弧前盆地的沉积和构造特征

Sedimentary and Structural Characteristics of Forearc Basins

摘要

汇聚板块边缘的沉积盆地是造山带研究的重要对象，其中弧前盆地位于弧前区域靠近岛弧一侧，更易在造山过程中被保留下来，保存造山带结构和演化的信息.本文以研究较为充分的新生代弧前盆地为例，详述了弧前盆地的大地构造位置、形成机制、沉积、物源和构造特征，为古老造山带研究中弧前盆地的识别提供依据.弧前盆地位于岛弧和海沟外坡之间，可以形成于伸展或挤压环境中，前者由伸展正断层形成地堑式盆地，后者由增生楔逆冲构造形成挤压盆地.弧前盆地发育多种类型的沉积，其中洋内弧以半深海‒深海相沉积为主，大陆弧则涵盖陆相‒海陆交互相‒海相等多种沉积相，总体呈现粒度从边缘向中心变细、从下往上变粗的沉积序列.陆源碎屑主要来源于相邻岛弧和增生楔，通过河流、海底峡谷和海底滑坡等方式进入盆地.洋中脊、海山、洋底高原和大洋破碎带俯冲都能不同程度地影响俯冲带结构，造成弧前盆地的反转、抬升剥蚀、沉积间断、物源区变化以及沉积环境的改变.弧前盆地的沉积过程复杂，难以用单一模型简单概括，在应用弧前盆地对造山带进行分析时，应结合多学科资料对地质记录进行综合分析.

关键词

俯冲带 / 弧前盆地 / 沉积特征 / 构造特征 / 造山带 / 构造地质学.

Key words

subduction zone / forearc basin / sedimentary characteristics / structural characteristics / orogen / structural geology

0 引言

板块的离散和汇聚是塑造洋‒陆格局和实现大陆地壳生长的重要过程.在这一过程中，多种类型的沉积盆地先后形成，保存着不同构造过程的沉积记录，反映了板块边缘的动力学过程和古地理格局的变化（Dickinson and Seely， 1979； Ingersoll et al.， 1995； Ingersoll， 2011）.利用沉积盆地识别并恢复板块边缘造山带的造山方式、俯冲极性与时限是造山带研究的有效手段（闫臻等， 2008， 2018； Ingersoll， 2011；李继亮等， 2013； 胡修棉等， 2017； Xiao et al.， 2017）.

弧前区域是板块汇聚边缘的前锋，更是俯冲体系中上下盘直接接触的区域，因此其上覆盆地的构造形态和沉积特征极大程度上反映了俯冲和上覆板片的原始形态、俯冲体系动力过程及其变化（Dickinson and Seely， 1979）.弧前盆地位于弧前区域靠近岛弧一侧，既能记录弧前区域的构造‒沉积信息，又更容易在强烈的造山过程中被保留下来，是研究造山带演化的优秀载体.同时，造山作用或后期构造作用会揭露弧前盆地的深部特征、基底性质及其接触关系，使得弧前盆地的识别与研究更加便利（闫臻等， 2008， 2018；胡修棉等， 2021）.本文从现今活跃造山带的弧前盆地出发，总结分析不同俯冲带类型中弧前盆地的基底、沉积、物源和构造特征，以助于有效识别古造山带中的弧前盆地，并合理地把弧前盆地记录应用于俯冲过程恢复、区域构造演化和古地理重建等研究中.

1 弧前盆地概述

根据沉积盆地所处的板块边界类型、与板块边界距离以及盆地基底性质，Ingersoll（2011）对沉积盆地进行了详细的分类.在汇聚板块边缘中，可以区分出海沟盆地、斜坡盆地、弧前盆地、弧间盆地和弧后盆地等5种沉积盆地类型，其具体位置如图1所示.

弧前盆地位于火山弧与海沟坡折之间，是弧前重要的沉积区.由于不规则的大陆边缘与相对平缓的俯冲边界之间往往含有港湾状的洋壳，因此弧前盆地的基底可以为岛弧、增生楔、洋壳和陆壳（Dickinson and Seely， 1979）.有的弧前盆地具有单一性质的基底，如伊豆‒小笠原弧前盆地的基底仅为弧前岩浆系列（Robertson et al.， 2018）；有的岛弧则具有复合性质的基底，如吕宋岛的弧前盆地基底为增生楔、洋壳和岛弧（Bachman et al.， 1983）.

由于沉降历史的多样性，弧前盆地的形成机制目前仍未有统一的结论（Xie and Heller， 2009）.Dickinson（1995）和Scholl et al.（1980）提出了多种弧前盆地的沉降机制，包括古老的冷大洋板块俯冲、增生楔或弧前盆地增厚导致的向下弯曲、岛弧地体的冷却和弧前基底侵蚀等.从区域应力环境来看，弧前盆地可以形成于挤压和伸展环境中.在弧前挤压环境下，逆断层活动，增生楔后缘不断隆起，提供了海沟坡折与岛弧之间的空间形成弧前盆地；在弧前伸展环境下，正断层活动，在岛弧和增生楔上形成半地堑式的弧前盆地（图2）（Noda， 2016）.一般而言，沿俯冲带走向常发育多个弧前盆地.弧前盆地的分割有多种原因，如增生楔生长导致弧前盆地基底产生构造隆起和断裂（闫臻等， 2008， 2018）、俯冲角度变化产生走滑断层分割弧前盆地（Guarnieri， 2006）以及岩浆侵入导致基底隆起（Kimura et al.， 2022）等.

弧前盆地的形态和规模主要受控于基底构造和沉积物供应量的影响，而这二者又与岛弧带形态，俯冲板片的俯冲方向、俯冲角度、俯冲速率等俯冲带结构，以及俯冲持续时间，海平面位置，海底地形和区域气候等因素密切相关（Dickinson and Seely， 1979； Melnick and Echtler， 2006； Noda and Tuzino， 2010； Noda， 2016）.在基底构造有利于形成容纳空间，且沉积物供应充足的增生型汇聚边缘，弧前盆地的宽度可以达到50 km以上，沉积物厚度达到千米级，如日本南海海槽（Nankai Trough）的熊野盆地（Kumano Basin）（Underwood and Moore， 2011； Moore et al.， 2015）；而在基底构造难以提供充足的沉积空间，且沉积物供应缺乏的侵蚀型汇聚边缘，弧前盆地则可能仅有数公里宽，沉积物厚度也仅为数百米，如伊豆‒小笠原弧前盆地（Robertson et al.， 2018）.

弧前盆地沉积作用的开始晚于初始俯冲作用，与正常岛弧岩浆活动以及增生楔的变质、变形作用同时发生（闫臻等，2018），是弧前区域演化的良好记录.弧前盆地的沉积物主要来自于相邻的岛弧、大陆以及增生楔（Dickinson and Seely， 1979； Decou et al.， 2011； Usman et al.， 2014； Finzel et al.， 2015）.不同来源的沉积碎屑会携带不同物源区的信息，如岛弧来源的碎屑富含火山组分，而增生楔来源的碎屑可能含有蛇绿岩、俯冲洋壳沉积物和外来增生地体的组分（Wakita， 2015； Kusky et al.， 2020）.物源区的碎屑物质一般通过河流、三角洲和海底峡谷等通道以及滑坡事件进入盆地（Underwood and Moore， 1995； Omura et al.， 2012）.河流‒三角洲相出现于近岛弧一侧的盆地边缘，斜坡相、海底扇相沉积和滑塌堆积出现于盆地四周，盆地中心则以浊积扇相和盆地平原相为主（Dickinson， 1995； 闫臻等， 2008， 2018）.此外，盆地中的沉积物受到断裂作用影响可能会崩塌形成块体流沉积（MTD， Mass transport deposit）（Strasser et al.， 2011； Moore and Strasser， 2016）.随着盆地被充填，盆地水深逐渐变浅，弧前盆地常呈现粒度向上变粗的沉积序列（Dickinson， 1995）.另外，当弧前盆地远离大陆且位于深海时，半深海‒深海相的生物软泥、泥灰岩和泥岩则会成为弧前沉积的主要成分（Robertson et al.， 2018）；当弧前盆地处于热带地区，生物礁或碳酸盐岩沉积也常出现在水深较浅的沉积序列中（Berglar et al.， 2008）.

弧前盆地的形成与演化受到俯冲带结构和沉积物供应等多种因素影响，难以用简单的模型进行限定.下文将根据不同的俯冲带类型，具体阐述不同弧前盆地的沉积和构造特征.

2 不同类型弧前盆地的特征

2.1　洋内弧弧前盆地

洋内弧由洋壳向洋壳之下俯冲形成.现代洋内弧包括伊豆‒小笠原‒马里亚纳岛弧、吕宋岛弧、安达曼岛弧、千叶岛弧、阿留申岛弧、瓦努阿图岛弧、汤加‒克马德克岛弧、斯科舍岛弧和小安德烈斯岛弧等（Stern， 2010）.根据变质底板年龄、弧前蛇绿岩年龄、最老的岩浆岩以及沉积物年龄等证据，这些现代洋内弧的俯冲起始时间大约在60~2 Ma之间（李泯等， 2023）.由于洋内弧的基底为洋壳，地壳厚度仅为陆缘弧和大陆弧的一半，同时在地理位置上远离大陆，因此一般难以提供大量碎屑物质供给弧前区域（Clift and Vannucchi， 2004； Stern， 2010）.但受到俯冲带结构和区域气候等因素影响，不同的洋内弧仍然具有不同的沉积和构造特征.下面以伊豆‒小笠原和中阿留申弧前盆地为例，简述洋内弧弧前盆地的沉积和构造特征.

2.1.1　伊豆‒小笠原岛弧弧前盆地

伊豆‒小笠原俯冲带由太平洋板块向菲律宾板块之下俯冲形成，俯冲起始于约52 Ma（Reagan et al.， 2019），俯冲方向与海沟成30°相交，俯冲角度为46°（Syracuse and Abers， 2006）.该俯冲带为侵蚀型俯冲带，较少的沉积物供应量和俯冲侵蚀作用导致其增生楔规模较小（Clift and Vannucchi， 2004）.弧前盆地的基底为弧前岩浆岩系列，如弧前玄武岩、玻安岩、高镁安山岩、闪长岩和辉长岩等（Reagan et al.， 2010， 2017）.弧前盆地主要为由正断层形成的地堑式盆地.

Robertson et al.（2018）对伊豆‒小笠原弧前盆地的沉积进行了详细的研究.沉积层顶部深度在 3 000~5 000 m之间.弧前盆地规模较小，宽度不到5 km.弧前沉积层较薄，IODP352航次的钻孔记录中沉积层的最大厚度仅为180 m，地震剖面所观察到的沉积层最大厚度不超过300 m（Robertson et al.， 2018）.目前钻孔记录中最老的沉积物年龄为早渐新世（约34 Ma），与下覆岩浆基底之间存在15~17 Ma的间断.岩浆基底的顶部为一层约0.25~1 m厚的角砾岩，玄武岩碎屑被砾级大小的熔岩和蚀变玻璃碎屑所胶结，其上还覆盖有一薄层黑色金属氧化物壳.金属氧化物壳之上为深海相沉积，包括远洋的超微化石软泥、泥灰、白垩土、灰岩以及陆源的泥、粉砂、砂、火山灰和火山碎屑等细颗粒沉积（图3）.根据其中细颗粒沉积的地球化学性质，可以分为上、中、下三段.下段沉积于早渐新世‒早中新世（34~23 Ma），沉积深度在碳酸盐补偿深度（CCD，Carbonate compensation depth）之上，形成了薄层的灰岩，陆源碎屑主要是来自于伊豆‒小笠原岛弧的火山碎屑.中段沉积于早中新世‒中上新世（23~ 4 Ma），沉积深度在CCD附近，缺乏钙质沉积，在 15 Ma之后陆源碎屑中日本岛弧来源的比例上升，可能还加入了来自欧亚大陆的风力搬运碎屑（即黄土）.上段沉积于中上新世‒全新世（4~0 Ma），沉积深度在CCD之上，沉积物中钙质相对丰富，同时富含来自伊豆‒小笠原岛弧和日本岛弧的火山灰，记录了全新世时期两个岛弧活跃的火山活动 （Kutterolf et al.， 2018）.另外，由于弧前区域正断层的活动以及不规则地形起伏的影响，还出现有大量近端剥蚀产生的火山碎屑粗颗粒斜坡相沉积.

伊豆小笠原岛弧弧前盆地地震剖面和钻孔数据显示，上部（玻安岩之上）盆地为由西倾的正断层活动所形成的不对称半地堑式盆地，而下部（弧前玄武岩之上）盆地则为走滑断层和正断层所围限的对称地堑式盆地（图3）.下段（渐新世）沉积物发育围限盆地的正断层的同沉积构造，其底部地层向东缓倾，倾角可达17°~35°，向上倾角变缓至近水平（10°），与中段的水平地层成不整合接触.这一期伸展事件也造成了基底岩石中一系列正断层、断层破碎带、韧性剪切、张破裂、热液脉以及擦痕的形成.数值模拟显示伊豆‒小笠原弧前伸展可能由俯冲的太平洋板块持续回卷造成（Kurz et al.， 2019）.

2.1.2　中阿留申弧前盆地

阿留申岛弧由太平洋板块向库拉板块之下俯冲形成（Lizarralde et al.， 2002），俯冲起始于早始新世（Ryan and Scholl， 1993）.在中阿留申岛弧，板块俯冲方向与海沟斜交，角度约为60°，俯冲角度为54°（Syracuse and Abers， 2006； Fu et al.， 2023）.在中新世晚期（6~5.5 Ma），阿拉斯加地区的冰川作用使得大量沉积物沿阿留申海沟轴向流动，使阿留申俯冲带成为洋内俯冲中少数的增生型俯冲带（Clift and Vannucchi， 2004）.中阿留申弧前盆地的基底为新近纪的岩浆弧和增生楔.晚更新世，弧前盆地南缘的霍利海脊（Hawley Ridge）的不断抬升，给弧前盆地沉积物提供了大量容纳空间（Ryan et al.， 2012）.

中阿留申岛弧弧前盆地的规模较大，如阿特卡（Atka）盆地长达70 km以上，宽达30 km，地震剖面显示沉积物厚度可达7~8 km（Stewart， 1978）.虽然俯冲起始于早始新世，但弧前盆地的沉积直到早上新世才开始（Ryan and Scholl， 1993）.钻孔数据显示沉积物主要为半深海‒深海相的含硅藻的粉砂质泥和黏土，其中夹有火山灰和浮岩，以及砾、砂和粉砂层等.砾、砂和粉砂主要为来源于阿留申岛弧的火山碎屑，通过海底峡谷进入盆地形成浊积岩，厚度可超过4 m.少部分沉积岩碎屑可能来源于下伏增生楔（Stewart， 1978）.在新生代地层中，块体流沉积广泛出现，其沉积范围较大，沉积厚度为百米级到千米级，可占据同时代地层厚度的一半，可能由新生代时期的大地震导致（Ryan et al.， 2012）.

地震剖面以及沉积等厚线图显示，早上新世的沉积中心较为分散，主要位于未隆升的霍利海脊北部，随后沉积中心不断向岛弧迁移.早更新世时期，沉积速率降低，主要沉积于现今的阿特卡盆地.随着晚更新世时期弧前盆地南缘的霍利海脊的抬升，上新世和早更新世的沉积物被挤压而形成了大型的向斜构造，沉积速率再次提升，沉积中心继续向岛弧迁移，晚更新世和全新世的弧前盆地沉积层不断向海沟方向上超并不整合于基底之上（Ryan et al.， 2012）.

对比伊豆‒小笠原和中阿留申的弧前盆地，可知即使同属远离大陆的洋内弧弧前盆地，其沉积和构造特征也并不一致.从沉积特征上看，两者的沉积环境都为深海‒半深海，沉积物以深海生物软泥、火山灰和浊积岩为主，物源以相邻的岛弧为主，远处的大陆也会贡献部分碎屑物质.但伊豆‒小笠原弧前盆地中的大陆来源碎屑为风力搬运的火山灰或黄土，而中阿留申弧前盆地中的大陆碎屑则为接收了阿拉斯加物质的增生楔.从构造特征上看，中阿留申弧前盆地为挤压型，而伊豆小笠原则为伸展型；中阿留申弧前盆地在更短时间内形成了更大规模和更厚的沉积层，这一方面与气候（冰川作用）导致的沉积物供应量更大有关，另一方面可能是由于挤压型盆地更能提供大量沉积空间，而伸展型盆地空间不足，碎屑物质无法被盆地截留.因此，洋内弧弧前盆地的形成机制、形态和规模不一，沉积物以半深海‒深海相为主，物源主要为相邻岛弧.然而，洋内弧弧前盆地中也可以出现少量陆相‒浅海相沉积物，如汤加弧前盆地在沉降初期（始新世）水深较浅，保留有陆相的熔结凝灰岩和浅海0~50 m深度下的碳酸盐岩和含浅水生物化石砂岩（Clift and Macleod， 1999）.

2.2　陆缘弧弧前盆地

陆缘弧为洋壳向陆壳碎片之下俯冲形成，陆缘弧与大陆之间通常被边缘海（弧后盆地）相隔.现代陆缘弧包括日本岛弧和东巽他岛弧等；这些现代陆缘弧的俯冲起始时间大约在60~2 Ma之间（李泯等， 2023）.由于陆缘弧具有陆壳基底，地壳厚度与陆弧相似，而且与大陆距离较近，因此一般具有较高的沉积物供应速率，可以形成大型的弧前盆地.下面以日本南海弧前盆地为例，简述陆缘弧弧前盆地的特征.

日本南海海槽由菲律宾板块向欧亚板块之下俯冲形成，俯冲起始于约6 Ma（李泯等，2023），是典型的增生型汇聚边缘.菲律宾板块俯冲方向与海沟近垂直，浅部俯冲角度仅约为10°，深部俯冲角度则为43°（Syracuse and Abers， 2006）.熊野盆地是现今南海海槽上盘五个弧前盆地的其中一个（Kimura et al.， 2022），其基底为上中新世及更老的增生楔复理石基质以及斜坡盆地沉积，其东南部边界为受到Megasplay断层活动影响而形成的海沟坡折，与海沟的水平距离约30 km（Moore et al.， 2015）.熊野盆地的底部形态因受到持续的俯冲作用和泥火山底辟作用的影响而起伏较大（Asada et al.， 2021）.

熊野盆地最长处超过100 km，最宽处超过 50 km，最深处水深大于2 000 m.测年结果显示弧前盆地最老的沉积物年龄约为早更新世，而盆地中沉积物厚度达到1 000 m以上，说明第四纪以来沉积速率大于500 m/Ma（Underwood and Moore， 2011）.熊野弧前盆地的沉积物主要来自于日本岛弧和增生楔，经由河流、海底峡谷和海底滑坡等方式进入盆地内（Omura et al.， 2012； Ramirez et al.， 2021）.由于南海海槽临近伊豆‒小笠原岛弧，因此增生楔中还混杂了部分来自于伊豆‒小笠原岛弧的碎屑物质，这些碎屑物质也可能进入弧前盆地系统（Usman et al.， 2014； Ramirez et al.， 2021）.在盆地近岛弧一端，填充物主要来自岛弧，以河流‒三角洲相和海底浊积扇相沉积为主，粒度为粉砂、细砂和泥，还有部分半深海泥岩（Omura et al.， 2012）.在盆地中部，主要沉积粉砂级浊积岩、砂级浊积岩、半深海‒深海泥岩和火山灰夹层.在盆地近海沟一端，沉积物类型与盆地中部一致，但半深海‒深海泥岩比例增多，且总体呈现向上粒度变粗的沉积序列（Underwood and Moore， 2011）.此外，熊野盆地中普遍发育块体流沉积，代表了强烈的断层和地震活动引发的海底滑坡事件（Strasser et al.， 2011）.

地震剖面和钻孔资料显示自2.0 Ma起，Megasplay断层活动导致海沟外坡抬升，开始形成小范围的弧前盆地沉积；自1.2 Ma之后，一条新的、更靠近岛弧的Megasplay断层的活动使海沟外坡的抬升加快.随着海沟外坡的不断抬升，弧前盆地中的沉积层不断向海沟方向上超，沉积中心不断向岛弧方向移动，沉积范围也不断扩大（Moore et al.， 2015），层面自上而下从近水平变为向岛弧方向缓倾，与下伏变形强烈的增生楔或斜坡盆地沉积形成不整合接触.同时，盆地中发育一系列切穿盆地顶部的向岛弧或海沟方向倾斜的正断层（图4）（Moore et al.， 2015）.

2.3　大陆弧弧前盆地

大陆岛弧由洋壳向陆壳之下俯冲形成.现今大陆弧包括南美洲安第斯弧、北美洲东部以及东南亚巽他弧等.大陆岛弧的俯冲起始时间多样，远至中生代，近至新近纪时期都有发现（李泯等，2023）.下面以中安第斯弧前盆地和北美大峡谷群（Great Valley Group）为例，简述不同类型的大陆弧弧前盆地.

2.3.1　中安第斯弧前盆地

安第斯造山带是一条长期发育的造山带，由纳兹卡板块和南极板块向南美大陆之下俯冲形成，可以分为北安第斯、中安第斯和南安第斯三部分.在中安第斯段，太平洋板块的俯冲方向与海沟斜交，俯冲角度约为28°（Syracuse and Abers， 2006）.中安第斯自西向东还分为海岸科迪勒拉、西科迪勒拉和东科迪勒拉.东科迪勒拉为弧背前陆盆地，西科迪勒拉为现今活跃的火山弧，海岸科迪勒拉则为新生代以前的增生地体.由于长期强烈的俯冲侵蚀作用，以及较小的沉积物供应量（Rabassa and Clapperton， 1990； Bangs and Cande， 1997），中安第斯为侵蚀型俯冲带（Stern， 2011， 2020），仅发育规模较小的增生楔，其最大宽度仅有约10 km（Von Huene and Scholl， 1991）.弧前盆地位于西科迪勒拉以西，基底为岛弧和海岸科迪勒拉单元，其中包括有元古代的变质地体、石炭纪的沉积岩以及侏罗纪‒早古新世的岛弧岩浆‒沉积岩等（González et al.， 2023）.

中安第斯的地壳厚度可达70 km，在其地壳增厚过程中发育有大规模的陆相弧前盆地，盆地宽度为30~50 km，沿海岸延伸超过1 000 km.在秘鲁南部，弧前盆地沉积称为莫克瓜群（Moquegua Group），平均厚度为500 m，沉积年龄约为50~ 4 Ma，自下而上可分为A、B、C、D四个亚群.莫克瓜A群仅沉积于盆地西北部，为一套以泥岩、含石膏泥岩以及石膏沉积为主的盐湖相沉积，部分地区有凝灰质泥岩.莫克瓜B群沉积范围较广，主要为红色的砂岩、粉砂岩和泥岩，局部夹砾岩，总体呈现向上粒度变粗的沉积序列.莫克瓜C群为一套粗碎屑沉积，底部为薄层的细砂岩，向上迅速转变为厚层砾岩、砂岩和泥岩，同时含有大量的凝灰质以及熔结凝灰岩夹层，记录了开始活跃的火山活动.莫克瓜D群含有更多的粗碎屑沉积，但火山物质相对减少，代表了河流和冲积扇等快速、高能量的沉积事件.莫克瓜A群的物源主要为海岸科迪勒拉中的元古代变质地体和中生代的沉积岩，而从莫克瓜B群中段开始，远距离火山弧碎屑物质的输入逐渐增多.沉积相研究显示莫克瓜群经历了从盐湖到河流‒冲积环境的变化，是南美高原新生代隆升以及气候变化的沉积响应（Decou et al.， 2011）.另外，在海平面之下，还发育有海相的弧前盆地，其基底为海岸科迪勒拉单元，盆地宽度可达50 km，盆地沉积厚度约为2 km（González et al.， 2023），主要充填早中新世‒全新世的浅海相砂岩以及蒸发岩沉积（Hartley et al.， 2000）.

中安第斯弧前区域可分为西部的伸展沉降区（海相盆地）和东部的抬升区（陆相盆地）.陆相沉积盆地中的沉积地层向海沟方向尖灭并上超不整合于海岸科迪勒拉单元之上.野外观察显示地层近水平或低角度西倾，被小型的南北向逆断层和正断层所切割，构造变形不强烈（Decou et al.， 2011； Nester and Jordan， 2011）.地震剖面显示海相沉积盆地主要为倾向海沟的南北向正断层所控制，沉积层被一系列密集的倾向海沟的正断层和倾向岛弧的逆断层所切割，并形成大型宽缓褶皱和生长地层等构造，同时盆地沉积中心不断向岛弧方向迁移（Reginato et al.， 2020； González et al.， 2023）.

2.3.2　北美东部大峡谷群

大峡谷群是北美东部在晚侏罗世‒新近纪早期的古弧前盆地沉积 （Ingersoll， 1983； Orme and Surpless， 2019），是目前研究程度最深的弧前盆地之一.大峡谷群形成于增生型汇聚板块边缘，其基底为内华达岛弧（Nevada）、海岸山脉蛇绿岩（Costal Range ophiolite）和弗朗西斯科增生杂岩（Franciscan complex）.

大峡谷群的沉积规模较大，沿俯冲带方向可分为两个次级盆地，每个次级盆地的长度都可达 300 km以上，沉积厚度为千米级.其底部为具有“基质夹岩块”结构的滑塌堆积，厚度可达千米级，基质为蛇纹岩或碎屑岩，岩块中包括大峡谷群的砂岩、海岸山脉蛇绿岩块和来自增生楔的中‒高级变质岩（Wakabayashi， 2017； Wakabayashi等，2021）.在滑塌堆积之上，是多旋回的海进‒海退沉积，其沉积相主要包括盆地平原、海底扇和斜坡相等，岩性主要为泥岩、砂岩和少部分砾岩等（Ingersoll， 1983），反映大峡谷群在中生代时期处于半深海‒深海环境之下.到新近纪时期，弧前盆地逐渐被充填至浅海环境，形成陆架相沉积（Mitchell et al.， 2010）.

古水流研究显示大峡谷群的碎屑物源主要来自于北部和东部，即克拉马斯基底（Klamath basement）、内华达岛弧和增生楔.克拉马斯基底在盆地沉积早期提供变质和沉积岩碎屑，盆地中的蛇绿岩和蛇纹岩碎屑则来自于弗朗西斯科增生杂岩.到早白垩世时期，内华达岛弧的火山活动增强，为盆地提供大量火山碎屑沉积.随着长期剥蚀和火山活动减弱，岛弧表面的火山岩减少，深部的侵入岩和变质岩被剥蚀至弧前盆地中（Ingersoll， 1983； Surpless， 2015）.

大峡谷群的大部分沉积地层变形不强烈，但在后期就位过程中，逆冲断层将部分地层重复叠置，使局部沉积厚度可达10 km以上.底部的滑塌堆积的构造变形相对强烈，基质中发育弱‒中等程度的面理（Wakabayashi等， 2021）.在盆地沉降和海平面变化的共同作用下，盆地中发育多旋回的海进‒海退层序，因此形成了大量的超覆构造和不整合面（Mitchell et al.， 2010）.

中安第斯弧前盆地和大峡谷群的对比显示出大陆弧弧前盆地的多样性.从沉积特征上看，中安第斯弧前盆地同时具有显著的陆相和海相组分，而大峡谷群则以海相沉积占绝对主导；大峡谷群底部有较厚的变形的滑塌堆积，而中安第斯弧前盆地则发育蒸发岩沉积，反映了不同沉降历史和区域气候下的沉积特征.从构造特征上看，中安第斯弧前盆地的基底为陆弧和陆壳，而大峡谷群则以陆弧、增生楔和洋壳为基底；中安第斯海相弧前盆地为伸展型，而大峡谷群为挤压型盆地；中安第斯陆相弧前盆地相对缺乏构造变形，而海相弧前盆地则被密集的断层切割并形成宽缓褶皱构造.但即使在沉积物供应量相对不足的侵蚀型边缘，其海相沉积盆地的厚度也能达到2 km，与增生型边缘弧前盆地（大峡谷群）的差距较小.这些异同之处说明大陆弧的弧前盆地一般规模较大，可以形成多种沉积环境以及多种类型的盆地构造和变形特征.

3 俯冲带形态对弧前盆地的影响

大洋中脊、洋底高原和洋底破碎带等大洋正地形的俯冲会对俯冲角度、俯冲速度以及上下盘耦合程度等产生影响，进而影响弧前盆地的构造和沉积特征.

3.1　洋中脊俯冲

洋中脊是新生洋壳的诞生地，在地形上体现为海底火山山脉、裂谷和断层带，与大洋平原的高差可达1~2 km.由于软流圈物质上涌，洋中脊地热值较高，岩浆活动剧烈.当洋中脊这一巨型洋底构造俯冲时，其较高的地形会使弧前区域发生构造抬升，可能导致海相弧前盆地的剥露并形成陆相‒海陆交互相的弧前盆地（Ridgway et al.， 2011）.同时，弧前地形的变化也可能导致沉积物物源区范围的扩大（Finzel et al.， 2015）.另外，洋中脊俯冲后，其两侧的板片继续分离，会形成一个三角形的板片窗.板片窗使高温的地幔上涌并直接与弧前区域底部接触，产生同时期、多种性质的岩浆作用、高温变质作用和伸展作用（Sun et al.， 2010； Wang et al.， 2020；肖文交等，2022），在弧前盆地中或者周围形成侵入体或火山岩.如阿拉斯加南部在古新世‒始新世时期发生了一期洋中脊俯冲事件，大量亏损型岩浆侵入或喷出至弧前盆地或增生楔之上（Cole and Stewart， 2009）；同时，晚白垩世的海相弧前盆地被抬升剥蚀后再次沉降，形成了古新世的陆相弧前盆地沉积（Ridgway et al.， 2011），表明弧前盆地区域在洋中脊俯冲影响下在短时间内从海相环境突变为陆相环境.

3.2　海山/洋底高原俯冲

海山和洋底高原由地幔柱热点活动形成，是大洋中具有正地形及高浮力的地质体.海山俯冲常造成弧前区域的小范围快速隆起及塌陷（Sak et al.， 2009）.当海山俯冲至弧前盆地之下，还可能使增生楔中的逆断层再活动，造成弧前盆地基底局部抬升以及盆地沉积的褶皱现象（Moore et al.， 2015）.另外，海山使俯冲板块表面更加粗糙，可造成俯冲带上下盘之间的地震耦合作用发生变化，更容易诱发地震（Scholz and Small， 1997； Geersen et al.， 2015），在弧前盆地中体现为块体流沉积的频繁出现（Ryan et al.， 2012）.洋底高原俯冲则会造成对应范围内弧前区域的抬升及剥蚀，使弧前盆地反转，形成大范围的沉积间断和不整合面.被剥蚀的物质向抬升区域周缘运输，还会造成同时期洋底高原俯冲区域周缘的沉积盆地的高沉积速率（Finzel et al.， 2011； Ridgway et al.， 2011）.

3.3　洋底破碎带俯冲

洋底破碎带是活动转换断层两端的向外延伸.破碎带的两侧是年龄不一致的洋壳，其高差可达千米级，是洋底巨大的构造带.大洋破碎带进入俯冲带时，其两侧的高差会影响沿海沟轴向运输的碎屑物沉积，使低处海沟的沉积物在海沟盆地饱和前难以向高处海沟运移（Kelemen et al.， 2004； Ryan et al.， 2012），进而影响大洋破碎带两侧海沟区域的沉积厚度.当大洋破碎带沿海沟移动时，弧前区域受到变化的俯冲洋壳高差的影响，先存的弧前盆地构造会被改造.如中阿留申俯冲带受到了向西移动的西高东低的阿米利亚（Amlia）破碎带的影响，形成了其西部弧前域为正常的挤压型盆地，东部弧前域因俯冲板片地形降低而从挤压变为伸展垮塌，弧前盆地从挤压型变成伸展型的构造特征（图5）（Ryan et al.， 2012）.

4 总结与启示

弧前盆地是火山弧与增生楔之间的沉积盆地，可以形成于挤压或伸展构造环境中，其基底主要为岛弧和增生楔，也有一些弧前盆地基底为大洋地壳或大陆地壳.弧前盆地的形态和规模主要受到基底构造和沉积物供应量的影响，而这二者又受到俯冲带结构和区域气候等因素的影响.在正常的俯冲环境下，弧前盆地主要接受来自相邻火山弧和增生楔的碎屑沉积，总体呈现出粒度从盆地边缘到中心逐渐变细、从下到上逐渐变粗的沉积序列.弧前盆地可以发育所有类型的沉积环境：洋内弧环境中，由于远离大陆且水深较大，弧前盆地沉积较薄，以半深海‒深海相沉积为主，但陆相‒浅海相沉积也有可能出现；陆缘弧和大陆弧环境中，由于陆源碎屑供应充足，弧前盆地沉积较厚，可以发育陆相‒海陆交互相‒海相等多种沉积相.弧前盆地一般构造简单，沉积物变形较弱，沉积层主要在盆地沉降过程中形成超覆构造，有的被断层切割或形成宽缓的褶皱构造.

当洋底正地形进入俯冲带时，弧前盆地可以显示出特殊的沉积和构造特征变化.洋中脊俯冲、海山/洋底高原和洋底破碎带俯冲都可以不同程度地造成弧前盆地的反转，破坏其原始结构构造，中断盆地沉积过程，以及改变其沉积环境.

综上所述，弧前盆地具有相对一致的基底和物源特征，但可以具有多种类型的沉积环境、沉积相和沉积物类型，其构造特征也可以在挤压和伸展中变动，因此难以用简单的模型进行限定.在鉴别造山带中的古弧前盆地时，需从沉积、物源、构造和基底性质等多方面进行综合考虑；若仅仅根据沉积类型和构造类型进行判定，因没有普遍的标志性判别特征，难以与汇聚边缘中的其他类型盆地相区分.而在利用弧前盆地恢复造山带结构和演化历史时，也不能仅仅利用盆地的沉积类型和构造类型来判定俯冲带类型以及区域应力环境，需综合区域上岩浆岩、变质岩、构造和气候等多种地质记录，才能正确提取弧前盆地所提供的地质信息.

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基金资助

国家自然科学基金项目(42488201)