張藝瓊 何登發(fā) Kamil Ustaszewski 趙 倫 計智鋒 王 震

（1.中國石油勘探開發(fā)研究院 北京 100083；2.德國耶拿大學(xué) 德國耶拿 07749；3.中國地質(zhì)大學(xué)（北京）能源學(xué)院 北京 100083）

俯沖作用形成的縫合帶（Suture Zones）是碰撞造山帶運動的典型特征，是板塊會聚邊界地球動力學(xué)重構(gòu)的重要研究對象。造山帶的形成可能是洋盆多期多階段打開和閉合的結(jié)果，如喜馬拉雅造山帶（O'Brien，2019）、中亞造山帶（?eng?r and Natal'in，1996）、阿爾卑斯造山帶（Froitzheim et al.，2003）等。通常，造山帶的結(jié)構(gòu)和構(gòu)造特征是非常復(fù)雜的（Krohe，1996）。初始形成的縫合帶和之后的碰撞作用可能會發(fā)生塊體之間的旋轉(zhuǎn)作用，從而形成大規(guī)模的韌性走滑運動，而在這期間高/超高壓變質(zhì)巖經(jīng)歷了俯沖和折返作用，發(fā)生了變質(zhì)相的重新平衡。其中，藍(lán)片巖相或蛇綠巖套是追溯殘存的縫合帶和重建造山過程中古地理變化的最佳標(biāo)志（Faryad and Kachlík，2013）。

玉里變質(zhì)帶作為縫合帶是揭示臺灣造山作用的關(guān)鍵地區(qū)（Yui et al.，2012）。近年來，臺灣脊梁山脈構(gòu)造單元（Backbone Slates）的初來組地層是否屬于大南澳混雜巖構(gòu)造單元（Tananao Complex）的玉里帶仍然存在爭議。玉里帶與初來組板巖（圖1）的分界線處顯示為強烈的變形，根據(jù)兩個單元明顯的巖性差異和變質(zhì)程度不同，該分界線被解釋為不整合（Stanley et al.，1981；Ho，1986）。然而，根據(jù)玉里帶變質(zhì)沉積巖和初來組北部（早于中新世）的碎屑鋯石年齡（11.2±0.2 Ma；Mesalles et al.，2020），一些學(xué)者重新定義了壽豐斷裂的走向，并將初來組重新解釋為玉里帶的一部分（Chen et al.，2017，2019；Conand et al.，2020；Zhang et al.，2020；圖1），這與此前的解釋方案存在差異。

圖1 臺灣島次級構(gòu)造單元劃分圖（a）和臺灣島RSCM 溫度分布圖（b）Fig.1 Tectonic map of Taiwan Island（a）and map of peak temperatures in eastern Taiwan Island（b）obtained from RSCM

碳質(zhì)物質(zhì)的拉曼光譜地溫計（Raman Spectroscopy of Carbonaceous Material，以下簡稱RSCM）作為能夠定量表征變質(zhì)沉積巖峰值溫度的方法，目前被普遍應(yīng)用于阿爾卑斯山脈、青藏高原山脈等地區(qū)（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 方法首次對臺灣地區(qū)進(jìn)行了初步研究，研究揭示了臺灣的脊梁山脈板巖到大南澳混雜巖的變質(zhì)地溫梯度（圖1b）。該研究促進(jìn)了RSCM 作為地溫計在臺灣地區(qū)更廣泛地應(yīng)用（Chim et al.，2018；Chen et al.，2019；Conand et al.，2020）。但是，過去的大多數(shù)樣品都集中在島嶼的中部，很少有東部的分析數(shù)據(jù)（圖1b）。Kouketsu et al.（2019）在玉里帶采集了3 個樣品，通過RSCM 分析得到的溫度不僅與變質(zhì)峰值溫度有關(guān)，還與變質(zhì)前的熱歷史和變質(zhì)持續(xù)增溫的時間有關(guān)。已發(fā)表的初來組的兩個RSCM 樣品位于拉庫拉庫溪和新武呂溪地區(qū)（約370 ℃；Beyssac et al.，2007；Chim et al.，2018；圖1b）。初來組的峰值變質(zhì)溫度遠(yuǎn)低于鄰近的玉里帶（玉里帶約為450 ℃～500 ℃；圖1b），顯示了這兩個單元之間的明顯溫度差異，這很可能是斷層造成的。然而以上這些結(jié)果和結(jié)論需要用更多的樣本進(jìn)行驗證。

本文的研究目的是利用最新的玉里帶和初來組樣品和RSCM 分析數(shù)據(jù)，結(jié)合對臺灣玉里帶及其鄰近單元構(gòu)造變形的解釋，探討臺灣玉里帶變質(zhì)作用的熱演化史，同時也探討新資料對臺灣弧陸碰撞模式存在的潛在影響。

1 地質(zhì)背景

約6～4 Ma 以來，歐亞被動大陸邊緣與上覆的菲律賓大洋板塊的呂宋島弧發(fā)生碰撞，形成臺灣中央山脈（Chang and Chi，1983；Suppe，1984）。臺灣造山帶由5 個大致南北走向的主要形態(tài)構(gòu)造單元組成（圖1a）?；|縱谷斷層（F4）的西側(cè)為歐亞板塊衍生的次級構(gòu)造沉積單元，東側(cè)為菲律賓大洋板塊的海岸山脈次級構(gòu)造沉積單元。脊梁山脈次級構(gòu)造沉積單元由新生代的變質(zhì)沉積蓋層組成，整體不整合地覆蓋在中生代變質(zhì)基底（大南澳混雜巖次級構(gòu)造沉積單元中的太魯閣帶）之上（圖1a）。脊梁山脈出露地層主要為始新世（至中新世）葡萄石—綠纖石相至綠片巖相的碧綠山組千枚巖（對應(yīng)臺灣中部的黑巖山組、大禹嶺組地層），脊梁山脈西部發(fā)育中新世葡萄石—綠纖石相廬山組板巖，東部在臺灣南橫斷公路以南清水溪一帶發(fā)育始新世初來組綠片巖相片巖（圖2，圖3）（Zhou and Lin，1974；Stanley et al，1981；Ho，1986）。

大南澳混雜巖次級構(gòu)造沉積單元是臺灣中央山脈東側(cè)的狹窄條帶單元（圖1a），具有多期變質(zhì)和多期變形的特征（Ernst and Jahn，1987）。傳統(tǒng)的分類方法將大南澳混雜巖劃分為西部的前新生代太魯閣帶和東部的白堊紀(jì)—中新世的玉里帶（Ho，1986；Chen et al.，2017），二者被壽豐斷裂分隔（F3；Yen，1963；圖1），壽豐斷裂可能是一個巨型逆沖斷層（Zhang et al.，2020）。太魯閣帶由二疊系九曲大理巖和中生界谷園組綠片巖組成（Liou，1981；圖2）。玉里帶中含有巖性不均一的藍(lán)片巖相變質(zhì)巖塊體，這些巖石被稱為高壓混雜巖或外來塊體（Liou et al.，1975），塊體周圍被強烈變形的低變質(zhì)綠片巖所包圍（圖1b）。玉里帶中3個較大的高壓塊體位于萬榮、瑞穗和清水溪地區(qū)（圖1b，圖2）（Yen，1963；Liou et al.，1975）。近年來對其變質(zhì)巖溫度—壓力研究和構(gòu)造分析研究指出（Yang and Wang，1985；Tsai et al.，2013；Sandmann et al.，2015；Conand et al.，2020），在第一次變形期D1 中，外來的高壓藍(lán)片巖推覆體（～550 ℃，10～12 kbar）沿著逆沖斷層覆在低變質(zhì)綠片巖單元之上（Zhang et al.，2020）。

圖2 臺灣拉庫拉庫溪及清水溪地區(qū)地質(zhì)圖及地質(zhì)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

2 樣品采集及分析處理

本文在臺灣已發(fā)表RSCM 數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上做了補充，填補了RSCM 數(shù)據(jù)在臺灣東部的空白。公開的RSCM 數(shù)據(jù)采樣地點分別來自兩條中部和南部橫貫公路兩側(cè)的露頭（Beyssac et al.，2007）、臺灣南部（Conand et al.，2020）、臺灣北部（Chen et al.，2019）、海岸山脈（Chim et al.，2018）和玉里帶（Syu，2009；Kouketsu et al.，2019）。由于 RSCM的計算公式溫度的限制，區(qū)域變質(zhì)溫度達(dá)到330 ℃以上使用Beyssac et al（.2002）的方程式計算，較低的區(qū)域變質(zhì)溫度（200 ℃ ＜T＜330 ℃）的樣品使用Lahfid et al（.2010）的方程式計算（圖1b）。Chim et al（.2018）的數(shù)據(jù)沒有明確的坐標(biāo)值，在圖1b 中被標(biāo)記為所在地區(qū)RSCM 溫度的算術(shù)平均值。本文選取了臺灣東部玉里帶和初來組的16 個黑色中—薄層片巖/千枚巖樣本（圖1b，圖3，表1）。在每個采樣點都進(jìn)行了詳細(xì)的構(gòu)造解析，盡可能通過面理上的拉伸線理方向和相關(guān)的礦物形變來表征其韌性變形特征（圖3）。

圖3 臺灣玉里帶及周邊地區(qū)樣品的代表性顯微特征照片（每組樣品圖片左側(cè)為單偏光，右側(cè)為正交光）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 方法定量分析變質(zhì)沉積物中碳質(zhì)物質(zhì)的熱蝕變程度，從而計算出變質(zhì)峰值溫度。RSCM 分析使用儀器為德國耶拿大學(xué)焦距為800 mm 的Horiba LabRam HR Evolution 和532 nm 的光譜物理氬激光器。標(biāo)準(zhǔn)巖石薄片用剛玉拋光，薄片厚度約為30 μm。利用安裝在拉曼光譜儀上的Olympus 顯微鏡對碳質(zhì)物質(zhì)的激光打點進(jìn)行逐一分析，每個薄片樣品采集碳質(zhì)物質(zhì)為31～107 個（平均每個薄片采集66.4 個點）（表1）。拉曼光譜在1 100～1 800 cm-1的范圍內(nèi)使用LabSpec 光譜軟件進(jìn)行基線校正，分解為G 波段（1 580 cm-1）、D1 波段（1 350 cm-1）和 D2 波段（1 620 cm-1）。研究使用參數(shù)R2 來評估碳質(zhì)物質(zhì)的結(jié)晶度，R2 的值為D1 波段與（G + D1+ D2）波段的面積比值（R2= D1/（G + D1+D2））。根據(jù)Beyssac et al.（2002）的校準(zhǔn)，在330 ℃至640 ℃范圍內(nèi)，R2 的值與峰值變質(zhì)溫度（T）呈線性相關(guān)，其中給出的溫度的標(biāo)準(zhǔn)誤差為1σ。部分巖石碳質(zhì)物質(zhì)的代表性拉曼光譜見圖4。雖然使用了相同的校準(zhǔn)方法，不同作者獲得的RSCM 數(shù)據(jù)可能會由于不同的分析設(shè)置和數(shù)據(jù)處理的差異而顯示出輕微的差異。

圖4 部分采集樣品RSCM 實驗的典型光譜特征Fig.4 Representative Raman spectra of the carbonaceous materials in partial samples

表1 本文樣品的RSCM 計算結(jié)果Table 1 RSCM data of the sixteen samples with point measurements

3 RSCM 分析結(jié)果

RSCM 峰值變質(zhì)溫度的分布基本沿著臺灣島中央山脈呈NNE 走向（圖7）。與臺灣島其他主要形態(tài)構(gòu)造單元的RSCM 溫度相比（圖1b），大南澳混雜巖的溫度較高，約為350 ℃～550 ℃。大南澳混雜巖西部的太魯閣帶平均峰值變質(zhì)溫度為450 ℃，其北部出露大量花崗巖片麻巖侵入體（Yui et al.，2009），溫度可達(dá)500 ℃以上，在太魯閣帶，中部南橫貫公路沿線的變質(zhì)溫度峰值普遍呈現(xiàn)出向東升溫的趨勢（圖1b，圖5）。因此，太魯閣帶可以被解釋為造山作用產(chǎn)生的增生楔向東推覆形成的反沖構(gòu)造，這由露頭上新發(fā)育的傾向西的葉理（S3）疊印了早期的傾向東的葉理（S2）所證明（圖5～圖6）。大南澳混雜巖東部的玉里帶變質(zhì)峰值溫度一般在400 ℃～550 ℃之間，高于相鄰的次級構(gòu)造單元。由于高壓塊體與片巖圍巖經(jīng)歷了多期強烈的構(gòu)造變形，玉里帶的變質(zhì)峰值溫度在地圖上的呈現(xiàn)的規(guī)律較為復(fù)雜（圖2）。在臨近3 個較大的高壓變質(zhì)外來巖體的地方（萬榮、瑞穗、清水溪地區(qū)），玉里帶的峰值變質(zhì)溫度超過500 ℃（圖1b，圖2）。本次研究將變質(zhì)峰值溫度與構(gòu)造現(xiàn)象向結(jié)合，較高的溫度可能指示了背形構(gòu)造，而較低的溫度可能指示了向形構(gòu)造，這與在玉里帶大部分NW 向的葉理構(gòu)造一致（圖2，圖5）。在玉里帶，傾向NW 的葉理（S3）覆蓋并褶皺早期的葉理面（S2）（圖2，圖6a、圖6c），在露頭上，石英云母片巖發(fā)生簡單剪切形變，運動學(xué)指示為頂部向SE 和S 剪切作用（圖7e、圖7f），被認(rèn)為在D3 時期玉里帶發(fā)生了向東向的反沖和褶皺運動。壽豐斷裂是玉里帶和太魯閣帶的分界線，兩側(cè)的變質(zhì)峰值溫度有所變化，在沿壽豐溪和新武呂溪變質(zhì)峰值溫度是漸變的（圖1b，圖5），這與野外巖性和構(gòu)造組構(gòu)的漸變相吻合，在玉里帶和太魯閣帶中，葉理的傾向主要為W 和NW 向，在整個壽豐斷裂帶處基本保持不變（圖2，圖5）。因此，玉里帶和太魯閣帶在壽豐斷裂上的產(chǎn)狀并置可能形成于早期的臺灣W 向逆沖推覆運動（D2），之后才發(fā)生了向東反沖作用（D3）。

圖5 臺灣新武呂溪地區(qū)地質(zhì)圖及地質(zhì)剖面（E-F）Fig.5 Geological map and the cross-section E-F of the Xinwuliu Hsi area

圖6 臺灣脊梁山脈中初來組及碧綠山組地層野外露頭特征及構(gòu)造解析（露頭位置位置見圖2，圖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，F(xiàn)ig.5）

圖7 臺灣拉庫拉庫溪附近初來組及玉里帶地層野外露頭特征及韌性剪切變形構(gòu)造（露頭的位置見圖2）Fig.7 Field photos of the Chulai Formation and the Yuli Belt in the Lakulaku area，showing example of ductile shear zone

與玉里帶相比，西邊的碧綠山組和東邊的初來組低級變質(zhì)板巖顯示出的RSCM 溫度要低得多，在295 ℃～372 ℃之間（圖1b，圖2，圖5）。初來組與鄰近的玉里帶的RSCM 溫度存在顯著差異，但與碧綠山組呈現(xiàn)相似的特征：1）初來組的平均變質(zhì)峰值溫度約為360 ℃，而碧綠山組的平均溫度范圍為330 ℃～450 ℃，初來組溫度位于碧綠山組的低溫區(qū)間內(nèi)。2）通過野外露頭的觀察，初來組和碧綠山組普遍發(fā)育傾向NE 和N 的灰色富石英千枚巖和板巖（圖2，圖5，圖7 中S2 葉理）。因此，本文認(rèn)為，可以將初來組和碧綠山組視為一套地層（圖3）。3）初來組與玉里帶變質(zhì)峰值溫差約為100 ℃（圖1b，圖2，圖5E-F 剖面），說明這兩個單元的接觸面很可能為斷層，本次制圖將其命名為“清水?dāng)鄬印保‵2；圖1，圖2，圖5）。玉里帶片巖在俯沖帶的較深層處經(jīng)歷了綠片巖—角閃巖相的變質(zhì)作用，預(yù)計溫度要高于較淺層的初來組。根據(jù)地表構(gòu)造資料和RSCM數(shù)據(jù)資料，本文將整個玉里帶解釋為D2 期沿清水?dāng)鄬幽鏇_置于低變質(zhì)初來組之上的推覆體。野外清水?dāng)鄬禹g性剪切帶附近的巖層褶皺形變強烈，無法觀測到主干斷裂，整體片巖和板巖的產(chǎn)狀和變質(zhì)程度呈漸變（圖6a、圖6b，圖7a～圖7d）。清水?dāng)鄬拥募羟蟹较驗橄騍E，表現(xiàn)為頂部指向SE 的剪切的變形構(gòu)造（D3）（圖7），在運動學(xué)上與壽豐斷層相似，表明在D2 變形后，玉里帶和初來組可能經(jīng)歷了相同的變形歷史。

4 臺灣中央山脈東部的構(gòu)造熱演化

玉里帶作為臺灣造山帶的重要部分，復(fù)原其構(gòu)造演化和構(gòu)造古地理是了解臺灣的俯沖作用和正在進(jìn)行的弧陸碰撞作用的關(guān)鍵。變質(zhì)作用與俯沖折返的關(guān)系（Sandmann et al.，2015）、RSCM 數(shù)據(jù)（本次研究；圖8）及構(gòu)造結(jié)構(gòu)分析（Zhang et al.，2020）表明，臺灣中央山脈東部發(fā)生了4 個連續(xù)的構(gòu)造熱演化階段，以下稱為D1、D2、D3 和D4。本文利用簡單的運動學(xué)模型來解釋臺灣東部中央山脈在俯沖折返過程中溫度變化與侵蝕作用之間的關(guān)系（圖9，圖10）。

4.1 D1 演化階段：高壓變質(zhì)外來巖體的折返階段

玉里帶的高壓藍(lán)片巖相變質(zhì)巖體的巖漿巖原巖年齡為中新世（據(jù)3 個樣品的加權(quán)平均值15.6±0.3 Ma；Chen et al.，2017），其時間與南海大洋中脊停止擴(kuò)張的時間相對應(yīng)（約15.5 Ma；Taylor and Hayes，1983；Sibuet et al.，2002），此時南海板片開始向菲律賓大洋板塊的下方俯沖（Huang et al.，2006），因此，該高壓藍(lán)片巖相變質(zhì)巖體的結(jié)晶年齡可能為臺灣開始造山作用的最可靠且最大的年齡。高壓藍(lán)片巖相變質(zhì)巖塊體俯沖達(dá)到峰值的溫壓條件后（Beyssac et al.，2008；Tsai et al.，2013），在玉里帶沿著早期的推覆斷層置于低變質(zhì)沉積巖單元之上（F1 推覆斷層；Zhang et al.，2020；圖9，圖10）。高壓外來巖體周圍的變質(zhì)沉積巖中的RSCM 溫度較高（圖8），這可能與兩者之間的變質(zhì)交代作用有關(guān)，也可能是高壓外來巖體沿F1 推覆斷層從變質(zhì)巖角閃巖相到綠片巖相發(fā)生了退變質(zhì)作用。這兩種可能性都表明，玉里帶在D1 演化之后的變質(zhì)歷史與高壓藍(lán)片巖相變質(zhì)巖塊體相似。

圖8 臺灣島中央山脈東部的RSCM 變質(zhì)峰值溫度等值線Fig.8 RSCM temperature contours in the eastern Taiwan Central Range

圖9 臺灣玉里帶巖石圈尺度的運動學(xué)模型（據(jù)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演化階段：向西的褶皺沖斷階段

近年來的碎屑鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示，玉里帶變質(zhì)沉積單元與初來組具有相同的大陸親緣碎屑鋯石年齡（約11 Ma；Chen et al.，2017；Mesalles et al.，2020）。然而，玉里帶與初來組之間不同的巖性特征和不同的變質(zhì)峰值溫度與以上的解釋相矛盾（圖1b，圖6）。本文將初來組和碧綠山組統(tǒng)一劃分為始新統(tǒng)至上中新統(tǒng)地層。在臺灣造山作用之前，歐亞被動陸緣表現(xiàn)為裂谷作用相關(guān)的半地塹結(jié)構(gòu)，在外陸架沉積了來自大陸的始新統(tǒng)—中新統(tǒng)的碎屑沉積物，沉積厚度超過6 km（Yu et al.，2013），這可能為始新統(tǒng)至上中新統(tǒng)的初來組和碧綠山組未變質(zhì)的地層（圖9）。RSCM溫度、巖性和構(gòu)造組構(gòu)在壽豐斷層附近是基本一致的（圖1b，圖6；Zhang et al.，2020）。這表明玉里帶與太魯閣帶（不整合地覆于碧綠山組）并置于壽豐斷裂的兩側(cè)，形成于早期向西的逆沖傳播作用（D2期；圖5，圖10），包含D1期高壓變質(zhì)外來巖體的玉里帶在D2期的影響下，整體沿清水?dāng)嗔眩‵2）逆沖推覆在碧綠山/初來組頂部。

圖10 臺灣中央山脈東側(cè)的簡易運動學(xué)概念模型（據(jù)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演化階段：向東的反沖作用階段

玉里帶在壽豐斷裂（F3）的下盤表現(xiàn)為頂部向SE剪切的大型向形構(gòu)造，向西在壽豐斷裂（F3）的上盤與太魯閣帶接觸（圖7）。在D3向東的反沖作用階段，玉里帶的向形構(gòu)造中能夠保存少量的高壓變質(zhì)巖塊體（如剖面C-D；圖2）。值得注意的是，清水?dāng)嗔眩‵2）兩側(cè)的巖性單元在野外不易區(qū)分，僅在玉里帶的新武呂溪地區(qū)報道過（Stanley et al.，1981），這很可能說明由于沉積和構(gòu)造發(fā)生反轉(zhuǎn)疊加作用，在本質(zhì)上初來組與玉里帶在D2期之后經(jīng)歷了相同的變形歷史（D3—D4期）（Ho，1986）。因此，也再次證明了在D3反沖作用和向東的褶皺逆沖作用發(fā)生之前，較高變質(zhì)程度的玉里帶沉積巖以推覆體的形式置于較低變質(zhì)的初來組沉積巖之上是必須存在的演化過程（圖9，圖10）。未來的研究可以集中于沿清水?dāng)嗔迅浇鼘ふ遗c斷層韌性剪切相關(guān)的運動學(xué)證據(jù)，以測試本文模型的正確性。

4.4 D4演化階段：侵蝕及調(diào)整作用階段

RSCM等高線（圖8）與大陸邊緣和菲律賓大洋板塊的呂宋島弧的碰撞縫合帶是近平行的，都表現(xiàn)為沿著NNE向展布。臺灣磷灰石、鋯石裂變徑跡年齡（Fuller et al.，2006；Resentini et al.，2020）和天然集水流域的研究（Dadson et al.，2003）表明，侵蝕速率在脊梁山脈的南部增加明顯（圖6），表現(xiàn)為臺灣造山在南北向存在晚期的調(diào)整作用。由于侵蝕作用，使得太魯閣帶與玉里帶沿著壽豐斷裂（F3）表現(xiàn)為斷層接觸的現(xiàn)象（圖5剖面E-F，圖10）?；|縱谷斷層（F4）可能是早期構(gòu)造與晚期侵蝕疊加的結(jié)果。

5 結(jié) 論

為了解決臺灣中央山脈東側(cè)初來組地層是否屬于玉里帶，本文對臺灣玉里帶及其周緣地區(qū)的構(gòu)造演化重新研究，針對中央山脈東部玉里帶和初來組地層分別采樣，利用碳質(zhì)物質(zhì)拉曼光譜溫度計（RSCM）計算出變質(zhì)片巖峰值變質(zhì)溫度的均值。實驗分析與已發(fā)表的數(shù)據(jù)相結(jié)合，指示玉里帶的峰值變質(zhì)溫度范圍在400℃～550℃之間，比臺灣地區(qū)的其它次級構(gòu)造單元溫度高；玉里帶內(nèi)，峰值變質(zhì)溫度高于500℃的地區(qū)毗鄰玉里帶的3個最大的高壓變質(zhì)火成巖塊體，說明高壓變質(zhì)塊體可能存在與圍巖之間的交代變質(zhì)作用；初來組地層的峰值變質(zhì)溫度約為360℃，與玉里帶的溫差達(dá)100℃以上，說明初來組地層與玉里帶是兩個不同的次級單元，在中央山脈東南緣二者之間很可能是斷層接觸，在臺灣造山帶向東的反沖褶皺逆沖帶變形之后，這兩個單元可能經(jīng)歷了相同的形變歷史。本次更新的峰值變質(zhì)溫度集合了臺灣地區(qū)的所有已發(fā)表的RSCM數(shù)據(jù)，顯示出橫跨臺灣東部中央山脈熱演化的系統(tǒng)性空間展布，整體經(jīng)歷了4個演化階段：D1高壓變質(zhì)外來巖體的折返階段；D2向西的褶皺沖斷階段；D3向東的反沖作用階段；D4侵蝕及調(diào)整作用階段。因此，玉里帶與初來組的接觸很有可能是斷層接觸（F2；清水?dāng)鄬樱砻饔窭飵幱谂_灣中央山脈D3期反沖階段形成的向形構(gòu)造位置。

致 謝特別感謝德國耶拿大學(xué)Sami Nabhan、Georg L?we、Frank Linde和Sandra Urban、德國波恩大學(xué)的Nikolaus Froitzheim教授、臺灣東華大學(xué)的Chin-Ho Tsai教授及其團(tuán)隊在野外、制樣、實驗方法等方面給予的極大幫助。