利用碎屑鋯石鈾鉛定年探討大南澳片岩的地層年代與構造演化

國立臺灣大學理學院地質科學系暨研究所 碩士論文

Department of Geosciences College of Science

National Taiwan University Master Thesis

利用碎屑鋯石鈾鉛定年探討大南澳片岩的地層年代與 構造演化

Detrital zircon U-Pb geochronology constraint on the formation age of the Tananao Schist and tectonic implication, Taiwan

黃奕彰

Yi-Chang Huang

指導教授：陳文山 博士 Advisor: Wen-Shan Chen, Ph.D.

中華民國 104 年 2 月

February, 2015

國 立臺彎大學碩 士學位論文 口試委 _〉皿1 呻 ′ ^{蜘 柵 屾}

利用碎屑鋯石鉑鉛定年探討大南溴片岩的地層年代與

構造演 化

Detríta1 zírc0n U-Pb ge0chr0n010gy C0nstraint 0n the f0nnati0n age 0f the Tanana0 Schist and tect0níc ímp1icati0n, TaíWan

本論文係 黃奕彰 君 (R01224101) 在國立臺彎大學地質科學系 暨研究所完成之碩士學位論文 , 於民國 104 年 02 月 02 日 承下列考試

委 員 審 查通過及 口 試及格 , 特 此證明

口 試委 員 : ^\ -

又議 o/l (簽名)

(指 導教授)

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憿>>鸚詳/

誌謝

兩年半的碩士生涯隨著論文的完成而畫下句點，在這段時間裡，非常感謝我 的指導教授-陳文山老師，除了感謝老師在日常生活的照顧，在老師的殷殷教誨 下，讓我學習做研究應有的態度與精神，謝謝老師不論是野外或是研究方面都給 予很大的自由，訓練我學習獨立思考與解決問題的能力，在迷失方向時也能適時 地給予引導，老師不論是在學業上或是為人處世方面都是我學習的典範。其次要 感謝鍾孫霖老師，謝謝老師慷慨的提供儀器，在定年方面的引導與論文的討論，

讓我能更全面的去思考。也感謝李元希老師從大學以來的指導，除了實驗上的幫 助，時常的督促與勉勵，讓我能持續的向前邁進。感謝林啟文老師在口試時給予 許多寶貴的意見，讓晚生受益良多。也非常感謝朱美妃老師，在地球化學與定年 方面給予許多的指點，以及論文最後階段的細心修正，讓我的論文能更加完整。

感謝王國龍老師、飯塚義之老師提供儀器，葉恩肇老師在薄片與微構造上的討論 與指導，徐浩德老師給我出野外的機會與勉勵。

除了感謝各位老師的幫忙，也非常感謝學長姐及學弟妹們的相伴與幫助，感 謝小湯、小四、于翔、黑妹等學姐們在實驗上的幫忙，勉銘學長在地質資料上的 協助，許醫師與蠻牛學長提供許多寶貴的經驗，崇哲與柏霖學長在野外的大力相 助，阿國、壕哥、丁丁、表哥、饅頭、190、Yuca、荷雅等學長姐的意見與經驗 傳承，詠然、阿凱、大綸等同學們一起奮鬥與鼓勵，嘉佳、阿志、士捷、思婷、

清淵、陳承、小斑等學弟妹在論文與野外的幫忙。也感謝貢丸、小柯、饅頭，謝 謝你們在我剛上來台北時給予我生活方面的協助，阿根、吸收、小顧、地環系壘 與地質系棒的成員，感謝你們的支持並帶給我許多歡樂，也謝謝 B99 與 B00 的 各位，謝謝你們在口試前的打氣以及帶給我兩個美好的暑地回憶。還有許多曾經 幫助我、關心我、鼓勵我的各位，皆在此致上誠摯的感謝。

最後，深深感謝我的家人，給我心靈與精神上最大的支持，讓我能勇往直前、

全力以赴，謝謝你們。

摘要

大南澳片岩出露於脊樑山脈東翼，為台灣最古老的地層，岩性主要為大理岩、

片岩及片麻岩，變質基性岩則零星出露。根據地層與構造的研究，將大南澳片岩 由下而上區分為九曲大理岩、谷園片岩、白楊片岩、天長大理岩及碧綠層。九曲 大理岩原岩沉積年代利用鍶同位素定年結果為 250±20 Ma(晚二疊紀)，片麻岩由 鋯石鈾鉛定年及地化分析，顯示為 90-86 Ma 的 I 型花崗岩。由於受到南澳運動 及蓬萊運動變質事件的影響，使分布最廣泛的片岩受到複雜的變形，難以判斷其 與其他岩體的接觸關係，化石保存不佳難以得知地層時代，造成資料解讀的困擾，

因此本研究藉由碎屑鋯石鈾鉛定年，分析片岩中的碎屑鋯石來討論地層的沉積年 代與沉積物來源，同時利用鈾鉛定年得知變質基性岩的生成年代，綜合上述結果 建立大南澳片岩地層層序並探討其大地構造演化。

本研究共分析了 31 個標本，太魯閣帶西側的白楊片岩與碧綠層最年輕碎屑 鋯石群加權平均年齡為 180-135 Ma，相較於前人於東側的谷園片岩與白楊片岩 分析結果(120-110 Ma)還老。但不論從地層的巨視構造、微視構造分析、變質度 差異等皆指示太魯閣帶西側的地層較為年輕，基於源區分析，本研究認為太魯閣 帶的沉積物來源主要來自於現今台灣海峽地區底下中生代基盤的火成岩，部分來 自於福建地區，而西側地層缺乏年輕的碎屑鋯石是受到源區反剝蝕的影響。

太魯閣帶的變質基性岩，藉由地球化學分析多認為是殘存的海洋地殼，但根 據本研究結果，90-80 Ma 基性岩侵入至九曲大理岩且具有碎屑鋯石的年齡頻譜 等特徵，顯示太魯閣帶中部分變質基性岩可能為大陸地殼的板內玄武岩，之後詳 細的地化分析與檢視有其必要性。

綜合上述結果，台灣地區於晚古生代至中生代地體構造演化是由被動大陸邊 緣轉為活動大陸邊緣的環境。二疊紀時期，台灣位於大陸邊緣，沉積大量石灰岩；

約於早侏羅紀晚期，古太平洋向西低角度隱沒至華夏古陸，使石灰岩受隱沒深埋

作用變質為大理岩，此隱沒變質作用稱為太魯閣運動。於早白堊紀晚期，碎屑沉

積物不整合沉積在九曲大理岩之上，同時受古太平洋板塊回捲作用，火山弧逐漸 朝東遷移，90-86 Ma 的 I 型花崗岩與基性岩侵入台灣的大理岩與沉積岩。之後再 受板塊持續隱沒影響，碎屑沉積物變質成為片岩，此變質作用即為南澳運動。

關鍵字:碎屑鋯石、鈾鉛定年、沉積年代、大南澳片岩、變質基性岩、

沉積物來源

Abstract

The Tananao Schist, the oldest rock, exposed at the Backbone Range which consists of marble, schist, gneiss, and subordinate scattered metabasites. According to the stratigraphy and structural analysis, the Tananao Schist in the ascending order can be divided into the Chiuchu Marble, the Kuyuan Schist, the Paiyang Schist, the Tienchang marble, and the Pilu Formation. Based on previous study, depositional age of the Chiuchu Marble is closed to 250±20 Ma(Late Permian). Using zircon U-Pb dating method, magmatic age of gneiss (I-type granite) yields 90- 86 Ma.

Depositional age of schist formation was difficult to define because fossils were poorly-preserved. In present study, we try to use detrital zircon U-Pb dating to yield the maximum depositional age of schist.

In this study, the youngest weight mean ages of the Paiyang Schist and Pilu Formation in western part of Tailuko belt are 180-135 Ma, which are older than the Kuyuan and Paiyang Schists exposed in eastern part of the Tailuko belt. Based on macroscopic structure of straitigraphy, microscopic structure analysis, and

metamorphic facies, stratigraphy in western part of the Tailuko belt is younger than that in eastern part. Source of the Tarluko belt mainly derived from ignous rock of the Mesozoic basement in Taiwan Strait. Stratigraphy in western part of the Tailuko belt lacks younger detrital zircons because of reverse exhumation.

The chemical composition of the metabasites of the Tailuko belt was suggested that they were relics of oceanic crust. But in our study, 90-80 Ma metabasite intruded into Chiuchu Marble probability represts for fractions of metabasites of the Tailuko belt might form in origin of continental crust. More detail chemical analysis and examinations are necessary in the future.

Results as above mentioned, we explain tectonic setting of the Tananao Schist.

Taiwan region was located on passive continental margin and deposited carbonates during late Permian period. The paleo-Pacific plate westward subducted to the Cathaysia Block along continental margin, and the carbonates are metamorphosed to marble since early Jurassic. The subduction related metamorphism is called the Tailuko orogeny. Clastic sediments were unconformably deposited on the Chiuchu Marble during early Cretaceous. At the same time, the island arc migrated from southeastern China to Taiwan Strait because of the retreating arc system. And then, I-type granite and mafic igneous rock intruded into marble and clastic sediments of Taiwan during 90-86 Ma. Afterwards, clastic sediments were deeply buried caused by continuing subduction and metamorphosed. The metamorphic event is known as the Nanao orogeny.

Keywords: Detrital Zircon, U-Pb dating, depositional age, Tananao Schist,

metabasite, Sediment provenance

目錄

口試委員審定書 ... I 誌謝 ... II 摘要 ... III Abstract ...V 目錄 ... VII 圖目錄 ...X 表目錄 ... XII

第一章 緒論... 1

1.1 前言... 1

1.2 研究動機與目的 ... 2

第二章 地質背景 ... 4

2.1 研究區域 ... 4

2.2 大南澳片岩地質概述 ... 6

2.2.1 岩石地層 ... 6

2.2.2 生物地層 ... 9

2.2.3 岩層時代 ... 10

2.3 太魯閣帶中段的岩石地層 ... 14

2.3.1 九曲大理岩 ... 14

2.3.2 大濁水片麻岩 ... 14

2.3.3 得克利片麻岩 ... 15

2.3.4 開南岡片麻岩 ... 16

2.3.5 谷園片岩 ... 16

2.3.6 白楊片岩 ... 17

2.3.7 天長大理岩 ... 18

2.3.8 碧綠層 ... 19

2.3.9 黑岩山層 ... 20

第三章 研究方法 ... 25

3.1 樣本採集 ... 25

3.2 鋯石鈾鉛定年原理 ... 29

3.2.1 同位素定年法 ... 29

3.2.2 鋯石鈾鉛定年 ... 31

3.3 樣本處理與分析流程 ... 34

3.3.1 樣本靶製作 ... 34

3.3.2 儀器分析 ... 37

3.3.3 資料處理 ... 38

第四章 研究結果 ... 39

4.1 太魯閣地區 ... 39

4.1.1 谷園片岩 ... 39

4.1.2 白楊片岩 ... 40

4.1.3 碧綠層 ... 44

4.1.4 黑岩山層 ... 45

4.2 和平地區 ... 46

第五章 討論... 67

5.1 沉積年代 ... 67

5.1.1 最年輕的碎屑鋯石年齡(Youngest detrital zircon age) ... 67

5.1.2 由碎屑鋯石年齡探討片岩的沉積年代 ... 70

5.2 沉積物來源 ... 73

5.2.1 華南地區的構造活動 ... 73

5.2.2 燕山期的岩漿演化 ... 75

5.2.3 由碎屑鋯石的頻譜特性探討沉積物來源 ... 80

5.2.4 由沉積物來源探討片岩的沉積年代 ... 85

5.3 變質火成岩定年 ... 89

5.3.1 和平地區 ... 89

5.3.2 太魯閣地區 ... 91

5.3.3 變質基性岩的地質意義 ... 93

5.4 大南澳片岩與上覆地層接觸關係 ... 98

5.5 大南澳片岩的地層層序與區域地史演化 ...104

第六章 結論...108

參考文獻 ... 110

附錄 ...135

圖目錄

圖 1.1 台灣地質分區圖(何春蓀，1986)。 ... 3

圖 2.1 和平地區地質圖。 ... 4

圖 2.2 太魯閣地區地質圖(羅偉，1993；羅偉等，2009)。... 5

圖 2.3 大南澳片岩地層劃分對照表。 ... 9

圖 2.4 太魯閣帶花崗片麻岩與角閃岩分布位置與定年結果。 ... 13

圖 2.5 九曲大理岩與得克利片麻岩接觸帶。 ... 21

圖 2.6 九曲大理岩與得克利片麻岩彼此穿插出露(中橫白沙橋)。 ... 21

圖 2.7 谷園片岩(天祥稚暉橋)。 ... 22

圖 2.8 白楊片岩中的綠色片岩(白楊步道)。 ... 22

圖 2.9 白楊片岩中的薄層大理岩。 ... 23

圖 2.10 碧綠層的變質砂岩(西寶)。 ... 23

圖 2.11 黑岩山層上段的厚層變質砂岩(兩株松西側)。 ... 24

圖 3.1 和平地區採樣位置圖。 ... 25

圖 3.2 (a)太魯閣區域採樣位置圖，紅框區域為局部地區放大圖(圖 3.2 b)。 .... 26

圖 3.2 (b)太魯閣帶西側採樣位置圖。 ... 27

圖 3.3 母同位素的衰變曲線與子同位素的增長曲線演化示意圖。 ... 31

圖 3.4

U、

U、

Th 各自的衰變序列。 ... 32

圖 3.5 U-Pb 定年系統之諧和圖(Wetherill, 1956)。 ... 34

圖 4.1 鋯石鈾鉛年齡頻譜圖(左圖:0~3500 Ma，右圖:0~500 Ma 放大圖)。 ... 48

圖 4.2 碎屑鋯石鈾鉛年齡頻譜圖。 ... 52

圖 4.3 鋯石鈾鉛年齡頻譜圖。 ... 53

圖 4.4 代表性鋯石的 CL 圖像。 ... 55

圖 4.5 鋯石鈾鉛年齡諧和圖。 ... 57

圖 4.6 標本岩象照片。 ... 63

圖 5.1 片岩與變質砂岩樣本，年輕的碎屑鋯石釷鈾比與年代關係圖。 ... 69

圖 5.2 原岩為沉積岩標本的最年輕鋯石群加權平均年齡與標本點位分布圖。 . 72 圖 5.3 華南地區花崗岩體分布圖與燕山期火山岩分布圖。... 75

圖 5.4 華南地區早燕山期花崗岩年代分布圖。 ... 77

圖 5.5 華南地區晚燕山期花崗岩年代分布圖。 ... 78

圖 5.6 福建省與浙江省沉積岩與火山岩地層劃分表。 ... 79

圖 5.7 180-160 Ma 與 120-100 Ma 的碎屑鋯石常具有良好外形。 ... 82

圖 5.8 華南地區岩漿活動演化示意圖。 ... 84

圖 5.9 反剝蝕示意圖。.……….86

圖 5.10 太魯閣帶碎屑鋯石鈾鉛年齡頻譜圖。 ... 87

圖 5.11 標本點位與頻譜分類投圖。 ... 88

圖 5.12 變質基性岩(HP-03)的原岩侵入九曲大理岩(和平溪)。 ... 94

圖 5.13 九曲大理岩與變質基性岩(HP-03)接觸帶。 ... 94

圖 5.14 細晶岩脈(HP-04)侵入變質基性岩(HP-03)。 ... 95

圖 5.15 天祥稚暉橋下的變質輝長岩轉石。... 95

圖 5.16 各火成岩體鋯石釷鈾比與年代關係圖。 ... 96

圖 5.17 各火成岩體鋯石鈾濃度與年代關係圖。 ... 96

圖 5.18 (a)HP-02 及 HP-03、(b)HP-04、(c)PY-07 及 P04 的定年結果。 ... 97

圖 5.19 蘇強等人所認定的 E 礫岩野外露頭照(碧綠隧道西口)。...100

圖 5.20 E 礫岩的岩石薄片。 ...101

圖 5.21 黑岩山層一萬分之一路線地質圖與標本點位。 ...102

圖 5.22 大南澳片岩地層層序。 ...105

圖 5.23 台灣地區中生代地體構造演化圖。...107

表目錄

表 2.1 大南澳群的分層及岩性特徵(Yen, 1960)。 ... 8

表 2.2 王執明(1982)依野外可辨識岩性，重新劃分各岩層的岩性特徵。 ... 8

表 2.3 片麻岩(變質花崗岩)放射性同位素定年結果。 ... 12

表 2.4 礦物在不同放射性定年系統的封存溫度參考值(Ghent et al., 1988)。 .... 12

表 3.1 標本編號、採樣位置與岩性對照表。 ... 28

表 5.1 大南澳片岩碎屑鋯石年齡分布比例表。 ... 83

表 5.2 碧綠層與黑岩山層碎屑鋯石年齡分布比例表。 ...103

第一章 緒論

1.1 前言

台灣長期位於歐亞大陸邊緣，於新生代蓬萊造山運動抬升至地表，根據岩層 特性與構造作用的差異，可以劃分為數個地質分區(何春蓀，1986)(圖 1.1)，其 中脊樑山脈東翼出露台灣最古老的變質基盤，稱為大南澳片岩(Yen, 1954a)，或

「大南澳變質雜岩」、「大南澳基盤雜岩」，新生代板岩帶不整合沉積在其之上。

大南澳片岩主要由原岩為沉積岩及火成岩經歷綠色片岩相(部分屬於角閃岩相) 變質作用所組成，岩性包含黑色片岩、綠色片岩、矽質片岩(變質燧石與石英雲 母片岩)、大理岩、片麻岩、角閃岩、變質基性岩、蛇紋岩等(Yen, 1963)。根據 岩性分布與變質程度的差異，顏滄波(Yen, 1963)將大南澳片岩區分為東側的玉里 帶與西側的太魯閣帶，兩者之間以壽豐斷層分隔。岩性上主要差別為太魯閣帶有 大理岩、變質燧石及少量變質花崗岩，玉里帶則無；反之，玉里帶則有超基性蛇 紋岩體以及一些指示為高壓環境的變質岩。由於大南澳片岩曾發現蜓科化石及溝 鞭毛藻化石(Yen, 1951；陳政恆，1989)，一般認為地層時代為晚古生代至中生代，

然而在強烈的變質作用及多期變質事件影響之下，使分布最廣泛的片岩岩層延續 性不佳且接觸關係極為複雜，藉由局部區域的化石難以得知岩層的上下關係與整 體的地層時代。除此之外，大南澳片岩出露的區域植被茂密，山高谷深，河流湍 急，交通不便，更增加地質調查的困難性，即使自日治時代以來有多位學者至本 區進行調查，至今對此地區的了解不及台灣的其他區域，諸多問題亟待解決。

大南澳片岩的演化歷史關係到台灣重大的地質問題及整個大地構造的演變，

對此區域詳細的研究有其必要性，特別是岩層時代與接觸關係。分析沉積物中碎

屑鋯石的年代，能有效解決地層關係、沉積物來源及沉積歷史。因此本研究藉由

碎屑鋯石的鈾鉛年代測定，嘗試解決大南澳片岩的層序與地層年代，進而討論台

灣於新生代之前的演化歷史。

1.2 研究動機與目的

大南澳片岩為台灣最古老的地層，經歷多次的變質作用及構造運動，其為解 開台灣中生代地史的重要關鍵。時間是探討地史演化極為重要的因素，因此對於 地層層序及年代的了解是不可或缺的，然而大南澳片岩在歷經多次變質與變形後，

岩層分布與接觸關係極為複雜，化石亦難以保存，無法利用化石資料來建立地層 時代，使探討大南澳片岩的地史實有諸多盲點。礦物的放射性同位素定年雖可彌 補化石紀錄的不足，但過去同位素定年的研究多集中於火成岩體，對於廣大片岩 區的定年極為缺乏，少數的定年資料也因為針對封存溫度較低的礦物，其年代多 代表著岩體的冷卻年代、蓬萊運動的變質年代或只是因部分癒合造成沒有地質意 義的年代，對於片岩的沉積年代並無幫助，這也是為何在過去幾十年的研究中，

仍難以深入瞭解大南澳片岩地質歷史的主要原因。

近年來，由於定年技術的進步，鋯石的鈾鉛定年法可望解決變質岩區地層年 代的問題。在鈾鉛定年系統中，鋯石的封存溫度高(>750 ℃)(Ghent et al., 1988)，

不易受後期熱事件的影響，分析所得到的年代是岩漿鋯石原始的生成年代，而鋯 石亦是極耐高溫高壓且抗風化侵蝕的礦物，容易在地層中保存。以現今的鋯石鈾 鉛定年技術，能迅速的針對單顆粒鋯石進行微區分析，使其成為現今定年方法的 重要工具。

沉積岩的沉積年代，亦可利用鈾鉛定年法，由於地層中碎屑鋯石年齡可反映

沉積物來源的原岩年代，而沉積岩中最年輕的碎屑鋯石(群)年齡，可能與岩層年

代相近或較老(Dickinson and Gehrels, 2009)，因此可利用此特性來推測地層的沉

積年代。此外，碎屑鋯石年齡頻譜圖可示蹤沉積物來源區，藉由對比鄰近地區已

知年代的地層(或火成岩體)，可用來追蹤沉積物來源。近幾年來，已有學者利用

碎屑鋯石鈾鉛定年探討大南澳片岩中片岩的沉積年代(Yui et al., 2012；Li et al.,

2012；馮翰亭，2011；劉丞浩，2013)，然而其定年資料多集中在太魯閣帶東側

地區，太魯閣帶西側(天祥以西)的片岩定年資料尚仍缺乏。因此在本研究中，對

太魯閣帶西側片岩進行密集採樣，利用碎屑鋯石鈾鉛定年，求得西側片岩的沉積 年代及沉積物來源。由研究結果配合前人定年資料，完整建立太魯閣帶地層層序 及年代，並討論各地層間相互關係與區域構造的演化，進而了解大南澳片岩的地 質史。

圖 1.1 台灣地質分區圖(何春蓀，1986)。Ⅰ.脊樑山脈東翼(I

.太魯閣帶，I

.玉里 帶)；Ⅱ.脊樑山脈西翼；Ⅲ.雪山山脈；Ⅳ.西部麓山帶；Ⅴ.海岸山脈；Ⅵ.

花東縱谷；Ⅶ.濱海平原；Ⅷ.澎湖群島。紅框為本研究區域。

第二章 地質背景

2.1 研究區域

本研究區域位於脊樑山脈中北段(圖 1.1)，隸屬宜蘭縣南澳鄉與花蓮縣秀林 鄉，此區域多位於山區，交通不便，境內主要公路為蘇花公路、往碧海電廠產業 道路與中部橫貫公路。研究區域依流域可區分為和平地區(圖 2.1)與太魯閣地區 (圖 2.2)，和平地區主要河流為和平溪，水流湍急，長年沖刷使露頭狀況極佳，

為本研究提供了一個重要的露頭剖面。太魯閣地區主要河流為立霧溪，包含塔次 基里溪、慈恩溪、華綠溪、瓦黑爾溪、陶賽溪、荖西溪與砂卡礑溪等幾條重要支 流，此地區地形高差大，溪流陡峭常形成瀑布或深潭，雖有良好露頭卻不易到達，

因此地質調查主要沿著中部橫貫公路進行。

圖 2.1 和平地區地質圖(修改自易淹水上游集水區地質調查及資料庫建置計畫，

2012)。

圖 2.2 太魯閣地區地質圖 (羅偉，1993；羅偉等，2009)。

2.2 大南澳片岩地質概述

大南澳片岩位於脊樑山脈地區，地勢險峻，植被茂密，詳細的地質調查極為 困難，且因大南澳片岩的岩層較老，許多先期的地質證據被後期多次的變質與變 形作用所破壞，此複雜的演化歷史使得現今仍存在許多地質問題與爭議，如地層 的劃分與對比、地質年代問題、脊樑山脈的地質構造、大南澳片岩與板岩帶的接 觸關係，甚至整個中央山脈的地質演化等，因此仍需要更多的基本地質資料來解 決。本節在此整理前人對此區域的研究成果，從不同的地層分類做回顧。

2.2.1 岩石地層

大南澳片岩的地層分層工作最早由小笠原美津雄(1933)於十萬分之一大南 澳圖幅中提出，將脊樑山脈北部除片麻岩與角閃岩以外的先第三紀變質岩稱為大 南澳統，細分為石墨片岩、綠泥石片岩、石灰質石英片岩、白雲岩、結晶石灰岩、

絹雲母石墨片岩、角閃石雲母石英片岩、花崗片麻岩及變質輝綠岩等岩石單位，

並在 1936 年完成研海圖幅(小笠原美津雄, 1936)。然而，在地層命名原則中，大 南澳統是屬於時代地層單位(Chronostratigraphic units)而非岩石地層單位

(Lithostratigraphic units)。顏滄波(Yen, 1954a)則將脊樑山脈出露的片岩類變質岩

統稱為大南澳片岩，之後進一步推論其變質前的原岩，統稱這些原岩為大南澳群

(Yen, 1960)，並根據區域性的地質構造將大南澳群由下而上分為三錐層、開南岡

層、太魯閣層與玉里層，各岩層未變質前的岩性特徵如表 2.1。陳培源(Chen, 1963)

研究沙卡噹溪流域及鄰近區域的硬綠泥石岩時，依岩性差異將岩石區分為沙卡噹

大理岩、天祥片岩、溪畔片麻岩及開南岡片麻岩等四個岩石單位，且有許多透鏡

狀的角閃石片岩夾於大理岩中。其中沙卡噹大理岩可再細分為上段的塊狀厚層大

理岩與下段的層狀大理岩夾鈣質石英片岩(即長春橋段)，但文中未討論岩石單位

的上下關係。陳肇夏(Chen, 1979)根據在中橫公路的沿線地質調查，將大南澳片

岩區分為下部大南澳片岩(包含開南岡片麻岩)、太魯閣大理岩與上部大南澳片岩

(包含溪畔片麻岩)。其中太魯閣大理岩可對比顏滄波(Yen, 1960)分層層序中的三

錐層，此大理岩以下地層稱為大南澳片岩下段，以上稱為大南澳片岩上段。王執 明(Wang Lee, 1979；王執明，1982)依野外極易辨識的岩性，將大南澳片岩的地 層重新分為開南岡層、九曲層、長春層及天祥層，各層的岩性特徵如表 2.2。其 中天祥層引用陳培源(Chen, 1963)的天祥片岩，開南岡層沿用顏滄波(Yen, 1960) 的命名，九曲層相當於顏氏三錐層中的荖西相及太魯閣層的大清水相，也相當於 陳培源(Chen, 1963)沙卡噹大理岩中的上段厚層大理岩。長春層則源自陳培源 (Chen, 1963)的長春橋段，修正其定義後將地層位階由段提升為層，其地層劃分 相當於顏滄波(Yen, 1960)三錐層中的公相與太魯閣層的東澳相。依此將大南澳片 岩的層序由老到新依序為天祥層、開南岡層、九曲層、長春層與玉里層。後續研 究中，由於陳政恆(1989)在天祥區域發現中生代的溝鞭藻化石，王執明(1991) 將地層順序由老到新修正為開南岡層、九曲層、天祥層與長春層。李春生（1984) 則依據中國地層命名原則及先著權律，比較顏滄波(Yen, 1960)、陳培源(Chen, 1963)及王執明(Wang Lee, 1979；王執明，1982)等人的分層，提出三錐層(公層 為同時異相)、開南岡層(或開南岡片麻岩)、太魯閣層(天祥層或天祥片岩，東澳 層為同時異相)與長春層等地層名稱。羅偉(1993；羅偉等，2009)在繪製中橫地 區的大禹嶺圖幅與新城圖幅時，根據北美地層命名委員會(The North American Commission on Stratigraphic Nomenclature, 1983)針對變質岩地區岩體單位

(Lithodemic units)的命名建議(Hedberg, 1976 ; Salvador, 1987)，採用以「地理名

稱」與「岩性名稱」的雙銜命名方式，將本區出露的岩石由下而上分為開南岡片

麻岩、九曲大理岩、谷園片岩與白楊片岩、天長大理岩及碧綠層等地層。上述各

學者所劃分的岩石地層單位及地層對比如圖 2.3。

表 2.1 大南澳群的分層及岩性特徵(Yen, 1960)。

玉里層

由粗粒砂岩組成，伴有頁岩、基性凝灰岩及蛇紋岩，厚度 約 2000 公尺。

太 魯 閣 層

東澳相

以砂岩、頁岩、基性熔岩與凝灰岩、石灰岩、燧石及蛇紋 岩為主，厚度約 2100 公尺。

大清水相

以石灰岩為主 ， 伴有薄層基性凝灰岩及燧石 ， 厚度約 1200-1800 公尺。

開南岡層

以長石砂岩及粗粒砂岩為主，夾有細粒砂岩、頁岩及石灰 岩。厚度約 800 公尺。

三 錐 層

公相

以砂岩、頁岩、基性凝灰岩及石灰岩為主，厚度約 500-700 公尺。

荖西相

主體由石灰岩組成，夾有基性凝灰岩、燧石及蛇紋岩，厚 度約 500-800 公尺。

表 2.2 王執明(1982)依野外可辨識岩性，重新劃分大南澳片岩，各岩層的岩性特 徵如表所述。

玉里層

以石英雲母片岩、雲母片岩為主，偶夾綠色片岩及蛇紋岩體，其 中尚有斑點片岩。

長春層 以綠色片岩、較薄層之大理岩、石英岩(變質燧石)及角閃岩為主。

九曲層 以塊狀厚層大理岩為主。

開南岡層 以混合岩或片麻岩為主。

天祥層 以石英雲母片岩、千枚岩、變質砂岩為主。

圖 2.3 大南澳片岩地層劃分對照表。

2.2.2 生物地層

大南澳片岩受到變質與變形作用，化石紀錄不多且保存不佳，僅在零星區域

發現，無法建立完整的生物地層單位，曾發現的化石有顏滄波(Yen et al., 1951)

於南澳南溪支流湳子附近的河床發現含蜓科化石(Schwagerina ? sp.、Parafusilina ?

sp. Neoschwagerina ? sp.)的變質石灰岩轉石，於東澳北溪以及和平溪上游支流

(姑蘇溪)的大理岩中發現蜓科化石 Fusulinid sp.，於馬太鞍溪的大理岩中發現珊

瑚化石(Waagenophyllum sp.)，由化石的種屬推測大理岩的沉積時代為晚二疊紀

(Yen, 1953)。陳政恆(1989)於蘇澳及天祥地區的黑色片岩中發現溝鞭毛藻化石

(Cribroperidinium sp.、Gonyaulacysta sp.與 Druggidium sp.)，由種屬特徵推斷時

代為 190-120 Ma，重要種屬集中在 155-120 Ma，因此沉積時代可能為晚侏羅紀

至早白堊紀，李春生(1992)則認為 Druggidium sp.的出現，指示地層時代應為早

2.2.3 岩層時代

大南澳片岩因化石稀少，難以用化石來建立地層層序，因此利用放射性同位 素定年來了解礦物或岩石形成的絕對年代，是解開大南澳片岩形成與變質史的重 要關鍵。目前運用在大南澳片岩的定年法有鉀氬、氬氬、銣鍶、鈾鉛以及核飛跡 定年法，然而各定年系統的封存溫度不同，所得到的年代意義也未必相同，可能 代表礦物或岩石的生成年代、變質年代、冷卻年代，或是受到後期地質作用疊加 的影響，擾亂同位素系統的封閉性，而得到無意義的年代數字，因此在引用定年 資料時，須格外注意其所代表的地質意義。以下簡述大南澳片岩的定年結果:

大理岩的定年資料，有江博明等(Jahn et al., 1984, 1992；Jahn, 1988)利用鍶 同位素組成對南澳及太魯閣地區的大理岩進行分析，認為大理岩於 190 Ma 以前 即已生成，可能是在 270-230 Ma 之間，俞震甫與藍晶瑩(Yui and Lan, 1991)同樣 以鍶同位素組成分析東澳地區的大理岩，亦顯示的大理岩生成年代為 190 Ma 以 前。俞震甫(Yui, 1987)根據

C 同位素正異常分析和平地區與神祕谷的厚層大理 岩，認為此大理岩可與華南地區的長興石灰岩相對比，該沉積年代為 243-230 Ma。

江博明等(Jahn, 1988；Jahn et al., 1992；Jahn and Cuvellier, 1994)利用鉛鉛等時線 方法，得到 176±24 Ma、101±39 Ma 的年齡，指示大理岩的變質年代。

片麻岩(變質花崗岩)的定年資料則有較多研究，根據不同放射性同位素定年 的分析結果(表 2.3) (Yen and Rosenblum, 1964；Juan et al., 1972；Liu, 1982；Jahn et al., 1986；Juang and Bellon, 1986；Law, 1988；Lo et al., 1988；Lan et al., 1990；

Lo, 1988,1990；Lo and Onstott, 1995；Yui et al., 1996, 2009；Li et al., 2012；王執

明，1991；馮翰亭，2011)，其年代大致分為三群: 97-76 Ma、47-25 Ma、13-0 Ma(王

執明與藍晶瑩，1995)，造成不同年代群集的原因為不同礦物在不同定年系統下

封存溫度各不相同(表 2.4)。角閃石的鉀氬與氬氬定年法、白雲母的銣鍶法與鋯

石的鈾鉛定年法具有較高的封存溫度，不易受後期熱事件影響，所得到的年代群

集為 90 Ma，代表花崗岩體的侵入(生成)年代(圖 2.4)，而 90 Ma 花崗岩岩漿活

動也與環太平洋地區 110-90 Ma 的岩漿活動相吻合(Jahn et al., 1986)。小於 13 Ma 的年代群集，記錄主要來自核飛跡定年法與黑雲母的鉀氬、氬氬定年法，其封存 溫度較低，代表著最後一期的熱事件，此熱事件即一般所稱的蓬萊運動，與菲律 賓海板塊及歐亞板塊碰撞產生的區域變質有關。40 Ma 的年代群集，只記錄在幾 個片麻岩體中，江博明等(Jahn et al., 1986)認為此事件與南中國海張裂時間相當，

俞震甫與鄭瑞璋(Yui and Jeng, 1990)認為可能與太平洋板塊移動方向的改變有 關，也可能是變質花崗岩體的冷卻年代(Yui and Jeng, 1990；Wintsch et al., 2011)。

Lo and Onstott (1995)根據系統性的岩石學與氬氬同位素定年研究，認為 40 Ma 的熱事件並不存在，主要為各礦物之同位素系統承受熱事件重置作用的能力與程 度不同所產生，單純為蓬萊運動熱效應(thermal overprint)的影響，為沒有地質意 義的年齡。上述片麻岩主要分布於大南澳片岩的中北段，南段僅在大崙溪上游有 一變質花崗岩出露，直徑約一公里，圍岩為大理岩及片岩，接觸關係為斷層接觸，

鋯石鈾鉛定年結果為 191±10 Ma(Yui et al., 2009)。

片岩類的定年資料，有馮翰亭(2011)針對東澳與南澳地區的片岩進行碎屑鋯

石鈾鉛定年，顯示片岩類的岩石沉積年代約晚侏羅紀至晚白堊紀，俞震甫等人

(Yui et al., 2009, 2012)同樣利用碎屑鋯石對變質砂岩進行鈾鉛定年，認為太魯閣

帶為晚侏羅紀至早白堊紀的隱沒增積岩體(其沉積時代年輕於 160 Ma)，而南段

太魯閣帶有部分應為晚白堊紀(可能至古近紀)的上覆地層。李正祥等人(Li et al.,

2012)對綠色片岩與石英雲母片岩的鈾鉛定年結果，認為太魯閣帶的沉積年代為

150-90 Ma。劉丞浩(2013)於太魯閣東側地區進行密集採樣，研究結果顯示，部

分片岩標本的最年輕碎屑鋯石鈾鉛年齡約 90-80 Ma，多數標本的最年輕碎屑鋯

石群的鈾鉛年代為 116-110 Ma，認為此區域片岩類岩石的沉積時代約為早白堊紀

末期至晚白堊紀。曹恕中(1995，1996)曾對黑色片岩中的白雲母做鉀氬定年，其

年代多為 5-1 Ma 之間，反應蓬萊造山運動的造山過程。

表 2.3 片麻岩(變質花崗岩)放射性同位素定年結果。

表 2.4 礦物在不同放射性定年系統的封存溫度參考值(Ghent et al., 1988)。

定年系統 礦物 封存溫度(℃)

氬氬法

角閃石 ~530±40

白雲母 ~400±50

黑雲母 ~300±50

鉀長石 ~160±50

鈾鉛法 鋯石 ~750

獨居石 >650

銣鍶法

黑雲母 ~320

白雲母 >500

長石 ~350

核飛跡法

鋯石 ~175-225

榍石 ~290±40

磷灰石 ~100±30

圖 2.4 太魯閣帶花崗片麻岩與角閃岩分布位置與定年結果。

2.3 太魯閣帶中段的岩石地層

本研究區域位於脊樑山脈地質區，屬於大南澳片岩帶，此地區於前人研究中 已有諸多的地層劃分(Yen, 1960；Chen, 1963；Wang Lee et al, 1979, 1982；李春 生，1984；王執明，1991；羅偉等，1993, 2009)，本研究主要沿用羅偉(1993, 2009) 的地層劃分來作討論，地質圖則以中央地質調查所出版的大禹嶺圖幅(羅偉，

1993)、新城圖幅(羅偉等，2009)與易淹水上游集水區地質調查及資料庫建置計 畫(2012)等地質圖為依據。本研究區出露的地層包含九曲大理岩、大濁水片麻岩、

得克利片麻岩、開南岡片麻岩、谷園片岩、白楊片岩、天長大理岩、碧綠層與黑 岩山層等地層，各地層的岩性及特徵如下:

2.3.1 九曲大理岩

由王執明(Wang Lee, 1979)命名，標準地點位於花蓮縣秀林鄉燕子口至九曲 洞，分布相當廣泛，北起花蓮縣谷風，南至台東縣關山，岩性為厚層或塊狀大理 岩，偶夾薄層白雲岩或綠色片岩。大理岩成分幾乎全由再結晶的方解石所組成，

偶含白雲石、石英、綠泥石、綠簾石、斜黝簾石及碳質物。顯微鏡下方解石多呈 現粒狀變晶組織(Granoblastic structure, Foam structure)且礦物結晶較大(圖2.5)，

岩石外觀上常具有灰色、白色或灰白相間條紋，其質地堅硬，地形上常形成峭壁 或峽谷。

九曲大理岩由鍶同位素成分所指示的地質時代(Numberial age)為 270-230 Ma，代表大理岩原岩的沉積時代(Jahn et al., 1984, 1992；Jahn, 1988)，由鉛鉛等 時線的定年結果為 176±24 Ma 及 101±39 Ma，代表大理岩的變質年代(Jahn and Cuvellier, 1994)。俞震甫(Yui, 1987)利用

C 同位素異常研究和平地區與神祕谷 的大理岩，定年結果為 230-243 Ma，為大理岩原岩的生成年代，因此大理岩原 岩的沉積年代可能為古生代晚期至中生代早期之間。

2.3.2 大濁水片麻岩

由顏滄波(Yen, 1954)命名，標準地點位於花蓮縣秀林鄉和平溪，岩體主要分

布在和平溪至開南岡溪上游，整體呈東北-西南方向分布，南北延伸約 12 公里，

寬約 1-3 公里。此片麻岩體為灰褐色的中粒至粗粒片麻岩，葉理發達，主要礦物 為斜長石、正長石、石英、黑雲母與白雲母，副礦物有斜黝簾石、綠簾石、石榴 子石、榍石、鋯石、磷灰石等。在片麻岩體有石英雲母片岩、大理岩等包裹體，

但多分布於片麻岩體邊緣。大濁水片麻岩的圍岩以九曲大理岩為主，在岩體西北 側有部分與谷園片岩相接觸，呈糜嶺岩關係(焦中輝，1991；王執明與藍晶瑩，

1995)。

大濁水片麻岩的鋯石鈾鉛定年結果為 90-86 Ma(Yui et al., 1996, 2009；Li et al., 2012)，屬於晚白堊紀，代表花崗岩的侵入年代，由定年結果，本岩體與九曲 大理岩應為侵入關係。

2.3.3 得克利片麻岩

由顏滄波(Yen, 1954)命名，又稱為溪畔片麻岩(Chen, 1963)。標準地點位於 花蓮縣秀林鄉溪畔，中橫公路的白沙橋至燕子口之間，南北延伸約 12 公里，東 西延伸約 2 公里，呈塊狀分布。大部分為葉理發達的片麻岩，少部分葉理不發達，

岩石組織類似花崗岩，顆粒粗，礦物不具方向性排列或略具方向性排列。片麻岩 體主要礦物包括斜長石、石英、黑雲母與白雲母，副礦物有綠簾石、石榴子石、

角閃石、電氣石、榍石、金紅石、綠泥石、磁鐵礦、磷灰石、鋯石與方解石。在

片麻岩體中常見到多種岩石包裹體，以大理岩最為常見、片岩次之，部分包裹體

與片麻岩體之間具有反應圈(Reaction rim)，包裹體中有矽灰石、斜方輝石與石

榴子石等高度變質礦物(Lo and Wang, 1981a)。得克利片麻岩的圍岩為九曲大理

岩，前人研究皆沒有發現大理岩與片麻岩有接觸變質作用，小笠原美津雄(1936)

發現片麻岩體的包裹岩塊邊緣有變質現象，認為兩者是侵入關係，但大部分學者

認為兩者間是整合接觸(Ichimura, 1932, 1941；Yen, 1954b；Chen, 1963)。野外觀

察可見接觸界面十分明顯，大理岩與片麻岩彼此穿插出現(圖 2.6)，應是受後期

強烈的變質變形與移位作用(Transposition)所影響。王執明(1991)曾在接觸帶做

密集採樣，在薄片下未發現接觸變質或特殊種類的鈣質矽酸鹽礦物(僅發現透閃 石)，但可觀察到接觸帶具有明顯的糜嶺岩化( Mylonitization)。

得克利片麻岩體的鋯石鈾鉛定年結果為 90-88 Ma(Jahn et al., 1986；Lan et al., 1990；Li et al., 2012)，屬於晚白堊紀，代表花崗岩的侵入年代。若由大理岩與 花崗岩生成的時間關係來看，應是花崗岩岩漿侵入至大理岩中，而現今所觀察到 的接觸關係是受到後期移位作用或褶皺作用所形成的結果。

2.3.4 開南岡片麻岩

由顏滄波(Yen, 1954b)命名，標準地點位於花蓮縣秀林鄉和仁(舊稱開南岡) 至清水一帶，此岩體分為南北兩部分，北半部稱為開南岡北體，分布於開南岡溪 溪口之南北兩側，南北延伸約 8 公里，寬約 2 公里；南半部稱為開南岡南體，分 布於立霧溪溪口至三棧溪溪口，南北延伸約 9 公里，寬約 1 公里。岩性主要由葉 理發達的片麻岩所組成，岩石外觀微帶綠色，顆粒為中至粗粒，主要礦物包括長 石、石英、角閃石、黑雲母、絹雲母、綠簾石，副礦物有黃鐵礦、鋯石、方解石 與磷灰石，此片麻岩體未發現包裹體。開南岡片麻岩的圍岩大部分為厚層的九曲 大理岩，接觸關係類似溪畔地區，少部分片麻岩體與谷園片岩中的石英雲母片岩 或白楊片岩中的綠色片岩相接觸，接觸面與片麻岩的葉理方向一致，部分露頭兩 者間有小型的穿插關係，為受後期移位或褶皺作用所形成。

開南岡片麻岩體的鋯石鈾鉛定年結果為 90-87 Ma(Yui et al., 1996, 2009；Li et al., 2012)，屬於晚白堊紀，代表花崗岩的侵入年代。由定年結果顯示片麻岩與大 理岩為侵入關係。

2.3.5 谷園片岩

由羅偉(1993)命名，相當於王執明(1982，1991)之天祥層，標準地點位於花

蓮縣秀林鄉的谷園以及天祥等地區。谷園片岩分布範圍極廣，主要呈東北-西南

走向分布，與白楊片岩穿插出現，岩性以泥質變質岩為主，包括千枚岩、黑色片

岩、石英雲母片岩等，偶夾礫岩與大理岩等透鏡體(圖 2.7)。主要礦物為石英、

白雲母、綠泥石、正長石與斜長石，次要礦物為方解石、白雲石、金紅石、榍石、

鋯石、磁鐵礦以及不透光礦物(Opaque minerals)，位於太魯閣帶東側的黑色片岩 含黑雲母，但多蝕變為綠泥石；位於和平地區的黑色片岩變質程度較高，含石榴 子石。谷園片岩中的石英雲母片岩，石英皆再結晶呈現花崗多邊狀組織

(Granoblastic-polygonal texture)，或順劈理方向被拉長形成花崗拉長狀組織 (Granoblastic-elongate texture)，部分具有分異層理(Differentiation layering)，而 千枚岩與黑色片岩則具有發達的連續劈理，且多可見受再褶皺作用而形成的夾皺 劈理(楊昭男，1986；羅偉，1993；Yang, 1985)。谷園片岩與其他岩體的接觸關 係，受強烈移位作用的影響，岩層彼此穿插出現，難以判斷接觸關係。羅偉(1993；

2009)利用岩層的褶皺包絡面及整體地層走向，推斷谷園片岩與其上的白楊片岩、

碧綠層及其下的九曲大理岩皆為非整合接觸。

天祥附近的谷園片岩中，曾發現溝鞭毛藻化石(Cribroperidinium sp.、

Gonyaulacysta sp.與 Druggidium sp.)，由其種屬推斷原岩的沉積時代為晚侏羅紀 至白堊紀(陳政恆，1989)，李春生(1992)則認為此種屬所代表的時代為 145-99 Ma。

劉丞浩(2013)利用碎屑鋯石鈾鉛定年的結果，此地層中最年輕之單顆粒鋯石為 80±2 Ma，最年輕鋯石群的加權平均年齡(Youngest weight mean age)為 110±1 Ma，

沉積年代可能介於早白堊紀晚期至晚白堊紀之間。

2.3.6 白楊片岩

由羅偉(1993)命名，相當於王執明(1982，1991)之長春層，標準地點位於花 蓮縣秀林鄉的慈恩至新白楊地區。白楊片岩主要呈東北-西南走向的帶狀分布，

與谷園片岩穿插出現，岩性主要為綠色片岩、變質燧石、綠色岩(變質基性岩)

及薄層大理岩(圖 2.8)，少量的硬綠泥石岩、角閃岩與蛇紋岩呈透鏡狀分布，且

多位於太魯閣帶東段地區。綠色片岩與綠色岩的主要礦物為綠泥石、鈉長石、石

英、方解石、綠簾石、黑雲母、陽起石，次要礦物為榍石、磷灰石、黝簾石，有

時含有大量的不透光礦物，而綠色片岩因含大量綠泥石，又稱為綠泥石片岩

(Chlorite schist)。野外產狀上，綠色片岩葉理發達，綠色岩則以塊狀為主，且多 伴隨變質燧石出現，根據礦物化學的研究，此綠色岩類的岩石，應為火山碎屑岩、

基性熔岩流與少量基性侵入岩(輝長岩/輝綠岩)等變質而成(陳肇夏與王京新，

1991)，王執明等人(Wang Lee et al., 1985)則認為此綠色岩類屬於海洋地殼的一 部分。白楊片岩中的綠色片岩，綠泥石等片狀礦物順向排列而形成發達的連續劈 理，或是受到再褶皺作用形成夾皺劈理；變質燧石的石英皆再結晶呈花崗多邊狀 組織，片理不發達；塊狀綠色岩中，輝石類礦物多已陽起石化，斜長石斑晶則具 有弱定向到強定向排列，岩石劈理較不發達(Yang, 1985；楊昭男，1986；羅偉，

1993；陳肇夏，1998)；薄層大理岩的方解石皆再結晶呈粒狀變晶組織，但其礦 物結晶較小，不如九曲大理岩(圖 2.9)。白楊片岩與其他岩體的接觸關係，受強 烈移位作用的影響，岩層彼此穿插出現，難以判斷接觸關係，羅偉(1993，2009) 利用岩層的褶皺包絡面及整體地層走向，推斷白楊片岩與其下的谷園片岩及九曲 大理岩皆為非整合接觸，並由構造組織度差異認為白楊片岩與其上的碧綠層為不 整合關係。

本層未發現化石，無法利用化石得知此地層時代，劉丞浩(2013)利用碎屑鋯 石鈾鉛定年的結果，此地層中最年輕的單顆粒鋯石為 80±2 Ma，最年輕的鋯石群 加權平均年齡為 113±1 Ma，沉積年代可能介於早白堊紀晚期至晚白堊紀之間，

由碎屑鋯石鈾鉛定年的結果顯示，太魯閣帶東側的白楊片岩與谷園片岩沉積時代 相當，可能為同時異相關係，而不是不整合接觸。

2.3.7 天長大理岩

由羅偉(1993)命名，相當於王執明(1982，1991)的部分長春層，標準地點位

於花蓮縣秀林鄉的能高越天長斷崖地區，主要分布於洛韶斷層以東，呈東北-西

南走向帶狀分布，岩性主要為大理岩與變質燧石。大理岩中主要礦物為方解石與

石英，此層大理岩的方解石顆粒較細，石英含量較高，與九曲大理岩的組成明顯

不同。天長大理岩所含的片狀礦物較少，岩石劈理不發達，野外產狀多以塊狀為

主。本岩體與谷園片岩、白楊片岩及碧綠層相接觸，利用岩層的褶皺包絡面及整 體地層走向，推斷天長大理岩與其下的白楊片岩、谷園片岩為整合接觸，及其上 的碧綠層可能為不整合接觸(羅偉，1993)。

本層未發現化石，無法利用化石建立地層時代，劉丞浩(2013)利用碎屑鋯石 鈾鉛定年的結果，此地層中最年輕的單顆粒鋯石為 126±3 Ma，最年輕的鋯石群 年代為 148±2 Ma。

2.3.8 碧綠層

由楊昭男與羅偉(1986)命名，相當於王執明(1982，1991)天祥層的一部分，

標準地點位於花蓮縣秀林鄉，中橫公路的碧綠隧道以東至碧綠之間，呈東北-西 南走向的帶狀分布，岩性主要為變質砂岩、千枚質板岩與變質燧石(圖 2.10)。主 要礦物有石英、正長石、斜長石，少量白雲母、綠泥石、方解石及不透光礦物，

附屬礦物有鋯石、磷灰石。本層的變質砂岩，肉眼可見間距劈理，微視構造下，

可見石英多保持碎屑狀組織(Clastic texture)，偶爾可見碎斑狀組織(Mortar texture) 或壓影構造(Pressure shadow)，部分石英有順劈理方向被拉長，在拉長方向的尾 端則有鬍鬚狀結晶(Beard overgrowth)，片狀礦物具優勢排列(Preferred

orientation)，發育間距劈理；變質燧石中，主要組成為細顆粒石英，片理不發達；

千枚質板岩，肉眼可見劈理面上的絲絹光澤，但其發育程度仍不如片岩，因此以 千枚質板岩稱之，微視構造下，岩石劈理多為連續劈理，有時亦可見夾皺劈理發 育(Yang, 1985；楊昭男與羅偉，1986；羅偉，1993)。由於碧綠層的變質組織度 (Texture grade)與谷園片岩不同，因此將其獨立劃分為一岩體單位，碧綠層與其 他岩體的接觸關係，其上與黑岩山層不整合接觸，其下與谷園片岩、白楊片岩及 天長大理岩亦為不整合相接(羅偉，1993)。

本層中未發現化石，無法利用化石建立地層時代，由上下地層關係推測可能

為中生代中期至晚期的地層(羅偉，1993)。

2.3.9 黑岩山層

由陳肇夏(Chen, 1979)命名，相當於何春蓀(1986)所稱的畢祿山層，標準地 點位於花蓮縣秀林鄉，中橫公路的匡廬隧道東側至碧綠隧道西口，岩性以變質砂 岩與板岩為主，夾透鏡狀變質石灰岩與火成岩體。於中橫公路剖面，根據岩性差 異可以分為三段，下段為變質砂岩與板岩互層，中段為變質石灰岩，上段以厚層 變質砂岩為主，偶夾板岩，砂岩顆粒為粗粒到細粒(圖 2.11)(楊昭男與羅偉，1986)。

微視構造下，本層的變質砂岩中，石英保持著碎屑狀組織(保存程度較碧綠層佳)，

但有壓溶與變形條紋的現象；變質石灰岩中，含有些許雜質，方解石顆粒遠比天 長大理岩或九曲大理岩還小，輪廓也較不明顯；板岩中，則有連續劈理發育(Yang, 1985；楊昭男與羅偉，1986；羅偉，1993；陳肇夏，1998)。

黑岩山層中，在中段的變質石灰岩曾發現始新世的貨幣蟲化石 Nummulites sp.(Huzimoto and Nagasima, 1936；Tan, 1937, 1942)，因此地層時代應為始新世。

黑岩山層的上下界分別為 N 礫岩與 E 礫岩，根據蘇強等人(Suppe et al., 1976)的

研究，這兩套礫岩皆為基底礫岩，代表不整合關係，因此，黑岩山層與下覆的碧

綠層為不整合接觸，與上覆的大禹嶺層亦為不整合的接觸關係。

圖 2.5 九曲大理岩與得克利片麻岩接觸帶。九曲大理岩組成以方解石為主，方解 石顆粒大且多呈現粒狀變晶組織，接觸帶上無明顯接觸變質的現象。

圖 2.6 九曲大理岩與得克利片麻岩彼此穿插出露(中橫白沙橋)。

圖 2.7 谷園片岩，岩性以黑色片岩、石英雲母片岩為主，片理極為發達，常可見 夾皺劈理或褶皺干涉圖像(天祥稚暉橋)。

圖 2.8 白楊片岩中的綠色片岩，片理發達，常與變質燧石呈互層出現(白楊步

道)。

圖 2.9 白楊片岩中的薄層大理岩，方解石皆再結晶成等粒狀組織，有順劈理拉長 的現象，礦物結晶大小不如九曲大理岩。

圖 2.10 碧綠層的變質砂岩，顆粒為中砂至粗砂，肉眼可見間距劈理發育(西寶)。

圖 2.11 黑岩山層上段的厚層變質砂岩，顆粒為粗砂至小礫，有間距劈理發育(兩

株松西側)。

第三章 研究方法

3.1 樣本採集

本研究主要沿著往碧海電廠的產業道路與中橫公路分別採集了 5 個與 26 個 岩樣，採集的地層包含九曲大理岩、谷園片岩、白楊片岩、碧綠層與黑岩山層，

採集的岩性則涵蓋有石英雲母片岩、黑色片岩、綠色片岩、變質砂岩、變質燧石、

變質基性岩、變質凝灰岩、硬綠泥石岩、含角閃石變質火成岩(角閃岩?)與細晶 岩脈(Aplitic dyke)等，採樣地點如圖 3.1、3.2 所示，標本詳細資訊見表 3.1。本 研究所採集的標本皆送至中國河北省中國科學院或廊坊進行礦物的分選處理，將 挑選出的鋯石進行鈾鉛定年。

圖 3.1 和平地區採樣位置圖。

圖 3.2 (a)太魯閣區域採樣位置圖，紅框區域為局部地區放大圖(圖 3.2 b)。

圖 3.2(b) 太魯閣帶西側採樣位置圖。

表 3.1 樣本編號、採樣位置與岩性對照表(座標系統:TWD 67 二度分帶)。

樣本編號 採樣編號 地層 岩性 經度 緯度

太魯閣地區

HS-01 20130118-44 黑岩山層(HS) 變質砂岩 286355 2675105 HS-02 20140702-01 黑岩山層(HS) 變質砂岩 285215 2675464 HS-03 20140702-02 黑岩山層(HS) 變質砂岩 285450 2675279 HS-04 20140703-01 黑岩山層(HS) 變質砂岩 286112 2675176 PL-01 20130118-38 碧綠層(PL) 變質砂岩 287951 2676250 PL-02 20130118-43 碧綠層(PL) 變質砂岩 287015 2674898 PL-03 20130118-40 碧綠層(PL) 變質砂岩 289091 2675272 PL-04 20130118-32 碧綠層(PL) 變質砂岩 290577 2676311 PL-05 20130118-37 碧綠層(PL) 綠色片岩 288287 2676471 KY-01 20130117-07 谷園片岩(KY) 石英雲母片岩 297748 2676831 KY-02 20130117-09 谷園片岩(KY) 石英雲母片岩 296501 2677458 PY-01 20130118-39 白楊片岩(PY) 變質砂岩 289972 2675412 PY-02 20130118-22 白楊片岩(PY) 石英雲母片岩 292465 2678355 PY-03 20130118-34 白楊片岩(PY) 變質砂岩 289019 2676727 PY-04 20130117-06 白楊片岩(PY) 變質砂岩 298393 2676614 PY-05 20130915-09 白楊片岩(PY) 變質燧石 294470 2677932 PY-06 20130915-03 白楊片岩(PY) 石英雲母片岩 297324 2677074 PY-07 20130811-04 白楊片岩(PY) 變質基性岩 310730 2673603 PY-08 20130118-17 白楊片岩(PY) 綠色片岩 293170 2678163 PY-09 20130915-08 白楊片岩(PY) 綠色片岩 294867 2677977 PY-10 20130915-04 白楊片岩(PY) 綠色片岩 297290 2677075 PY-11 20130915-01 白楊片岩(PY) 綠色片岩 298365 2679777 PY-12 20130915-15 白楊片岩(PY) 變質凝灰岩 288266 2674748 PY-13 20130118-41 白楊片岩(PY) 變質凝灰岩 288241 2674762 PY-14 20140715-01 白楊片岩(PY) 角閃岩? 310417 2674158 PY-15 20130813-02 稚暉橋轉石 變質輝長岩 - -

和平地區

HP-01 20130811-01 九曲大理岩(CU) 硬綠泥石岩 317464 2693044

HP-02 20130811-02 九曲大理岩(CU) 變質基性岩 317424 2693025

HP-03 20140713-01 谷園片岩(KY) 變質基性岩 317106 2693333

HP-04 20140713-02 谷園片岩(KY) 細晶岩脈 317106 2693333

HP-05 20140713-03 谷園片岩(KY) 黑色片岩 316199 2693580

3.2 鋯石鈾鉛定年原理

3.2.1 同位素定年法

自然界中，不穩定的原子核(母同位素)會隨著時間衰變為較穩定的同位素 (子同位素)，衰變機制均發生在原子核內，屬於封閉性的自發反應，不受外界物 理化學作用(如溫度、壓力、流體等)影響，其反應速率常數(λ)恆為定值。反應 速率的定義為單位時間(t)內，母同位素因衰變反應而減少的個數(-dN/dt)或子同 位素因衰變反應而增加的個數(dD/dt)，因此反應速率與系統內母同位素的個數 (N)成正比，反應速率可以用下列式子表達，此方程式又稱為放射性衰變定律 (Law of radioactivity):

- = λ ... (1) 將上式積分後可得:

ln = −λ + ... (2) 積分常數 C 代表未開始衰變作用時(t=0)，母同位素含量的自然對數值(ln N

)，

因此將(2)式重新整理可得:

ln = − + ln 或 = ... (3) 對於達永世平衡(Secular equilibrium)的衰變反應而言，在任何時間內，母同位素 減少的量等於子同位素增加的量，換言之，子同位素經衰變作用所產生的增加量 (D*)為當時的母同位素含量(N)與原始含量的差值(N

):

∗

= − ... (4) 將(3)式帶入(4)式作代換後可得

∗

= (1 − ) 或

= ( − 1) ... (5) 由式(3)與式(5)描述在一個封閉系統內，因衰變後隨著時間母同位素與子同位素 的含量變化，其演化曲線如(圖 3.3)。

將式(5)重新排列，可得:

∗

= − 1 或 t = −

... (6) 式(6)又被稱為定年公式(Age equation)。

岩石與礦物中的子同位素並非全部由母同位素衰變而來，當岩石、礦物生成 時，有些子同位素已存在地質環境中而被包裹入內，因此岩石或礦物標本的子同 位素含量(D)包含了原始已存在的量(D

)加上經由衰變而產生的量(D*):

= +

... (7) 將式(5)帶入式(7)中可得:

= + ( − 1) ... (8) 在進行定年分析時，所需要的是衰變源的子同位素含量(D*)，必須將 D

值扣除 才能得到較準確的年代。另外，在比較兩種或兩種以上不穩定同位素衰變速率大 小，常用半衰期(Half life)大小作依據，半衰期(t

)的定義為母同位素衰變至原 本含量的一半時所需要的時間，其公式為:

/

= ... (9)

由式(9)可以得知，半衰期與衰變常數成反比，與系統內同位素含量無關，即衰

變常數越大的同位素衰變系統，半衰期越短，反之亦然。一般而言，母同位素在

經過五至六個半衰期後，數量與變化量明顯降低，較不利測量，因此在定年時必

須選擇合適的定年系統，減少年代上的誤差。

圖 3.3 於封閉系統內，原子核內進行衰變時，母同位素的衰變曲線與子同位素的 增長曲線演化示意圖。

3.2.2 鋯石鈾鉛定年

鋯石鈾(釷)鉛定年為放射性定年法的一種，在自然界中，鈾(U)具有三個放 射性同位素(

U、

U、

U)，釷(Th)具有一種放射性同位素(

Th)，其他短 周期的放射性同位素為

U、

U、

Th 的中間產物。

U、

U、

Th 依各自 獨立的衰變序列進行衰變，最終產物皆是穩定的鉛同位素，分別為

Pb、

Pb、

208

Pb(圖 3.4)。

U 與 Th 的衰變序列各有多種不同的中間衰變同位素產物，若只考慮最初的 母同位素與最終的 Pb 子同位素，則衰變反應式為:

→ + 8 + 6 λ

=1.5513×10

yr

t

=4.468×10

yr

→ + 7 + 4 λ

=9.8485×10

yr

t

=7.038×10

yr

ℎ → + 6 + 4 λ

=4.9475×10

yr

t

=1.401×10

yr

衰變常數與半衰期參考 Steiger and Jäger (1977)。

圖 3.4

U、

U、

Th 依各自的衰變序列進行反應，有多種不同的中間衰變同 位素，但最終產物分別為穩定同位素

Pb、

Pb、

Pb。

鉛在自然界中有四個同位素，而在鋯石形成時就已存在的鉛同位素，又稱為 普通鉛(即 D

)，作鋯石鈾鉛定年時，必須將普通鉛扣除，以求得衰變源的鉛同 位素含量。

假設鋯石在形成之後即保持封閉系統，衰變後殘存的母同位素與生成的子同 位素沒有與外界交換，則在經過時間 t 之後，子同位素含量為:

= + ( − 1)... (10)

= + ( − 1)... (11)

= + ℎ( − 1) ... (12) 為減少實驗分析上的誤差，將方程式同除以

Pb 穩定同位素可得:

= + ( − 1) ... (13)

= + − 1 ... (14)

= + ( − 1) ... (15)

分析標本中的鈾、釷、鉛同位素，根據上述公式可分別求得鈾鉛同位素年代 (

Pb/

U,

Pb/

U)及釷鉛同位素年代(

Pb/

Th)。由於

Th 的半衰期過長，

衰變成因的

Pb 含量極少，不易測量，一般不使用釷鉛同位素年代。在自然界 中

U 含量低(占總鈾含量 0.722%)，較老的標本不易測得

U，而如果根據式 (13)跟式(14)，可得到下列式子:

∗

= ... (16) 已知自然界中現今鈾同位素的比值為常數(

U/

U=1/137.88)，只要求得樣 本中的鉛同位素比值，即可計算出較

Pb/

U 年代更準確的鉛鉛同位素年代 (

Pb/

Pb 年代)，此種定年法又稱鉛鉛定年法(Pb - Pb dating method)。

鋯石為自然界岩石中常見的副礦物，在三大岩類中皆可發現，具有抗高溫、

高壓、抗風化侵蝕的特性，亦具有較高的鈾、釷含量及較低的鉛含量，容易測定 與分析，且在鈾鉛定年系統中具有極高的封存溫度(約 750 ℃)，形成後鉛擴散 的封存溫度更可高達 900 ℃(Ghent et al., 1988)，可以良好保存從生成到現今的 年代資訊，為目前測定岩漿結晶與峰期變質作用年齡最理想的礦物，使其成為鈾 鉛定年系統中最常被研究的對象。

若鋯石形成之後一直保持著封閉系統，在經過時間 t 之後，

Pb

/

U 與

207

Pb

/

U 將會算出相同的年齡，若以

Pb

/

U 的比值作為 Y 軸，

Pb

/

U

的比值作為 X 軸，則鋯石數據將會落在同一條曲線上，此曲線稱為諧和年齡線

(Concordia)(Wetherill, 1956)(圖 3.5)，利用此諧和圖(Concordia diagram)可以幫

助判斷鋯石是否有鉛獲得或丟失，鋯石年代是否可信。

圖 3.5 U-Pb 定年系統之諧和圖(Wetherill, 1956)，藍色曲線為諧和年齡曲線 (Concordia)，若鋯石於生成時即保持著封閉系統，則同位素比值將會落 於此諧和曲線上；反之，當鋯石的同位素比值偏離此曲線時，代表鋯石有 同位素的獲得或丟失，此顆鋯石的年代將不採用。

3.3 樣本處理與分析流程

3.3.1 樣本靶製作

標本採集之後，必須將岩石樣本破碎、粉碎至粉末狀，經由過篩與淘選將重 礦物分離，再經過磁選與重液分離等步驟分離出鋯石。分選出鋯石後，必須將其 製作成標本靶(Target)才能上機進行分析，標本靶的製作步驟流程參考宋彪等人 (2002)製作 SHRIMP 標本靶的製作流程，做些許修改，製作標本靶的詳細流程 如以下步驟:

3.3.1.1 黏貼鋯石

(1) 取一邊長約 10 公分的玻璃板，用酒精擦拭乾淨後，將雙面膠黏貼在玻 璃板上，為了讓黏貼鋯石與拋光能順利進行，盡量將雙面膠與玻璃板貼 合，避免產生氣泡。

(2) 鋯石靶約為直徑一英吋的圓柱，均勻拋磨鋯石的最佳位置為靶中心直徑 約一公分的圓圈，因此選擇雙面膠上紋路最少的區域，畫上直徑一公分 的圓圈。

(3) 將欲分析的標本依長條狀排列黏貼在圓圈範圍內，不同標本之間保留較 大間距以供區隔。為使碎屑鋯石的分析結果具有統計上的意義，每一個 標本盡量黏貼到 150 顆(Vermeesch, 2004；Anderson, 2005)，也避免在 後續拋光過程中因部分鋯石脫落而造成分析數量不足。

(4) 黏貼鋯石時，須將鋯石平放固定在雙面膠上，每一個標本要隨時作紀錄，

包含樣本的黏貼位置及鋯石的外觀特性(如晶型、大小、顏色等)。黏貼 過程中，不可刻意挑選某種顏色或形狀的鋯石，避免人為因素造成分析 結果的誤差。

3.3.1.2 環氧樹脂配製與灌注

(1) 將內徑約為一吋、材質為聚四氯乙烯的中空圓柱鑄模內塗抹少量凡士林，

之後將鑄模垂直施力於已黏貼鋯石的雙面膠上，務必確保接接合處為貼 緊狀態，以免灌膠時環氧樹脂從接縫中流出。

(2) 將環氧樹脂與固化劑以 1:7.5 的比例調配，製作一個標本靶分別需要 0.5 毫升與 3.75 毫升的量，分別將其注入小燒杯後均勻攪拌，避免混入過 多的空氣。

(3) 把燒杯放入真空機中抽取環氧樹酯內的空氣，完畢後將樹脂沿著鑄模的 管壁緩緩倒入，靜置一天等待樹脂固化。

3.3.1.3 打磨與拋光

(1) 環氧樹脂固化後，將空心鑄模拔除。利用鑽石筆在標本靶的背面刻上編

(2) 用號數為 300 的防水砂紙打磨未黏貼鋯石的一面及側邊突出部分，以便 將來在進行分析時能平整放置於顯微鏡的載物台上。

(3) 使用號數為 2400 或 4000 的防水砂紙，適當施力並盡量讓各方向受力均 勻，以順時針及逆時針方向交替打磨黏貼鋯石的表面，使殘留在靶上的 雙面膠脫落，打磨時可在砂紙上灑上適度的水，可避免過度摩擦而使鋯 石脫落。此步驟需特別小心，不時停下來用顯微鏡觀察鋯石是否已經露 出大半部分，當同一顆鋯石的反射光與透射光顯示的陰影面積大致相同 時，表示打磨的程度合適，以免將顆粒較小的鋯石磨去。

(4) 將 3 µm 的拋光布置於拋光機上，在拋光布上加入相應的 3 µm 鑽石懸 浮液，以每分鐘 200-250 轉的轉速拋光樣本靶，讓標本靶的表面擦痕變 少、變淺。此步驟也必須將未黏貼鋯石面拋光，增加標本靶的透光度，

方便上機時觀察。

(5) 使用 1 µm 的拋光布與鑽石懸浮液拋光標本靶，繼續讓標本靶的表面擦 痕變少、變淺，拋光時也須注意施力大小並均勻施力。

備註:在進行不同係數的砂紙與拋光布前，必須將標本靶放入水中進行超音 波震盪，清除留在靶上的碎屑，以免影響不同階段的拋光工作。

3.3.1.4 標本靶的顯微照相

當拋光工作完成之後，將標本靶放置於實體顯微鏡下，調整目鏡倍率使鋯石 大小能清楚呈現，之後調整物鏡焦距使鋯石清晰。顯微照相的目的是為了上機時，

能夠快速找到鋯石的位置並記錄下每一顆分析過的鋯石。將所有的鋯石拍照之後，

利用繪圖軟體將照片銜接以呈現標本靶的全貌，對於原岩為火成岩樣本的鋯石，

亦會至中央研究院拍攝鋯石的陰極發光圖像(Cathodoluminescence image，簡稱 CL image)，了解鋯石的內部結構，以方便挑選適合分析的位置。

上述工作皆完成時，在上機前必須進行酸震盪清洗標本靶的表面，將標本靶

置於 3%的硝酸溶液中進行超音波酸震盪約五分鐘，取出並用去離子水清洗，避

免因製靶過程中有普通鉛的汙染而影響分析結果。