2016, Vol. 32
2. 中国海洋大学海洋地球科学学院, 青岛 266100
2. College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China
鲁西是傲立于中国东部地区的独立块体，三面为华北平原区所围限(图 1左下图)，其突兀于华北平原的独特地貌吸引了大批地质学家的关注。华北地区现今的地貌形态主要形成于中-新生代以来(Cao et al., 2015)，且与其东部的贯穿整个华北地块的NNE向巨型断裂带-郯庐断裂带有密切的联系(徐嘉炜，1980; 金振奎等，1999; 林景仟等，1996; 王小凤等，2000)。迄今为止，自从李三忠等(2005)系统论述鲁西地块的中、新生代构造样式和演化以来，前人(李理等， 2008，2013；唐智博等，2011;王勇生等，2005;王先美等， 2008a，b，2010)从构造地层和构造变形的角度对于鲁西隆起和郯庐断裂带中新生代的构造演化继续展开了详细讨论。对于鲁西地区热隆升的研究，前人也进行过有益的探讨(邱楠生等，2006; 李理等， 2007，2012; 王先美等， 2008a，b; 时秀朋，2010; 唐智博等，2011; Li et al., 2013)，但这些零星的研究大都仅局限于个别山体/断裂带，缺少对鲁西隆起整体区域与郯庐断裂带新生代以来整体构造-热演化过程及关系的系统分析。因此，本文利用最新获得的一系列磷灰石热年代学数据定量分析了鲁西沂山、徂徕山、蒙山三个山体的热演化历史，结合前人的已有相关研究成果，系统总结鲁西隆起区各单元新生代构造-热演化过程及其差异性，并结合郯庐断裂带的演化特征，探讨了郯庐断裂带对鲁西新生代热隆升过程的可能影响。
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图 1 鲁西地块简要地质背景及及低温年代学样品和年龄分布 F1:昌邑-大店断裂;F2:安丘-莒县断裂;F3:沂水-汤头断裂;F4:鄌郚-葛沟断裂;F5:上五井断裂;F6:益都断裂;F7:博山断裂;F8:莱芜断裂;F9:文祖断裂;F10:齐河-广饶断裂;F11:兰考-聊城断裂;F12:泰山山前断裂;F13:新泰-垛庄断裂;F14:蒙山断裂;F15:汶口断裂;F16:肥城断裂;F17:汶泗断裂;F18:尼山断裂;F19:枣庄断裂;L.W.B:莱芜盆地;F.CB:肥城盆地;W.KB:汶口盆地;W.DB:汶东盆地;M.YB:蒙阴盆地;N.YB:宁阳盆地;S.SB:泗水盆地;P.YB:平阴盆地 Fig. 1 Simplified geological map and AFT sampling locations of the Luxi Bloc |
中新生代以来，鲁西地块是华北克拉通东部的板内构造变形区，东以郯庐断裂带(山东省内的区段称为沂沭断裂带，图 1的F1-4)为界与胶辽隆起相隔，西北以兰考-聊城断裂(图 1的F11)和齐河-广饶断裂(图 1 F10，但该断裂存在与否还有争议)为界与渤海湾盆地相邻，南以丰沛断裂为界与豫淮盆地为邻。鲁西地块的基底主要为前寒武纪中-浅变质岩系(泰山群、TTG岩系)和年代约束较差的大面积古元古代二长花岗岩为主，盖层以古生代碳酸盐岩、中新生代碎屑岩和火山岩为主。寒武系与太古宙之间为角度不整合接触，李理等(2013)认为该接触面为伸展滑脱面，但李三忠等(2005，2011)认为很多地区该接触面为正常角度不整合，部分不整合面遭受了印支期和燕山期逆冲推覆构造的强烈改造。印支期华北与华南的陆-陆碰撞以及燕山期为主的走滑叠加在中国东部形成一条贯穿华北的NNE向巨型断裂带——郯庐断裂带(图 1的F1-F4; Yin and Nie， 1993; Lin and Li， 1995; Gilder et al., 1999; Zhu et al., 2009; 李三忠等， 2009，2011)。印支期鲁西地块地层产状大面积平缓，主要表现为盖层卷入的与东西走向的坡坪式逆冲推覆相关的近东西向宽缓褶皱；随后，燕山期总体构造样式以4条NNE-NE向的隔槽式褶皱为特征，因而鲁西地块古生界地层总体产状依然平缓且稳定，在几条NNE向隔槽式褶皱带中相关逆冲断裂发育，在鲁西地块东部向南东方向逆冲，在鲁西地块西侧主要向北西逆冲，反向推隆导致鲁西地块整体抬升。与印支期不同的是，燕山期还发育北断南超的箕状盆地，刘建忠等(2004)解释为NW向挤压过程中的块体向南西的挤出逃逸盆地，NNE-NE轴向褶皱-逆冲作用与NWW走向的伸展构造是同时的，伸展导致局部隆升。
晚白垩世以来，华北克拉通的东部地块整体进入伸展背景，郯庐断裂带也不例外。新生代以来，鲁西隆起和济阳坳陷最显著的构造特征为NW向断裂系和受其所控制所形成的北断南超NW向盆地群；但这些盆地群的控盆断裂多数为NE-NNE向走滑断层，盆地群属于拉分盆地。但是第四纪以来，野外观察揭示NWW-NW走向的断裂主体为左行左阶走滑，控制了莱芜盆地的形成，莱芜盆地表现为拉分盆地，局部沉降，但未能改变鲁西整体构造地貌格局。
3 研究方法与样品采集裂变径迹作为一种特殊的同位素测年方法，是基于放射性母体衰变函数定年的方法。裂变径迹法不是利用仪器直接测量的同位素含量来计算年龄，而是通过统计矿物(如磷灰石，锆石等)中238U自发裂变在矿物内产生的径迹个数及长度来测定岩石热年龄的方法。裂变径迹退火试验表明(Green et al., 1986; Laslett et al., 1987)，矿物的裂变径迹仅存在于某一温度范围内，形成时具有稳定的初始长度，随时间而产生，并随着温度(埋藏深度)的增加而缩短甚至完全消失。裂变径迹的这一特性称之为裂变径迹的退火(Wagner and Van Den Haute，1992)。因此，裂变径迹的退火程度可视为时间和温度的函数。实验室得出温度与退火时间的函数，并外推至地质时间尺度(1~100Ma)(Laslett et al., 1987)。因此，综合分析样品的裂变径迹年龄数据和径迹长度数据可以反演地质体在某一地质时间内详细的热演化过程。磷灰石裂变径迹分析是目前研究最为成熟的裂变径迹定年技术。一般认为，磷灰石裂变径迹得以形成和保存的温度范围(部分退火带)为110°~60°；高于110°(退火试验中可以给出的最高温度范围为125°)，裂变径迹完全退火(归零)(Gleadow et al., 1986a)，低于60°裂变径迹完全保留(不再随温度缩短)，但随时间而产生(Duddy et al., 1988; Green et al., 1989)。近年来，磷灰石裂变径迹定年技术在地学研究领域得到了广泛应用，包括测定岩石年龄、山体隆升剥露、沉积盆地物源分析、构造带研究等，尤其是在伸展构造环境的盆岭区山体的热演化过程的研究取得了一系列成果(Gleadow and Fitzgerald， 1987; Willet et al., 2003; Stockli et al., 2002; Enkelmann et al., 2006; Li et al., 2013; Liu et al., 2013)。假设岩石的冷却主要受山体抬升作用的影响，利用磷灰石裂变径迹对温度的敏感性，能够有效约束岩石的剥露过程，分析山体的隆升模式。
晚中生代以来，鲁西形成了以泰山-鲁山-沂山、新浦山-徂徕山、蒙山为主体的隆起区。为了揭露鲁西隆起区各断块新生代隆升过程-时间及空间分布特征，本文分别跨沂山、徂徕山、蒙山的3条剖面采集了系列样品(图 1 红色)。结合前人在鲁西及周缘盆地采集的磷灰石裂变径迹数据(图 1黑色)，可以较为全面的揭示鲁西新生代以来的时空差异剥露特征，确定鲁西新生代构造-热隆升过程，探讨郯庐断裂带对鲁西隆升的影响。三条剖面的样品均采自前寒武纪的结晶基底的变质岩和花岗岩(详见表 1)。
 | 表 1 鲁西隆起区磷灰石裂变径迹数据统计表 Table 1 Apatite fission track data from the Luxi Rise |
磷灰石的挑选工作是由河北省区域地质矿产研究所实验室完成的。挑选的磷灰石的裂变径迹测年工作由中国地质大学(北京)袁万明团队完成。本次裂变径迹定年采用的是外探测器法。具体操作过程如下，首先挑将选出的磷灰石样品经打磨制成薄片，并利用5.5% HNO3溶液蚀刻，获得磷灰石自发径迹数据；其次完成样品辐照，使235U经诱发裂变，并利用40% HF溶液蚀刻，获得诱发径迹数据。本次磷灰石样品定年采用Zeta(ζ)常数校准法(Hurford，1990)进行测定，样品标准样所标定的Zeta常数为410±17.6，详细的测试结果见表 1。一般情况，当样品通过泊松分布检验概率(P(χ2)>5%)时，说明样品颗粒年龄为同一组分，测试年龄取池年龄，否则取中值年龄。
4 磷灰石裂变径迹测试结果与分析本次所有样品测试年龄范围在21~64Ma之间，远小于岩石地层年龄和前寒武纪结晶基底热事件年龄，表明磷灰石裂变径迹所记录的年龄是岩石后期因不断的被剥露去顶而通过部分退火带的冷却年龄(Green et al., 1989)。在伸展构造区，岩石的剥露作用主要取决于山体的隆升模式，故测得的磷灰石裂变径迹年龄可以指示岩石随山体抬升的热隆升过程。
4.1 沂山磷灰石裂变径迹测试结果分析沂山剖面共采集了7个样品(图 2)，全部取自古元古代二长花岗岩或花岗片麻岩，该组样品水平围限径迹平均长度介于12.5~13.1μm之间，径迹长度标准偏差介于1.7~2.0μm。沂山剖面样品大部分样品未通过P(χ2)检测，但其水平围限径迹长度分布表现为单峰型，具有略宽的负Skewed(图 2)，总体表现为未扰动基岩型特征(Gleadow et al., 1986b)。这表明沂山剖面样品的磷灰石裂变径迹在产生后可能长期滞留在部分退火带，故径迹长度有所缩短，但并未经历其它复杂的热扰动，推测样品新生代以来可能为单调的冷却过程。这些裂变径迹测量年龄可以反映岩体通过部分退火带的冷却时间/岩体的隆升时间。
 | 图 2 沂山剖面采样点分布及样品单颗粒水平围限径迹平均长度分布图 Fig. 2 AFT sampling locations along the Yi Mt. profile and their mean track length distribution |
磷灰石裂变径迹测年结果(表 1)显示，沂水剖面样品磷灰石裂变径迹年龄并不随高程的增长而减小，但与NE向沂山断裂的距离呈正相关(图 3a)，即越靠近沂水断裂样品年龄越年轻。这表明沂山山体的剥露程度在靠近沂山断裂处最大，随距离的增加而减小，这种分布特征可能与盆岭区受正断层控制的山体掀斜抬升作用有关(Armstrong et al., 2003; Stockli，2005; Liu et al., 2013)。
 | 图 3 沂山磷灰石裂变径迹年龄与距离(与沂山断裂)分布图(a)和古部分退火带位置图(b) Fig. 3 Apatite fission track ages vs. distances away from the Yi Mt. Fault(a) and location of the Pro-PAZ(b) |
假设样品磷灰石裂变径迹退火带温度范围为110~60℃，地表温度为20℃，鲁西地区平均古地温梯度为36℃/km(Li et al., 2013)。为了进一步认识沂山的热隆升历史，本文使用Hefty 软件(Ketcham，2005)，选用Ketcham et al.(2007)提出的退火模型，采用Kolmogorov-Smirnov(K-S)检验径迹长度拟合程度和年龄数据的拟合程度，采用Monte Carlo方法(Gallagher，1995)依据所获得的磷灰石裂变径迹数据及相关参数进行样品热史数值计算。一般认为径迹长度和年龄拟合度>5%的模拟曲线为“可接受的”，径迹长度和年龄拟合度>50%为高质量的“良好拟合”曲线。
本文选取具有代表性的3个样品(LX75、LX77、LX81)进行热历史反演模拟，3个模拟结果(图 4)质量较高，良好拟合曲线不少于200条。
 | 图 4 沂山磷灰石裂变径迹数据热历史反演 Fig. 4 The thermal modeling along the Yi Mt. profile |
LX75反演结果揭示了沂山古新世快速冷却事件。模拟结果显示样品在62.9Ma进入部分退火带并快速冷却，约56Ma(85℃)快速冷却结束，之后样品滞留/缓慢通过部分退火带。LX75揭示沂山古新世快速冷却过程剥蚀了约694m，快速剥露速率为0.101mm/a。LX77和LX81反演模拟结果揭示了沂山早渐新世快速冷却事件。LX77模拟结果显示，岩体自38.5Ma开始进入部分退火带，并在35Ma左右开始快速冷却状态，直至约29Ma(79℃)结束。近6Myr时长累计剥蚀792m，平均冷却速率为4.75℃/Myr，快速剥露速率为0.132mm/a。LX81模拟结果显示样品在37.2Ma进入部分退火带，34~28Ma左右经历了一次快速冷却过程，之后慢速通过部分退火带。LX81样品所记录了早渐新世岩体6Myr剥蚀了约625m，快速剥露速率为0.104mm/a。此时LX75虽然刚刚通过部分退火带，其反演模拟结果仍记录了早渐新世的快速冷却事件，其反演的剥露速率为0.139mm/a。故沂山早渐新世的快速剥露速率为0.104~0.139mm/a。早渐新世的快速冷却事件结束之后，LX75样品已完全通过部分退火带，处于早渐新世古部分退火带之上，LX77刚刚通过部分退火带，紧邻古部分退火带顶部，LX81仍滞留在古部分退火带中，即早渐新世的古部分退火带发生向北，向西的掀斜(图 3b)。这种掀斜活动可能与该区域新生代期间NE向断裂(如上五井断裂)的张扭性活动有关。
此外，3个样品的反演结果揭示中新世(24Ma)以来的沂山也经历了一次快速剥露过程。LX75记录的中新世以来快速冷却过程的起始时间为24Ma，该阶段沂山累积剥蚀了903m，平均剥露速率为0.038mm/a。LX77和LX81所记录的中新世以来的快速冷却过程的起始时间分别为23Ma和16Ma，平均剥蚀速率分别为0.060mm/a和0.082mm/a，剥蚀量分别为1389m和1319m。中新世以来的快速冷却历史较早期的两期隆升过程，虽活动强度明显降低，但主体剥露量几乎是两者总量。从快速剥露事件的起始时间来看，具有自北向南逐渐变新的趋势，推测最新的这次快速剥露过程可能受沂山南侧NW向断裂控制发生向北的掀斜作用。
综合分析3个磷灰石裂变径迹热历史反演结果，沂山新生代以来至少经历古新世(62.9~52Ma)、早渐新世(35~28Ma)以及中新世以来(24Ma)三次较快剥露历史。其中，古新世-早渐新世期间，沂山活动强度较大受NE向断裂控制的发生向北，向西向的掀斜作用；中新世以来活动强度降低可能与晚新生代华北区域整体活动性降低，盆地开始进入坳陷活动阶段有关。
4.2 徂徕山剖面磷灰石裂变径迹测试结果分析沿徂徕垂向剖面，自287m至1027m在早寒武纪花岗岩或闪长岩的结晶基底中采集8块样品(图 5)。样品的测试结果(表 1)显示，除LX94、LX97外，其余样品均通过P(χ2)检测。LX93虽然通过了检测，但其平均径迹长度为11.7μm，标准差2μm，具有混合长度的磷灰石数据特征，可能受早期热事件影响，所测得的年龄为混合年龄，没有具体的地质意义(Gleadow et al., 1986a)。徂徕山剖面中余下的样品，其水平围限径迹平均长度为12.1~12.9μm，标准差1.8~2.2μm，径迹长度分布形态多为较宽的近似单峰或双峰特征，样品接近未扰动基岩，这表明样品经历了较强的退火作用，推测为单调冷却历史。
 | 图 5 徂徕山剖面采样点分布图 Fig. 5 AFT sampling locations along the Culai Mt. profile |
磷灰石裂变径迹年龄与径迹平均长度关系图、年龄与标准差关系图是判断样品冷却历史过程的重要依据(Green，1986; Gallagher et al., 1998)。徂徕山剖面中通过P(χ2)检测的样品的水平围限径迹平均长度及其标准差与年龄呈独特的Boomerang型(Green，1986; 图 6)，徂徕山剖面的径迹平均长度-年龄表现为正“U”型(图 6a)，均方差-年龄图呈现为反“U”型(图 6b)，即较老和较新的样品具有较长径迹长度的样品和较小的均方差，说明徂徕山热历史具有幕式演化特征。年轻样品(如LX96)具有较长的裂变径迹长度(>12.5μm)和较小的均方差(＜2μm)，说明后续渐新世存在一次快速剥蚀事件。较老的样品(如LX101)具有较长的裂变径迹长度(>12.5μm)和较小的均方差(＜2μm)，揭示了早期始新世的存在一次快速剥蚀事件。
 | 图 6 徂徕山剖面灰石裂变径迹水平围限径迹长度-年龄高程图(a)和磷灰石裂变径迹标准差-年龄图(b) Fig. 6 Apatite fission track mean track length vs. ages(a) and apatite fission track track length st and ard deviation vs. ages(b)along the Culai Mt. profile |
对于垂直剖面的磷灰石裂变径迹数据，常采用“年龄-高程”与“径迹长度-高程”模式图综合分析法，来揭示待测山体的冷却-剥露过程及其速率。一般认为年龄-高程与径迹长度-高程曲线的转折点年龄代表快速冷却-剥露事件的起始时间。若样品自完全退火带快速通过部分退火带，曲线斜率代表了山体冷却-剥露的速率，否则代表剥露的古部分退火带(Fitzgerald et al., 1995; Gallagher，1995)。徂徕山剖面样品的径迹长度(11.7~12.9μm)均远小于磷灰石裂变径迹的初始长度16.5μm，故徂徕山样品代表了古部分退火带(Wagner and Van Den Haute，1992)。徂徕山垂向剖面年龄-高程曲线图(图 7a)和径迹长度-高程曲线(图 7b)显示，以35Ma年为界，徂徕山剖面样品径迹长度随高程的增长而增大且裂变径迹年龄-高程曲线在35Ma左右发生转折，指示徂徕山剖面存在两个剥露的古部分退火带(图 7)。35Ma之前，LX100-LX101与LX93-LX99两组数据基本相互平行，年龄均随高程的降低而减小，推测LX99与LX100之间可能存在一条东倾的断层，导致低地形的LX99年龄大于高地形的LX100。
 | 图 7 徂徕山剖面灰石裂变径迹年龄-高程图(a)和磷灰石裂变径迹年龄-水平围限径迹平均长度图(b) Fig. 7 Apatite fission track ages vs. elevation(a) and apatite fission mean track length vs. elevation(b)along the Culai Mt. profile |
徂徕山剖面3个典型代表性样品LX97、LX98、LX99的磷灰石裂变径迹反演模拟结果质量都非常好(图 8)，年龄拟合度超过90%，长度拟合度不小于65%。模拟结果与上述揭示的两个快速剥蚀阶段十分吻合。3个样品在处于部分退火带内时主要经历了晚古新世-始新世快速剥露阶段。样品LX99在61.9Ma进入部分退火带，在56Ma左右开始快速剥蚀，44.3Ma之后进入缓慢冷却状态，在此期间以平均0.048mm/a的速率累积剥蚀625m。反演结果揭示LX99在经历一段缓慢的冷却历史后，于26Ma左右开始加速剥蚀在20Ma左右快速冷却速率增至0.058mm/a，并一直持续至今，剥蚀量为1153m。LX97和LX98所揭示的中新世以来的快速剥露速率基本一致，分别为0.058mm/a和0.066mm/a。两者在古新世末期-始新世的快速剥露速率与LX99基本一致，分别为0.073mm/a和0.058mm/a。
 | 图 8 徂徕山裂变径迹年龄测试结果及径迹长度分布图 Fig. 8 The thermal modeling along the Culai Mt. profile and the distribution of track lengths |
综上所述，中古新世末-始新世的快速剥蚀阶段平均剥露速率逐渐减小，由早至晚速率由0.072mm/a减至0.048mm/a，剥蚀量达458~625m。中新世以来的活动速率较为稳定，一直保持在0.058~0.066mm/a，剥蚀量为1153~1319m(表 2)。新生代以来徂徕山主要经历了古新世末-始新世与中新世以来两个快速冷却阶段。
| 表 2 新生代徂徕山-蒙山-沂山幕式快速剥露速率及剥蚀量 Table 2 An average uplifting rate and denuded thickness of the Cuilai-Meng-Yi Mts. |
本文在蒙山自265m至1136m的垂向剖面上共采集了10个晚太古代片麻状花岗闪长岩样品(图 9)，样品年龄在22~48Ma之间，随高程的增高而增大(图 11a)。该组样品除LX109、LX110、LX112外，大部分样品通过了P(χ2)检测，磷灰石水平围限径迹平均长度介于11.9~13.1μm之间，径迹长度标准偏差介于1.51~2.3μm，具有略宽的负Skewed。这表明样品的磷灰石裂变径迹产生后，基本未经历复杂的热演化史，推断为单一幕式冷却过程。蒙山剖面样品测试年龄代表了蒙山新生代以来的隆升历史。
 | 图 9 蒙山剖面采样点分布 Fig. 9 AFT sampling locations along the Meng Mt. profile |
蒙山垂向剖面中通过P(χ2)检测的样品的水平围限径迹平均长度及其标准差与年龄关系图呈现为独特的Boomerang型(图 10)，说明蒙山热历史也具有幕式演化特征。以LX118为代表较老样品可能受早期古新世快速剥露作用的影响，具有具有较长的裂变径迹长度(>12.5μm)和较小的均方差(＜2μm)；以LX111为代表的年轻样品可能受后续中新世快速剥蚀作用影响，具有较长的裂变径迹长度(>12.5μm)和较小的均方差(＜2μm)。
 | 图 10 蒙山剖面灰石裂变径迹水平围限径迹长度-年龄高程图(a)和磷灰石裂变径迹标准差-年龄图(b) Fig. 10 Apatite fission track mean track length vs. ages(a) and apatite fission track length st and ard deviation vs. ages(b)along the Meng Mt.profile |
蒙山剖面样品的径迹长度(11.9~13.1μm)也都远小于磷灰石裂变径迹的初始长度，故蒙山样品分布可代表了古部分退火带。大致以LX115(34Ma)为界，蒙山垂向剖面年龄-高程曲线图(图 11a)和径迹长度-高程曲线(图 11b)存在两个剥露的古部分退火带。
 | 图 11 蒙山剖面灰石裂变径迹年龄-高程图(a)和磷灰石裂变径迹年龄-水平围限径迹平均长度图(b) Fig. 11 Apatite fission track ages vs. elevation(a) and apatite fission mean track length vs. elevation(b)along the Meng Mt. profile |
蒙山剖面2个代表性样品LX116、LX119的磷灰石裂变径迹反演模拟结果与上述揭示的两个快速剥蚀阶段十分吻合(图 12)。2个样品的测试年龄揭示了岩体处于新生代早期阶段的古退火带中的快速冷却时间。样品LX119的模拟结果显示，岩体在51.7Ma缓慢进入部分退火带，在48Ma左右冷却速率加快至2.33℃/Myr，39Ma之后再次进入缓慢冷却状态，在此期间平均剥露速率为0.065mm/a，累积剥蚀583m。LX116模拟结果所揭示这一阶段的快速剥露速率为0.068mm/a，剥蚀量为555m。两个样品的反演结果还揭示出，岩体在渐新世末期-中新世初以来也处于一个快速冷却的过程中。LX119模拟结果显示，26Ma以来岩体抬升速度较快，平均抬升速率达0.051mm/a，剥蚀量约为1.33km。24Ma以来，LX116所在的岩体被剥蚀了1.15km，平均剥露速率0.056mm/a。
 | 图 12 蒙山裂变径迹年龄测试结果及径迹长度分布图 Fig. 12 Thermal modeling and the distribution of track lengths along the Meng Mt. profile |
综上所述，新生代以来，蒙山始新世经历了(35.8~48Ma)和中新世(24Ma)以来2个快速剥露阶段，也具有幕式热演化的特征。早期始新世期间平均剥露速率0.065~0.068mm/a，剥蚀量500~600m；中新世(26Ma)以来，抬升速率(0.51~0.56mm/a)和剥蚀量(1139~1333m)与徂徕山基本一致。
5 讨论 5.1 鲁西新生代热隆升过程大量磷灰石裂变径迹结果(王先美等， 2007，2008a，b，2010; 时秀朋，2010; 唐智博等，2011; 李理等，2012)显示，以郯庐断裂带为中心，鲁西距今70~60Ma存在一次区域性的快速剥露-隆升事件。该次区域性隆升事件在整个华北地区普遍存在(Grimmer et al., 2002; 吴中海和吴珍汉，2003; 王先美等，2007; Cao et al., 2015)。
本文徂徕山剖面和蒙山剖面的热历史反演结果表明，古近纪期间徂徕山和蒙山的快速剥露时间分别为56~33Ma和48~35.8Ma，比泰山古近纪的快速剥露年龄(65~33Ma; Li et al., 2013)较年轻，即具有自西向东年龄逐渐年轻的趋势；总体来看，鲁西在65~32Ma经历了一次快速剥露-隆升事件，且剥蚀(抬升)量自西向东逐渐增加，本文3条剖面的磷灰石裂变径迹反演模拟结果基本符合这一规律(表 2)。
本文沿蒙山剖面(高程为265~1136m)采集的10个样品的磷灰石裂变径迹测年结果为22~48Ma(表 1)，而唐智博等(2011)在距离蒙山断裂更远的剖面(590~980m)采集的6个样品的磷灰石裂变径迹测年结果集中47~64Ma(图 1)，本文测年结果相对更年轻，即距蒙山断裂越近磷灰石测年结果越年轻，说明距蒙山断裂越近，剥蚀(抬升)量越大。王先美等(2008b)在蒙山断裂下盘采集的3个样品(XZ-4、XZ-3、XX-1)的磷灰石裂变径迹测年结果(76~58Ma)也显示了同样的规律。所有这些说明，晚白垩世末期-渐新世鲁西南山体的剥露-隆升过程主要受NW向断裂控制，期间经历了向北、向东的掀斜抬升过程。本文沂山剖面揭示古新世-渐新世鲁西北山体剥露-隆升主要受NE向断裂控制，产生向北、向西的掀斜抬升作用。 新近纪以来，徂徕山-蒙山-沂山和泰山(Li et al., 2013)热历史反演结果显示，鲁西基本同时段(26~24Ma)开始抬升，剥露-隆升速率基本一致，具有区域性活动特 征。
从剥蚀-隆升速率和剥蚀量(表 2)来看，古近纪期间鲁山剥露-隆升速率普遍比新近纪大，但由于幕式剥露-抬升作用影响，整体剥蚀量不大，剥蚀(抬升)量自西向东逐渐增加。中新世以来隆升速率普遍降低，沂山表现的最为显著，但剥蚀(抬升)量大都超过1000m，这与鲁西隆起周缘盆地新生代砂岩碎屑石榴石的物源示踪结果相一致(石永红等，2009)，故新生代鲁西主体隆升于中新世以来。
5.2 新生代以来郯庐断裂带对鲁西隆升的影响及其深部动力学机制晚侏罗世-早白垩鲁西主要表现为左阶斜列的NW向断陷湖盆(燕守勋，1994)和NNE向的走滑断层(李三忠等，2005)与同期郯庐断裂带的左旋走滑活动(窦立荣等，1996; Xu and Zhu， 1994; 朱光等，2001a; 王勇生等，2005)相吻合，鲁西NW向断裂可能为郯庐断裂带的伴生断裂(Li et al., 2015)。早白垩世晚期-晚白垩世，郯庐断裂带自南向北开始出现大幅度伸展拉张活动(许志琴，1984; Lin et al., 1998; 朱光等， 2001a，2005; Zhang et al., 2003; 王勇生等，2009)，苏鲁段主要为晚白垩世伸展(朱光等，2001b)导致下盘的鲁西除临朐凹 陷外，整体构造抬升，基本缺失白垩系地层，上盘断裂带内形成了“两堑一垒”的构造格局。晚白垩世末期-古近纪初郯庐断裂经历了一次强烈的左行走滑活动(Lu et al., 1983; 万京林和王庆隆，1997; Lin et al., 1998; 韩文功等，2005; 王先美等，2007; Li et al., 2012)，鲁西主要表现为一次区域性的构造抬升事件。王先美等(2010)通过详细分析晚中生代期间沂沭断裂带与鲁西NW向断裂间的几何学、运动学、年代学特征，指出郯庐断裂带与鲁西NW向断裂系是特定构造动力背景下形成的一组共轭断裂系。可见，中生代期间鲁西的构造演化与其东部的郯庐断裂带活动特征具有密切联系。
新生代期间郯庐断裂带具有右旋走滑活动特征基本已得到公认，但其走滑活动的时间及走滑方式仍存在巨大的争论。一种观点认为古近纪郯庐断裂张扭性走滑活动为主，新近纪开始展现出压扭性活动特征(Xu et al., 1987; 朱光等， 2001a，b; 李三忠等，2004; 漆家福等，2008; Zhu et al., 2012)，另一种观点认为郯庐断裂带新生代以来一直表现为压性走滑活动(严俊君和马前贵，1992; 王小凤等，2000; 肖尚斌等，2000)。
李理等(2012)沿鲁西NW向断裂自东向西采集的3个样品(ZPW-4、ZY-4、KJZ-1；图 1)的磷灰石裂变径迹测年结果(43±3Ma、39±2Ma、35±2Ma；图 1)自东向西逐渐年轻，显示古近纪鲁西NW向断裂具有自东向西拓展的趋势，因此，古近纪控制鲁西山体隆升的NW向断裂可能为东部的郯庐断裂带的伴生断层；本文鲁西磷灰石裂变径迹反演模拟结果揭示，古近纪期间鲁西南山体剥蚀(抬升)量整体上也表现为自西向东逐渐增加，即靠近郯庐断裂带古近纪剥露-抬升量越大，而远离郯庐断裂断裂带山体剥露-抬升量较小，指示郯庐断裂带在古新世-早渐新世具有伸展活动特征，是鲁西古新世-早渐新世剥露-隆升的强活动带，从宏观上控制着鲁西山体该期的剥露-隆升作用。
从深部构造背景来看，古近纪太平洋板块沿NNW向高角度俯冲于欧亚板块之下，俯冲板片回卷导致地幔楔内发生垂向对流，同时印度板块与欧亚板块进入陆-陆碰撞阶段，导致中国东部处于NW-SE向伸展环境，NNE向郯庐断裂带发生右旋张扭活动，导致中国东部发生伸展裂陷，鲁西在NW或NE向断裂控制下盆地伸展断陷，形成莱芜-蒙阴-平邑 NW向盆地群，泰山(沂山)-徂徕山-蒙山发生差异性快速剥露-隆升。中新世，印度-欧亚俯冲碰撞速率进一步减小，进入后碰撞伸展阶段(Hou and Cook， 2009)青藏地区大量的地幔向中国东部侧向流动(Mo et al., 2006; 许志琴，2007)，在中国东部地区沿深大破裂带深部软流圈上涌(Liu et al., 2004)，郯庐断裂带活动速率明显降低，主要发育大规模的新近纪幔源玄武岩(牛漫兰等，2005)，渤海湾盆地进入伸展拗陷盆地演化阶段，鲁西进入区域伸展隆升阶段(李三忠等，2004)。
6 结论通过以上研究，本文得出以下几点新认识：
(1)沂山剖面热反演结果显示沂山经历了古新世(62.9~56Ma)、早渐新世(35~28Ma)和中新世(24Ma)以来三期快速剥露历史；徂徕山剖面的反演结果表明徂徕山经历了古新世末期-始新世(56~33Ma)和中新世(24Ma)以来两期快速冷却阶段；蒙山剖面热反演揭示出了始新世-早渐新世(48~35.5Ma)和中新世(26Ma)以来两期快速冷却阶段。
(2)3条剖面的热反演结果显示，古近纪期间鲁山剥露-隆升速率较大，但由于幕式剥露-抬升作用，整体剥蚀量不大，一般在450~650m之间，且剥蚀(抬升)量自西向东逐渐增加。新近纪以来虽然隆升速率显著降低，一般在0.5~0.7mm/a，但剥蚀量大都超过1000m，故鲁西主体隆升于新近纪以来。
(3)鲁西磷灰石裂变径迹空间分布特征显示，古近纪鲁西剥露-隆升宏观上受郯庐断裂带张性右旋走滑活动影响，表现为幕式快速差异性剥露-隆升，其中鲁西南受NW向断层控制形成向北向东的掀斜抬升作用，具有西早东晚的特征；鲁西北受NE向断裂控制，形成向北向西的掀斜抬升作用。新近纪以来，鲁西剥露-抬升速率减小，进入匀速区域性剥露-隆升阶段。
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