20世紀70年代，板塊構造理論對沈積盆地成因的新認識引發了盆地研究的壹場革命。人們對前陸盆地的認識(Dickinson，1974；Alllen等人，1986)是在板塊碰撞理論的指導下形成和發展起來的。前陸盆地是碰撞構造體系的重要單元。是線性擠壓造山帶前緣與相鄰穩定克拉通之間形成的狹長槽狀沈積盆地，主要是對造山帶推覆載荷引起的曲折沈降的響應(Dickinson，1974；喬丹(1981，1995)通常疊加在已經變薄的大陸邊緣上。Dickinson(1974)在邊緣海形成機制或Karig等人提出的溝、弧、盆模式的基礎上，首次將前陸盆地分為兩種類型(圖6-1):①周緣前陸盆地，位於陸-陸碰撞(A型俯沖；Bally和Snelson，1980)，在造山帶的前陸褶皺沖斷帶上，洋殼消減後，大陸邊緣俯沖，在被動大陸邊緣上發育外圍前陸盆地，其板塊結構靠近蛇綠巖帶，遠離巖漿弧帶，也就是人們通常所說的前陸盆地概念，如印支-恒河盆地。(2)弧後前陸盆地，位於擠壓巖漿弧之後，大洋巖石圈俯沖(B型俯沖；Bally和Snelson，1980)，如晚中生代-新生代落基山沈積盆地(Allen，1986；迪金森，1974).
圖6-1前陸盆地早期劃分方案
外圍前陸盆地的撓曲沈降機制可能有兩種:壹種是疊瓦狀沖斷帶的構造載荷使俯沖板塊向下撓曲；另壹個是板塊碰撞產生的驅動力。弧後前陸盆地的撓曲沈降機制主要與弧後褶皺沖斷帶的構造載荷和沿巖漿弧的巖石圈熱軟化有關。弧後前陸盆地的發展與陸-弧碰撞(即克拉通和巖漿重疊)有關(周新元，2002)。
DeCelles和Giles(1996)在對幾個典型造山帶研究的基礎上提出了前陸盆地系統的概念，並將前陸盆地劃分為四個次級構造沈積帶(楔頂、前淵、前隆和後隆)。各構造沈積帶的特征簡述如下:
楔形體頂部的沈積帶也稱為褶皺-沖擊帶。毗鄰碰撞造山帶，地貌常為山地與平原的過渡區或山麓地帶。該帶位於前沖斷層之後，前陸褶皺沖斷帶之上，內部由背馱盆地(Ori，1984)或沖斷楔頂盆地、“衛星”盆地、補給峽谷盆地(Vincent，1995)和與局部無序沖斷活動有關的早期排水繼承盆地組成。內部構造以發育疊瓦狀或背負式逆沖斷層，以及拆離造成的不協調構造帶或薄皮構造著稱。楔頂沈積體系向造山帶方向變薄，可分為兩種組合:①近源陸相粗粒沈積體系，由沖積扇和沖積扇組成；(2)水下沈積體系，由碎屑流和細粒陸架沈積組成。大量的遞進角度不整合和各種生長構造是楔頂沈積體系的標誌性特征，表明沈積發生在同生沈積和侵蝕過渡面附近。它形成了前陸地區前淵或深坳陷的陸內俯沖，或“A-俯沖”。楔頂沈積向內陸逐漸變窄，其特點是粒度極粗，多處構造不整合，逐漸變形。由於該區沈積實體在推覆和拆離作用下或多或少具有(準原地)外來或異地性質，有人(孫，2003)在周(1952)提倡使用“動翼”壹詞，稱之為“前陸盆地的動翼”。麥克羅森等人(1973)曾稱之為“變形克拉通邊緣(簡稱C.M.D)。”
前濱沈積帶這是前陸盆地中保存最完整的沈積實體，也是沈積沈降最大的地區(指前陸盆地體系涉及的最新地層)。該帶位於褶皺-碰撞帶前緣的斷裂端線與前增強源側翼之間，寬度約為100 ~ 300 km，其長度隨碰撞帶的擴張而增加。沈積物向克拉通方向變薄，向造山帶方向(沖斷帶前緣)迅速增厚，與楔頂沈積帶的遠端相連，內部幾乎沒有不整合。陸源碎屑基本上來源於造山帶。大量具有同沈積構造的區域構成了前淵區和楔頂區之間的天然邊界。作為壹個不對稱的大型(或復式)向斜，由於造山帶和楔頂帶(褶皺帶或活動翼)的逆掩活動或地殼疊加楔對該帶水平擠壓的影響已明顯減弱，往往是壹個變形較弱的帶。如果有褶皺，上下結構的協調性得到了改善。麥克羅森(1973)曾把這個地帶稱為“克拉通邊緣”。
前隆起沈積帶是指位於前淵和後隆起沈積帶之間的廣闊的潛在撓曲隆起區。它是前陸盆地最穩定的部分，連接前陸並進壹步延伸到克拉通。它是前陸克拉通上的彎曲隆起，其寬度受巖石圈結構、彎曲剛度強度和地幔與盆地間沈積密度差的控制。古前陸(沈積)帶的識別非常困難，壹般主要依據碳酸鹽臺地沈積和低角度不整合的證據進行識別。乾隆碳酸鹽臺地由幾個不連續的後退的碳酸鹽臺地組成。它們的沈積格局和生長序列主要受撓曲沈降和全球海平面的控制，能敏感地記錄區域沈降史。低角度不整合界定了前陸及其運移經過的地區，具有三個基本特征:①上覆地層向克拉通方向逐漸超覆；(2)前陸帶內側地層損失向克拉通方向增加；(3)下伏地層呈區域性低角度切割(遠小於1)，最大100米。麥克羅森(1973)曾稱之為“中央克拉通(簡稱C.C .)”
隆起後沈積帶位於隆起前帶和克拉通之間，是壹個在隆起前沈積帶壹側向克拉通潛在的向下彎曲壹側聚集的淺而寬的沈積塊體。沈積物主要來源於前陸或克拉通地區。該帶地層厚度明顯薄於前深帶，等厚線呈條帶狀同心閉合，表明後隆起帶的沈降受前隆起帶克拉通的彎曲沈降控制。
四個沈積帶的邊界處於不斷變化的狀態，因為它們受活動逆沖斷層系統的控制。同沈積變形和同構造不整合的高發區往往構成楔頂帶和前淵帶的分界線。低角度不整合發育帶指示了前隆起帶的位置，其內起點標誌著前深帶與前隆起帶在初始階段的分界線。在前深帶和前陸隆起帶之間有壹個斜坡-前陸斜坡帶。
前陸盆地系統的縱向範圍大致等於逆沖褶皺帶的長度，不包括溢入殘留洋盆或大陸裂谷(碰撞造山)的沈積物。
圖6-2前陸盆地系統構造-沈積要素圖
對於許多地質學家來說，前陸盆地的經典例子是瑞士阿爾卑斯山腳下的磨拉石盆地，它向東延伸到巴伐利亞和奧地利，向西南延伸到法國薩伏伊(Allen et al .，1986)。李厚和艾倫(1996)以北部高山前陸盆地為例，討論了早期(外圍)前陸盆地演化階段，原始被動大陸邊緣裂谷對盆地形態、格局和沈積特征的重要影響。
Lucchi(1986)曾將前陸盆地沖斷帶按其在沈積體系中的卷入程度分為五種類型(圖6-3):簡單型(a)、復雜型(b)、多個小前盆地的組合型(c)、背負型(d)和完全破壞型(e)。
前陸盆地發育在大陸碰撞帶的前陸地區，是典型的擠壓盆地。大陸碰撞帶是海洋盆地或邊緣盆地閉合的結果。當俯沖板塊上的大陸與上覆板塊上的大陸邊緣弧或島弧發生碰撞時，就會發生強烈的造山作用(閱讀，1986)。隨著大陸碰撞的繼續，殘留的海灣盆地消失了。在前陸地區，由於褶皺沖斷帶的負荷，下部巖石圈平衡流變，從而在其前緣形成前陸盆地。因此，前陸褶皺帶與前陸盆地之間存在著內在的成因聯系；在前陸盆地演化中，褶皺沖斷起主導作用，控制了盆地的沈積充填(劉少峰，1993)。
圖6-3前淵盆地剖面結構類型
前陸盆地與克拉通等其他類型盆地的顯著區別在於其獨特的構造地貌。與克拉通盆地相比，前陸盆地構造活動強烈，褶皺沖斷構造發育，構造變形復雜(趙景洲，2003)。
在空間形態上，前陸盆地是壹個楔形沈積體。如果壹個變形的前陸盆地系統恢復平衡，前陸盆地(尤其是莫拉希前陸盆地)的物源主要屬於與造山帶相鄰的壹個內部流動系統的物源，導致沈降中心與沈積中心不壹致，或者沈積系統從前濱向斜坡重疊尖滅。同時，前陸盆地沈積在空間上幾乎都具有從窄相到寬相的楔形形狀。如果我們把沈降中心理解為壹個盆地中陸源碎屑沈積最厚最粗的區域和壹個盆地中最深的水體，那麽兩者的位置在幾乎所有的前陸盆地中都是不壹致的。
由於前陸盆地通常地殼較厚，沒有火山活動，熱流值或地溫梯度低於裂谷盆地。也就是說，前陸盆地通常是冷盆地。另壹方面，前陸盆地，尤其是中國中西部的前陸盆地，具有造山帶環抱的內水體系沈積背景，造山帶在碰撞作用下顯著隆升擴張，物源供應充足，往往導致沈降速率較高(孫，2003)。
被動大陸邊緣到前陸盆地的轉化是通過兩個板塊之間的碰撞與合作來完成的。在這個轉化過程中，被動邊緣的形態對前陸盆地的形成演化和整個沈積格局的分布有很大的影響(牟傳龍，1990)。
前陸盆地最具特征的沈積物通常是碎屑楔，是壹些河流相和三角洲相地層，向克拉通擴展，碎屑來自包含大陸邊緣的縫合帶(Graham et al .，1975)。但是，如果前陸盆地(“邊緣盆地”；Dickinson，1974)很深，所以這些碎屑沈積之前產生的濁積巖是在沈降大陸或過渡地殼上，而不是在大洋地殼上。碎屑楔中的古水流方向主要橫向於造山帶；相反，濁積巖中的古水流方向與造山帶走向垂直相關。邊緣盆地中的巖屑楔，以及任何巖屑楔，沿著縫合帶向高地的另壹側提供巖屑，因此這些堆積通常可以被稱為磨拉石礫石層(Dickinson，1974)。前陸盆地中的濁積巖和大洋盆地或附於縫合帶的弧前盆地中的濁積巖在許多情況下被稱為復理石。
早期前陸盆地的沈積物:①前淵區，通常以細粒為主，常為濁積巖，堆積在大陸架以下的深水中，如巴基斯坦亞喜馬拉雅的Murrees組、北阿爾卑斯山前陸盆地的Taveyannaz和Val d'Illiez砂巖、北亞平寧的Marnoso砂巖、南比利牛斯山的Hecho群(Labaume等。).1985)是著名的例子，還有壹些鮮為人知的資料，如中國臺灣省上新世-更新世前陸盆地的早期沈積物，魁北克古生代(塔康)前陸盆地留下的沈積物，南美洲白堊紀-古近紀麥哲倫盆地，基本都是深水沈積；②前隆起帶主要為碳酸鹽緩坡(通常為局限臺地相)沈積，以古隆起的形成為標誌。前陸盆地的晚期沈積以淺水相或陸相為主，具有典型的“磨拉石相”特征(圖6-4和圖6-5)。小喜馬拉雅山的Siwalik組(Graham等人，1975)和歐洲阿爾卑斯山周圍的淡水磨石就是極好的例子。也就是說，典型的前陸盆地(如北阿爾卑斯前陸盆地)由早期深水復理石沈積序列和晚期磨拉石沈積序列組成。造山運動早期，處於海洋/海底環境。在真正沈積之前，載荷引起地殼變形，因此前陸盆地具有深水環境的特征。造山晚期，裸露造山帶達到穩定狀態，剝蝕達到高峰。由於沈積物的負載，前陸盆地的橫截面增大，隨著沈積物逐漸取代水體，淺灘變得過時。最後，前陸盆地充滿了糖蜜沈積物。如中國臺灣西部前陸盆地的早期深水階段，伴隨著臺灣造山帶的生長，但其地形相對較低，沈積補給率相對較低。當造山帶發展到“穩定”規模，快速侵蝕被上升的隆升所補償時，就出現了淺水晚期。這壹時期碎屑充滿盆地，多余的碎屑被河流和淺海的作用帶離前陸盆地，從而形成穩定的盆地形態。根據Schwab的研究，前陸盆地沈積的巖石學特征為:早期充填沈積富應時貧長石，主要來自克拉通；晚期沈積物富含造山帶切屑；只有少量的礦床來源於隆起的俯沖帶雜巖或巖漿弧。
圖6-4前陸盆地的構造層序地層結構
縫合帶的演化為復理石和磨拉石之間的結構關系提供了有趣但不是唯壹的解釋(Graham等人，1975)。壹般來說，任何壹個完整的縫合帶都代表了壹個殘余洋盆連續閉合的最終結果(Dickinson，1972)。只有當碰撞中大陸邊緣的形狀反映了相互碰撞，且引起地殼碰撞的相對板塊運動矢量滿足要求時，沿整個板塊長度的地殼碰撞才可能是同步的。總的來說，廣泛縫合帶的發展必然是跨時代的，因為板塊運動中的不斷調整和邊界線可以使地殼塊體的遞進縫合繼續進行。縫合段和未縫合段之間的構造轉換點將隨時間沿縫合帶移動。在轉換點之後，造山高地、碎屑楔和充填的前陸盆地非常典型。在轉換點之前，有殘余洋底和早期前陸盆地。造山帶高地的水系通常是垂向的，碰撞造山產生的許多沈積物不會以碎屑楔的形式橫向擴散，而是可以沿構造走向在殘留洋盆和加深的前陸盆地中縱向擴散。這樣，大量反映碰撞造山帶侵蝕作用的沈積物，在未來沿構造轉換點的生長縫合帶運動時，就會合並成同壹個造山作用。因此，具有縱向古水流的濁積巖的同造山復理石和具有橫向古水流的大多數碎屑楔的造山後磨拉石可以被認為是地殼碰撞形成縫合帶的自然結果(Dickinson，1974)。
圖6-5饑餓期北部高山前陸盆地古地理-古構造恢復圖
壹般認為，前陸盆地的早期未充填階段可能是巖石圈初始伸展和外部載荷的自然結果。對於正常的未拉伸地殼，碎屑楔的出現和傾倒伴隨著地殼縮短的開始，而對於逐漸變薄的地殼，快速碎屑沈積的到來被造山旋回反復推遲，直至造山帶露出海平面以上。這強調了在完全理解前陸盆地發展對造山運動的響應之前，需要調查巖石圈的長期歷史(Allen，1986)。
在周緣前陸盆地的演化中，復理石向磨拉石的轉化壹直是人們關註的問題。Sinclair(1997)認為大陸碰撞的開始和周緣前陸盆地的開始分別是由前陸板塊繼承性被動邊緣的變形和彎曲引起的。在板塊逐漸會聚的過程中，周邊前陸盆地從欠補償復理石階段向補償或過補償磨拉石階段轉變。通常，這種復理石向磨拉石的轉化被解釋為逆沖楔和前陸盆地越過繼承性被動邊緣的鉸鏈線的遷移。研究表明，在北阿爾卑斯山前陸盆地發展過程中，繼承性古深水區和歐洲俯沖被動大陸邊緣的巖石圈強度變化對復理石向磨拉石的轉化沒有影響。在從復理石到糖蜜的轉變過程中，阿爾卑斯山提供的沈積物至少增加了30%。在復理石向磨拉石轉化的同時(中漸新世)，造山帶經歷了加速的剝蝕、高壓變質巖的隆升、巖石圈下層的熔融和主反沖的開始，這些都可以用板塊斷裂模型聯系起來。該模型的進壹步結果是平衡面上升並遭受侵蝕。板塊斷裂可能是對沈積物增加的響應，導致北阿爾卑斯山前陸盆地復理石向磨拉石的轉化(圖6-6)。以礫巖層發育為標誌的磨拉石建造是在洋盆閉合後，經過板塊拼貼-碰撞-擠壓造山作用形成的。它是海洋盆地完全閉合的最直觀的沈積學標誌，在前陸盆地演化研究中起著非常重要的作用。
沈積層序的演化是盆地構造演化的物質反映。前陸盆地有其獨特的沈積演化過程。Sinclair(1997)曾提出前陸盆地沈積演化過程模式圖(圖6-7)，分為四個演化階段:①被動大陸邊緣初始加載階段；②饑餓沈積充填階段；③饑餓灌裝到克拉通穩定灌裝；④從饑餓到飽和充盈的轉變。
前陸盆地的壹個共同特征是其沈積中心和邊緣尖滅線的遷移。在擠壓壓力沒有釋放的條件下，由於沖斷帶是壹個不斷向前陸推進的系統(即穿越時間推進)，幾乎所有的前陸盆地都存在壹種叫做“前深遷移”的現象。盧奇(1986)描述了亞平寧山脈北部尖滅線運動的起止形式。漸新世-中新世復理石期，亞平寧前陸盆地以每年5 ~ 10 mm的速度上升至亞平寧邊緣，而上新世晚期-更新世磨拉石期，沈積中心和尖滅邊緣的遷移不穩定，速度也有所下降。
圖6-6高山板塊斷開模型
圖6-7前陸盆地沈積演化模式圖
最簡單地說，前陸盆地的構造演化發育在活動沖斷帶的前緣，主要的沈積物搬運方向指向演化中的盆地。因為沖斷帶的負荷本身是可變的，前陸盆地本身也包括在變形中。至於盆地被切割或完全滑動到什麽程度，取決於壹些變化的因素，包括逆沖鋒的轉移速率、盆地下方易滑動層位的有效性和會聚角。如果沈積堆積的盆地位於活動逆沖體系的前方，則可稱為狹窄的前濱。當盆地在下方發生變形，停留在活動推覆體上時，人們稱之為推覆體頂盆地或背負式盆地。這些不同的沈積構造背景在歐洲和阿爾卑斯山脈非常明顯(Allen，1986)。瑞士莫拉希盆地的礦床主要產於沖斷帶。雖然人們認為前進的阿爾卑斯推覆體被侵蝕性碎屑部分掩埋，但沈積中心似乎總是靠近並位於推覆體前緣的前方(Homewood等人，1986)。
Dickinson(1974)的前陸盆地分類為前陸的分類和成因註入了無可爭辯的地球動力學基礎，但由於“板塊著陸”帶來的諸多麻煩，這種分類並沒有解決板內或大陸內前陸盆地的認識和劃分問題(孫，2003)。
陳發景(1989)從地殼厚度、斷柵性質(即斷層)、巖漿活動、地熱場、動力演化階段、沈積層五個方面闡述了中國西部前陸盆地與中國東部伸展盆地的區別。
孫(1993)對前陸盆地形成的構造、構造沈積組合、運動學和地球動力學補充和強調了以下四點:
1)從全球地質的角度來看，前陸盆地的發生是基於特定時期克拉通或大陸地殼(厚地殼)向活動帶或洋殼(薄地殼)的過渡帶，即特定時期的被動大陸邊緣。這個特定的位置可以描述為“面向活躍區，背靠穩定區”(孫，1984)。這種構造背景可以以中國四川盆地長江西北緣的前陸盆地和塔裏木盆地北緣(庫車)為例。國外的典型例子可以從中東的紮格羅斯山前的波斯灣盆地(特提斯被動大陸邊緣)和北美西部的西加拿大盆地(阿爾伯塔省)得到。
2)上述特定的構造背景決定了這類盆地形成後其內部空間存在三種不同的構造:①逆沖帶；位於碰撞造山帶的壹側，以逆沖褶皺或薄皮構造的發育為特征；(2)深盆或槽；鄰近活動翼或位於逆沖帶下盤；③穩定的前陸斜坡和隆起連接凹陷並進壹步延伸至克拉通。
3)由於前陸盆地的出現，代表了由於巖石圈逆沖而使逆掩帶邊緣增厚的產物，前陸巖石圈在重力載荷作用下發生撓曲，這是壹個與碰撞山鏈演化有關的遷移活動系統，所以幾乎所有前陸盆地都存在典型的所謂前深遷移現象。這種可移動的前濱往往具有以下特點:①沈積速率大，從而產生較大的面體比(V/S)。其沈積速率可達150 m/Ma、180 m/Ma、400 m/Ma、300m/Ma；在四川，鄂爾多斯(T3)和塔裏木盆地北緣(N1-2)。②前陸盆地底部或每個前陸底部代表壹次褶皺沖斷活動，與下伏地層明顯不整合；(3)隨著時間的推移，隨著前濱的遷移和變形，早期前濱的前緣被掩埋，而新的前濱被迫向克拉通遷移。此外，在關註該區不同時期不協調褶皺的同時，還要關註“壹邊(不整合)兩條線(海岸線和尖滅線)”形成的巖性地層圈閉；④前陸盆地與活動翼之間存在A-俯沖關系。
圖6-8中國中西部構造演化圖
Graham等人(1993)認為中國中西部前陸盆地的出現及隨後的多期發育明顯受古亞洲洋的閉合和特提斯多期開合碰撞事件的控制。根據不整合面和沈降曲線，中國中西部的前陸盆地可分為五代(圖6-8)。
李悅君等人(2000)通過對大別山、喜馬拉雅和烏拉爾造山帶的研究發現，在大陸造山帶漫長而復雜的演化過程中，其前陸帶往往與整個造山帶壹起沿造山帶的極向遷移，從而形成新的前陸盆地。大陸造山帶中壹個值得註意的現象是存在壹個雙前陸盆地，它包括在陸-陸碰撞階段直接形成於俯沖板塊被動大陸邊緣的原前陸盆地和在大規模陸內逆沖推覆階段形成於俯沖板塊內部的外前陸盆地。它們是大陸碰撞造山帶前陸褶皺沖斷帶構造遷移的結果，形成於同壹大陸碰撞造山帶的不同構造演化階段。原前陸盆地和遠前陸盆地是兩種不同成因類型的外圍前陸盆地。“雙前陸盆地”理論為我們尋找和研究前陸盆地提供了新的指導思想。此外，劉少峰等(1996)在研究秦嶺造山帶時也提出了陸-陸碰撞的“雙前陸盆地系統”概念，但與李悅君(2000)提出的“雙前陸盆地”概念不同。