台湾中央山脉东部变质作用及热演化：玉里缝合带的俯冲折返作用*

张艺琼 何登发 Kamil Ustaszewski 赵 伦 计智锋 王 震

（1.中国石油勘探开发研究院 北京 100083；
2.德国耶拿大学 德国耶拿 07749；
3.中国地质大学（北京）能源学院 北京 100083）

俯冲作用形成的缝合带（Suture Zones）是碰撞造山带运动的典型特征，是板块会聚边界地球动力学重构的重要研究对象。造山带的形成可能是洋盆多期多阶段打开和闭合的结果，如喜马拉雅造山带（O"Brien，2019）、中亚造山带（Şengör and Natal"in，1996）、阿尔卑斯造山带（Froitzheim et al.，2003）等。通常，造山带的结构和构造特征是非常复杂的（Krohe，1996）。初始形成的缝合带和之后的碰撞作用可能会发生块体之间的旋转作用，从而形成大规模的韧性走滑运动，而在这期间高/超高压变质岩经历了俯冲和折返作用，发生了变质相的重新平衡。其中，蓝片岩相或蛇绿岩套是追溯残存的缝合带和重建造山过程中古地理变化的最佳标志（Faryad and Kachlík，2013）。

玉里变质带作为缝合带是揭示台湾造山作用的关键地区（Yui et al.，2012）。近年来，台湾脊梁山脉构造单元（Backbone Slates）的初来组地层是否属于大南澳混杂岩构造单元（Tananao Complex）的玉里带仍然存在争议。玉里带与初来组板岩（图1）的分界线处显示为强烈的变形，根据两个单元明显的岩性差异和变质程度不同，该分界线被解释为不整合（Stanley et al.，1981；
Ho，1986）。然而，根据玉里带变质沉积岩和初来组北部（早于中新世）的碎屑锆石年龄（11.2±0.2 Ma；
Mesalles et al.，2020），一些学者重新定义了寿丰断裂的走向，并将初来组重新解释为玉里带的一部分（Chen et al.，2017，2019；
Conand et al.，2020；
Zhang et al.，2020；
图1），这与此前的解释方案存在差异。

图1 台湾岛次级构造单元划分图（a）和台湾岛RSCM 温度分布图（b）Fig.1 Tectonic map of Taiwan Island（a）and map of peak temperatures in eastern Taiwan Island（b）obtained from RSCM

碳质物质的拉曼光谱地温计（Raman Spectroscopy of Carbonaceous Material，以下简称RSCM）作为能够定量表征变质沉积岩峰值温度的方法，目前被普遍应用于阿尔卑斯山脉、青藏高原山脉等地区（Wopenka and Pasteris，1993；
Yui et al.，1996；
Beyssac et al.， 2002；

Lahfid et al.， 2010；

Henry et al.， 2019）研 究 。

Beyssac et al.（2007）利 用RSCM 方法首次对台湾地区进行了初步研究，研究揭示了台湾的脊梁山脉板岩到大南澳混杂岩的变质地温梯度（图1b）。该研究促进了RSCM 作为地温计在台湾地区更广泛地应用（Chim et al.，2018；
Chen et al.，2019；
Conand et al.，2020）。但是，过去的大多数样品都集中在岛屿的中部，很少有东部的分析数据（图1b）。Kouketsu et al.（2019）在玉里带采集了3 个样品，通过RSCM 分析得到的温度不仅与变质峰值温度有关，还与变质前的热历史和变质持续增温的时间有关。已发表的初来组的两个RSCM 样品位于拉库拉库溪和新武吕溪地区（约370 ℃；
Beyssac et al.，2007；
Chim et al.，2018；
图1b）。初来组的峰值变质温度远低于邻近的玉里带（玉里带约为450 ℃～500 ℃；
图1b），显示了这两个单元之间的明显温度差异，这很可能是断层造成的。然而以上这些结果和结论需要用更多的样本进行验证。

本文的研究目的是利用最新的玉里带和初来组样品和RSCM 分析数据，结合对台湾玉里带及其邻近单元构造变形的解释，探讨台湾玉里带变质作用的热演化史，同时也探讨新资料对台湾弧陆碰撞模式存在的潜在影响。

约6～4 Ma 以来，欧亚被动大陆边缘与上覆的菲律宾大洋板块的吕宋岛弧发生碰撞，形成台湾中央山脉（Chang and Chi，1983；
Suppe，1984）。台湾造山带由5 个大致南北走向的主要形态构造单元组成（图1a）。花东纵谷断层（F4）的西侧为欧亚板块衍生的次级构造沉积单元，东侧为菲律宾大洋板块的海岸山脉次级构造沉积单元。脊梁山脉次级构造沉积单元由新生代的变质沉积盖层组成，整体不整合地覆盖在中生代变质基底（大南澳混杂岩次级构造沉积单元中的太鲁阁带）之上（图1a）。脊梁山脉出露地层主要为始新世（至中新世）葡萄石—绿纤石相至绿片岩相的碧绿山组千枚岩（对应台湾中部的黑岩山组、大禹岭组地层），脊梁山脉西部发育中新世葡萄石—绿纤石相庐山组板岩，东部在台湾南横断公路以南清水溪一带发育始新世初来组绿片岩相片岩（图2，图3）（Zhou and Lin，1974；
Stanley et al，1981；
Ho，1986）。

大南澳混杂岩次级构造沉积单元是台湾中央山脉东侧的狭窄条带单元（图1a），具有多期变质和多期变形的特征（Ernst and Jahn，1987）。传统的分类方法将大南澳混杂岩划分为西部的前新生代太鲁阁带和东部的白垩纪—中新世的玉里带（Ho，1986；
Chen et al.，2017），二者被寿丰断裂分隔（F3；
Yen，1963；
图1），寿丰断裂可能是一个巨型逆冲断层（Zhang et al.，2020）。太鲁阁带由二叠系九曲大理岩和中生界谷园组绿片岩组成（Liou，1981；
图2）。玉里带中含有岩性不均一的蓝片岩相变质岩块体，这些岩石被称为高压混杂岩或外来块体（Liou et al.，1975），块体周围被强烈变形的低变质绿片岩所包围（图1b）。玉里带中3个较大的高压块体位于万荣、瑞穗和清水溪地区（图1b，图2）（Yen，1963；
Liou et al.，1975）。近年来对其变质岩温度—压力研究和构造分析研究指出（Yang and Wang，1985；
Tsai et al.，2013；
Sandmann et al.，2015；
Conand et al.，2020），在第一次变形期D1 中，外来的高压蓝片岩推覆体（～550 ℃，10～12 kbar）沿着逆冲断层覆在低变质绿片岩单元之上（Zhang et al.，2020）。

图2 台湾拉库拉库溪及清水溪地区地质图及地质剖面（A-B、C-D）Fig.2 Geological map and cross sections（A-B and C-D）in the Lakulaku Hsi and Chinsui Hsi areas

本文在台湾已发表RSCM 数据的基础上做了补充，填补了RSCM 数据在台湾东部的空白。公开的RSCM 数据采样地点分别来自两条中部和南部横贯公路两侧的露头（Beyssac et al.，2007）、台湾南部（Conand et al.，2020）、台湾北部（Chen et al.，2019）、海岸山脉（Chim et al.，2018）和玉里带（Syu，2009；
Kouketsu et al.，2019）。由于 RSCM的计算公式温度的限制，区域变质温度达到330 ℃以上使用Beyssac et al（.2002）的方程式计算，较低的区域变质温度（200 ℃ ＜T＜330 ℃）的样品使用Lahfid et al（.2010）的方程式计算（图1b）。Chim et al（.2018）的数据没有明确的坐标值，在图1b 中被标记为所在地区RSCM 温度的算术平均值。本文选取了台湾东部玉里带和初来组的16 个黑色中—薄层片岩/千枚岩样本（图1b，图3，表1）。在每个采样点都进行了详细的构造解析，尽可能通过面理上的拉伸线理方向和相关的矿物形变来表征其韧性变形特征（图3）。

图3 台湾玉里带及周边地区样品的代表性显微特征照片（每组样品图片左侧为单偏光，右侧为正交光）Fig.3 Representative microscopic features of black schists（Images on the left are in plane-polarized light，and on the right are in cross-polarized light）

本文采用RSCM 方法定量分析变质沉积物中碳质物质的热蚀变程度，从而计算出变质峰值温度。RSCM 分析使用仪器为德国耶拿大学焦距为800 mm 的Horiba LabRam HR Evolution 和532 nm 的光谱物理氩激光器。标准岩石薄片用刚玉抛光，薄片厚度约为30 μm。利用安装在拉曼光谱仪上的Olympus 显微镜对碳质物质的激光打点进行逐一分析，每个薄片样品采集碳质物质为31～107 个（平均每个薄片采集66.4 个点）（表1）。拉曼光谱在1 100～1 800 cm-1的范围内使用LabSpec 光谱软件进行基线校正，分解为G 波段（1 580 cm-1）、D1 波段（1 350 cm-1）和 D2 波段（1 620 cm-1）。研究使用参数R2 来评估碳质物质的结晶度，R2 的值为D1 波段与（G + D1+ D2）波段的面积比值（R2= D1/（G + D1+D2））。根据Beyssac et al.（2002）的校准，在330 ℃至640 ℃范围内，R2 的值与峰值变质温度（T）呈线性相关，其中给出的温度的标准误差为1σ。部分岩石碳质物质的代表性拉曼光谱见图4。虽然使用了相同的校准方法，不同作者获得的RSCM 数据可能会由于不同的分析设置和数据处理的差异而显示出轻微的差异。

图4 部分采集样品RSCM 实验的典型光谱特征Fig.4 Representative Raman spectra of the carbonaceous materials in partial samples

表1 本文样品的RSCM 计算结果Table 1 RSCM data of the sixteen samples with point measurements

RSCM 峰值变质温度的分布基本沿着台湾岛中央山脉呈NNE 走向（图7）。与台湾岛其他主要形态构造单元的RSCM 温度相比（图1b），大南澳混杂岩的温度较高，约为350 ℃～550 ℃。大南澳混杂岩西部的太鲁阁带平均峰值变质温度为450 ℃，其北部出露大量花岗岩片麻岩侵入体（Yui et al.，2009），温度可达500 ℃以上，在太鲁阁带，中部南横贯公路沿线的变质温度峰值普遍呈现出向东升温的趋势（图1b，图5）。因此，太鲁阁带可以被解释为造山作用产生的增生楔向东推覆形成的反冲构造，这由露头上新发育的倾向西的叶理（S3）叠印了早期的倾向东的叶理（S2）所证明（图5～图6）。大南澳混杂岩东部的玉里带变质峰值温度一般在400 ℃～550 ℃之间，高于相邻的次级构造单元。由于高压块体与片岩围岩经历了多期强烈的构造变形，玉里带的变质峰值温度在地图上的呈现的规律较为复杂（图2）。在临近3 个较大的高压变质外来岩体的地方（万荣、瑞穗、清水溪地区），玉里带的峰值变质温度超过500 ℃（图1b，图2）。本次研究将变质峰值温度与构造现象向结合，较高的温度可能指示了背形构造，而较低的温度可能指示了向形构造，这与在玉里带大部分NW 向的叶理构造一致（图2，图5）。在玉里带，倾向NW 的叶理（S3）覆盖并褶皱早期的叶理面（S2）（图2，图6a、图6c），在露头上，石英云母片岩发生简单剪切形变，运动学指示为顶部向SE 和S 剪切作用（图7e、图7f），被认为在D3 时期玉里带发生了向东向的反冲和褶皱运动。寿丰断裂是玉里带和太鲁阁带的分界线，两侧的变质峰值温度有所变化，在沿寿丰溪和新武吕溪变质峰值温度是渐变的（图1b，图5），这与野外岩性和构造组构的渐变相吻合，在玉里带和太鲁阁带中，叶理的倾向主要为W 和NW 向，在整个寿丰断裂带处基本保持不变（图2，图5）。因此，玉里带和太鲁阁带在寿丰断裂上的产状并置可能形成于早期的台湾W 向逆冲推覆运动（D2），之后才发生了向东反冲作用（D3）。

图5 台湾新武吕溪地区地质图及地质剖面（E-F）Fig.5 Geological map and the cross-section E-F of the Xinwuliu Hsi area

图6 台湾脊梁山脉中初来组及碧绿山组地层野外露头特征及构造解析（露头位置位置见图2，图5）Fig.6 Outcrops and equal area，lower hemisphere（“Schmidt net”）projections of Chulai and Pilushan formations within the backbone slates considered representative for map-scale structures（outcrops location in Fig.2，Fig.5）

图7 台湾拉库拉库溪附近初来组及玉里带地层野外露头特征及韧性剪切变形构造（露头的位置见图2）Fig.7 Field photos of the Chulai Formation and the Yuli Belt in the Lakulaku area，showing example of ductile shear zone

与玉里带相比，西边的碧绿山组和东边的初来组低级变质板岩显示出的RSCM 温度要低得多，在295 ℃～372 ℃之间（图1b，图2，图5）。初来组与邻近的玉里带的RSCM 温度存在显著差异，但与碧绿山组呈现相似的特征：1）初来组的平均变质峰值温度约为360 ℃，而碧绿山组的平均温度范围为330 ℃～450 ℃，初来组温度位于碧绿山组的低温区间内。2）通过野外露头的观察，初来组和碧绿山组普遍发育倾向NE 和N 的灰色富石英千枚岩和板岩（图2，图5，图7 中S2 叶理）。因此，本文认为，可以将初来组和碧绿山组视为一套地层（图3）。3）初来组与玉里带变质峰值温差约为100 ℃（图1b，图2，图5E-F 剖面），说明这两个单元的接触面很可能为断层，本次制图将其命名为“清水断层”（F2；
图1，图2，图5）。玉里带片岩在俯冲带的较深层处经历了绿片岩—角闪岩相的变质作用，预计温度要高于较浅层的初来组。根据地表构造资料和RSCM数据资料，本文将整个玉里带解释为D2 期沿清水断层逆冲置于低变质初来组之上的推覆体。野外清水断层韧性剪切带附近的岩层褶皱形变强烈，无法观测到主干断裂，整体片岩和板岩的产状和变质程度呈渐变（图6a、图6b，图7a～图7d）。清水断层的剪切方向为向SE，表现为顶部指向SE 的剪切的变形构造（D3）（图7），在运动学上与寿丰断层相似，表明在D2 变形后，玉里带和初来组可能经历了相同的变形历史。

玉里带作为台湾造山带的重要部分，复原其构造演化和构造古地理是了解台湾的俯冲作用和正在进行的弧陆碰撞作用的关键。变质作用与俯冲折返的关系（Sandmann et al.，2015）、RSCM 数据（本次研究；
图8）及构造结构分析（Zhang et al.，2020）表明，台湾中央山脉东部发生了4 个连续的构造热演化阶段，以下称为D1、D2、D3 和D4。本文利用简单的运动学模型来解释台湾东部中央山脉在俯冲折返过程中温度变化与侵蚀作用之间的关系（图9，图10）。

4.1 D1 演化阶段：高压变质外来岩体的折返阶段

玉里带的高压蓝片岩相变质岩体的岩浆岩原岩年龄为中新世（据3 个样品的加权平均值15.6±0.3 Ma；
Chen et al.，2017），其时间与南海大洋中脊停止扩张的时间相对应（约15.5 Ma；
Taylor and Hayes，1983；
Sibuet et al.，2002），此时南海板片开始向菲律宾大洋板块的下方俯冲（Huang et al.，2006），因此，该高压蓝片岩相变质岩体的结晶年龄可能为台湾开始造山作用的最可靠且最大的年龄。高压蓝片岩相变质岩块体俯冲达到峰值的温压条件后（Beyssac et al.，2008；
Tsai et al.，2013），在玉里带沿着早期的推覆断层置于低变质沉积岩单元之上（F1 推覆断层；
Zhang et al.，2020；
图9，图10）。高压外来岩体周围的变质沉积岩中的RSCM 温度较高（图8），这可能与两者之间的变质交代作用有关，也可能是高压外来岩体沿F1 推覆断层从变质岩角闪岩相到绿片岩相发生了退变质作用。这两种可能性都表明，玉里带在D1 演化之后的变质历史与高压蓝片岩相变质岩块体相似。

图8 台湾岛中央山脉东部的RSCM 变质峰值温度等值线Fig.8 RSCM temperature contours in the eastern Taiwan Central Range

图9 台湾玉里带岩石圈尺度的运动学模型（据Zhang et al.，2020 修改）Fig.9 Lithosphere-scale kinematic model to explain the origin of the Yuli belt of Taiwan（modified after Zhang et al.，2020）.

4.2 D2演化阶段：向西的褶皱冲断阶段

近年来的碎屑锆石U-Pb定年结果显示，玉里带变质沉积单元与初来组具有相同的大陆亲缘碎屑锆石年龄（约11 Ma；
Chen et al.，2017；
Mesalles et al.，2020）。然而，玉里带与初来组之间不同的岩性特征和不同的变质峰值温度与以上的解释相矛盾（图1b，图6）。本文将初来组和碧绿山组统一划分为始新统至上中新统地层。在台湾造山作用之前，欧亚被动陆缘表现为裂谷作用相关的半地堑结构，在外陆架沉积了来自大陆的始新统—中新统的碎屑沉积物，沉积厚度超过6 km（Yu et al.，2013），这可能为始新统至上中新统的初来组和碧绿山组未变质的地层（图9）。RSCM温度、岩性和构造组构在寿丰断层附近是基本一致的（图1b，图6；
Zhang et al.，2020）。这表明玉里带与太鲁阁带（不整合地覆于碧绿山组）并置于寿丰断裂的两侧，形成于早期向西的逆冲传播作用（D2期；
图5，图10），包含D1期高压变质外来岩体的玉里带在D2期的影响下，整体沿清水断裂（F2）逆冲推覆在碧绿山/初来组顶部。

图10 台湾中央山脉东侧的简易运动学概念模型（据Zhang et al.，2020修改）Fig.10 Conceptual kinematic model to explain the Yuli belt exhumation and structural position（modified after Zhang et al.，2020）

4.3 D3演化阶段：向东的反冲作用阶段

玉里带在寿丰断裂（F3）的下盘表现为顶部向SE剪切的大型向形构造，向西在寿丰断裂（F3）的上盘与太鲁阁带接触（图7）。在D3向东的反冲作用阶段，玉里带的向形构造中能够保存少量的高压变质岩块体（如剖面C-D；
图2）。值得注意的是，清水断裂（F2）两侧的岩性单元在野外不易区分，仅在玉里带的新武吕溪地区报道过（Stanley et al.，1981），这很可能说明由于沉积和构造发生反转叠加作用，在本质上初来组与玉里带在D2期之后经历了相同的变形历史（D3—D4期）（Ho，1986）。因此，也再次证明了在D3反冲作用和向东的褶皱逆冲作用发生之前，较高变质程度的玉里带沉积岩以推覆体的形式置于较低变质的初来组沉积岩之上是必须存在的演化过程（图9，图10）。未来的研究可以集中于沿清水断裂附近寻找与断层韧性剪切相关的运动学证据，以测试本文模型的正确性。

4.4 D4演化阶段：侵蚀及调整作用阶段

RSCM等高线（图8）与大陆边缘和菲律宾大洋板块的吕宋岛弧的碰撞缝合带是近平行的，都表现为沿着NNE向展布。台湾磷灰石、锆石裂变径迹年龄（Fuller et al.，2006；
Resentini et al.，2020）和天然集水流域的研究（Dadson et al.，2003）表明，侵蚀速率在脊梁山脉的南部增加明显（图6），表现为台湾造山在南北向存在晚期的调整作用。由于侵蚀作用，使得太鲁阁带与玉里带沿着寿丰断裂（F3）表现为断层接触的现象（图5剖面E-F，图10）。花东纵谷断层（F4）可能是早期构造与晚期侵蚀叠加的结果。

为了解决台湾中央山脉东侧初来组地层是否属于玉里带，本文对台湾玉里带及其周缘地区的构造演化重新研究，针对中央山脉东部玉里带和初来组地层分别采样，利用碳质物质拉曼光谱温度计（RSCM）计算出变质片岩峰值变质温度的均值。实验分析与已发表的数据相结合，指示玉里带的峰值变质温度范围在400℃～550℃之间，比台湾地区的其它次级构造单元温度高；
玉里带内，峰值变质温度高于500℃的地区毗邻玉里带的3个最大的高压变质火成岩块体，说明高压变质块体可能存在与围岩之间的交代变质作用；
初来组地层的峰值变质温度约为360℃，与玉里带的温差达100℃以上，说明初来组地层与玉里带是两个不同的次级单元，在中央山脉东南缘二者之间很可能是断层接触，在台湾造山带向东的反冲褶皱逆冲带变形之后，这两个单元可能经历了相同的形变历史。本次更新的峰值变质温度集合了台湾地区的所有已发表的RSCM数据，显示出横跨台湾东部中央山脉热演化的系统性空间展布，整体经历了4个演化阶段：D1高压变质外来岩体的折返阶段；
D2向西的褶皱冲断阶段；
D3向东的反冲作用阶段；
D4侵蚀及调整作用阶段。因此，玉里带与初来组的接触很有可能是断层接触（F2；
清水断层），表明玉里带处于台湾中央山脉D3期反冲阶段形成的向形构造位置。

致 谢特别感谢德国耶拿大学Sami Nabhan、Georg Löwe、Frank Linde和Sandra Urban、德国波恩大学的Nikolaus Froitzheim教授、台湾东华大学的Chin-Ho Tsai教授及其团队在野外、制样、实验方法等方面给予的极大帮助。