中、上扬子地区是中生代形成的巨型陆内褶皱变形带，为古太平洋板块、中-古特提斯板块及华北乃至西伯利亚板块三大动力系统共同作用的结果(刘少峰等，2010)，同时也是我国大型的含油气叠合盆地，其以高陡复杂构造为特色闻名于世.陆内造山带在中-新生代的演化与动力学是大陆动力学的核心问题(马宗晋和高祥林，2004)和认识区域构造的关键(钱祥麟，2004)，因而中、上扬子作为开展大陆动力学研究的极佳对象，历来为中外地质学家所关注.虽然中、上扬子北部地区在油气勘探与地质条件(郭旭升等，2006)、构造地质学(Yan et al., 2003;刘少峰等，2010; 梅廉夫等，2010)、沉积学(胡召齐等，2009)及年代学(邓宾等，2009;梅廉夫等，2010;Deng et al., 2013)等研究已具有较高的程度，但该区构造演化过程，特别是燕山期以来动力学背景具有相当的复杂性，因此有必要对这一地区与中-新生代构造演化相关的地壳隆升、剥蚀等进行系统地分析与认识.然而，中、上扬子地区大部分缺少白垩世以来的地层及新生代以来构造的不完整，因此传统的盆山耦合方法很难制约其白垩纪以来的构造演化过程，对新生代构造活动和变形的恢复带来了一定的困难.近些年来，低温热年代学研究，包括裂变径迹、(U-Th)/He等逐渐发展起来，这使得研究浅部地壳低温段造山带抬升及剥露时代与速率成为可能.燕山—喜山期以来，中、上扬子地区经历了显著而广泛的抬升剥蚀，虽然前人利用裂变径迹(FT)、(U-Th)/He等低温年代学方法对不同构造单元做了大量的研究工作，但单个研究工作提供的数据信息有一定局限性.更重要的是，中、上扬子与周缘邻区自燕山期以来构成了一个有机联系的时空演化统一体，因此将其作为一个整体来研究中、上扬子中-新生代构造演化过程是必要的.本文试图通过对研究区现有磷灰石裂变径迹低温热年代学数据的综合统计，系统地分析中、上扬子白垩纪以来抬升冷却速率的空间变化，及新生代构造活动的时空差异，并从整体与区域的角度构建新生代构造演化格局.为此我们分别在不同地区进行了系统采样及测试并收集前人发表的低温年代学数据，包含江南—雪峰山隆起带、湘鄂西褶皱带、江汉盆地、黄陵隆起、川东褶皱带、川东北地区、大巴山逆冲带及米仓山—汉南隆起等构造单元共获得磷灰石裂变径迹年龄数据287个，封闭径迹长度分布数据207个，鉴于有关数据将分区陆续发表，本文不拟重复报道这些新数据，而是以综述的方式，从整体和区域的角度着重数据的统计分析、区域对比以及讨论白垩纪以来中、上扬子各地质构造单元抬升冷却轨迹的时空变化特征及其控制因素与意义. 2 地质背景与样品

中、上扬子主体位于扬子克拉通西北部，东起江南—雪峰山隆起带，西至龙门山褶皱带，北侧为秦岭—大别造山带，向南延伸到滇黔桂交界处(如图 1).中、晚三叠世期间中、上扬子和西北缘处于陆缘背景.随着古秦岭洋的残余小洋盆的最终关闭及勉略洋的关闭，中扬子地块与华北板块间发生自东向西的陆陆碰撞拼合并沿顺时针方向旋转(张国伟等，2001)，导致中扬子北缘海水逐渐退出，并随后形成前陆盆地;旋转式碰撞作用在大巴山逆冲带一线发育以北西走向的梳状褶皱为主，伴随规模较大的逆冲断层，组成大巴山逆冲褶皱梳状褶皱带.自晚三叠世末，随着扬子地块向秦岭的持续拼贴，米仓山—汉南隆起开始成形(郭正吾等，1996).中侏罗世扬子北缘前陆褶皱逆冲带再次往SW向强烈推进，并在向北西推进的近EW向江南—雪峰山逆冲推覆带的联合作用下，中、上扬子地区开始卷入变形并遭受抬升剥蚀，且在江南—雪峰山隆起带西缘至四川盆地东部华蓥山断裂之间的区域，形成北东向和北北东向构造形迹，整体呈现出向北西凸出的弧形构造带.白垩纪发生构造负反转，在江汉盆地及齐岳山断层以东的地区沿早期NW向逆冲断层发生NE向伸展，形成一系列断陷盆地.晚新生代以来受喜山运动影响，研究区整体抬升并形成或强化了早期的构造格局.总之，自古生代以来，中、上扬子地区经历了加里东运动、印支运动、燕山运动和喜山运动的多期构造叠加和改造，形成了宽阔的陆内褶皱变形带，其构造演化过程与周缘块体的相互作用，如华北块体与扬子地块之间的持续挤压、青藏高原的侧向挤出及 太平洋板块的俯冲作用有关.这些构造作用具有递变性、迁移性和后期对前期构造的复合改造等显著特征，对中、上扬子一带的剥蚀过程势必产生很大的影响.

区域地层出露有比较明显的分带特点.在江南—雪峰山隆起带，主要出露元古界地层，同时出现震旦系及早古生代地层为主的推覆构造.慈利—大庸断裂往西北到齐岳山断裂，主要为早古生代地层背景上条带状出露晚古生代-三叠纪地层，零星出露白垩系;而再往西北，川东隔挡式褶皱带大致可达华蓥山，出露条带状早三叠纪-侏罗纪地层，整个区域地层出露有南东部老，往北西方向变新的特点.大巴山逆冲带东北侧主要有地台型的震旦系至中三叠统，西南侧则出现前陆盆地沉积的上三叠统及侏罗系.中、上扬子中古生界至中下三叠统由海相碳酸盐岩夹碎屑岩组成，海相碳酸盐岩占优势，个别层位为细-粉砂岩；而上三叠统及其以上地层全为陆相碎屑沉积.除在江南—雪峰隆起带及江汉盆地等地质单元有部分白垩系之外，研究区内白垩纪以来的地层出露甚少.

本文统计的磷灰石裂变径迹数据为地表样品及部分钻井样品，包括已公开发表和未发表的数据以及我们在中、上扬子地区获得的60个实验测试数据(表 1).少数数据由于文献提供的相应取样信息不完全而未列入统计范畴.本文样品采集过程中，以砂岩为主，包括中生界及志留系，同时也采集了部分变质岩及不同地质时期的酸性花岗岩.采样路线以剖面方式为主，横跨不同地质构造单元，同时也尽量兼顾了重点地质单元及平面覆盖率.图 1为中、上扬子地区样品采集分布图.

图 1

Fig. 1

图 1 中、上扬子地块构造框架与磷灰石裂变径迹样品点分布图 Fig. 1 Regional geological map of Middle-Upper Yangtze block and the sample locations

基于中、上扬子8个构造单元的287个磷灰石裂变径迹数据统计显示，全区磷灰石裂变径迹数据的实测年龄范围为6.2~198.4 Ma，长度变化范围5.6~14.57 μm，在不同构造单元其分布存在显著的差异.图 2为中、上扬子各构造单元样品裂变径迹年龄统计柱状图.米仓山—汉南隆起与大巴山逆冲带裂变径迹年龄具有从北(东北)到南(西南)逐渐变小的趋势.米仓山逆冲褶皱带露头样品平均年龄81.4±6.3 Ma，变化于30.3~123.5 Ma，自四川盆地北缘裂变径迹年龄30.3 Ma向北逐渐变大，到汉南穹窿核部年龄主要为103.7~123.5 Ma，这与米仓山地区逆冲断裂以背驮式扩展的构造样式从汉南穹窿向南经米仓山褶皱逆冲带发育到四川盆地北缘的构造模式相吻合;裂变径迹长度也有类似的变化趋势(田云涛等，2010;Tian et al., 2012).在大巴山逆冲带裂变径迹年龄范围25~110.6 Ma，平均54.0±6.3 Ma，主要集中在40~50 Ma.在大巴山逆冲带，从北东往南西裂变径迹年龄总体具有变年轻的趋势，也暗示了大巴山逆冲带由北东向南西依 次抬升的规律.川东北地区裂变径迹年龄范围13.6~84.9 Ma，平均50.0±6.7 Ma.川东褶皱带裂变径迹年龄9~117.8 Ma，平均67.3±2.3 Ma，主要集中在55~80 Ma，稍大于川东北地区.川东褶皱带裂变径迹年龄具有从北西往南东方向逐渐变大的趋势.由此往南东至湘鄂西褶皱带，裂变径迹年龄分布明显继续变大，其范围在58~198.4 Ma之间，平均99.4±9.7 Ma，这可能反映出湘鄂西褶皱带-川东褶皱带-川东北地区在白垩纪自南东往北西依次递进褶皱变形的特征.江汉盆地裂变径迹年龄最为分散，6.2~128 Ma，平均52.1±3.9 Ma，且晚新生代以来的年龄频率较高，反映出新生代构造活动强烈，这与中-新生代以来江汉盆地多期构造-热事件有关( 袁玉松等，2007).江南—雪峰山隆起带与黄陵隆起裂变径迹样品主要采自花岗岩.其中江南—雪峰山隆 起带裂变径迹年龄范围27.4~89.3 Ma，平均52.8±3.6 Ma，且径迹长度表现为单峰负偏分布，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.黄陵隆起裂变径迹年龄范围40.1~148 Ma，平均93.2±7.4 Ma，最大的峰值年龄出现在100 Ma左右，大于其他各构造单元.中、上扬子地区的磷灰石裂变径迹年龄在平面上的分布具有明显的规律性:从南东湘鄂西褶皱带往北西到川东北地区，AFT年龄越来越小，可能主要受太平洋构造域的影响;湘鄂西褶皱带、黄陵隆起磷灰石裂变径迹年龄相对较老;四川盆地北部米仓山—汉南隆起裂变径迹年龄具有从北(东北)到南(西南)逐渐变小，这种规律反应其主要为扬子地板与秦岭的陆陆碰撞所制约;在鄂东南地区的江南—雪峰山隆起及江汉盆地晚新生代的裂变径迹年龄较多，受新生代构造活动影响强烈.各单元的新生代构造活动存在显著的差异，其裂变径迹年龄的分布格局主要是受控于白垩纪的快速抬升剥蚀事件.

图 2

Fig. 2

图 2 中、上扬子各地质单元磷灰石裂变径迹年龄分布柱状图 Fig. 2 Distribution histogram of AFT ages from different geological units in Middle-Upper Yangtze block

全区的裂变径迹长度范围5.6~14.57 μm，平均长度范围10.8~12.42 μm，主要集中在~12 μm范围内(图 3).部分地区径迹年龄与长度具有一定的正相关性，表明其经历了渐进的冷却过程.川东褶皱带与川东北地区径迹长度分布较集中，而年龄分布相对分散，这可能与该单元处于三大动力系统(刘少峰等，2010)交汇处的复杂构造作用有关;同时仅有黄陵隆起部分颗粒径迹长度分布于约14 μm附近，一定程度上反映了该单元相对于其他地区而言受喜马拉雅构造运动影响较显著.总体上相对较短的径迹较多，表明样品停留在部分退火带中的时间相对较长;同时径迹长度普遍小于15 μm，较磷灰石的初始径迹长度16.3 μm(Gleadow et al., 1986)明显偏小，这意味着研究区的磷灰石裂变径迹均遭受过不同程度的部分退火和热干扰，导致不同单元的热历史记录存在差异，其构造活动和热演化在区域上并不一致.

图 3

Fig. 3

图 3 中、上扬子主要地质单元AFT长度-年龄关系图 Fig. 3 Relationship between mean track length and AFT age for all samples in each geological unit of the Middle-Upper Yangtze block

虽然这些样品来自不同的时代的层位，但依据沉积构造演化及镜质体反射率Ro%分析(袁玉松等，2007;卢庆志等，2007)，这些样品的AFT均经历了完全退火，其AFT年龄可以揭示出晚期区域抬升剥蚀过程的趋势.因此，结合地质约束条件通过对低温热年代学数据进行热史反演模拟可以揭示出其所蕴含的丰富的地质信息.

表 1(Table 1)

表 1 中、上扬子各构造单元磷灰石裂变径迹数据统计结果 Table 1 Statistical result of AFT data in different geological units of the Middle-Upper Yangtze block 地质构造单元 总样 品数 本文 样品 年龄 范围 (Ma) 平均 年龄 (Ma) 含长度 样品数 长度 范围 (μm) 平均 长度 (μm) 资料 来源 米仓山—汉南隆起 26 0 30.3~123.5 81.4±6.3 24 10.6~13.23 12.1 [1] 大巴山逆冲带 22 0 25~110.6 54.0±6.3 20 10~14.57 12.19 [2] 川东北地区 40 6 13.6~84.9 50.0±6.7 26 9.6~12.6 11.64 [3] 川东褶皱带 76 12 9~117.8 67.3±2.3 63 10.6~12.9 11.97 [4] 湘鄂西褶皱带 20 5 58~198.4 99.4±9.7 5 10.8~13.2 11.58 [5] 黄陵隆起 45 14 40.1~148 93.2±7.4 37 10.8~13.79 12.42 [6] 江汉盆地 29 8 6.2~128 52.1±3.9 24 5.6~12.6 10.8 [7] 江南—雪峰山隆起 24 15 27.4~89.3 52.8±3.6 8 11.2~12.85 11.9 [8] 全区 287 60 6.2~198.4 66.0±8.0 207 5.6~14.57 12.01 注：[1]田云涛等，2010; Lei et al., 2012; Tian et al., 2012; [2]沈传波等，2007a; 沈传波等，2008; Shi W et al., 2013; [3]沈传波等，2007b; 邓宾等，2009；梅廉夫等，2010 及本文数据; [4]Richardson et al., 2008; Shen et al., 2009; 邓宾等，2009; 梅廉夫等，2010; Li and Shan， 2011; 石红才等，2011；贺鸿冰，2012; 王平等，2012; Deng et al., 2013及本文数据; [5]李双建等，2008；梅廉夫等，2010及本文数据; [6]Hu et al., 2006; 向芳等，2009; 刘海军等，2009; 沈传波等，2009; 王韶华等; 2009; Hu et al., 2012及本文数据; [7]郭彤楼等，2005; 李双建等，2008; 李天义等，2012; 施小斌等，2013; [8]王韶华等，2009；Shen，2012; 石红才等，2013.

表 1 中、上扬子各构造单元磷灰石裂变径迹数据统计结果 Table 1 Statistical result of AFT data in different geological units of the Middle-Upper Yangtze block

磷灰石裂变径热史反演可以得到样品的冷却历史，从而定量恢复地质体隆升过程.通过对中、上扬子各构造单元磷灰石裂变径迹热史反演结果的汇编，可以认为其白垩纪以来整体上具有相似的热冷却剥露历史，其时间-温度曲线成阶梯状，对比特征明显(图 4).除湘鄂西褶皱带及江汉盆地热史曲线 不尽相同外，其他区块隆升速率和幅度呈递增变化的趋势，在总体上具有明显的阶段性，这表明其经历了快速隆升-缓慢隆升-快速隆升的过程.湘鄂西褶皱带第二阶段的快速隆升过程不明显，表现为快速隆升-缓慢隆升的过程；而江汉盆地约90 Ma之前快 速冷却抬升至近地表温度，之后重新埋深加热，自约20 Ma开始再次被快速抬升至地表，反映了快速抬升-快速沉降-快速抬升的过程，时间-温度曲线为凹面形状.

图 4

Fig. 4

图 4 中、上扬子各地质单元AFT反演抬升冷却史 Fig. 4 Cooling histories of AFT modeling in the Middle-Upper Yangtze block

从磷灰石裂变径迹反演构造-隆升历史来看，在四川盆地北部米仓山—汉南隆起及大巴山逆冲带晚白垩世以来总体隆升速率和隆升幅度阶段性特征明显.米仓山—汉南隆起与北大巴山逆冲带自白垩世120~100 Ma开始隆升，至南大巴山则为70~60 Ma，随后进入了一个构造相对稳定的阶段，样品滞留在部分退火带中.中新世(喜山运动II幕，15~10 Ma)以来加速隆升至地表(沈传波等， 2007a，2008;田云涛等，2010;Tian et al., 2012;Shi W et al., 2013).沿着NW向构造走向，同一个次级构造带的样品热热史曲线基本相似，这与大巴山逆冲推覆构造由北东向南西构造不断扩展变形的几何学、运动学特征是一致的.

湘鄂西褶皱带自约145~165 Ma开始快速隆升(李双建等，2008；梅廉夫等，2010)，而川东褶皱带在130~100 Ma(Shen et al., 2009;梅廉夫等，2010;Deng et al., 2013;王平等，2012;Li and Shan， 2011)，至川东北(巴中、营山以东，万州、大竹以北)地区快速隆升时间推迟到约105 Ma以后(沈传波等，2007b；邓宾等，2009;田云涛等，2011)，之后整个逆冲褶皱带进入相对缓慢冷却阶段;中新世(喜山运动II幕，20~10 Ma)再次快速抬升并最终定型，而湘鄂西此阶段热史曲线没有明显响应.总体而言，湘鄂西褶皱带—川东褶皱带—川东北地区这一陆内变形带开始隆升的时间具有明显的从南东往北西递进特征及穿时性.江汉盆地与黄陵隆起AFT热史曲线表明160~98 Ma为快速隆升阶段(沈传波等，2009;王韶华等，2009;向芳等，2009;施小斌等，Li and Shan， 2011，2013)，之后黄陵隆起的花岗岩样品进入缓慢冷却阶段，而江汉盆地的伸展构造背景使其被快速埋深，重新埋深加热至部分退火带.中新世(喜山运动II幕，20~10 Ma)以来一起再次被快速抬升至地表.江南—雪峰山隆起带中的九宫山、华容及幕阜山花岗岩体在约90~50 Ma快速剥蚀，随后剥蚀作用相对缓慢，直到约20~10 Ma再次被快速剥蚀至地表(王韶华等，2009;Shen et al., 2012;石红才等，2013).总体而言，中、上扬子中、新生 代以来已经进入了差异性构造隆升-沉降阶段，形成 了磷灰石裂变径迹空间上的分区性和构造上的连续性. 5 讨论 5.1 中、上扬子逆冲推覆变形时间的空间变化

位于四川盆地与江南—雪峰山隆起带之间的NNE-NE走向侏罗山式弧形褶皱带是扬子板块西部的重要板内变形带，对于该褶皱带变形时代问题，认识上存在较大的分歧(Yan et al., 2003;胡召齐等，2009)，导致其形成的原因及动力学机制也无法定论.通过对中、上扬子多区块磷灰石裂变径迹热史反演及统计结果表明:江汉盆地及黄陵隆起在约160~98 Ma开始快速冷却隆升，米仓山—汉南隆起及北大巴山逆冲带在白垩世120~110 Ma开始隆升，直到约90 Ma，而南大巴山隆升时间稍晚;湘鄂西褶皱带、川东褶皱带及川东北地区开始快速隆升的时间分别在165~145、135~120 Ma及120~105 Ma，具有明显的穿时特征.对于这一差异剥蚀现象可以用下面的模式来解释:首先，在晚侏罗世至晚白垩世早期，秦岭大规模的挤压变形逆冲推覆构造作用不断向南扩展，使中扬子北缘前陆逆冲褶皱带形成逆冲推覆前锋带，并导致黄陵隆起及江汉盆地160~98 Ma的快速隆升.黄陵隆起东南缘宜昌斜坡地区见白垩系砂砾岩与前白垩系地层角度不整合接触(沈传波等，2009)，也表明在白垩纪前后存在着一次强烈的构造活动.大别造山带强烈碰撞后形成的大量花岗岩同位素年龄主要分布在152~90 Ma(张超和马昌前，2008)，黄陵隆起及江汉盆地快速的隆升剥蚀作用与这一时期正好相对应，是这一强烈构造活动的响应.然而，这种逆冲带与前陆盆地系统沿着中、上扬子不断自东向西迁移，由于受到黄陵隆起古老变质基底的阻挡，中扬子地区前陆带西段发生了强烈的顺时针旋转，致使在约120 Ma大巴山逆冲带及米仓山—汉南隆起开始隆升并形成自北(东)向南(西)方向的逆冲推覆构造，构造线走向呈北西向，且其时间略晚于中扬子北缘.其次，晚侏罗世至早白垩世时期，中国东部的大地构造背景发生了重要的构造转变，环太平洋地区可能从被动大陆边缘转变为主动陆缘(刘少峰等，2010).已有的地球物理和古地磁资料表明，在140~80 Ma，太平洋板块以大于200 mm·a^-1的速度和较低的角度快速向欧亚板块俯冲(Richards，1999;Van et al., 1999)，导致扬子板内侏罗山式褶皱带具有从南东往北西依次递进变形的特征.鄂东灵乡—太和地区晚侏罗世末期出现的中性钙碱性安山岩及郯庐断裂带发生左旋走滑，表明太平洋板块俯冲的影响范围可 能已经涉及到整个扬子板块(Schmid et al., 1999；李天义等，2012). 总之，在晚侏罗世之后，除中扬子北缘前陆褶皱逆冲带继续向南前展式逆冲，大巴山逆冲带和大别山逆冲推覆构造带向南长距离推覆外，江南—雪峰山褶皱逆冲带自南东向北西推进至扬子北部地区，同时，龙门山形成逆冲褶皱带.中、上扬子北部地区形成了三面围限会聚的陆内挤压背景(刘少峰等，2010)，强烈的逆冲推覆作用导致了中、上扬子褶皱与断裂的形成，其基本构造格局由此定型.因此，中、上扬子逆冲褶皱推覆构造的形成时代得到了热历史模拟结果的印证. 5.2 白垩纪区域性的隆升剥蚀作用

晚白垩世之前中、上扬子发生区域性隆升剥蚀作用，并导致其逆冲褶皱带的基本构造格局定型.晚白垩世早期之后(约90 Ma)，川东褶皱带、川东北地区、大巴山逆冲带及米仓山—汉南隆起区块样品较长时间停留在磷灰石部分退火带的温度范围内，处于一个相对稳定的阶段，这一时期的相对稳定与中 国东部晚白垩世的构造反转(丁道桂等，2008)，K₂-E 的断陷沉积时期相对应，江汉盆地主要以沉积作用为主，且上白垩统到始新统厚度达1300~5000 m，黄陵隆起也相对稳定，隆升缓慢;而江南—雪峰山隆起带中多个花岗岩体热历史模拟结果却表明在约 90~50 Ma为快速冷却阶段，冷却速率约≥2℃/Ma. 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.江南—雪峰山隆起带中部岩体周缘发育多条区域性大断层，在伸展背景下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)，在凹陷内沉积了一套以湖相为主的古近纪红层，并使肩部岩体的快速剥蚀与冷却.苏皖下扬子区AFT热历史也具有相似结果(张沛等，2009).在湘鄂西褶皱带出现了零星分布的山间盆地，表明伸展背景在湘鄂西褶皱带也产生了差异断块与差异隆升作用，并形成了盆地接受沉积与山脉遭到剥蚀的局面.川东褶皱带、川东北地区、大巴山逆冲带及米仓山—汉南隆 起区块样品热冷却缓慢，其速率普遍小于0.35 ℃/Ma，剥蚀速率降低，可能处于地表夷平阶段，并仍未出现伸展断陷盆地.由此可以看出，晚白垩世以来的构造反转只影响到齐岳山断层以东的地区(袁玉松等，2010)，具有局限性，而对其以西的地区仅仅使其挤压力减小，隆升速率显著降低，没有产生明显的伸展作用. 5.3 青藏高原晚新生代的隆升

新生代以来欧亚大陆上最显著的构造运动当属青藏高原的隆升.青藏高原新生代构造隆升模式是目前广泛争议的焦点问题之一，尤其是其构造隆升年代问题，不同学者存在着不同的认识.诸多研究通过低温热年代的方法讨论了周缘地区晚新生代以来的剥蚀历史对这一构造时间的响应(Richardson et al., 2008;邓宾等，2008;罗良等，2008).从图 4可以看出，自中新世(约20~10 Ma)以来，中、上扬子北部整个区块再次快速冷却，反映了喜马拉雅山期以来中、上扬子北部地区的区域性隆升剥露作用.江汉盆地盆内地震反射剖面也表明这一时期存在剥蚀角度不整合(郭战峰等，2007)，证实了本次快速隆升剥蚀冷却事件的存在.距今20~10 Ma以来的新构造运动使得各地质单元构造带进一步的隆升并最终定型，导致了油气的晚期成藏并最终定位.

大约自65~50 Ma以来印度与欧亚板块碰撞及随后的陆内汇聚，导致青藏高原逐渐隆升形成(Beck et al., 1995;Rowley，1996)，在始新世-中新世，印度大陆和欧亚大陆终于碰撞(周征宇和廖宗廷，2005).其最终的碰撞挤压作用，沿着龙门山形成一个右行走滑断裂带，继续向北东方向延伸进入米仓山，在四川盆地北部形成东向挤出及左行走滑断层，使青藏高原东缘及四川盆地周缘新近纪发生了显著的快速隆升事件(Kirby et al., 2002；Arne et al., 1997)，并在秦岭(Enkelmann et al., 2006)、东昆仑(Yuan et al., 2006)、六盘山(Zheng et al., 2006)、川东南(邓宾等，2013)等都有显著的响应.华蓥山断层14.1~26.2 Ma的重新活动(周荣军等，1997)表明欧亚板块碰撞效应已经传向川东褶皱区.因此中、上扬子各地质构造单元新生代快速隆升作用是新生代以来印度板块与欧亚板块的碰撞及其诱发的青藏高原隆升的远程响应，并有着向外逐渐传递的趋势(图 5)，同时也表明欧亚板块碰撞及青藏高原隆升的影响范围之广泛，是新生代以来最为显著的构造运动事件之一.值得一提的是，自中新世以来开始盛行的亚洲季风(Sun and Wang， 2005)等气候环境的巨大变化可能对研究区晚新生代快速剥蚀作用具有不可忽视影响.

图 5

Fig. 5

图 5 中、上扬子及邻区晚新生代快速剥蚀作用时间 [1]Richardson et al., 2008; [2]邓宾等，2013; [3]王平等，2012;[4]王平等，2012; 梅廉夫等，2010; Li and Shan， 2011; Shen et al., 2009; [5]沈传波等，2007; [6]Arne et al., 1997; [7]Tian et al., 2012; 田云涛等，2010; [8]Enkelmann et al., 2006; [9]Hu et al., 2006; [10] Hu et al., 2006; [11]沈传波等， 2008a，2008b; Shi et al., 2012; [12]王韶华等，2009; Hu et al., 2012; [13]施小斌等，2013; [14]Shen et al., 2012;[15]石红才等，2013. Fig. 5 Compilation of the time of Late Cenozoic rapid denudation in Middle-Upper Yangtze and adjacent areas

通过对中、上扬子各构造单元磷灰石裂变径迹统计对比分析，获得如下几点认识:

(1)中、上扬子区块各地质单元磷灰石裂变径迹对比特征表明它们的构造活动在空间上具有分区性和连续性特征，在时间上具有幕式性特征.空间上的分区性与连续性主要表现在各地质单元隆升特征的 差异性，即江汉盆地、黄陵隆起最早开始冷却到随后的大巴山逆冲带与米仓山—汉南隆起晚侏罗世自北(东)向南(西)的隆升与湘鄂西褶皱带、川东褶皱带及川东北地区自南东向北西依次递进逆冲变形褶皱的差异；构造活动时间上的幕式特征主要表现在阶段性的快速冷却及其相间的缓慢冷却过程.

(2)大巴山逆冲带与米仓山—汉南隆起磷灰石裂变径迹年龄从北(东)往南(西)逐渐变小，表明其在晚中生代、新生代处于秦岭—大别造山带向扬子地块逆冲挤压变形的动力学背景，而湘鄂西褶皱带、川东褶皱带、川东北地区磷灰石裂变径迹年龄自南东向北西减小的趋势说明其主要受控于太平洋板块的俯冲挤压效应.

(3)中、上扬子喜山晚期的构造抬升活动主要是青藏高原隆升及其向东与南东方向构造逃逸挤压作用及亚洲季风气候变化的响应.