台灣的大地構造

以下教材摘錄自：黃奇瑜主編(1999) 台灣的大地構造研討會論文集，「二十世紀台灣地區地球科學研究之回顧與展望」系列研討會(一)。

李通藝、陳育霖、盧建成 (1999) 西太平洋、南海地區新生代的大地構造及討論，1-22。

西太平洋地區自新生代以來的大地構造，歸根究底都是由於印度板塊於第三紀早期撞上歐亞大陸，整個過程導致中亞和東亞地區在地質、氣候與地理環境上一連串戲劇性的變化。

以往討論新生代西太平洋及南海地區的大地構造演化經常是引用Tapponnier等人(1977, 1982, 1990)所提出的碰撞－脫逸(collision-extrusion)模式<<圖 p. 12>>。此模式主要包含兩個階段：

1. 距今約40~50 Ma前(第三紀早期)，不斷向北移動的印度迫使中南半島沿著原先華南與中南半島之間的縫合帶向東南方脫逸而出，造成數百公里的左移錯動（即今日的哀牢山－紅河斷裂帶）。同時因為中南半島向東脫逸時還沿順時針方向轉了25度，使原先位在斷裂帶上的縫隙加大，中間的地殼被拉張變薄，最後噴發源自地函的玄武岩質岩漿，造成新的海洋地殼，形成今天的南中國海。

2. 印度繼續向亞洲陸塊擠入，包含中國南部與西藏的陸塊整個被迫向東逸出，使阿爾金斷裂帶發生大規模的左移運動。

台灣學者自1995年起開始進入雲南、越南等地尋找證據，經過多年研究對本區提出另一個大地構造演化的模式(Chung et al., 1998; Chung et al., 1997a) <<圖 p.17, 19,22>>：

      1.      （東北）印度－歐亞板塊在新生代早期碰撞（約60 Ma，第三紀早期）。
2.      因岩石圈加厚在藏東到雲南和越南西北造成拆層(delamination)，在30~40 Ma引發大規模岩漿活動。
3.      在藏東拉張崩解時期，南中國海地區也正處於張裂狀態，南中國海自30 Ma開始海床擴張。
4.      以兩個張裂帶為端點，形成一條板塊內的弱帶（破裂帶），造成今日所見的紅河－哀牢山破裂帶，使中南半島可以沿此帶自27 Ma (~ 21 Ma)開始向東南脫逸，同時阻止南中國海繼續擴張。
5.      自20 Ma以來，藏西也發生拆層，並引起大規模岩漿活動。
6.      南海海床擴張在16 Ma停止，大規模岩漿活動在南海四周邊開始(Lee et al., 1998)。南中國海張裂的原因和機制並不清楚。

鄧屬予 (1999) 台灣新生代大地構造，23-66。[兩個隱沒帶，一個碰撞帶]

台灣是新生代大地構造活動的產物，是一座活動的造山帶；除了中央山脈東緣有少許中生界以下的地層外，多為新生界地層所覆蓋(何春蓀1986)。在1970年代以前，大地構造大多從地質的角度來詮釋，所依據的理論多為「地槽學說」<<圖p.41>>。1970年代以後，板塊運動學說帶來革命性看法，此領域也成為地質學和地球物理學的綜合的領域。現今對台灣的板塊構造格局已有相當的了解，目前最流行的可說是「弧陸碰撞」模式，並認為台灣新生代的地史大致可以分為兩期－碰撞前的新生代早期和碰撞後的新生代晚期。

台灣位於歐亞板塊和菲律賓海板塊的交界處。菲律賓海板塊在台灣的東北方沿著琉球海溝隱沒到歐亞板塊之下，並在歐亞板塊上形成琉球島弧；在台灣的南方則沿著馬尼拉海溝俯衝到歐亞板塊之上，在菲律賓海板塊的西緣形成呂宋島弧<<圖p.49,50>>。台灣也就位在這兩個島弧之間的轉接點。大致以中壢－花蓮一線附近為界，以北屬於琉球島弧系統，以南屬於呂宋島弧系統<<圖p.54>>。

歐亞板塊：以中國的大陸型地殼為基底，在古生代以前中國大陸分成許多小陸塊，在經歷多次碰撞和併合作用後，到中生代晚期才形成一塊大陸(Hsu et al. 1990)。進入新生代後，受到張裂作用的影響，中國大陸邊緣地殼的厚度逐漸減薄，並下陷成渤海、黃海、東海和南海等邊緣海。張裂活動同時造成一系列的地塹型盆地，累積了厚層的新生界沈積物。在南海地區，張裂活動在新生代中期將大陸邊緣的地殼拉斷，形成一被動大陸邊緣，並且引發海底擴張，造就了南海的海洋型地殼(Taylor and Hayes 1983, Briais et al. 1993)。在東海地區，中國大陸邊緣似乎一直有隱沒作用伴隨，因此雖然有裂谷產生，但不曾有海底擴張，始終是個活動大陸邊緣(Wang 1987)。台灣位於東海和南海之間，正是被動大陸邊緣和活動大陸邊緣的交界處。

菲律賓海板塊：以海洋型地殼為基底，在新生代早期形成(Hilde and Lee 1984)，原位於赤道以南，經由不斷北移才到達現今位置(Hall et al. 1995, Jolivet et al. 1990)，如今仍以每年約7 cm的速度向西北移動(Seno et al. 1993)。

從活動的大地構造而論，台灣島可視為呂宋島弧北端擠入中國大陸邊緣的碰撞造山帶，也就是兩者的結合體。台灣中央山脈和海岸山脈向南延伸，可以分別和馬尼拉海溝內的增積岩體以及呂宋島弧相連。花東縱谷就是島弧和大陸之間的縫合線(Chai 1972, 何春蓀1986)。在台灣東北部的地質架構雖然存在，但是和呂宋島弧相關的碰撞作用已經由與琉球島弧相關的隱沒作用取代。

由於呂宋島弧由東向西的擠壓，使得台灣的地質特徵有明顯的東西向變化<<圖p.55,56>>。

- 台灣海峽和西部海岸平原：還未捲入碰撞造山帶，因此仍保有中國大陸邊緣的構造形態。地層大致平整，除了些微的撓曲和下陷外，沒有明顯的褶皺(褶曲)現象。

- 西部麓山帶：岩層受碰撞擠壓作用的影響，形成一系列平行的褶皺和斷層，沿著NNE-SSW的方向排列。原本覆蓋在中國大陸邊緣的沈積層，被抬升侵蝕而出露在西部麓山帶，形成第三系的沈積岩。

- 中央山脈：部分的大陸基盤被捲入造山帶，形成中央山脈的大南澳變質雜岩。原本覆蓋在中國大陸邊緣的沈積層，被抬升侵蝕形成中央山脈中的第三系板岩層。

- 海岸山脈：可以發現原本屬於呂宋島弧系統的岩層，也被碰撞造山運動擠出，形成安山岩層、混同層和濁積層。

台灣地區新生界以下的基盤岩，可能遠從前寒武紀就開始形成，並且曾經歷多次的地殼變動(Jahn et al. 1986, Lan et al. 1990)，不過到了中生代晚期這些基盤岩已經和中國大陸邊緣地殼膠合(Jahn et al. 1990)，並抬升成陸地(Teng 1992)。當時中國大陸東緣的大地構造形態可能類似一個安地斯式的活動大陸邊緣。

到白堊紀末期，大陸邊緣開始張裂下沈，產生一系列半地塹盆地。隨著地殼不斷張裂，盆地不斷下陷，由內陸發展成淺海。張裂活動在漸新世初期達到高潮，在廣東外海造成南海的開裂，在台灣地區形成半深海的雪山槽，累積了厚達四千公尺的沈積層。

進入中新世以後，古第三紀形成的張裂盆地已大致被填滿。台灣地區形成一個被動大陸邊緣，具有完整的陸棚－陸坡－陸隆形態，持續緩慢的下沈，逐漸被陸源沈積物所覆蓋。

另一方面，菲律賓海板塊在始新世晚期開始成形，並不斷向西北移動。板塊的西緣可能在中新世中期開始凌駕於南海的地殼之上，並因而產生呂宋島弧體系。由於遠離大陸，此時的島弧類似今日的馬里亞納島弧。到了中新世晚期，在南琉球地區開始凌駕於大陸邊緣之上<<圖p.51>>。當大陸地殼被捲入隱沒帶後，呂宋島弧的增積岩體就快速成長，並且在上新世早期露出水面成一小島。此島（增積岩體）以東為弧前盆地、以西為前陸盆地（因增積岩體壓在大陸地殼邊緣使得陸棚快速下沈所致）。到了上新世晚期，碰撞作用將增積岩體迅速抬升為高山，大量的粗粒碎屑物由山脈流向兩側堆積。由於呂宋島弧是斜著撞上大陸邊緣，山脈不斷地上升，並向西加寬、向南延伸，逐漸發展成今日的中央山脈。到了更新世中期以後，呂宋島弧體系也開始捲入造山褶曲作用，由北向南逐步被擠壓抬升成陸地，形成海岸山脈。山脈東側的海盆和綠島、蘭嶼一線的呂宋島弧正逐步捲入褶曲作用中。西部前陸盆地的東緣，受到褶曲作用的影響，逐漸被抬升成今日的西部麓山帶。這些造山褶曲作用至今仍在進行中。

碰撞造山運動向西南延伸的同時，琉球島弧之下向西北傾沒的菲律賓海板塊也隨之西進，並由東向西逐步插入碰撞帶北段的下方。這使得南琉球（可能在上新世晚期就已開始）到北台灣一帶的隱沒作用發生反轉，原本位於碰撞帶北端的山脈也因失去呂宋島弧的擠壓支撐而開始崩毀。加上菲律賓海板塊的向南回捲，使得崩毀的山脈很快地被拉張成裂谷，形成沖繩海槽。同時隱沒作用也帶來了琉球島弧的火山作用，形成一系列的安山岩體。台北盆地和蘭陽平原的形成都和沖繩海槽的張裂有關，而北台灣在更新世以來的火山作用也與琉球島弧密切相關<<圖p.54, 65-66>>。

雖然「弧陸碰撞」為解釋台灣新生代地史的主流模式，但仍有學者質疑此模式的基本架構，提出不同的板塊構造模式。有些學者接受此模式，但對於碰撞作用的時空演變有不同看法。至於碰撞前的演化更是眾說紛紜，到底台灣這部分是位在南海被動大陸的邊緣或者是東海活動大陸的邊緣（即台灣在第三紀時有無火山島弧）？台灣的造山運動既然是由板塊運動所主導，而板塊運動牽涉到岩石圈的交互作用，因此未來需要從整個岩石圈演化的角度來重新評估台灣的造山運動。

余水倍、胡植慶(1999) 台灣－呂宋島弧的現今板塊運動，97-144。

菲律賓海板塊相對於歐亞板塊的運動速度是討論台灣新期地質構造演化與定量解釋所需要的基本重要資料之一，但此速度難以確知，因為菲律賓海板塊周圍為聚合型板塊邊界所環繞<<圖p.125>>。以往主要根據菲律賓海板塊西側邊界的隱沒帶地震滑移向量(slip vector)資料，但由於台灣－菲律賓地區的地體構造極為複雜，地震滑移向量不能代表板塊相對運動。

台灣地區的地殼運動與變形觀測工作開始於1981年，使用雷射測距的三邊測量方法觀測地殼水平變形。1984年起開始以精密水準測量方法觀測台灣東部的垂直變動。1984年起沿著台東縱谷和東海岸公路及兩條橫貫海岸山脈公路佈設一個一等水準網。1989年中研院地科所開始建立「台灣GPS觀測網」，並自1990年3月開始，每年（除1992年外）定期實施高精度GPS測量。

1. 1981到1986年間精密三邊測量：宜蘭平原呈NW-SE向之伸張變形，顯示受沖繩海槽弧後伸張作用影響。花蓮地區有左移地殼運動，玉里、台東地區主要呈壓縮變形，最大縮短方向與由震源機制及第四紀地質資料估算的最大壓縮應力方向頗為一致(Yu and Lee 1986)。

2. 1984-85和1987年水準測量施測比對：海岸山脈相對於縱谷之上升率達3 cm yr^-1，東海岸則呈現0~3.5 cm yr^-1的不等量上升(Yu and Liu 1990)。

3. 1984-85和1976年水準測量施測比對：花東縱谷東側海岸山脈西緣的五個水準點在九年內上升7~16 cm，最大平均上升率可達17.8 mm yr^-1（玉里大橋東側）（余水倍、李瓊武1986）。自1985年起持續三年的觀測發現海岸山脈相對於花東縱谷和中央山脈以10~20 mm yr^-1的速率穩定而持續的上升(Yu and Liu 1989)。上升率最大處在富里，並向南北兩側遞減。大部分的垂直變動發生在玉里大橋及池上大坡國小附近寬度小於25 m的狹窄地帶，判斷此即縱谷斷層通過之地點<<圖p.130下>>。加上三邊測量的結果，顯示瑞穗到池上之間長約50 km的縱谷斷層中段有顯著的垂直與水平潛移現象。Yu et al. (1990)進一步指出，Seno et al. (1977)推估的板塊聚合率(7 cm yr^-1)約有40% (3 cm yr^-1)集中於寬僅2~7 km的台東縱谷附近<<圖p.131>>，證實縱谷斷層確實是活動之重要板塊邊界，其運動兼具左移與逆衝分量。

4. 1985~1994年間六次精密水準測量：宜蘭和羅東有達20 mm yr^-1的下陷量(Liu 1995) <<圖p.133>>。估算沖繩海槽向西南延伸進入宜蘭平原後，其南緣以順時鐘方向做1.3μrad yr^-1的角速率擴張；頂點約在牛鬥附近，並以126 mm yr^-1的速率向西南延伸。

1. 1990~1994年南台灣78個測站五次觀測結果：活動中的弧陸碰撞作用造成的變形帶寬度達200 km以上<<圖p.134>>。西部濱海平原、西部麓山帶東側及海岸山脈有輕微至中度變形，台東縱谷仍有極高的應變率。

2. 1990~1995年4~6次觀測及9個連續紀錄固定站資料：估算「台灣GPS觀測網」平均基線長度變化率，求得相對於澎湖白沙（位於中國大陸邊緣）的運動速度<<圖p.135>>。在台灣東部，豐濱以南的海岸山脈、綠島及蘭嶼的速度向量為56~82 mm yr^-1(方向306˚~322˚)，豐濱以北則急遽減小為11~24 mm yr^-1(方向326˚~348˚)，此可能是斜切海岸山脈北段的NE-SW走向逆斷層運動所致。宜蘭平原與台灣北部有顯著的NW-SE向伸張變形。一般而言，西部褶皺逆衝帶的速度場大致呈扇狀分佈。

Yu et al. (1998)以上海的GPS固定站為參考點，並參考Heki (1996)根據超長基線干涉術(VLBI)所得之「上海相對於穩定的歐亞板塊內部的速度為11 mm yr^-1」的估計值，計算出其他測站對應於穩定的歐亞板塊內部的相對速度<<圖p.137>>。其中印度大陸以42.5 mm yr^-1之速率朝NNE方向與西藏碰撞，高原上的拉薩(LHAS)則以29.1 mm yr^-1之速率朝NE(53˚)運動。韓國籍南中國地塊有11~15 mm yr^-1朝SEE(107˚~119˚)之脫逸運動。台灣－呂宋地區之速度場<<圖p.138>>與Yu et al. (1997) <<圖p.135>>所得結果大致相同，惟所採用之固定參考點不同，速度向量略有差異。

台灣地區主要擠壓力量來自東側的菲律賓海板塊和呂宋弧，被動的反作用力則為西側的北港高區及觀音基盤高區等中生代固化地塊。了解台灣幾條主要構造線（例如：縱谷斷層、觸口斷層、梨山斷層、屈尺斷層、潮州斷層）的界面性質，在區域性地體構造的解釋上扮演重要的解釋，其中最重要的應該是縱谷斷層。根據十多年來的研究，縱谷斷層一直在持續的活動，大致以沿著海岸山脈西緣的縱谷斷層乃世界上活動度極高的斷層之一。其活動已無震滑移為主，兼具左移與逆衝分量；斷層的活動性及機制並有空間差異（如下表）。

北段花蓮附近	平移運動為主	Yu et al. 1990
中段玉里、池上一帶	平移逆斷層滑移為主	Yu et al. 1989, Lee and Angelier 1993
南段台東、卑南附近	兩條平行斷層，分別以平移及逆斷層之滑移為主	Lee et al. 1988

蔡慶輝、李昭興、王正松 (1999) 沖繩海槽海底火山的新發現，202-207。

一般認為沖繩海槽是菲律賓海板塊沿著琉球海溝隱沒至歐亞大陸板塊下所造成的弧後擴張盆地。海槽最南端（約自124˚E以西到宜蘭平原外海）的地質構造與中、北段迥然不同；有許多大小不一的海底火山和岩漿侵入體，存在於海槽中，或位於稍南側構成琉球島弧最西南段的火山前緣。估計其最年輕的活動年代可能在距今七、八千年前，與龜山島火山噴發時期相若。

使用海研一號和二號四個航次對沖繩海槽西南端68個海底火山進行測深、探測地熱和撈集海底海水與火山標本的工作，總共發現八個相當活躍並有熱液循環現象的火山。例如其中編號三號的活動火山位於水深1200~1500 m的深度，噴出之熱液或熱氣可達到900 m附近的深度（即噴柱達300 m）。又如在龜山島附近的五號火山，是屬於深度不及600 m的淺層（海底）火山。

以往三浦唯宣(1933)、花井重次(1934)、阮維周(1954)、徐鐵良(1955)、陳正祥(1956)、林朝棨(1957)等學者，曾提出台灣地形區的劃分。本文作者根據衛星航測資料，以地面高度和地形差別為主要依據，提出地形區劃的新方案。