江南隆起带幕阜山岩体新生代剥蚀冷却的低温热年代学证据

1 引 言

江南隆起带东起皖浙交界，经湘鄂赣边境向SW延至桂北，总体呈向NW凸出的弧形，其大地构造位置上处于扬子地块与华夏地块的碰撞汇聚带（图1）.江南隆起带是一个多旋回复合型造山带［1－2］，与周缘断陷盆地组合呈现出NE－NNE向盆－岭构造地貌景观［3］（图2）.研究区位于江南隆起带中段北缘，即鄂东南（崇阳—通山逆冲褶皱带）与湘东北、赣西北交汇处.区内中生代构造、岩浆、成矿活动强烈且期次多，有众多岩体产出［4－5］，是研究华南大地构造演化的关键地段.自20世纪50年代以来，人们就开始对研究区内花岗岩成岩成矿机制及构造环境、时空分布与矿产资源等展开了系统的研究，并总结出多期多阶段花岗岩成岩、多金属成矿的规律［6－7］.由于前新生代伴有同构造的变质及岩浆作用，人们利用获得的大量K－Ar、Rb－Sr等年代学数据，并较好地约束了江南隆起带构造演化史，同时对研究区及邻区构造动力学及运动学也进行了系统研究［2，7－11］.总体认为其经历了多期造山过程：包括前中生代的古特提斯系陆陆碰撞造山；晚三叠世由滨太平洋系陆壳俯冲作用造成的侏罗纪陆内会聚走滑造山及白垩纪－新近纪的陆内离散走滑造山的构造演化过程，其动力学过程先后受控于古亚洲南北两大巨型板块的会聚和太平洋板块向西的俯冲和北移.然而，由于新生代以来江南隆起带构造活动处于较浅的构造层次，构造运动相对较弱，缺少岩浆活动及同构造的新生变质矿物.因此，前人更多从构造响应与沉积地史等方面来探讨其演化过程［12］，而对新生代以来与构造演化相关的地壳隆升、剥蚀，以及江南隆起带北缘地区山岳地貌的形成演化过程等尚缺乏系统的热年代学研究.从理论上说，挤压造山会导致地壳增厚与隆升，尔后则必然发生地表的剥蚀；区域构造伸展在形成断陷盆地的同时，同样也会伴随着肩部块体的构造隆升与剥蚀等.隆升与剥蚀作用必然引起地壳内部质点温度的下降.因此，详细的低温热年代学研究除能确定地壳隆升过程外，还有助于更深刻揭示构造发展过程，对新生代以来区域构造演化研究具有十分重要的意义.同时，江南隆起带的构造演化对中国南方现今油气勘探重点的扬子区早古生代的油气成藏及保存起着重要的控制作用［13］.因此，详细研究江南隆起带的构造变形和演化机制也具有重要的实际意义.

磷灰石裂变径迹（AFT）及（U－Th－Sm）／He低温热年代技术近年来广泛成功地应用于重建含油气盆地的古地温［14－16］，造山带及岩体的隆升冷 却［17－22］，以及被动大陆边缘沿岸带和裂谷肩的剥蚀历史［23］等研究，是至今广泛应用的低温年代学方法之一.在总结前人对研究区构造运动及相关地质事件研究的基础上［2，10，24］，本文对该地区新生代以来隆升剥蚀历史进行了系统的低温热年代学研究.通过对幕阜山燕山期岩体的AFT、（U－Th－Sm）／He数据分析及其热史反演，本文试图获得该岩体的冷却路径，并结合邻区构造演化史及其盆地充填记录，探讨幕阜山岩体的隆升、剥蚀历史及盆山耦合关系，进而定量剖析幕阜山岭及周缘新生代以来隆升的陆内造山过程及动力学机制，为地区古环境变迁、山岳地貌演化及油气勘探提供基础资料.

2 区域地质背景与样品采集

江南隆起带位于扬子地块东南缘，长期以来一直是华南地区备受地质工作者关注的构造单元之一.江南隆起带自西向东被洪湖—湘阴断裂（F3）和赣江断裂（F5）分隔为雪峰山块体、幕阜山块体和怀玉山块体［25］.位置上以江南断裂（F4）为北界，以江山—萍乡断裂（F6）为南界（图1），且北邻江汉坳陷，南接萍乐坳陷.江南隆起带在早古生代处于稳定的海相沉积环境，以碳酸盐岩沉积为主，直到加里东期受华夏地块与扬子地块碰撞影响而褶皱隆升形成江南隆起带［12，26］.从晚三叠世开始，中国大陆基本结束了海相沉积，进入陆内演化阶段.早－中燕山期，江南隆起及邻区处于统一的挤压背景，广泛发生大量的逆冲推覆构造.燕山晚期（晚侏罗世－早白垩世），中、下扬子进入了濒太平洋构造域，江南隆起带及周缘构造反转.在伸展背景下发育了一系列NE向断陷盆地及正断层［27］，强烈的伸展还产生了广泛的火山盆地沉积和大量的花岗岩侵入，在湘东北形成了NE－NNE向构造岩浆带和盆－岭山链立交桥式横跨叠加的基本构造格架.之后江南隆起带进入新生代构造演化阶段，受太平洋板块向中国大陆的俯冲以及西部印度板块在三江地区与中国大陆的碰撞［11］影响，晚喜山期中扬子地块表现为挤压，并以隆升、剥蚀为主，伴有微弱的褶皱，从而造成区内凹陷、凸起相间排列的构造格局.研究区主要以中元古界浅变质岩为褶皱基底，沉积盖层主要由裂谷盆地碎屑岩（Nh－Z）、海相碳酸盐（C－－T2）、陆缘碎屑岩（T3－J）和断陷盆地（K2－E）组成，在江南隆起带北部的崇阳—通山逆冲推断褶皱带中发育一系列近东西走向、向北逆冲的推覆构造带.

研究区在印支期转入陆内造山阶段后，发生了多期花岗岩浆活动，而燕山期最为强烈且分布最为广泛.本文所涉及的幕阜山岩体位于湘东北NE向中生代构造岩浆活动带的北端（部分出露于鄂东南通城县境内），其北东延伸方向进入赣西北.在幕阜山岩体周缘主要出露有连云山、望湘、九宫山等岩体（图2），其形成年龄跨度介于195～110Ma之间［7，28］，大部分时限属于燕山早期.早白垩世花岗岩主要集中在幕阜山和望湘岩体中，时代主要集中于136～129Ma之间（白云母K－Ar年龄）［29］.幕阜山花岗岩岩体呈岩基和大岩株产出，总体呈北东方向展布（图2），受区域性构造（湘阴断裂、长平断裂）控制明显.岩体东南侧为长平凹陷，北西为湘阴凹陷，北缘有崇阳—石城断陷盆地，且为其沉积物源区［30］.幕阜山复式岩体至少发生了四期岩浆侵入活动，按侵入先后顺序依次为辉长闪长岩、二云母二长花岗岩、黑云母二长花岗岩和黑云母花岗闪长岩，且以细－中粒斑状黑云母二长花岗岩为主［29］.岩体东北部与上寒武统、下奥陶统及志留系下、中统呈侵入接触，接触界线较弯曲，接触面倾角大.其他围岩主要为元古界冷家溪群变质沉积岩.岩体剥蚀较浅，部分地段见围岩残留体.

为揭示幕阜山冷却剥蚀历史，本文共获得11块样品，且主要采自幕阜山岩体新鲜露头，单个样品的重量均大于2.5kg，其位置见图3及表1.采样位置及海拔由GARMIN GPS12接受机标定.

表1 幕埠山岩体样品信息Table 1 Samples information from Mufushan

3 实验方法与测试流程

238U自发裂变会在矿物中留下的径迹，这些径迹的修复（退火）过程受控于所经历的热史.裂变径迹技术通过分析样品裂变径迹密度（径迹年龄）和水平封闭径迹长度分布等参数获得热史信息.磷灰石裂变径迹的敏感温度范围（退火带温度）为110～60℃.本文磷灰石裂变径迹（AFT）数据是在德国海德堡大学裂变径迹实验室分析的，详细分析过程请参考文献［31］.分析时，应用标准样品处理技术［32］制成的光薄片在室温20（±1）℃的5.5NHNO3中蚀刻20（±1）s.年龄测定采用外探测器法，年龄标样为Durango磷灰石样品.利用已知铀浓度的标准玻璃CN5测定中子剂量.样品在慕尼黑研究型反应堆FRM II进行中子照射.云母薄片在20（±1）℃下48%HF中蚀刻20（±1）min以揭示诱发径迹.径迹密度、水平封闭径迹长度和C轴方向的蚀刻坑直径［33－34］在 海 德 堡FT－1系 统 上 测 试，操 作 软 件 为Autoscan software Trackscan.年龄计算采用Zeta常数法，所用Zeta值为354.6±17.5和340.4±16.3.径迹年龄（±1σ－error）和年龄径向图由计算机软件Trackkey［35］计算.

（U－Th－Sm）／He测试方法详见文献［36］.AHe和ZHe体系中He扩散的敏感温度范围（He保留带）分别是约40～80℃和130～200℃［37］，封闭温度分别是约70℃和180±20℃.磷灰石和锆石（UTh－Sm）／He年龄由美国Kansas大学（U－Th－Sm）／He分析测试.首先从样品磷灰石挑选1～5个自形好、无包体的、晶体宽度＞70μm的磷灰石／锆石晶体颗粒，并对晶体进行照相和测量以对α射出效应进行校正；然后用经酸处理过的锡纸包裹磷灰石／锆石晶体，放入超高真空容器里用Nd－YAG激光器加热，并在1070℃持续5min（磷灰石），或者在1290℃持续10min（锆石）以抽取放射性4He；在抽取的4He中加入约0.4pmol的3He，在低温条件下（16～37K）对4He／3He进行聚集、纯化后，利用四极质谱仪对4He／3He进行测定.抽取后的磷灰石利用高含量的235U－230Th－149Sm同位素示踪剂稀释并放入HNO3中溶解，而锆石则用HF－HNO3与HCl溶解.最后采用同位素稀释法利用ICP－MS来获得晶体U、Th、Sm的含量.年龄误差是基于实验室对标准样品Durango磷灰石和Fish Canyon Tuff锆石多次测试的重现率估计的，其中AHe年龄标准误差为6%（2σ），ZHe年龄标准误差为8%（2σ）.

图3 幕阜山岩体西南部地质简图（据文献［29］修改）Fig.3 Geological map of Southwest Mufushan complex batholith（modified from Zou et al.，2011）

4 测试结果分析

4.1 AFT年龄

8块样品获得AFT数据（表2），径迹中心（Central）年龄变化范围为27.4±1.8Ma（Sy12）～71.2±7.1Ma（Sy14）.其中有三块样品Hb05，Sy07和Sy14的P（）＜5%，表明其单颗粒年龄是混合年龄而需要年龄 分 组.表3为 软 件BinomFit［38－39］（http：／／earth.geology.yale.edu／～markb）的分组计算结果.对于P（）＜5%的样品，一般选择较小的组分年龄作为样品的年龄值［40］.取上述三块样品最小年龄组后AFT年龄范围为27.4±1.8Ma（Sy12）～60.1±3.6Ma（Sy13）（中新世－渐新世）.在幕阜山岩体周缘，彭求和等（2004）［3］获得了望湘岩体AFT年龄45.2～55.6Ma；王韶华等（2009）［29］对两块来自九宫山岩体的样品进行AFT分析，其年龄值为43.4～44.5Ma.样品年龄及位置分布见图3所示.在AFT样品中共有5块获得封闭径迹长度数据，且表现为单峰负偏分布，峰值出现在11～12μm.单峰分布表明自早期热事件后样品没有经历复杂的热历史，可以推断岩体自新生代以来基本处于单调冷却状态［41］.径迹平均长度（MTL）为11.3±0.2μm（Sy13）～12.1±0.5μm（Hb05），标准偏差为1.5～1.9μm，低于新鲜径迹长度16.3μm，表明样品自冷却后在退火带（约110～60℃）内经历过较高程度的退火作用.该样品的Dpar为1.08～1.19（±0.12）μm，变化范围很窄.

表2 幕阜山岩体样品AFT数据表Table 2 Apatite fission track data of Mufushan granite samples

表3 磷灰石裂变径迹年龄BinFit分组结果Table 3 Compositional ages of AFT by BinFit

4.2 （U－Th－Sm）／He年龄

本次研究中共获得6块样品的AHe年龄（表1，表4），除Sy06样品因测试原因只取得一份样本年龄外，其他每块样品都获得了三份样本年龄.在测试结果中，Sy05和Sy08样品的重现率较差，Sy03、Sy07和Hb05样品的重现率比较好.后者与Sy06样品的AHe年龄集中于33.4～43.8Ma（中新世），较AFT年龄小或者接近，说明这些样品在中新世－渐新世经历了一次较快速的冷却事件.AHe年龄虽然经过强烈重置，但是在中新世没有被完全重置，表明中新世经历温度低于75℃，中新世以后的冷却速率低于2.4℃／Ma.样品Sy05、Sy08的AHe年龄分别为48.9，84.8Ma和74.9，68.2，48.3Ma，考虑到封闭温度较高的AFT年龄范围仅27.4±1.8～60.1±3.6Ma，因此分别取这两个样品中最小的样本年龄作为该样品的AHe年龄，更具有代表性.AHe年龄较分散可能是由于α粒子的吸入（在α粒子扩散过程中有邻区磷灰石晶体中的α粒子进入另一个晶体），导致受其影响的磷灰石颗粒He年龄比正常年龄偏大，而这种现象可以用eU来反映［42－44］.除Sy08外，文中样品Sy05磷灰石He年龄与eU有较好的相关性（图4），而其他年龄重现率比较好的样品，这种关系不是很明显.

该区还获得5块样品的ZHe年龄（表1，表5），且每块样品同样都获得了3份样本ZHe年龄，年龄范围在73.8±5.9～130.8±10.5Ma，均大于AFT年龄，ZHe年龄分布峰值约80Ma（图5），表明样品在约80Ma已经冷却到160℃左右.

图4 AHe校正年龄与eU关系图Fig.4 The relationship between the corrected AHe ages and eU

表4 幕阜山样品磷灰石（U－Th－Sm）／He年龄数据Table 4 Apatite（U－Th－Sm）／He results of samples from Mufushan

表5 幕阜山样品锆石（U－Th－Sm）／He年龄数据Table 5 Zircon（U－Th－Sm）／He results of samples from Mufushan

5 热史反演

磷灰石裂变径迹表观年龄并没有直接的地质意义［23］.然而结合裂变径迹的长度分布和磷灰石自身的退火动力学参数所进行的热历史模拟则可以更好地揭示样品所经历的热历史.本文对研究区热历史的模拟采用磷灰石多元动力学模型［46－47］和蒙特卡罗逼近法以及HeFTy热历史模拟软件［48］.

来自地质背景的约束条件对磷灰石裂变径迹热历史反演极为重要.本文在进行磷灰石裂变径迹热历史反演时引入了3个约束条件：设置的第一个约束点为现今地表温度，第二个约束点为样品的磷灰石裂变径迹表观年龄与磷灰石（U－Th－Sm）／He年龄，第三个约束点为锆石（U－Th－Sm）／He年龄退火的封闭温度.另外，模拟起算时间虽然对温度曲线的形态没有影响，但是会轻微影响温度曲线的汇聚时间.Corrigan［49］给出了起算时间的估算公式t＝［lo／（l－σ）］tFTA，其中lo是新鲜径迹长度，l是观测到的平均径迹长度，tFTA是观测到的径迹年龄，σ是观测到的长度标准方差［19］.经计算，本文样品热史反演起算时间约在80Ma.在上述条件下，为得到最好的t－T曲线，应尽可能地放开限制条件.

图5 AHe、ZHe年龄分布剖面图Fig.5 Distribution plot of AHe and ZHe ages

Ketcham等［48］根据实测与模拟的径迹长度和年龄检验值GOF（Goodness of Fit）［48］将模拟结果分为3部分：可以接受的热史曲线范围、较好的热史曲线范围和最佳热历史拟合曲线.若年龄与长度GOF检验都大于0.05，表明模拟结果是可以接受的；当它们超过0.5时，模拟结果是较好的.本次热历史模拟样品的长度分布检验值为0.55～0.87，年龄检验值（GOF）0.63～0.97，都大于0.5（图6），说明这些样品的模拟结果都是高质量的，可以用来反映幕阜山岩体中新生代隆升、剥露作用过程.反演结果如图6所示，这些样品经历的温度史形态基本一致.热史结果表明，幕阜山岩体自新生代以来是一个逐渐冷却的过程，根据其冷却速率的变化大致可以分为三个阶段：快速－缓慢－快速冷却过程.

6 分析与讨论

6.1 抬升冷却轨迹分析与对比

样品自晚白垩世末进入磷灰石裂变径迹部分退火带，经约30Ma快速冷却至部分退火带上限，而后持续一段时间的缓慢冷却过程，至约20～10Ma再次快速冷却抬升到地表.如果按表6的平均地温梯度计算，幕阜山岩体自晚白垩世末以来剥蚀厚度约4800m.第一阶段为快速冷却过程，平均冷却速率约2.25℃／Ma，自50～10Ma期间冷却速率显著降低，平均约0.32℃／Ma，10Ma的冷却速率约为2.9℃／Ma.各样品热史分析结果见表6.王韶华等［29］对九宫山岩体的裂变径迹热史计算结果表明存在120～55Ma及9Ma至今两个快速冷却阶段，并得出其燕山期以来的剥蚀量约6000m（假设地温梯度为28℃／km），由此看出其冷却历史与此较一致，但剥蚀量在不同区域存在区别.对研究区北侧的秦岭—大别—苏鲁造山带，胡圣标等［50］利用AFT计算了其抬升冷却轨迹并认为100～80Ma及20～10至今为快速冷却过程，与中、上扬子（湘鄂西、鄂西渝东）具有相似的冷却过程［51］.燕山晚期－喜山早期，由于濒太平洋构造域的影响，中、下扬子处于意义重大的伸展作用阶段［11］.在伸展背景下研究区及邻区（鄂东南、江汉盆地等）发育K2－E的断陷盆地，并伴随其肩部构造隆升，遭受剥蚀作用，而在更大范围内的秦岭—大别—苏鲁造山带及中、上扬子逆冲褶皱带由于中国东部的伸展背景导致其燕山期的来自东南方向的挤压作用力减小而减弱了其剥蚀作用.由此可以看出，燕山晚期的伸展作用只在中、下扬子部分区域影响较大，具有局限性.相反，在喜山晚期的快速冷却过程在整个扬子地块及秦岭—大别造山带等都有响应，表明该期挤压作用又具有广泛性.总之，扬子地块中、新生代以来由于构造位置的不同使其经历了差异性的构造发展过程.上扬子构造动力学性质单一，挤压构造持续发展，而中、下扬子构造力学性质多变，发育多次构造变形性质的转换和构造反转.

表6 热史反演结果列表Table 6 Inversed thermal histories′results of the 5samples

6.2 盆山耦合及构造－沉积演化关系

幕阜山岩体在中新生代经历了复杂的热事件和空间上不均匀隆升过程.在149～130Ma间，在研究区发生了较广泛的中酸性岩浆侵位事件，形成了幕阜山、望湘、连云山等中酸性岩浆侵入体与NE向九岭—幕阜山构造岩浆带［3］.至约80Ma，幕阜山岩体冷却至磷灰石裂变径迹部分退火带上限.柏道远等［30］调查指出：在幕阜山岭左侧的湘阴凹陷中，北西面晚白垩世－古新世百花亭组岩层倾角显著高于东南面；沉积砾岩的砾石成分由冷家溪群板岩突变为东南面的花岗岩砾石为主，均表明湘阴凹陷在晚白垩世－古新世经历了一次快速断陷事件，导致凹陷基底旋转暨自北西向南东的掀斜以及幕阜山岩体的快速抬升剥露.湘阴凹陷早期沉积（百花亭组下部）母岩主要为冷家溪群板岩，无花岗岩砾石；中晚期沉积物（百花亭组上部）母岩则以花岗岩成分为主［30］，更有白垩系假整合或超覆于侏罗系地层之上，从而揭示出幕阜山岩体开始抬升出露出地表遭受剥蚀的时间.这套邻近山体的花岗质砾岩仅局限于晚白垩世以来的地层中，说明隆升过程的阶段性；同时该套地层又广泛出露在洞庭湖盆地、长平盆地及崇阳—石城凹陷中，表明该阶段快速抬升又具有普遍性［55］.前白垩纪在古亚洲南北两大巨型板块的会聚及晚三叠世的滨太平洋系陆壳俯冲控制下，江南造山带经历了多期挤压碰撞造山运动.然而，在均衡补偿作用和太平洋板块相继向北移动的构造动力影响下，自早白垩世开始，研究区及邻区开始由会聚向离散转换，使其经历了白垩纪－古近纪的陆内离散走滑造山等［11］.

朱清波等［12］通过对江南隆起带北缘石英脉ESR年龄测试结果分析表明，在75～61.5Ma的晚白垩世－早古新世，研究区发生了明显的构造作用和热液活动；王韶华等［29］对通山九宫山岩体磷灰石／锆石裂变径迹热史模拟结果分析表明在120～55Ma存在快速冷却过程.通过结合区域地质现象综合分析认为，印支—燕山早期形成的NNE－NE向断裂在燕山晚期开始发生了大规模拉张断陷，形成了一系列叠置在不同基底或构造单元之上的NE向断陷盆地（湘阴凹陷、崇阳—石城凹陷及长平凹陷等），一直持续到喜山期，在凹陷内沉积了一套以湖湘为主的古近纪地层.晚白垩世—古近纪期间江汉—洞庭盆地总体具陆内伸展断陷盆地性质，对此不同研究者已基本取得共识［2，56－57］.然而，这些断陷盆地内的地层却形成了轴向大致与断裂走向一致的褶皱以及盆缘发育向盆内掩冲、推覆的活动形迹，并且在始新世到达鼎盛时期［56］，本文认为其掩冲、推覆构造可能是在伸展背景下的重力滑覆所产生的［58］结果而非受挤压影响所致.区域构造在伸展断陷背景下形成断陷盆地的同时，边缘山地肩部（如幕阜山岩体）的长期隆升并伴随重力滑脱构造，从而造成了该岩体快速构造剥蚀以及风化剥蚀等快速冷却过程，其剥蚀量可达约2500m.

约50Ma后始新世，湘阴凹陷接受沉积形成始新世中村组，它由一套巨厚层状的细砾岩、含砾长石石英砂岩、杂砂岩、粉砂岩、含砾砂泥岩组成，整合于百花亭组之上［33］，这说明始新世后幕阜山岩体的剥蚀速率显著降低导致中村组中含花岗岩砾石减少，与热史模拟结果的第二阶段相对应.自约50Ma以来，至新近纪（中新世）初期形成I级夷平面［59］.幕阜山岩体缓慢降温过程可能与区域性古夷平面与山顶面的形成有关.王韶华等［32］九宫山岩体也存在55～9Ma的缓慢剥蚀阶段.该阶段剥蚀厚度明显降低，平均约450m.

热历史反演结果还表明幕阜山岩体在约20～10Ma以来经历了一次快速冷却过程.从始新世－渐新世开始，太平洋板块向西运动，产生持续挤压作用，使幕阜山及邻区整体受到区域性挤压隆升，盆地开始构造反转.由于中国东部太平洋板块突然向西运动，幕阜山北麓产生近南北向主压应力，使江南隆起带及邻区盆地萎缩.整体隆升造成新近纪沉积间断，古近系与新近系形成不整合接触关系［56］；修水盆地、江汉盆地等沉积盆地由古近纪的断陷转为新近纪的凹陷，盆地边缘及盆地内部也复活及发育新生的逆冲断裂［12］，红层变形，形成东西向平缓褶皱；朱清波等［12］得到的ESR年龄（23.9～9.9Ma）也表明了由郯庐断裂、赣江断裂早期活动在研究区形成的一系列近NE向展布的走滑断裂（如岳阳—湘阴断层），在喜山晚期近SN向挤压作用下再次复活左行走滑.这都表明江南隆起带中部喜山晚期（中新世中期喜山II幕25～10Ma）经历了挤压隆升作用.由于挤压隆升作用，红盆逐渐萎缩和抬升剥蚀，形成了多级夷平面［59］.幕阜山岩体在晚喜山期以来的隆升剥蚀量平均约1700m（表6），其剥蚀厚度与九宫山岩体（自9Ma以来）稍有区别［29］.晚喜山期幕阜山岩体挤压隆升、剥蚀及周缘K2－E断陷盆地反转的动力学机制可能与太平洋板块的运动速率及区域上几个大板块之间会聚碰撞有关，并显示出具有全局性.

7 结 论

（1）由磷灰石裂变径迹、磷灰石／锆石（U－Th－Sm）／He反演结果表明：幕阜山岩体自晚白垩世以来，其剥蚀冷却过程可以可以分为三个阶段：1）约80～50Ma（约古新世末），冷却速率约2℃／Ma；2）约50～10Ma，冷却速率0.5℃／Ma；3）自10Ma以来，冷却速率约2.5℃／Ma，为2期强烈的剥蚀冷却过程和1期剥蚀夷平期，剥蚀厚度达到4800m.

（2）燕山晚期的伸展作用只在中、下扬子部分区域影响较大，具有局限性.而在喜山晚期的快速冷却过程在整个扬子地块及秦岭—大别造山带等都有响应，也表明该期挤压作用具有广泛性.

（3）幕阜山体的抬升与剥蚀过程控制了凹陷沉积物岩性组成以及盆缘断裂流变学性质的演变；三期冷却历史分别与区域大地构造背景相一致：印支—燕山早期形成的NNE－NE向断裂在燕山晚期开始发生了大规模拉张断陷，一直持续到喜山期，在拉张断陷的同时，幕阜山山体则经历快速构造隆升、构造剥蚀以及风化剥蚀等，使凹陷内沉积了一套以湖湘为主的古近纪地层；到约50Ma后始新世，岩体冷却剥蚀速率降低，是由于区域性古夷平面与山顶面的形成；从始新世－渐新世开始的太平洋板块向西运动，使幕阜山及邻区整体受到区域性挤压隆升，盆地回转，加速了幕阜山岩体的剥蚀速率.幕阜山块体及邻区晚白垩世以来的构造演化过程主要受控于太平洋区的板块活动.

致 谢 感谢德国海德堡大学磷灰石裂变径迹实验室Eizenhöfer Paul，Rene W.Grobe及F.U.Bauer等博士给予的帮助；感谢完成He年龄测试工作的美国Kansas大学Daniel Stockli教授；感谢外审专家们给本文提出的建设性修改意见.

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