发中心周边发育火山角砾和火山碎屑裙沉积。火山熔岩随着时间推移也由岛弧玄武岩逐渐发展为洋中脊玄武岩，更加富集Cs、U、Pb、Ba和87Sr(Saunders and Tarney, 1984)。然而，大陆边缘弧后盆地火山岩表现为岛弧钙碱性与伸展作用相关拉斑质岩浆过渡地球化学性质，例如日本海Leg 127/128火山岩具有岛弧玄武岩、板内玄武岩和MORB过渡的地球化学性质(Allen and Gorton, 1992)。冲绳海槽玄武岩形成于富水MORB地幔源区且有俯冲板片物质地球化学特征，但87Sr/86Sr和143Nd/144Nd明显高于马尼拉海槽玄武岩，反映了其为大陆成分特征(Honma et al., 1991)。这些特征表明，火山-沉积组合类型以及玄武岩地球化学特征相结合，是区分洋内弧后盆地与大陆边缘弧后盆地的有效手段。
2.3.2 弧后前陆盆地大陆边缘弧后区域多表现为中性应力区。在弧-沟体系整体处于挤压环境时，大陆边弧后地区部分大陆地壳俯冲至岛弧造山带底部并在岛弧带后侧形成前陆褶皱逆冲带(图 2a)，同时引起岩石圈发生挠曲和形成弧后前陆盆地(retroarc foreland basin)(Dickinson, 1974; Dewey, 1980; Ingersoll and Busby, 1995; DeCelles and Giles, 1996)。弧后前陆盆地形成于汇聚板块边界的仰冲板块一侧，与海沟、增生楔和岛弧带长距离保持着平行关系，常常在大洋板块俯冲过程中开始形成，演化历史长。盆地填充物主要是来自弧后前陆褶皱冲断带，为相对缺乏火山弧物质的海相-陆相沉积组合。Ingersoll and Busby(1995)和Ingersoll(2012)将弧后前陆盆地分为活动大陆边缘弧后前陆盆地和上驮于碰撞陆块之上的碰撞型弧后前陆盆地两类，例如安第斯弧后前陆盆地和南阿尔卑斯前陆盆地。它们与周缘前陆盆地具有相似的填充序列(Miall, 1995)。虽然backarc和retroarc在字面上是同义词，但是前者主要是在沟-弧系统整体为伸展和中性构造背景时形成，后者是在为挤压构造背景时形成(Dickinson, 1978)。
尽管弧后前陆盆地沿着大洋俯冲上驮板块安第斯型造山带内侧形成，但是并非所有洋-陆板块汇聚边界均形成安第斯型造山带和前陆盆地。例如，现代安第斯弧后前陆盆地体系包括宽度分别为50~75km楔顶沉积中心、250~300km前渊沉积中心、未出露至地表的前隆以及>400km后缘沉积中心(Horton and DeCelles, 1997)。弧后前陆盆地填充物的厚度在靠近岩浆弧带一侧远远大于其在前隆一侧，呈现出明显的非对称性结构特征；垂向上，下部为海相沉积，上部为河流相沉积，二者之间通常为不整合接触。弧后前陆盆地沉积中心随着前陆褶冲带发展一同向克拉通方向迁移，大部分填充物在此过程中也被卷入前陆褶皱冲断带中。正是如此，前陆盆地填充物分布范围随着前陆褶冲带隆升剥蚀和再沉积以及海平面的扩大而增大(Jordan, 1981)。在前陆褶皱冲断带长期向前发展过程中，前陆褶冲带和前隆地区先后形成了滨岸沉积上覆于海相地层、河流相沉积上覆于滨岸相沉积以及河流相粗粒沉积上覆于细粒沉积的地层序列。这一沉积结构特征，详细的记录了前陆褶皱冲断带的演化过程。
根据沉积物供给量、沉积速率与盆地沉降速率关系，前陆盆地填充过程可分为欠补偿、补偿和过补偿三个阶段(Allen et al., 1986)。在欠补偿填充阶段(图 7a)，弧后前陆盆地表现为深而窄的盆地形态，沉降中心靠近并平行于褶皱冲断带发育，前隆和褶皱冲断带碎屑沉积物随同横向水系向盆地沉降中心运移过程中，汇集于纵向水系，再一同沿着盆地沉降中心向前推移，形成三角洲或者大型冲积扇填充序列，同时在这些三角洲或冲积扇之间发育泥坪或冲积平原沉积。这些沉积序列总体呈现出点状物源(point source)特征。在补偿填充阶段，前陆褶皱冲带向前推进并出露水面，为盆地提供丰富物源，碎屑物沉积速率与盆地沉降速率接近，形成巨厚的陆源碎屑复理石填充序列。在过补偿填充阶段(图 7b)，大陆汇聚作用进一步加强，前陆褶冲带向更老、更厚、更刚性地区推进，盆地内沉积速率远大于岩石圈挠曲下沉速度，盆地整体始终处于海进状态，前缘隆起在该阶段极为不发育，横向水系普遍发育且水浅流急，来自褶皱逆冲带碎屑沉积物越过前缘隆起向隆后盆地迁移并过渡为陆相磨拉石沉积，同时在前缘隆起带附近形成不整合面，总体以线状物源为特征(Jordan, 1995)。实际上，不同填充阶段水系空间分布位置随着造山带和前陆褶冲带构造形态、逆冲速率以及基岩类型和气候等因素影响而发生改变，因此填充物的碎屑组成也并不尽相同。
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图 7 欠补偿和过补偿前陆盆地形态、沉积相和物源区(据Jordan, 1995) Fig. 7 Geometry, facies, and source areas of underfilled and overfilled foreland basins (after Jordan, 1995) |
弧后前陆盆地碎屑物主体来自于弧后前陆褶皱逆冲带，砂岩以富含石英和岩屑(通常为沉积岩和变质岩，局部火山岩)、贫长石为特征(Ingersoll et al., 1987; DeCelles and Hertel, 1989)，同时造山带核部变质岩和火成岩也是填充物的重要来源区之一。这是因为无论在欠补偿还是过补偿填充阶段，造山带中的横向水系通常汇聚成可以跨越过前陆褶冲带的大型河流体系，从而将造山带内部碎屑物质搬运至前陆盆地中(Jordan et al., 1993; Mack and Jerzykiewicz, 1989)。通常情况下，填充物在靠近沉积物源区位置形成相对完整的地层序列，而在远离物源区的盆地内部则常常缺少部分地层。由此可见，准确识别填充物结构、组成和物源区水系时空变化特征，有助于正确理解前陆褶冲带构造活动时限和弧后前陆盆地内地层序列形成。
3 碰撞造山作用过程中的沉积盆地陆-陆、弧-陆及弧-弧碰撞过程中，洋盆关闭的同时造山带快速隆升、剥蚀，大量碎屑物质通过河流、三角洲和海底扇形式被搬运至残余洋盆地和周缘前陆盆地。前者如孟加拉湾-印度河扇、松潘-甘孜三叠系、北美阿巴拉契亚沃希托河上寒武统-泥盆系；后者如喜马拉雅前陆盆地、阿巴拉契亚盆地以及瑞士复理石-磨拉石盆地。它们是巨厚层浊积岩和海相-陆相陆源碎屑沉积体系的主要形成和发育场所，系统地记录了汇集板块边缘碰撞造山作用和构造演化历史。
3.1 残余洋盆地残余洋盆地是形成于汇聚板块边缘的收缩型大洋盆地。该盆地一侧至少为汇聚大陆边缘，且以相邻缝合带为主要物源区的巨厚浊积岩填充物为特征(图 1)。残余洋盆地常与周缘前陆盆地在形成时间上具有继承性，在空间分布上具有过渡性(Dickinson, 1974)。Graham et al.(1975)在对喜马拉雅-孟加拉湾扇与阿巴拉契亚-沃希托河晚古生代浊流沉积体系对比基础上，提出造山带随着缝合带关闭发生快速隆升并形成巨量碎屑沉积，被河流-三角洲搬运、汇入缝合带关闭前端的残余洋盆地中，形成海底扇并继续向前迁移和沉积。这些巨厚的海底扇沉积在随后的洋盆关闭过程中，发生强烈变形，最终以造山楔形式保留于碰撞型造山带中，空间上构成碰撞缝合带的侧向延伸，成为造山带的重要组成部分。这一概念模型，很好地解释了造山带内与缝合带密切相关的同造山复理石和磨拉石沉积的时空关系。
残余洋盆地的碎屑物质主要来自快速隆升造山带的再旋回沉积和变沉积地层岩石(Graham et al., 1975; Dickinson and Suczek, 1979; Ingersoll and Suczek, 1979)。碎屑填充物以形成石英岩屑砂岩为特征，不同于以岩浆弧和基底隆起为源区分别形成的长石岩屑砂岩和石英长石砂岩(Dickinson and and Suczek, 1979; Dickinson, 1985)。对于长寿命的复杂造山带，基底隆起和岩浆弧也是残余洋盆地填充物组成的重要来源，但是从整个残余洋盆地填充物组成来看，基底隆起和岩浆弧的贡献明显小于前陆褶冲带。此外，残余洋盆地填充物的碎屑组成也受克拉通、造山带和增生楔隆升强度以及气候效应的影响。
在结构形态上，残余洋盆地可以是对称的，也可以是不对称型沉积盆地。其中对称残余洋盆地是由两条俯冲带相向俯冲形成，例如菲律宾棉兰老岛南侧Molucca海盆地(Moore and Silver, 1983)及内蒙古索伦河晚二叠世-早三叠世沉积盆地(Xiao et al., 2003)；非对称残余洋盆地是由裂谷大陆边缘或者转换大陆边缘在活动大陆边缘(如孟加拉湾东北缘)或者洋内岛弧(如台湾和澳大利亚北缘)前端俯冲形成的。无论是那种情况，造山带隆升形成的巨量碎屑物质都通过纵向水系向前运移并汇入残余洋盆地内，从而形成河流、三角洲和海底扇沉积体系。在洋盆关闭过程中，残余洋盆地浊积岩填充物发生强烈构造变形，最终保留于碰撞型造山带中(Şengör and Okurogullari, 1991; Xiao et al., 2003)，但是这些浊积岩后端的三角洲相沉积因强烈构造隆升而被剥蚀，很少被保留于造山带中。相对而言，形成于构造结(syntax)附近凹陷中的三角洲相沉积可能得到保留(Ingersoll et al., 1995)。
残余洋盆地也可以形成于缺失俯冲作用的不同规模陆块之间。除了主大陆碰撞形成超大陆(如劳亚与冈瓦纳聚合)和洋内岛弧碰撞(如Molucca海碰撞带; Moore and Sliver, 1983)两种极端情况外，主大陆也可与次级大陆或者洋内岛弧碰撞，如印度-亚洲大陆碰撞或者亚洲大陆-台湾吕宋岛弧碰撞。虽然残余洋盆地的寿命比较短，但是它们可以形成于不同地质时期陆-陆碰撞过程。由于大多数与洋内岛弧相关的碰撞作用持续时间短，因此残余洋盆地在形成后不久就被破坏而难以存留下来。残余洋盆地填充物供给量直接取决于造山带源区隆升速率和规模，因此陆-陆碰撞通常形成大规模沉积体系，而陆-弧碰撞则形成相对小规模沉积体系。正是如此，残余洋盆地形成的增生楔规模可能超过洋内岛弧，如台湾造山带规模大于吕宋弧(Huang et al., 1992)。中等规模与大规模陆块碰撞(例如印度与亚洲大陆)使得造山带急速隆升，是残余洋盆地获取长期和巨量沉积物的最佳方式(Cloos, 1993)，如孟加拉湾残余洋盆地。该类陆块之间的碰撞可形成地质记录中的最大规模增生体(accretionary body)，如华北陆块与扬子陆块碰撞形成的松潘-甘孜杂岩(Şengör and Okurogullari, 1991; Yin and Nie, 1993)。同时，两个中等规模陆块在经历长时间的复杂板块构造作用后发生碰撞，也可以形成大规模的增生体，如阿尔泰(Şengör et al., 1993; Xiao et al., 2009)。在主大陆发生碰撞且完全聚合过程中，构成主大陆的小陆块隆升规模小且很难辨认，同时小陆块之间的大部分残余洋盆地也被破坏，并缩短了其存在的寿命，例如北美阿巴拉契亚-沃希托河体系。洋内弧与微陆块之间碰撞导致板块快速重组，因此残余洋盆地持续时间更短，从而难以在造山带中保留下来。
3.2 周缘前陆盆地周缘前陆盆地形成并发育于造山带外侧，是链接造山带和克拉通的纽带(图 1)。它们是全球非海相地层分布的主要区域，产有丰富的石油、天然气和煤，长期备受关注。周缘前陆盆地是在陆-陆碰撞过程中，由陆内俯冲形成的岩石圈挠曲盆地，同时也可在弧-陆碰撞过程中由弧前发展而成(图 2b)。例如，吕宋弧与华南陆块碰撞形成的海岸平原前陆盆地(Teng, 1990)以及班达弧与澳大利亚板块碰撞形成的帝汶-塔宁巴尔前陆盆地(Audley-Charles, 1986)，均是在弧前发展形成的。在大洋俯冲以及陆-陆和弧-陆碰撞持续作用过程中，前陆盆地沉积中心向克拉通内部迁移，并发育薄皮逆冲构造，同时在盆地基底发生强烈变形和差异性隆升(Fielding and Jordan, 1988)，从而使得前陆盆地被分割成一系列不同方向展布的、狭长的非海相孤立盆地，该类盆地被称作破裂前陆盆地(broken foreland basin)。尽管前陆褶冲带之上的楔顶盆地(wedge-top basin)与前渊(foredeep)、前隆(forebulge)和后隆(backbulge)地区地层序列因受前陆褶皱冲断带影响而存在一定差异，但它们在褶皱冲断带前端共同构成了前陆盆地系统(Decelles and Giles, 1996)，从而完整地记录了碰撞造山作用过程。前陆盆地系统地层序列总体呈现为非对称的沉积棱柱体，在楔顶盆地、前隆和后隆地区厚度最小，前渊地区厚度最大。
周缘前陆盆地填充物通常由海相和陆相沉积组成，垂向上具有水体逐渐变浅且碎屑沉积物粒度变粗的沉积组合序列。填充物在前渊区域发育最为完整，由早期形成的深水复理石与随后的浅水相和陆相沉积构成。它们在侧向上分别与前陆褶冲带和前缘隆起之间构成不整合接触，但向克拉通内部逐渐过渡并相连通。当盆地处于欠补偿状态时，填充物以海相沉积为主时，仅在盆地边缘靠近前陆褶冲带一侧局部出现陆相沉积；当盆地处于均衡补偿状态时，填充物以浅海相沉积为主，并在局部出现陆相沉积；当盆地处于过补偿状态时，填充物主要为陆相沉积。下部海相沉积序列与上部陆相沉积序列在前陆褶皱冲断带和前缘隆起周缘通常为角度不整合接触，二者向盆地内部逐渐过渡为整合接触；其中深海相沉积与造山带主造山期同龄，陆相沉积为冲断和抬升的产物(Crampton and Allen, 1995)。这些不整合面以及陆相砾岩的层位和性质，可以用来约束造山带逆冲推覆事件和走滑事件(Burbank et al., 1988; DeCelles et al., 1991; Suppe et al., 1992)。
前陆盆地内沉积物类型和沉积物供给量直接受前陆褶冲带控制，一般以陆源碎屑沉积物为主，缺乏碳酸盐岩沉积，可出现一套或多套由细变粗的正韵律性沉积，包括巨厚的海相-陆相沉积组合。盆地填充物自下而上包括深水复理石、海相磨拉石和陆相磨拉石(DeCelles, 2012)；早期以灰、灰绿色等为主，晚期以红色、杂色等为主。下部岩系与造山带主造山期同龄，上部沉积岩系为冲断和抬升的产物，其间多以角度不整合面或剥蚀面为界。盆地边缘主要发育众多的砾质粗碎屑楔状体；在垂直于和平行于造山带方向上，这些粗碎屑楔呈现出一定的构造迁移规律性，具有“幕式”出现的特点。
4 沉积盆地和填充物对造山带俯冲极性与时限的约束板块汇聚与大陆碰撞是一个具有内在成因联系的复杂有机动态过程。俯冲、碰撞是板块汇聚过程中的两个不同阶段，二者为有机统一过程。碰撞造山作用是俯冲造山作用的继承和发展，改造和破坏俯冲造山作用阶段的地质记录。造山作用方式和时限始终是造山带研究面临的难题和争议焦点。准确识别两种造山作用方式与时限，可为造山带演化过程和板块构造重建提供重要依据。前人曾从不同角度对造山带碰撞方式和时限判别标志进行了总结(Hsü et al., 1988; Robertson, 1994; 李继亮等, 1999; Chung et al., 2005; Wang et al., 2014; 丁林等, 2017; 胡修棉等, 2017; 肖文交等, 2017)，但依然存在争议。相对于碰撞造山作用方式与时限，俯冲造山作用方式和时限判别标志缺乏系统总结。为此，我们在前人基础上，将沉积盆地构造属性和填充序列沉积物源区变化与造山作用过程紧密联系，结合大地构造相(Robertson, 1994)、沉积盆地构造分类(Ingersoll and Busby, 1995; Ingersoll, 2012)以及造山带结构-属性解剖原则(肖文交等，2017)，恢复造山带沉积盆地构造原型，是获取准确判定造山带方式、俯冲极性与时限的有效方法之一。
4.1 沉积盆地构造原型是造山带结构-属性划分的直接有效依据之一沉积盆地是造山带的重要大地构造相单元之一和造山带演化历史记录的“档案库”，全面、客观地记录了造山作用过程中汇聚板块边缘的构造演化。造山带中沉积盆地填充序列的精细解剖和构造原型的准确识别与恢复，始终是造山带结构-属性解剖的重要内容之一。前已述及，俯冲-增生和碰撞造山作用过程分别形成不同的沉积盆地类型和填充序列。利用岩石类型、碎屑组成(包括碎屑重砂矿物和碎屑锆石U-Pb年龄组成)、沉积相、构造变形特征和沉积物源区的时空变化等内容的系统性精细解剖研究结果，按照沉积盆地基底、沉积盆地与板块边界相对位置以及板块边界类型的分类原则，汇聚板块边界沉积盆地包括大洋俯冲作用阶段形成的海沟、海沟斜坡、弧前、弧内、弧后和弧后前陆盆地，以及陆-陆、陆-弧和弧-弧碰撞作用阶段形成的残余洋、周缘前陆和碰撞弧后前陆盆地(Dickinson, 1974, 1976; Ingersoll, 1988, 2012; Ingersoll and Busby, 1995)。因此，造山带中沉积盆地类型鉴别与恢复的正确与否，无疑直接影响造山作用方式、俯冲极性与时限判别和造山带结构划分。
4.2 有效限定造山作用时限的沉积学方法板块汇聚过程中，板块边缘的构造亲缘性随同板块之间大洋岩石圈初始俯冲和完全俯冲殆尽而发生变化。同时，汇聚大陆板块边缘的不规则性，导致两大陆板块的碰撞时间具有穿时性的普遍性特征。由于不同学者对大陆初始碰撞的概念存在不同认识，于是对大陆碰撞时限和造山作用时限也存在不同认识和分歧。最近，肖文交等(2017)提出可从造山带结构-属性解剖角度来确定大陆最终碰撞方式与时限，探讨了印度-亚洲大陆碰撞时限。这一方法为大陆碰撞方式和时限研究与准确判别提供了新的思路。
4.2.1 俯冲造山作用时限的沉积学标志大陆板块之间的大洋岩石圈俯冲过程中，在俯冲带上盘前端自海沟向火山弧方向依次形成并发育弧前、弧内、弧后及弧后前陆盆地，共同记录了上脱板块前端洋壳物质拼贴、增生事件以及挤压体制下沟-弧系统的发展历史。其中弧前盆地沉积作用与火山弧岩浆作用以及增生楔变质、变形作用时间基本相同，但是相对晚于洋内俯冲阶段早期形成的岛弧岩浆岩和弧前蛇绿岩就位时间，而弧后、弧内及弧后前陆盆地的初始沉积作用在时间上明显略晚于初始俯冲作用。弧内盆地最底部填充物形成与火山弧初始岩浆作用时间相同，弧后盆地早期火山碎屑裙沉积时代与火山弧初始裂谷时代相同，均晚于初始俯冲时间。因此，弧前、弧内和弧后盆地最老填充物时代，可用作限定俯冲作用时间下限标志；弧前盆地和增生楔沉积-地层时空变化，可以限定俯冲作用持续时限。
海沟是大洋地壳发生俯冲作用的主要场所。海沟填充物在仰冲板块前端持续发生俯冲、拼贴并形成增生楔。增生楔的地层和变形时代具有向海沟一侧变年轻特征。因此，造山带增生楔最老沉积地层和构造变形的时代与初始俯冲作用基本相同或略微滞后，可作为俯冲作用时间下限标志；弧前盆地、弧后前陆盆地填充序列与下伏基底的初始角度不整合面也可用来约束俯冲造山作用的时间下限；最年轻沉积地层和构造变形的时代可用作限定古洋盆消亡和俯冲作用时间上限标志。此外，弧内盆地和弧后盆地最老的火山-沉积填充物也可用来限制大洋俯冲-增生事件的时间下限。
周缘前陆盆地的形成标志着陆-陆碰撞造山作用全面开始，也意味着被动大陆边缘与活动大陆边缘完全发生聚合。活动大陆边缘前端的增生楔也因此发展成为前陆褶冲带，同时前陆褶冲带的前缘逆冲构造面也成为活动大陆边缘与被动大陆边缘的分界面，相当于最终大洋俯冲消亡的顶界面(Frisch et al., 2011)或最终碰撞缝合带位置(Xiao et al., 2013; 肖文交等，2017)。因此，周缘前陆盆地和前陆褶冲带前缘逆冲构造面形成时间代表了俯冲-增生作用时间的下限。
4.2.2 初始碰撞时限的沉积学标志碰撞造山作用时限是全球造山带研究者共同面临的一个长期争议性难题。不同学者对大陆初始碰撞含义理解不同，采用的判定标志也不同，因此造山带初始碰撞时限问题难以达到共识。例如，印度-亚洲碰撞时限(Willems et al., 1996; Yin and Harrison, 2000; Aitchison et al., 2007; Ding et al., 2005; Wu et al., 2014; Hu et al., 2015, 2016; 肖文交等, 2017; 丁林等, 2017; 胡修棉等, 2017)。尽管大陆初始碰撞没有留下任何明显的可供观察的直接地质记录，但是大陆碰撞一旦发生了，必将在地质记录上留下其特有的痕迹。板块汇聚过程中，俯冲板块边缘的岬角部分在汇聚过程中首先抵达海沟并与仰冲板块碰撞，诱发两大陆发生初始碰撞并形成残余洋盆地；随着大洋岩石圈俯冲殆尽，两大陆岩石圈完全接触并发生全面碰撞，诱发其两侧大陆岩石圈发生强烈的变质、变形和岩浆作用，同时残余洋盆地也发展成为周缘前陆盆地(Ingersoll et al., 1995)。显然，大陆碰撞并非一个简单的短暂过程，而是一个经历了从初始碰撞到全面碰撞的长期过程，具有明显的穿时性，这一特征在造山带中具有普遍意义。
关于造山带的碰撞方式和时限判定标志，不同学者从不同角度进行了分析(Hsü et al., 1988; Robertson, 1994; 李继亮等, 1999; Chung et al., 2005; Wang et al., 2014; Hu et al., 2015, 2016; 丁林等, 2017; 胡修棉等, 2017; 肖文交等, 2017)，已被应用于造山带研究并且作为大陆初始碰撞时间的确定依据。李继亮等(1999)对碰撞时间的地质学标志进行过系统总结, 分别提出了7种确定碰撞事件时代的下限标志(最老碰撞时间约束)和7种上限标志(最小碰撞时间约束)，其中与地层-沉积有关的下限标志有“混杂带中深海沉积物最年轻的生物年代”和“前陆褶皱冲断带中被动大陆边缘年轻的海相沉积的时代”两种，上限标志有“磨拉石盆地沉积物提供的时代”一种。丁林等(2017)总结并提出12种确定大陆初始碰撞时间标志，其中与地层-沉积有关的上限标志有“磨拉石建造”和“最高海相沉积”两种，初始碰撞时限标志“周缘前陆盆地”一种。胡修棉等(2017)基于西藏雅鲁藏布缝合带两侧沉积记录研究基础上，指出“可根据缝合带两侧正常海相沉积结束的时间、磨拉石沉积的时间来限定大陆初始碰撞的上限时间”、“在被动大陆边缘紧邻缝合带附近，寻找深水环境的地层剖面，开展详细的地层学、沉积学、物源分析工作，如成功获得物源区从被动大陆向活动大陆转变的时间，则可以用来准确地约束大陆初始碰撞时间”；“在被动大陆边缘、活动大陆边缘寻找大陆初始碰撞导致盆地性质变化的沉积记录；在浅海相被动大陆边缘一侧, 前隆不整合的出现可以最大程度地限定初始碰撞时间。”显然，这些标志的前提条件均是已知形成构造背景和发育完好地层-沉积剖面，同时并未考虑两汇聚大陆边缘的不规则性几何特征。事实上，寻找并建立可判定碰撞造山作用时限标志的地层-沉积剖面，正是造山带沉积盆地构造原型鉴别和恢复以及造山带结构-属性解剖的重要工作内容之一。因此，造山带沉积盆地构造原型鉴别与恢复，是合理建立并确定大陆初始碰撞时限标志的前提。
沉积盆地类型/性质以及填充物沉积环境和沉积物源区严格受控于构造演化(McCann and Sainitot, 2003)。由此可见，造山带沉积盆地构造原型和填充物沉积环境与沉积物源区变化，可作为造山带方式和时限的标志。磨拉石和复理石(浊积岩)是造山带内常见的沉积组合序列，常常被部分学者潜意识的直接作为造山作用方式和时限判别标志。根据沉积盆地板块构造分类和填充物时空变化特征(Dickinson, 1974, 1976; Ingersoll, 1988, 2012; Ingersoll and Busby, 1995)，磨拉石可形成于山脉隆升阶段，也可形成于俯冲造山阶段弧内、弧前盆地以及碰撞造山阶段的残余洋盆和周缘前陆盆地中，复理石既可形成于被动大陆边缘以及俯冲造山阶段海沟、海沟斜坡盆地、弧前盆地、弧后盆地，也可形成于碰撞造山阶段残余洋盆地和周缘前陆盆地中。尽管最高海相沉积、磨拉石盆地沉积、前陆褶冲带、周缘前陆盆地以及前缘隆起不整合面等均通常被广泛的直接作为碰撞时限的判别标志，但是它们的形成时限实际上并未能真正地用来准确限定大陆初始碰撞时限。这是因为，这些具有相似的沉积环境的沉积-地层标志既可形成于板块汇聚过程的俯冲造山阶段，也可形成于碰撞造山阶段。澳大利亚板块与巴布亚新几内亚和印度尼西亚的初始碰撞至少分别在渐新世中期(Pigram et al., 1989)和晚中新世(Audley-Charles, 1986)已经发生，同时澳大利亚板块和Bismarck岛弧西段部分在古近纪时期发生碰撞形成巴布亚新几内亚Ramu-Markham缝合带和Solomon海残余洋盆地，但澳大利亚陆块北缘和巴布亚新几内亚东部边缘依然被海水覆盖。显然，海相地层的消亡时间明显滞后于初始碰撞时间，不能用来精确约束初始碰撞时间。磨拉石和前陆褶冲带均可形成于俯冲造山阶段和碰撞造山阶段，造山带隆升过程形成的陆相磨拉石明显晚于初始碰撞时限；周缘前陆盆地可由残余洋盆地发展而来，也可由陆-陆、弧-陆、陆-弧-陆碰撞直接形成，同时，前缘隆起可形成于俯冲造山阶段弧后前陆盆地形成过程，也可形成于碰撞造山阶段，与碰撞弧后前陆盆地、周缘前陆盆地同时形成。这些事实表明，在进行碰撞时限判别时，需要综合考虑沉积盆地和地层-沉积剖面形成的大地构造环境。
根据汇聚板块边界沉积盆地类型和充填物特征，残余洋盆的形成标志着大陆初始碰撞；周缘前陆盆地的形成是汇聚陆块或者弧、陆之间大洋岩石圈完全殆尽结果，此时残余洋盆海相沉积结束也随着碰撞造山作用可能转变为前陆褶皱冲褶带，标志着主碰撞事件和主造山作用的发生。因此，残余洋盆的最老磨拉石沉积(图 1)可作为初始碰撞时代下限，而残余洋盆发展而来的前陆褶冲带最年轻沉积地层、变形时限以及周缘前陆盆地前陆褶冲带前缘逆冲构造面、填充序列海相与陆相沉积过渡界面形成时限，共同代表了主碰撞造山作用发生的时间。
不整合面既可形成于构造活动期，也可形成于构造平静期，发育于沉积盆地不同部位。因此，沉积盆地中的不整合面不能被全部用做指示和确定碰撞时限或构造运动事件发生时限的直接标志。如弧前盆地填充物与火山弧和增生楔、残余洋盆地填充物与缝合带之间的角度不整合接触界面，前陆盆地系统楔顶盆地内部的不整合接触面。事实上，这些不整合面可能是由于地形地貌差异形成的，而非全部由构造作用所形成的。通常情况下，构造平静期以泥岩沉积为特征，而构造活动形成不整合面的同时，盆地填充物在靠近物源区一侧形成以砾岩为主的粗碎屑沉积为特征(图 8)。于是，盆地内向上变粗填充序列被大多数人视为近源、构造活动的直接证据，然而粗粒沉积也可在盆地远源区形成，同时造山带在构造平静期因遭受剥蚀作用使得前陆盆地发生均衡回弹并形成不整合面(Beaumont, 1981; Heller et al., 1988; Jordan et al., 1988)。由此可见，只有在弄清楚沉积盆地类不整合面和砾岩形成的构造背景，它们的形成时代才有地质意义。
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图 8 靠近和远离前陆褶皱冲断带向上变粗的前陆盆地碎屑沉积剖面(据Heller et al., 1988) Fig. 8 Upward coursing clastic sections in proximal and distal parts of foreland basins (after Heller et al., 1988) |
沉积盆地性质和碎屑物源区变化可作为确定大陆碰撞方式和时限的重要依据。板块汇聚过程中，海沟盆地随着俯冲板块大洋岩石圈的逐步消亡，在活动大陆边缘或大洋岛弧前端形成弧前和海沟斜坡盆地，并最终发展为残余洋盆地和周缘前陆盆地，同时这些沉积盆地填充物的沉积环境和沉积物源区也同步发生变化。在这一过程中，在俯冲带上盘形成了弧-沟体系，代表了板块汇聚过程中大陆拼贴事件，而俯冲带下盘形成了前陆褶皱冲断带和周缘前陆盆地系统，代表了大陆主碰撞事件。因此，增生楔(包括高压变质岩石、蛇绿岩)块体与基质和构造变形时代、弧前或弧后盆地中的各类沉积物时代以及角度不整合时代，可作为大陆完全拼贴过程的时间下限；前陆褶皱冲断带变形时限和周缘前陆盆地沉积物变形时代，可作为大陆最终完全拼贴过程的时间上限(李继亮等, 1999, 2009; Xiao et al., 2013, 2017)。为此，针对大陆碰撞时限判定这一问题，就必须分别寻找并厘定造山带中俯冲-增生阶段最年轻的组份和碰撞造山阶段周缘前陆盆地系统最老的年龄记录。
5 结论(1) 沉积盆地与填充物共同记录了汇聚板块边缘的复杂构造演化历史与造山作用方式与时限。视沉积盆地形成演化与板块构造边缘动力学过程为一体，以填充物和沉积物源区作为链接沉积盆地和造山作用的纽带，鉴别并恢复造山带沉积盆地构造原型，可为造山带结构-属性解剖和造山作用方式提供直接证据之一。
(2) 沉积盆地性质和沉积物源区变化是板块汇聚作用的直接体现。系统地精细解剖填充物组成和沉积相以及沉积物源区时空变化特征，准确鉴别并恢复造山带沉积盆地类型，是合理确定大陆碰撞方式和时限的沉积-地层判别标志有效方法之一。
致谢 感谢李三忠教授、胡修棉教授和贵刊编辑俞良军博士给予的建设性修改意见！
谨以此篇献给恩师李继亮研究员80岁寿辰，祝先生健康长寿!先生在造山带沉积大地构造方面造诣深厚、治学严谨和生活方面快乐阳光，让我们终身受益。再次感谢先生的教导！
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