江南隆起帶幕阜山巖體新生代剝蝕冷卻的低溫熱年代學證據

1 引 言

江南隆起帶東起皖浙交界，經湘鄂贛邊境向SW延至桂北，總體呈向NW凸出的弧形，其大地構造位置上處于揚子地塊與華夏地塊的碰撞匯聚帶（圖1）.江南隆起帶是一個多旋回復合型造山帶［1－2］，與周緣斷陷盆地組合呈現(xiàn)出NE－NNE向盆－嶺構造地貌景觀［3］（圖2）.研究區(qū)位于江南隆起帶中段北緣，即鄂東南（崇陽—通山逆沖褶皺帶）與湘東北、贛西北交匯處.區(qū)內中生代構造、巖漿、成礦活動強烈且期次多，有眾多巖體產出［4－5］，是研究華南大地構造演化的關鍵地段.自20世紀50年代以來，人們就開始對研究區(qū)內花崗巖成巖成礦機制及構造環(huán)境、時空分布與礦產資源等展開了系統(tǒng)的研究，并總結出多期多階段花崗巖成巖、多金屬成礦的規(guī)律［6－7］.由于前新生代伴有同構造的變質及巖漿作用，人們利用獲得的大量K－Ar、Rb－Sr等年代學數據，并較好地約束了江南隆起帶構造演化史，同時對研究區(qū)及鄰區(qū)構造動力學及運動學也進行了系統(tǒng)研究［2，7－11］.總體認為其經歷了多期造山過程：包括前中生代的古特提斯系陸陸碰撞造山；晚三疊世由濱太平洋系陸殼俯沖作用造成的侏羅紀陸內會聚走滑造山及白堊紀－新近紀的陸內離散走滑造山的構造演化過程，其動力學過程先后受控于古亞洲南北兩大巨型板塊的會聚和太平洋板塊向西的俯沖和北移.然而，由于新生代以來江南隆起帶構造活動處于較淺的構造層次，構造運動相對較弱，缺少巖漿活動及同構造的新生變質礦物.因此，前人更多從構造響應與沉積地史等方面來探討其演化過程［12］，而對新生代以來與構造演化相關的地殼隆升、剝蝕，以及江南隆起帶北緣地區(qū)山岳地貌的形成演化過程等尚缺乏系統(tǒng)的熱年代學研究.從理論上說，擠壓造山會導致地殼增厚與隆升，爾后則必然發(fā)生地表的剝蝕；區(qū)域構造伸展在形成斷陷盆地的同時，同樣也會伴隨著肩部塊體的構造隆升與剝蝕等.隆升與剝蝕作用必然引起地殼內部質點溫度的下降.因此，詳細的低溫熱年代學研究除能確定地殼隆升過程外，還有助于更深刻揭示構造發(fā)展過程，對新生代以來區(qū)域構造演化研究具有十分重要的意義.同時，江南隆起帶的構造演化對中國南方現(xiàn)今油氣勘探重點的揚子區(qū)早古生代的油氣成藏及保存起著重要的控制作用［13］.因此，詳細研究江南隆起帶的構造變形和演化機制也具有重要的實際意義.

磷灰石裂變徑跡（AFT）及（U－Th－Sm）／He低溫熱年代技術近年來廣泛成功地應用于重建含油氣盆地的古地溫［14－16］，造山帶及巖體的隆升冷 卻［17－22］，以及被動大陸邊緣沿岸帶和裂谷肩的剝蝕歷史［23］等研究，是至今廣泛應用的低溫年代學方法之一.在總結前人對研究區(qū)構造運動及相關地質事件研究的基礎上［2，10，24］，本文對該地區(qū)新生代以來隆升剝蝕歷史進行了系統(tǒng)的低溫熱年代學研究.通過對幕阜山燕山期巖體的AFT、（U－Th－Sm）／He數據分析及其熱史反演，本文試圖獲得該巖體的冷卻路徑，并結合鄰區(qū)構造演化史及其盆地充填記錄，探討幕阜山巖體的隆升、剝蝕歷史及盆山耦合關系，進而定量剖析幕阜山嶺及周緣新生代以來隆升的陸內造山過程及動力學機制，為地區(qū)古環(huán)境變遷、山岳地貌演化及油氣勘探提供基礎資料.

2 區(qū)域地質背景與樣品采集

江南隆起帶位于揚子地塊東南緣，長期以來一直是華南地區(qū)備受地質工作者關注的構造單元之一.江南隆起帶自西向東被洪湖—湘陰斷裂（F3）和贛江斷裂（F5）分隔為雪峰山塊體、幕阜山塊體和懷玉山塊體［25］.位置上以江南斷裂（F4）為北界，以江山—萍鄉(xiāng)斷裂（F6）為南界（圖1），且北鄰江漢坳陷，南接萍樂坳陷.江南隆起帶在早古生代處于穩(wěn)定的海相沉積環(huán)境，以碳酸鹽巖沉積為主，直到加里東期受華夏地塊與揚子地塊碰撞影響而褶皺隆升形成江南隆起帶［12，26］.從晚三疊世開始，中國大陸基本結束了海相沉積，進入陸內演化階段.早－中燕山期，江南隆起及鄰區(qū)處于統(tǒng)一的擠壓背景，廣泛發(fā)生大量的逆沖推覆構造.燕山晚期（晚侏羅世－早白堊世），中、下?lián)P子進入了瀕太平洋構造域，江南隆起帶及周緣構造反轉.在伸展背景下發(fā)育了一系列NE向斷陷盆地及正斷層［27］，強烈的伸展還產生了廣泛的火山盆地沉積和大量的花崗巖侵入，在湘東北形成了NE－NNE向構造巖漿帶和盆－嶺山鏈立交橋式橫跨疊加的基本構造格架.之后江南隆起帶進入新生代構造演化階段，受太平洋板塊向中國大陸的俯沖以及西部印度板塊在三江地區(qū)與中國大陸的碰撞［11］影響，晚喜山期中揚子地塊表現(xiàn)為擠壓，并以隆升、剝蝕為主，伴有微弱的褶皺，從而造成區(qū)內凹陷、凸起相間排列的構造格局.研究區(qū)主要以中元古界淺變質巖為褶皺基底，沉積蓋層主要由裂谷盆地碎屑巖（Nh－Z）、海相碳酸鹽（C－－T2）、陸緣碎屑巖（T3－J）和斷陷盆地（K2－E）組成，在江南隆起帶北部的崇陽—通山逆沖推斷褶皺帶中發(fā)育一系列近東西走向、向北逆沖的推覆構造帶.

研究區(qū)在印支期轉入陸內造山階段后，發(fā)生了多期花崗巖漿活動，而燕山期最為強烈且分布最為廣泛.本文所涉及的幕阜山巖體位于湘東北NE向中生代構造巖漿活動帶的北端（部分出露于鄂東南通城縣境內），其北東延伸方向進入贛西北.在幕阜山巖體周緣主要出露有連云山、望湘、九宮山等巖體（圖2），其形成年齡跨度介于195～110Ma之間［7，28］，大部分時限屬于燕山早期.早白堊世花崗巖主要集中在幕阜山和望湘巖體中，時代主要集中于136～129Ma之間（白云母K－Ar年齡）［29］.幕阜山花崗巖巖體呈巖基和大巖株產出，總體呈北東方向展布（圖2），受區(qū)域性構造（湘陰斷裂、長平斷裂）控制明顯.巖體東南側為長平凹陷，北西為湘陰凹陷，北緣有崇陽—石城斷陷盆地，且為其沉積物源區(qū)［30］.幕阜山復式巖體至少發(fā)生了四期巖漿侵入活動，按侵入先后順序依次為輝長閃長巖、二云母二長花崗巖、黑云母二長花崗巖和黑云母花崗閃長巖，且以細－中粒斑狀黑云母二長花崗巖為主［29］.巖體東北部與上寒武統(tǒng)、下奧陶統(tǒng)及志留系下、中統(tǒng)呈侵入接觸，接觸界線較彎曲，接觸面傾角大.其他圍巖主要為元古界冷家溪群變質沉積巖.巖體剝蝕較淺，部分地段見圍巖殘留體.

為揭示幕阜山冷卻剝蝕歷史，本文共獲得11塊樣品，且主要采自幕阜山巖體新鮮露頭，單個樣品的重量均大于2.5kg，其位置見圖3及表1.采樣位置及海拔由GARMIN GPS12接受機標定.

表1 幕埠山巖體樣品信息Table 1 Samples information from Mufushan

3 實驗方法與測試流程

238U自發(fā)裂變會在礦物中留下的徑跡，這些徑跡的修復（退火）過程受控于所經歷的熱史.裂變徑跡技術通過分析樣品裂變徑跡密度（徑跡年齡）和水平封閉徑跡長度分布等參數獲得熱史信息.磷灰石裂變徑跡的敏感溫度范圍（退火帶溫度）為110～60℃.本文磷灰石裂變徑跡（AFT）數據是在德國海德堡大學裂變徑跡實驗室分析的，詳細分析過程請參考文獻［31］.分析時，應用標準樣品處理技術［32］制成的光薄片在室溫20（±1）℃的5.5NHNO3中蝕刻20（±1）s.年齡測定采用外探測器法，年齡標樣為Durango磷灰石樣品.利用已知鈾濃度的標準玻璃CN5測定中子劑量.樣品在慕尼黑研究型反應堆FRM II進行中子照射.云母薄片在20（±1）℃下48%HF中蝕刻20（±1）min以揭示誘發(fā)徑跡.徑跡密度、水平封閉徑跡長度和C軸方向的蝕刻坑直徑［33－34］在 海 德 堡FT－1系 統(tǒng) 上 測 試，操 作 軟 件 為Autoscan software Trackscan.年齡計算采用Zeta常數法，所用Zeta值為354.6±17.5和340.4±16.3.徑跡年齡（±1σ－error）和年齡徑向圖由計算機軟件Trackkey［35］計算.

（U－Th－Sm）／He測試方法詳見文獻［36］.AHe和ZHe體系中He擴散的敏感溫度范圍（He保留帶）分別是約40～80℃和130～200℃［37］，封閉溫度分別是約70℃和180±20℃.磷灰石和鋯石（UTh－Sm）／He年齡由美國Kansas大學（U－Th－Sm）／He分析測試.首先從樣品磷灰石挑選1～5個自形好、無包體的、晶體寬度＞70μm的磷灰石／鋯石晶體顆粒，并對晶體進行照相和測量以對α射出效應進行校正；然后用經酸處理過的錫紙包裹磷灰石／鋯石晶體，放入超高真空容器里用Nd－YAG激光器加熱，并在1070℃持續(xù)5min（磷灰石），或者在1290℃持續(xù)10min（鋯石）以抽取放射性4He；在抽取的4He中加入約0.4pmol的3He，在低溫條件下（16～37K）對4He／3He進行聚集、純化后，利用四極質譜儀對4He／3He進行測定.抽取后的磷灰石利用高含量的235U－230Th－149Sm同位素示蹤劑稀釋并放入HNO3中溶解，而鋯石則用HF－HNO3與HCl溶解.最后采用同位素稀釋法利用ICP－MS來獲得晶體U、Th、Sm的含量.年齡誤差是基于實驗室對標準樣品Durango磷灰石和Fish Canyon Tuff鋯石多次測試的重現(xiàn)率估計的，其中AHe年齡標準誤差為6%（2σ），ZHe年齡標準誤差為8%（2σ）.

圖3 幕阜山巖體西南部地質簡圖（據文獻［29］修改）Fig.3 Geological map of Southwest Mufushan complex batholith（modified from Zou et al.，2011）

4 測試結果分析

4.1 AFT年齡

8塊樣品獲得AFT數據（表2），徑跡中心（Central）年齡變化范圍為27.4±1.8Ma（Sy12）～71.2±7.1Ma（Sy14）.其中有三塊樣品Hb05，Sy07和Sy14的P（）＜5%，表明其單顆粒年齡是混合年齡而需要年齡 分 組.表3為 軟 件BinomFit［38－39］（http：／／earth.geology.yale.edu／～markb）的分組計算結果.對于P（）＜5%的樣品，一般選擇較小的組分年齡作為樣品的年齡值［40］.取上述三塊樣品最小年齡組后AFT年齡范圍為27.4±1.8Ma（Sy12）～60.1±3.6Ma（Sy13）（中新世－漸新世）.在幕阜山巖體周緣，彭求和等（2004）［3］獲得了望湘巖體AFT年齡45.2～55.6Ma；王韶華等（2009）［29］對兩塊來自九宮山巖體的樣品進行AFT分析，其年齡值為43.4～44.5Ma.樣品年齡及位置分布見圖3所示.在AFT樣品中共有5塊獲得封閉徑跡長度數據，且表現(xiàn)為單峰負偏分布，峰值出現(xiàn)在11～12μm.單峰分布表明自早期熱事件后樣品沒有經歷復雜的熱歷史，可以推斷巖體自新生代以來基本處于單調冷卻狀態(tài)［41］.徑跡平均長度（MTL）為11.3±0.2μm（Sy13）～12.1±0.5μm（Hb05），標準偏差為1.5～1.9μm，低于新鮮徑跡長度16.3μm，表明樣品自冷卻后在退火帶（約110～60℃）內經歷過較高程度的退火作用.該樣品的Dpar為1.08～1.19（±0.12）μm，變化范圍很窄.

表2 幕阜山巖體樣品AFT數據表Table 2 Apatite fission track data of Mufushan granite samples

表3 磷灰石裂變徑跡年齡BinFit分組結果Table 3 Compositional ages of AFT by BinFit

4.2 （U－Th－Sm）／He年齡

本次研究中共獲得6塊樣品的AHe年齡（表1，表4），除Sy06樣品因測試原因只取得一份樣本年齡外，其他每塊樣品都獲得了三份樣本年齡.在測試結果中，Sy05和Sy08樣品的重現(xiàn)率較差，Sy03、Sy07和Hb05樣品的重現(xiàn)率比較好.后者與Sy06樣品的AHe年齡集中于33.4～43.8Ma（中新世），較AFT年齡小或者接近，說明這些樣品在中新世－漸新世經歷了一次較快速的冷卻事件.AHe年齡雖然經過強烈重置，但是在中新世沒有被完全重置，表明中新世經歷溫度低于75℃，中新世以后的冷卻速率低于2.4℃／Ma.樣品Sy05、Sy08的AHe年齡分別為48.9，84.8Ma和74.9，68.2，48.3Ma，考慮到封閉溫度較高的AFT年齡范圍僅27.4±1.8～60.1±3.6Ma，因此分別取這兩個樣品中最小的樣本年齡作為該樣品的AHe年齡，更具有代表性.AHe年齡較分散可能是由于α粒子的吸入（在α粒子擴散過程中有鄰區(qū)磷灰石晶體中的α粒子進入另一個晶體），導致受其影響的磷灰石顆粒He年齡比正常年齡偏大，而這種現(xiàn)象可以用eU來反映［42－44］.除Sy08外，文中樣品Sy05磷灰石He年齡與eU有較好的相關性（圖4），而其他年齡重現(xiàn)率比較好的樣品，這種關系不是很明顯.

該區(qū)還獲得5塊樣品的ZHe年齡（表1，表5），且每塊樣品同樣都獲得了3份樣本ZHe年齡，年齡范圍在73.8±5.9～130.8±10.5Ma，均大于AFT年齡，ZHe年齡分布峰值約80Ma（圖5），表明樣品在約80Ma已經冷卻到160℃左右.

圖4 AHe校正年齡與eU關系圖Fig.4 The relationship between the corrected AHe ages and eU

表4 幕阜山樣品磷灰石（U－Th－Sm）／He年齡數據Table 4 Apatite（U－Th－Sm）／He results of samples from Mufushan

表5 幕阜山樣品鋯石（U－Th－Sm）／He年齡數據Table 5 Zircon（U－Th－Sm）／He results of samples from Mufushan

5 熱史反演

磷灰石裂變徑跡表觀年齡并沒有直接的地質意義［23］.然而結合裂變徑跡的長度分布和磷灰石自身的退火動力學參數所進行的熱歷史模擬則可以更好地揭示樣品所經歷的熱歷史.本文對研究區(qū)熱歷史的模擬采用磷灰石多元動力學模型［46－47］和蒙特卡羅逼近法以及HeFTy熱歷史模擬軟件［48］.

來自地質背景的約束條件對磷灰石裂變徑跡熱歷史反演極為重要.本文在進行磷灰石裂變徑跡熱歷史反演時引入了3個約束條件：設置的第一個約束點為現(xiàn)今地表溫度，第二個約束點為樣品的磷灰石裂變徑跡表觀年齡與磷灰石（U－Th－Sm）／He年齡，第三個約束點為鋯石（U－Th－Sm）／He年齡退火的封閉溫度.另外，模擬起算時間雖然對溫度曲線的形態(tài)沒有影響，但是會輕微影響溫度曲線的匯聚時間.Corrigan［49］給出了起算時間的估算公式t＝［lo／（l－σ）］tFTA，其中l(wèi)o是新鮮徑跡長度，l是觀測到的平均徑跡長度，tFTA是觀測到的徑跡年齡，σ是觀測到的長度標準方差［19］.經計算，本文樣品熱史反演起算時間約在80Ma.在上述條件下，為得到最好的t－T曲線，應盡可能地放開限制條件.

圖5 AHe、ZHe年齡分布剖面圖Fig.5 Distribution plot of AHe and ZHe ages

Ketcham等［48］根據實測與模擬的徑跡長度和年齡檢驗值GOF（Goodness of Fit）［48］將模擬結果分為3部分：可以接受的熱史曲線范圍、較好的熱史曲線范圍和最佳熱歷史擬合曲線.若年齡與長度GOF檢驗都大于0.05，表明模擬結果是可以接受的；當它們超過0.5時，模擬結果是較好的.本次熱歷史模擬樣品的長度分布檢驗值為0.55～0.87，年齡檢驗值（GOF）0.63～0.97，都大于0.5（圖6），說明這些樣品的模擬結果都是高質量的，可以用來反映幕阜山巖體中新生代隆升、剝露作用過程.反演結果如圖6所示，這些樣品經歷的溫度史形態(tài)基本一致.熱史結果表明，幕阜山巖體自新生代以來是一個逐漸冷卻的過程，根據其冷卻速率的變化大致可以分為三個階段：快速－緩慢－快速冷卻過程.

6 分析與討論

6.1 抬升冷卻軌跡分析與對比

樣品自晚白堊世末進入磷灰石裂變徑跡部分退火帶，經約30Ma快速冷卻至部分退火帶上限，而后持續(xù)一段時間的緩慢冷卻過程，至約20～10Ma再次快速冷卻抬升到地表.如果按表6的平均地溫梯度計算，幕阜山巖體自晚白堊世末以來剝蝕厚度約4800m.第一階段為快速冷卻過程，平均冷卻速率約2.25℃／Ma，自50～10Ma期間冷卻速率顯著降低，平均約0.32℃／Ma，10Ma的冷卻速率約為2.9℃／Ma.各樣品熱史分析結果見表6.王韶華等［29］對九宮山巖體的裂變徑跡熱史計算結果表明存在120～55Ma及9Ma至今兩個快速冷卻階段，并得出其燕山期以來的剝蝕量約6000m（假設地溫梯度為28℃／km），由此看出其冷卻歷史與此較一致，但剝蝕量在不同區(qū)域存在區(qū)別.對研究區(qū)北側的秦嶺—大別—蘇魯造山帶，胡圣標等［50］利用AFT計算了其抬升冷卻軌跡并認為100～80Ma及20～10至今為快速冷卻過程，與中、上揚子（湘鄂西、鄂西渝東）具有相似的冷卻過程［51］.燕山晚期－喜山早期，由于瀕太平洋構造域的影響，中、下?lián)P子處于意義重大的伸展作用階段［11］.在伸展背景下研究區(qū)及鄰區(qū)（鄂東南、江漢盆地等）發(fā)育K2－E的斷陷盆地，并伴隨其肩部構造隆升，遭受剝蝕作用，而在更大范圍內的秦嶺—大別—蘇魯造山帶及中、上揚子逆沖褶皺帶由于中國東部的伸展背景導致其燕山期的來自東南方向的擠壓作用力減小而減弱了其剝蝕作用.由此可以看出，燕山晚期的伸展作用只在中、下?lián)P子部分區(qū)域影響較大，具有局限性.相反，在喜山晚期的快速冷卻過程在整個揚子地塊及秦嶺—大別造山帶等都有響應，表明該期擠壓作用又具有廣泛性.總之，揚子地塊中、新生代以來由于構造位置的不同使其經歷了差異性的構造發(fā)展過程.上揚子構造動力學性質單一，擠壓構造持續(xù)發(fā)展，而中、下?lián)P子構造力學性質多變，發(fā)育多次構造變形性質的轉換和構造反轉.

表6 熱史反演結果列表Table 6 Inversed thermal histories′results of the 5samples

6.2 盆山耦合及構造－沉積演化關系

幕阜山巖體在中新生代經歷了復雜的熱事件和空間上不均勻隆升過程.在149～130Ma間，在研究區(qū)發(fā)生了較廣泛的中酸性巖漿侵位事件，形成了幕阜山、望湘、連云山等中酸性巖漿侵入體與NE向九嶺—幕阜山構造巖漿帶［3］.至約80Ma，幕阜山巖體冷卻至磷灰石裂變徑跡部分退火帶上限.柏道遠等［30］調查指出：在幕阜山嶺左側的湘陰凹陷中，北西面晚白堊世－古新世百花亭組巖層傾角顯著高于東南面；沉積礫巖的礫石成分由冷家溪群板巖突變?yōu)闁|南面的花崗巖礫石為主，均表明湘陰凹陷在晚白堊世－古新世經歷了一次快速斷陷事件，導致凹陷基底旋轉暨自北西向南東的掀斜以及幕阜山巖體的快速抬升剝露.湘陰凹陷早期沉積（百花亭組下部）母巖主要為冷家溪群板巖，無花崗巖礫石；中晚期沉積物（百花亭組上部）母巖則以花崗巖成分為主［30］，更有白堊系假整合或超覆于侏羅系地層之上，從而揭示出幕阜山巖體開始抬升出露出地表遭受剝蝕的時間.這套鄰近山體的花崗質礫巖僅局限于晚白堊世以來的地層中，說明隆升過程的階段性；同時該套地層又廣泛出露在洞庭湖盆地、長平盆地及崇陽—石城凹陷中，表明該階段快速抬升又具有普遍性［55］.前白堊紀在古亞洲南北兩大巨型板塊的會聚及晚三疊世的濱太平洋系陸殼俯沖控制下，江南造山帶經歷了多期擠壓碰撞造山運動.然而，在均衡補償作用和太平洋板塊相繼向北移動的構造動力影響下，自早白堊世開始，研究區(qū)及鄰區(qū)開始由會聚向離散轉換，使其經歷了白堊紀－古近紀的陸內離散走滑造山等［11］.

朱清波等［12］通過對江南隆起帶北緣石英脈ESR年齡測試結果分析表明，在75～61.5Ma的晚白堊世－早古新世，研究區(qū)發(fā)生了明顯的構造作用和熱液活動；王韶華等［29］對通山九宮山巖體磷灰石／鋯石裂變徑跡熱史模擬結果分析表明在120～55Ma存在快速冷卻過程.通過結合區(qū)域地質現(xiàn)象綜合分析認為，印支—燕山早期形成的NNE－NE向斷裂在燕山晚期開始發(fā)生了大規(guī)模拉張斷陷，形成了一系列疊置在不同基底或構造單元之上的NE向斷陷盆地（湘陰凹陷、崇陽—石城凹陷及長平凹陷等），一直持續(xù)到喜山期，在凹陷內沉積了一套以湖湘為主的古近紀地層.晚白堊世—古近紀期間江漢—洞庭盆地總體具陸內伸展斷陷盆地性質，對此不同研究者已基本取得共識［2，56－57］.然而，這些斷陷盆地內的地層卻形成了軸向大致與斷裂走向一致的褶皺以及盆緣發(fā)育向盆內掩沖、推覆的活動形跡，并且在始新世到達鼎盛時期［56］，本文認為其掩沖、推覆構造可能是在伸展背景下的重力滑覆所產生的［58］結果而非受擠壓影響所致.區(qū)域構造在伸展斷陷背景下形成斷陷盆地的同時，邊緣山地肩部（如幕阜山巖體）的長期隆升并伴隨重力滑脫構造，從而造成了該巖體快速構造剝蝕以及風化剝蝕等快速冷卻過程，其剝蝕量可達約2500m.

約50Ma后始新世，湘陰凹陷接受沉積形成始新世中村組，它由一套巨厚層狀的細礫巖、含礫長石石英砂巖、雜砂巖、粉砂巖、含礫砂泥巖組成，整合于百花亭組之上［33］，這說明始新世后幕阜山巖體的剝蝕速率顯著降低導致中村組中含花崗巖礫石減少，與熱史模擬結果的第二階段相對應.自約50Ma以來，至新近紀（中新世）初期形成I級夷平面［59］.幕阜山巖體緩慢降溫過程可能與區(qū)域性古夷平面與山頂面的形成有關.王韶華等［32］九宮山巖體也存在55～9Ma的緩慢剝蝕階段.該階段剝蝕厚度明顯降低，平均約450m.

熱歷史反演結果還表明幕阜山巖體在約20～10Ma以來經歷了一次快速冷卻過程.從始新世－漸新世開始，太平洋板塊向西運動，產生持續(xù)擠壓作用，使幕阜山及鄰區(qū)整體受到區(qū)域性擠壓隆升，盆地開始構造反轉.由于中國東部太平洋板塊突然向西運動，幕阜山北麓產生近南北向主壓應力，使江南隆起帶及鄰區(qū)盆地萎縮.整體隆升造成新近紀沉積間斷，古近系與新近系形成不整合接觸關系［56］；修水盆地、江漢盆地等沉積盆地由古近紀的斷陷轉為新近紀的凹陷，盆地邊緣及盆地內部也復活及發(fā)育新生的逆沖斷裂［12］，紅層變形，形成東西向平緩褶皺；朱清波等［12］得到的ESR年齡（23.9～9.9Ma）也表明了由郯廬斷裂、贛江斷裂早期活動在研究區(qū)形成的一系列近NE向展布的走滑斷裂（如岳陽—湘陰斷層），在喜山晚期近SN向擠壓作用下再次復活左行走滑.這都表明江南隆起帶中部喜山晚期（中新世中期喜山II幕25～10Ma）經歷了擠壓隆升作用.由于擠壓隆升作用，紅盆逐漸萎縮和抬升剝蝕，形成了多級夷平面［59］.幕阜山巖體在晚喜山期以來的隆升剝蝕量平均約1700m（表6），其剝蝕厚度與九宮山巖體（自9Ma以來）稍有區(qū)別［29］.晚喜山期幕阜山巖體擠壓隆升、剝蝕及周緣K2－E斷陷盆地反轉的動力學機制可能與太平洋板塊的運動速率及區(qū)域上幾個大板塊之間會聚碰撞有關，并顯示出具有全局性.

7 結 論

（1）由磷灰石裂變徑跡、磷灰石／鋯石（U－Th－Sm）／He反演結果表明：幕阜山巖體自晚白堊世以來，其剝蝕冷卻過程可以可以分為三個階段：1）約80～50Ma（約古新世末），冷卻速率約2℃／Ma；2）約50～10Ma，冷卻速率0.5℃／Ma；3）自10Ma以來，冷卻速率約2.5℃／Ma，為2期強烈的剝蝕冷卻過程和1期剝蝕夷平期，剝蝕厚度達到4800m.

（2）燕山晚期的伸展作用只在中、下?lián)P子部分區(qū)域影響較大，具有局限性.而在喜山晚期的快速冷卻過程在整個揚子地塊及秦嶺—大別造山帶等都有響應，也表明該期擠壓作用具有廣泛性.

（3）幕阜山體的抬升與剝蝕過程控制了凹陷沉積物巖性組成以及盆緣斷裂流變學性質的演變；三期冷卻歷史分別與區(qū)域大地構造背景相一致：印支—燕山早期形成的NNE－NE向斷裂在燕山晚期開始發(fā)生了大規(guī)模拉張斷陷，一直持續(xù)到喜山期，在拉張斷陷的同時，幕阜山山體則經歷快速構造隆升、構造剝蝕以及風化剝蝕等，使凹陷內沉積了一套以湖湘為主的古近紀地層；到約50Ma后始新世，巖體冷卻剝蝕速率降低，是由于區(qū)域性古夷平面與山頂面的形成；從始新世－漸新世開始的太平洋板塊向西運動，使幕阜山及鄰區(qū)整體受到區(qū)域性擠壓隆升，盆地回轉，加速了幕阜山巖體的剝蝕速率.幕阜山塊體及鄰區(qū)晚白堊世以來的構造演化過程主要受控于太平洋區(qū)的板塊活動.

致 謝 感謝德國海德堡大學磷灰石裂變徑跡實驗室Eizenh?fer Paul，Rene W.Grobe及F.U.Bauer等博士給予的幫助；感謝完成He年齡測試工作的美國Kansas大學Daniel Stockli教授；感謝外審專家們給本文提出的建設性修改意見.

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