资源描述：
台灣附近大地構造與新生代造山時空演化台灣附近大地構造與新生代造山時空演化 黃奇瑜黃奇瑜 國立成功大學地球科學系國立成功大學地球科學系 節要節要 臺灣島及周邊海域位於歐亞板塊及菲律賓海板塊聚合區域，包含亞洲大陸邊緣、 馬尼拉海溝隱沒帶及琉球海溝隱沒帶三個大地構造區域。歐亞大陸邊緣在中生代-元 古代基盤之上發生早第三紀張裂盆地，張裂作用導致在晚漸新世-中期中新世時發生 南海海洋地殼，並隨後於中期中新世時牽引歐亞大陸沿馬尼拉海溝向東隱沒於菲律 賓海板塊之下，產生南北向增積岩體中央山脈 -北呂宋火山島弧系統；南海海洋地 殼隱沒作用在最晚期中新世7-6 Ma時在臺灣以北停止，隨即由臺灣島北邊開始發生 斜向弧陸碰撞，碰撞點且逐漸向南遷移到今日臺灣東南海域20o-21o20’ N，因而形 成臺灣島南北向的造山帶。而在臺灣東北海域122o-124o E，自中新世最晚期-上新世 最早期時因菲律賓海板塊沿琉球海溝向北隱沒於歐亞板塊之下，產生東西向弧溝系 統及沖繩海槽弧後張裂，並於更新世晚期向西南延伸入臺灣東北角的宜蘭平原，致 使臺灣北部造山帶逐漸崩解。馬尼拉海溝隱沒帶的地質構造單元一一延伸到臺灣 島，而琉球海溝隱沒作用既是崩解臺灣的造山帶，除了若干第四紀火山外，在臺灣 島上不存在主要的琉球海溝隱沒帶地質構造單元。 臺灣島及附近海域的新生代大地構造演化在時間上可以分成 造山前16 Ma、 造山中16 Ma -目前、及造山後3 Ma -目前三階段。在空間上，造山前的臺灣地區 原類似今日南海北坡，包括歐亞大陸邊緣陸棚、陸坡及南海海盆。南海陸棚及陸坡 的基盤為中生代-古生代陸相-淺海相沉積物或變質岩之大陸地殼，其上有早第三紀 河湖相-淺海相張裂盆地，不整合為晚第三紀淺海相後張裂層序覆蓋；海盆則為漸新 世-中新世南海海洋地殼及漸新世-現代深海相沉積物。今日臺灣西南海域馬尼拉海 溝以西的南海東北角-臺灣海峽南段，代表殘餘的造山前臺灣地質場景。造山中的臺 灣島為南-北向馬尼拉海溝隱沒帶地質的延伸；造山中的臺灣經歷洋-洋隱沒如同今 日 19o-21o20’ N、初期弧陸碰撞今日 21o20’ -22o 40’ N及成熟期弧陸碰撞今日 22o40’-24o00’ N 三階段構造。造山後的臺灣指因沖繩海槽弧後張裂造成 24o N以北 臺灣島的崩解、琉球隱沒系統與臺灣島的碰撞、及最北段呂宋火山島弧的下陷及隱 沒。 臺灣島分成穩定大陸邊緣包括海岸平原、西部麓山帶及雪山山脈、隱沒增積岩 體中央山脈西側中新世板岩帶-恆春半島、先隱沒後侵蝕隆昇的歐亞大陸中央山脈 東側始新世-古生代變質岩帶、及加附的呂宋火山島弧-弧前盆地海岸山脈。臺灣海 峽東側及海岸平原為典型的前陸盆地。西部麓山帶原由兩個不同的新生代盆地組 成；北港基盤高區以北的西部麓山帶原為今日臺灣海峽臺西盆地的一部份；而北港 1 基盤高區以南的西部麓山帶 ， 則原為現今臺灣海峽臺南盆地的一部份 。 兩者均經 6 Ma 以後發生、並自北向南遷移的弧陸碰撞造山變形改造而成。北段的西部麓山帶向北 延伸到東海南段，歷經上新世以來的沖繩海槽弧後張裂，逆衝構造遂轉換為正斷層 活動；南段的西部麓山帶尚且向南延伸到臺灣西南海域的高屏斜坡增積岩體，代表 正進行初期弧陸碰撞褶縐-逆衝的活動造山。出露在雪山山脈-西部麓山帶及海岸平原 之下的被動亞洲大陸邊緣地層，包括早第三紀古新世-始新世張裂盆地層序主要出 露在雪山山脈及晚第三紀漸新世-中新世的後張裂層序主要出露在西部麓山帶。 這些淺海相地層隨著弧陸碰撞的進行，逐漸一一變形而遷引入褶皺-逆衝帶，在梨山- 荖濃斷層之西出露。中央山脈包含兩個不同大地構造地質單元中央山脈西側的中 新世板岩具濁流沉積構造-恆春半島中新世深海相濁流層，為馬尼拉海溝現在梨山- 荖濃斷層東側的碰撞前隱沒增積岩體，並向南延伸到臺灣南部海域的恆春海脊。 中央山脈東側的始新世-古生代變質岩，為原向東隱沒的南海海洋地殼後方的歐亞大 陸的一部分，在成熟期弧陸碰撞時 3 Ma，呂宋火山島弧向西逆衝加附到踫撞前 隱沒增積岩體時，原來位於隱沒增積岩體之下的歐亞大陸因侵蝕隆昇而出露在隱沒 增積岩體的東側。海岸山脈由北呂宋海槽弧前盆地及呂宋火山島弧組成，於成熟期 弧陸碰撞時 2 Ma; 幾乎與原向東俯衝的歐亞大陸變質岩基盤出露同時自北而南加 附到中央山脈東側。 梨山-荖濃斷層代表歐亞板塊包括南海海洋地殼及歐亞大陸向東隱沒於菲律賓 海板塊之下時16-6 Ma的原始馬尼拉海溝位置，為臺灣島上的原始板塊邊界或隱沒 縫合線，恆春半島上的墾丁混同岩體代表馬尼拉海溝的隱沒雜岩。海岸山脈的利吉 混同岩體則原為北呂宋海槽弧前盆地西側的一部分，因在初期弧陸碰撞時先發生向 東反逆衝、繼之在成熟期弧陸碰撞時再發生向西逆衝，致使弧前盆地西側的濁流層 產生強烈剪裂作用，並因構造動力機制，剪入原屬隱沒增積岩體上部的岩塊，而形 成踫撞雜岩；利吉混同岩體內的蛇綠岩塊海洋地殼物質，究屬南海或菲律海板塊呂 宋火山島弧基盤，目前尚未清楚。臺東縱谷為自 2 Ma 以來因北呂宋海槽弧前盆地- 火山島弧向西逆衝、加附到中央山脈東側變質岩基盤之後才形成的踫撞縫合線。此 踫撞縫合線目前雖然吸收了絕大部分由於菲律賓海板塊向西運動時所造成的板塊聚 合量，但並非未造山前的原始板塊邊界，因為臺東縱谷向南延伸為恆春海脊增積岩 體與北呂宋海槽弧前盆地間的邊界斷層，並不與今日馬尼拉海溝發生關係。充其量 臺東縱谷僅僅是因弧陸碰撞過程中形成的碰撞縫合線。 由於菲律賓海板塊沿琉球海溝向北俯衝隱沒於歐亞大陸之下，產生沖繩海槽弧後 張，此張裂作用由東北向西南遷移，最後沿著原已癒合的馬尼拉海溝隱沒縫合線梨 山-荖濃斷層，又再次改造為沖繩海槽張裂盆地的正斷層北緣；宜蘭平原代表山脈崩 解後的形貌；而清水斷崖則為最北段的海岸山脈造山後再次毀滅後的原始臺東縱谷 遺跡。 2 壹壹. 台灣造山帶的地體構造背景台灣造山帶的地體構造背景 臺灣地區的新生代大地構造研究是基於長期多方面資料的累積，尤其是海洋地質 清楚的調查、陸地上地層/沉積盆地的瞭解、海-陸地質的連接及對比、和大區域震央 分佈的定位，提供了充足及重要資訊 Yen et al., 1956; Hsu, 1956; Chang, 1959, 1960, 1962, 1975; Biq, 1965, 1972, 1973, 1977; Wu, 1970; Meng, 1971; Chai, 1972; Chou, 1973, 1977; Ho, 1975; Suppe, 1981, 1984; Sun, 1982, 1985; Tsai, 1986; Teng, 1990; Reed et al., 1992; Huang et al., 1992, 1997, 2000; Lundberg et al., 1997; Liu et al., 1997, 1998; Rau and Wu, 1995; Lallemand et al., 1997, 1999; Kao et al., 1998; Teng and Lin, 2004。 台灣島位處亞洲大陸東南，北連東海，西為台灣海峽，西南接南海，南為呂宋 海峽，東臨花東海盆及西菲律賓海圖一。台灣西南部及東北部海域分別存在著兩個 方向相反的馬尼拉海溝及琉球海溝隱沒帶。歐亞大陸以新生代中期新張裂生成的南 海海洋地殼為前導，沿馬尼拉海溝向東隱沒於菲律賓海洋板塊之下Hayes, and Lewis, 1984; Tsai, 1986；相反地，菲律賓海洋地殼沿琉球海溝向北隱沒於張裂的歐亞大陸 包括琉球群島、沖繩海槽及東海之下圖二。這兩個隱沒帶主控著臺灣島及附近海 域的大地構造。相對於台灣四週海域地質，東海與台灣海峽位處亞洲被動大陸邊緣， 水深不及 200 公尺﹐代表一個較為穩定的地質背景。南海為新生代中期32-17 Ma; Taylor and Hayes, 1983自歐亞大陸張裂出來的新生海洋。西菲律賓海為始新世張裂 的弧後盆地Karig, 1975。花東海盆的地質年代與地質背景，則尚未調查清楚，或為 始新世Hilde and Lee, 1984，或為晚中生代Deschamps et al., 2000海洋地殼。位於台 灣與呂宋島間的呂宋海峽為由板塊洋-洋隱沒，過渡到呂宋火山島弧與歐亞大陸碰撞 位置區，此地正進行南北向海底造山Biq, 1972; Bowin et al., 1978; Karig, 1975; Huang et al., 1992, 2001; Reed, et al., 1992; Liu et al., 1997; Malavieille et al., 2002。在台灣的 東北部宜蘭外海的沖繩海槽，為菲律賓海板塊向北隱沒於歐亞大陸之下產生的弧後 張裂盆地 Lee et al., 1980; Letouzey and Kimura, 1986，此張裂盆地向西南延伸到臺 灣東北角的宜蘭平原圖二。 在這樣多變化的海洋地質環境之間，台灣島南北長 385 公里，東西寬最大 140 公 里，為第三紀末期經第四紀到現代大約 16 Ma 以來正活躍的造山帶，屬西太平洋活 躍地震-火山活動帶上的一段圖一。台灣島呈南北向，主構造線呈北北東方向，在 台灣東北部略呈東北方向，在中南部則呈南北方向圖二。依地形構造單元，台灣島 由西向東可分成海岸平原、西部麓山帶、雪山山脈、中央山脈及海岸山脈圖三。 各地形構造單元間以主要向西逆衝斷層接觸。依地體構造單元，台灣島由西向東可 分成位於歐亞大陸之上的被動大陸邊緣褶皺-逆衝帶包括海岸平原、西部麓山帶及雪 山山脈、弧陸碰撞前隱沒增積岩體中央山脈西斜面的中新世板岩帶及恆春半島、 先俯衝後因弧陸碰撞再發生侵蝕隆升的歐亞大陸變質岩基盤中央山脈東斜面的始新 世及中生代晚古生代變質岩基盤，及在弧陸碰撞後期才向西逆衝加附上來的呂 宋火山島弧體系海岸山脈; 表一。 3 雖然臺灣島的山脈或構造呈南北向，由於造山歷史由北向南遷移的特性Suppe, 1981，在討論大地構造演化的時空闢係時，則宜以東西向橫切大構造線;觀點劃分四 期大地構造演化階段圖二; Huang et al., 2000 洋-洋隱沒期16-6 Ma；或現今 21o20’ N以南、初期弧陸碰撞期6 Ma-現代;或現今 21o20’ - 22o30’ N間、成熟期弧陸碰撞期 2 Ma-現代;或現今 22o30’ N-24o N、及島弧下陷/隱沒期 1Ma;或現今 24o N以北。 今日位於這四個大地構造演化階段的區段，均有其獨特而連續變化的地質及地球物 理特徵，例如震源深度、火山活動的變化、弧前盆地的變形等表二。以大地構造的 觀點，位於主要不同大地構造單元間的梨山--荖濃斷層及台東縱谷，在構造上的特殊 性比在被動式大陸邊緣體系內的諸逆衝斷層，尤其重要圖二、三。梨山--荖濃斷層 縱貫全台灣島，位於中央山脈與雪山山脈-西部麓山帶間，代表洋-洋隱沒時16-6 Ma 的歐亞大陸與菲律賓海板塊間的板塊邊界，即原始馬尼拉海溝的位置本文稱為隱沒 縫合線。相反的，台東縱谷Biq, 1965代表自 2 百萬年以來，當北呂宋弧前盆地-火 山島弧加附到歐亞大陸之後，才新生成的構造線，本文稱為踫撞縫合線。 貳、貳、 台灣附近海域大地構造台灣附近海域大地構造 臺灣島既然為海所包圍，因此要清楚了解臺灣島的大地構造，宜由週圍的海洋 大地構造著手。臺灣島周圍海域的大地構造包括被動式亞洲大陸邊緣東海-臺灣海峽 -南海、馬尼拉海溝隱沒帶、及琉球海溝隱沒帶圖二。由於斜式弧陸碰撞，台灣地 區地質造山演化是自北而南發生Suppe, 1981，因此在 19 o -22 o N間的海域地質，為 22 o-25 o N間臺灣島主體造山地質演化之前身。因此臺灣-呂宋島間的海洋地質，提供 瞭解台灣陸上地質時空演化過程的一面鏡子。另一方面，由於臺灣海峽為殘餘的被 動式亞洲大陸邊緣，臺灣海峽的地質及沉積盆地形貌，則提供為瞭解臺灣島上已造 山了的原屬被動大陸部份的沉積盆地原始形貌及造山變形的演化步驟。 2.1. 臺灣海峽臺灣海峽-東海東海-南海南海 臺灣海峽-東海-南海為典型被動式大陸邊緣。基盤為中生代陸相、湖相或淺海相岩 層、花崗岩或古生代-元古代變質岩 Sun, 1982; Zhou et al., 1989; Li and Rao, 1994。 在此基盤之上發生早第三地塹-半地塹張裂盆地，內填古新世-始新世同張裂層序，包 括因亞洲大陸地殼拉張而引發的火山玄武岩質凝灰岩，及陸源或生物源淺海沉積物 Sun, 1982, 1985; Huang, 1982; Chen et al., 1994。早第三紀正斷層活動伴隨火山岩噴 發，廣泛發現於澎湖盆地以北到東海地質礦產部海洋地質綜合研究大隊, 1989; Hsiao et al., 1991;蕭寶宗等, 1991，甚至於在東引島隆脊-澎湖地臺-北港基盤高區 Yuan et al., 1985; Hsiao et al., 1991; Ting, 1979及南海北坡Li and Rao, 1994亦可發現 。 亞洲大 陸邊緣早第三紀的張裂活動，最後導致南海海洋地殼的生成32-17 Ma; Taylor and Hayes, 1983。同時基本上這些張裂盆地又可分為內帶張裂盆地及外帶張裂盆地，兩 者間為一構造高區圖二。由南海北坡經臺灣海峽到東海陸棚，內帶張裂盆地包括 4 珠三凹陷-珠一凹陷-韓江盆地-澎湖盆地-南日島盆地-東引島盆地-甌江凹陷；外帶張 裂盆地包括 珠二凹陷-潮汕凹陷-臺南盆地-臺西盆地-南澎佳嶼盆地-北澎佳嶼盆地- 西湖凹陷Sun, 1982。內、外帶張裂盆地間的地壘，則由南海北坡的中央構造隆脊- 東砂隆脊，向臺灣海峽的澎湖地臺-北港基盤高區-觀音地臺-澎佳嶼地台圖二，並向 東海延伸。早第三紀同張裂層序為晚漸新世-中新世穩定大陸棚淺海相及上新世-更新 世前陸盆地組成的後張裂層序假整合覆蓋Huang, 1982; Lin and Watts, 2002。 今日臺灣西南海域馬尼拉海溝以西的南海東北角-臺灣海峽南段地質形貌 ， 代表殘 餘的造山前臺灣地質場景。 2.2. 馬尼拉海溝隱沒帶馬尼拉海溝隱沒帶 台灣南部及東南部海域的馬尼拉海溝隱沒帶，其本上可以分成四個不同的地體構 造單元，由西往東為一殘餘的被動式亞洲大陸陸棚-陸坡-南海洋盆、二馬尼拉海 溝、三台灣增積岩體、及四北呂宋海槽弧前盆地及火山島弧圖二、三。這些海 域地體構造單元向北延伸，可與台灣的地體構造單元相連接及對應表三）。 南海洋盆南海洋盆 殘餘的南海洋洋盆位於馬尼拉海溝以西及歐亞大陸以南圖二。南海是在第三紀 中期時開始自歐亞大陸分裂，於漸新世時海洋地殼自東-西向中洋脊生成、且以南- 北向張裂Taylor and Hayes, 1983，並於中期中新世時南海海洋地殼牽引歐亞大陸沿 馬尼拉海溝向東隱沒於菲律賓海板塊之下。因此座落在海洋地殼之上的南海洋盆介 於歐亞大陸邊緣060 o方向與基本上南-北向的馬尼拉海溝間，呈菱形狀圖一，推估 有一大半面積的南海海洋地殼沿馬尼拉海溝隱沒削剪掉，並熔化為呂宋火山島弧的 部份岩漿，噴發成呂宋火山島弧Lallemand et al., 2001。 馬尼拉海溝馬尼拉海溝 馬尼拉海溝可依地質作用的不同，區分為南北二段。南段20o N以南的馬尼拉 海溝，為典型洋-洋隱沒的聚合性海溝，南海海洋地殼沿著南段的馬尼拉海溝向東隱 沒於菲律賓海板塊之下。馬尼拉海溝軸線在 20o N以南為東北--西南走向，在 20o-21o N間，則逐漸改為南-北方向，並且大都在 4000 公尺水深之下。相反的在 21o20’ N以 北，因呂宋火山島弧與隱沒的歐亞大陸開始發生了弧陸碰撞，北段的馬尼拉海溝呈 西北-東南向，已不再是板塊聚合邊界，而是代表著台灣增積岩體的變形前緣，因此 水深逐漸變淺越接近臺灣水深越淺，2000 公尺；圖二。並且北段馬尼拉海溝以西 為亞洲大陸地殼Liu et al., 1992; Yao et al., 2005，而不再是南海海洋地殼。21o20’ N 以北馬尼拉海溝軸線方向及水深的改變，說明了台灣南部海域經歷兩個重要的大地 構造演化階段 洋-洋隱沒及初期弧陸碰撞圖三）。 5 臺灣增積岩體臺灣增積岩體 臺灣增積岩體圖二指馬尼拉海溝及北呂宋海槽弧前盆地間的造山帶，包括西側 的高屏斜坡踫撞增積岩體及東側的恆春海脊隱沒增積岩體。 恆春海脊隱沒增積岩體恆春海脊隱沒增積岩體 在 19o-21oN間洋-洋隱沒帶內，恆春海脊平行於馬尼拉 海溝，為典型的隱沒增積岩體，寬 48 公里，呈南北向延伸；在 21o N以北的初期弧 陸碰撞帶，恆春海脊隱沒增積岩體直接連續到恆春半島-中央山脈南段Huang et al., 1997。在海底地形上，恆春海脊為臺灣增積岩體的上斜坡Upper Slope of Reed et al., 1992，為侵蝕自中國大陸東南並沉積在歐亞大陸斜坡-南海海盆-馬尼拉海溝軸線的 深海沉積物，經隱沒作用才刮積到菲律賓海板塊的隱沒增積岩體內。恆春海脊的岩 層應與恆春半島一樣圖四，主要由中-晚期中新世深海相濁流層組成。 高屏斜坡碰撞增積岩體高屏斜坡碰撞增積岩體 高屏斜坡踫撞增積岩體主要位處 21o以北的初期弧陸 碰撞帶內 ， 為介於北段馬尼拉海溝呈西北-東南走向 與南-北向恆春海脊隱沒增積岩 體之間、並呈西北-東南走向的褶皺-逆衝帶圖二、三。高屏斜坡向北延伸到台灣島 上的西部麓山帶南段表三）。在海底地形上高屏斜坡為臺灣增積岩體的下斜坡Low Slope of Reed et al., 1992。高屏斜坡原內岩層應與南段西部麓山帶一樣，包括侵蝕自 中國大陸的中新統及侵蝕自臺灣島中央山脈的上新世-更新世前陸地層。在 21o-23o N 間當南海海洋地殼-歐亞大陸向東隱沒作用停止後6Ma ， 菲律賓海板塊繼續向西前進 擠壓70 km/Ma; Seno, 1977; Seno et al., 1993; 81 km/my, Yu, et al., 1997，導致呂宋火 山島弧以西北方向頂踫歐亞大陸地殼，使得馬尼拉海溝向西遷移呈現西北-東南走 向，同時原來沉積在臺灣海峽亞洲大陸陸棚-陸坡上的前陸盆地岩層向西褶皺-逆 衝，成為西北東南走向的海底山脈高屏斜坡，併置於南-北走向恆春海脊隱沒增積 岩體的西側圖二；此時，馬尼拉海溝北段也逐漸由板塊隱沒聚合的地質角色，轉移 為褶皺-逆衝帶變形前緣斷層。為了區別同位於馬尼拉海溝以東、而於洋-洋隱沒時期 16-6 Ma形成的恆春海脊隱沒增積岩體，形成於弧陸碰撞時期6Ma-目前的高屏斜 坡稱為踫撞增積岩體。 高屏斜坡踫撞增積岩體與恆春海脊隱沒增積岩體之間必然存在一道斷層帶，此斷 應可能向北連接到台灣島上梨山--荖濃斷層Huang et al., 1997，或如 Liu et al. 1997 認為臺灣增積岩體的上、下斜坡間的斷層帶延入南段的西部麓山帶內。 北呂宋海槽弧前盆地及呂宋火山島弧北呂宋海槽弧前盆地及呂宋火山島弧 北呂宋海槽弧前盆地北呂宋海槽弧前盆地 北呂宋海槽弧前盆地呈南-北向，介於中央山脈南段--恆春 半島-恆春海脊隱沒增積岩體與呂宋火山島弧間圖二、三。在 21o20’N以南的洋-洋 隱沒帶內，北呂宋海槽寬 50 公里，其中深海相岩層幾無變形，或僅小量變形Huang et al., 2001; Chi, 2003; Yao et al., 2005；但在 21o20’N以北、海岸山脈22o40’ N以南 6 間的初期弧陸碰撞帶內，北呂宋海槽弧前盆地的西半部發生反逆衝向東逆衝，形成 花東海脊，因此北呂宋海槽弧前盆地自 21o20’N往北逐漸關閉圖三; Reed et al., 1992; Huang et al., 1992; Lundberg et al., 1997。 花東海脊向北延伸直接連接到海岸山脈的利 吉混同岩體Lichi Mlange; Huang et al., 1992；Malavieille et al., 2002 。 反逆衝斷層不但導致北呂宋海槽的關閉，也抬高了花東海脊。因此在恆春半島- 恆春海脊隱沒增積岩體與變形的花東海脊間存在一個海底地形上相對低的南縱海槽 圖二；Chen and Juang, 1986。南縱海槽呈南-北向，向北與臺東縱谷相連接表三； Huang and Yin, 1990，為踫撞縫合線盆地，充填著侵蝕自中央山脈東側-恆春半島及 海岸山脈的岩層，不整合覆蓋於變形的花東海脊弧前盆地岩層之上Fuh et al., 1997。大約沿著 121oE經線，在南縱海槽中央存在南-北向走滑斷層系統Fuh et al., 1997，可連接到中央山脈與海岸山脈間的縱谷斷層系統Hsu, 1956。此南-北向走滑 斷層尚繼續向南延伸到恆春海脊與北呂宋海槽間的島弧增積岩體間界斷層圖二； Byrne, 1998。南縱海槽與島弧增積岩體間界斷層，分別代表位於初期弧陸碰撞帶 內的胚胎期臺東縱谷及縱谷斷層表三。 呂宋火山島弧呂宋火山島弧 北呂宋海槽以東的綠島-蘭嶼-巴丹-巴布煙火山島鏈構成北呂宋火 山島弧，並且向南延伸到呂宋島圖三。這些火山島成菱形狀，各自為火山噴發中心， 火山島間為深槽所分隔，火山島四周形成環礁林朝棨, 1967; Yang et al., 1995。呂宋 火山島弧的北段已向西加附到中央山脈東側，成為海岸山脈的一部分圖四。由海岸 山脈經過綠島、蘭嶼到呂宋島，火山噴出的安山岩地球化學、火山島停止噴發時間 及火山島環礁的形成時間，均有向南越年輕的一致性改變Yang et al., 1988; Chen et al., 1990; Lo et al., 1994; Huang et al., 1995。 2.3. 琉球海溝隱沒帶琉球海溝隱沒帶 琉球海溝隱沒帶由南往北包含花東海盆、琉球海溝、 耶雅瑪增積岩體、和平-南 澳-東南澳弧前盆地、琉球火山島弧、沖繩海槽及東海陸棚圖二; Liu et al., 1998; Lallemand et al., 1999。花東海盆位於海岸山脈-呂宋火山島弧以東、加瓜海脊以西圖 二，為菲律賓海板塊的一部分，向北沿琉球海溝隱沒於張裂的歐亞大陸之下Tsai, 1986；Kao et al., 1998。花東海盆由海洋地殼組成，由海床拖撈起來的輝長岩，經定 年為早期白堊紀年代131-119 Ma; Deschamps et al., 2000，遠老於由區域性古地磁條 帶所推測的始新世Hilde and Lee, 1984 。 在海洋地殼之上沉積著兩套具不同震相的深 海地層推測下部為遠洋性軟泥，上部為侵蝕自臺灣中央山脈及海岸山脈、並經由 深海河道輸送而來的上新世-更新世深海相細粒濁流層Liu et al., 1998。加瓜海脊為 無震海脊，向北隱沒入歐亞板塊之下，造成琉球海溝向北彎曲Schnrle et al., 1998。 琉球海溝由北段的東北-西南向，轉為南段的東-西向，最後靠近臺灣時又轉為西 北-東南向圖二。由於耶雅瑪增積岩體尚未出露及缺乏深海鑽探，琉球海溝發生的 7 時間一般由琉球火山島弧噴發年齡上新世更新世，或由沖繩海槽內新沉積深海相 岩層與未張裂前中新世深海相岩層間之不整合面時間，或張裂前海槽兩側中新世淺 海相地層的對比 Marutami and Sato, 1985; Huang, 1986，推論為上新世早期。另一方 面，由於耶雅瑪增積岩體與臺灣斜向踫撞，琉球海溝向西延入臺灣時，變得糢糊不 清Lallemand et al., 1997。 參、臺灣島大地構造參、臺灣島大地構造 3.1 被動式大陸邊緣被動式大陸邊緣 一般的被動式大陸邊緣體系有兩項主要特徵 在大陸地殼上陸棚上連續沉積著深 受全球海水面升降影響的淺海相地層及甚少火成岩層除非有張裂活動發生。而在陸 殼減薄過渡到洋殼的陸坡上沉積著半深海到深海相的濁流層或遠洋性岩層。被動式 大陸邊緣也因由老的大陸地殼過渡到年輕的海洋地殼，在大陸地殼基盤上也常發生 小區域性張裂盆地，其中堆積著厚層淺海相陸源碎屑層序或生物礁體。由於自中新 世最晚期開始的弧陸碰撞，臺灣的被動式大陸邊緣體係尚且以晚新第三紀-第四紀前 陸盆地重疊在古第三紀張裂盆地之上，終結整個被動式大陸邊緣構造地史為特徵Lin and Watts, 2002。 北港基盤高區以北的西部麓山帶及雪山山脈北港基盤高區以北的西部麓山帶及雪山山脈 臺灣的雪山山脈、西部麓山帶、海 岸平原及臺灣海峽為典型的被動式亞洲大陸邊緣沉積圖三，基本上也具備上述兩項 被動大陸邊緣的基本地質特徵。依沉積層序恢復後之盆地形貌，還可以把臺灣的被 動式亞洲大陸邊緣沉積體系再細分為盆地及地臺Stach, 1957; Schreiber, 1965; Meng, 1971，如果再詳細檢視沉積盆地內的岩層內容及層序，尚可再細分為早第三紀古新 世-始新世同張裂層序、晚第三紀漸新世-中新世後張裂層序及上新世-現代的前陸 盆地沉積表一。 臺灣島上的早第三紀層序均為淺海相沉積 ， 主要出露在雪山山脈及中央山脈表一; Chang, 1962, 1975，極小部分出露於北港基盤高區上的西部麓山帶Hashimoto and Kurihara, 1974; Huang., 2005。雪山山脈四稜砂岩以下的地層，雖然地層及沉積環境 尚未有大量研究Tan, 1971; Lee, 1979;Chen, 1977; 周瑞燉, 1990，但其中含早第三紀 大型有孔蟲及超微化石Tan, 1971; Huang, 1980，可以確定為始新世層序，但是否存 在有古新世層序 ， 則尚未證實 。 至於這些始新世或更老地層是否為張裂盆地層序Teng et al., 1991; Ting and Lin, 2004、或正常穩定陸棚上連續沉積，仍有待更多地層、古 生物學及沉積學研究。依區域性盆地構造推論，雪山山脈內岩層極可能原為西部麓 山帶漸新世以下的張裂盆地層序。 位於北港基盤高區以北的西部麓山帶緊臨臺灣海峽的臺西盆地圖二，應原為臺 西盆地的一部分楊耿民等，1996。西部麓山帶出露晚漸新統底部為斷層所截及以 上的淺海相地層。這些地層的沉積主要受控於全球海水面升降影響，基本上為連續 8 沉積，缺乏大規模地層缺失表一，與臺西盆地的後張裂層序完全相同。最近的研究 已證實在位於北港基盤高區上的西部麓山帶前緣區南投縣境的粗坑地區，曾被誤認 為相當於早中新世汐止群; Ho et al., 1956，出露早第三紀張裂盆地層序Huang et al., 2005; Huang, 2005，其中同張裂層序包括中-晚始新世凝灰岩及侵蝕自中國大陸的淺 海相砂岩含大型有孔蟲化 Discocyclina；Huang., 2005。早第三紀同張裂層序為晚漸 新世-中新世後張裂層序假整合超覆，兩者間存在一個區域性張裂不整合面，缺失了 最晚期始新統及早期漸新統，標記著南海的張裂活動。此與臺灣海峽及北港基盤高 區的層序幾乎一致Huang and Chi, 1979；Ting, 1979。西部麓山帶漸新世以下地層因 被區域性斷層所截而未出露，同時也未被石油探勘井所鑽遇，因此是否存在有早第 三紀地層甚或早第三紀張裂盆地層序，目前尚缺直接證據。不過，如果考慮1西部 麓山帶北段緊臨臺灣海峽的臺西盆地圖二 ；2臺西盆地及西部麓山帶在漸新世及 以上層序完全相同；3 臺西盆地的漸新世屬後張裂層序，不整合覆蓋於於早第三紀 張裂盆地之上Sun, 1982; Huang, 1982，與南投附近的西部麓山帶早第三紀張裂盆地 地層序完相同，可以合理推論在西部麓山帶未出露的漸新世地層之下可能存在早第 三紀張裂盆地，並且在雪山山脈四稜砂岩以下的早第三紀地層，極可能就是此未發 現證實的西部麓山帶內早第三紀張裂盆地層序表一。 雪山山脈及西部麓山帶在上新世以前的第三紀沈積物均由中國大陸侵蝕供應而 來Chou, 1973。雪山山脈及西部麓山帶是在臺灣附近洋-洋隱沒作用停止後6 Ma， 在隨之發生的弧陸碰撞過程中，才一一褶皺-逆衝，改造為位於中央山脈隱沒增積岩 體西側之新山脈。因此以區域性大地構造觀點，把西部麓山帶造山變形前緣-現今馬 尼拉海溝連為一體，則臺灣島上梨山-荖濃斷層以西的雪山山脈-西部麓山帶原始被 動式亞洲大陸邊緣，亦可稱為踫撞增積岩體相對於梨山-荖濃斷層以東的中新世隱 沒增積岩體或碰撞前增積岩體。持至今日此踫撞增積岩造山帶前緣斷層，如車籠埔 斷層921 地震斷層; Kao and Chen, 2000 和彰化斷層-觸口斷層黃鑑水等, 1994，仍 然活躍。 北港基盤高區以南的西部麓山帶北港基盤高區以南的西部麓山帶 北港基盤高區以南的西部麓山帶，原為臺灣海 峽臺南盆地的一部分楊耿明等，1996，且向南延伸到臺灣西南海域的高屏斜坡踫撞 增積岩體圖三。因此，在 6-5 Ma 弧陸碰撞以前，如同位於澎湖地臺-北港基盤高區 以北的西部麓山帶北段-臺西盆地原為一體一樣，位於澎湖地臺-北港基盤高區以南的 西部麓山帶南段-高屏斜坡-臺南盆地亦原為一體，為亞洲大陸東海陸棚上的一部位， 在 6-5 Ma 年以來的弧陸碰撞過程中，臺西盆地及臺南盆地的一部份被造山變形，分 別形成今日的南、北段的西部麓山帶；也因此北港基盤高區以北的西部麓山帶為淺 海陸棚相沉積，而北港基盤高區以南的西部麓山帶為較深的陸棚-陸坡相沉積。究其 原因原屬不同沉積盆地與空間位置所致。由於北港基盤高區以南正斷層的活動至少 持續到上新世晚期，使得南段的西部麓山帶沉積巨厚的上新世-更新世泥層，並導致 盆地下部層序不易出露。因此南段西部麓山帶僅在中期中新世以上地層出露Chung, 9 1962。至於在北港基盤高區以南的南段西部麓山帶在中新統之下、或臺南盆地在漸 新統之下，是否存在類似於在北港基盤高區以北的北段西部麓山帶、或臺西盆地的 早第三紀張裂盆地，目前仍須多方努力去調查研究。 前陸盆地前陸盆地 整個南段及北段西部麓山帶在上新世及更新世為前陸盆地堆積，沈積 物主要由己出露的中央山脈增積岩體由東向西供輸而來Chou, 1977; Covey, 1984; Lin and Watts, 2002 。 中央山脈北段由中新世深海濁流岩層組成的隱沒增積岩體類似 今日恆春半島在 5Ma 開始出露Huang et al., 2005，前陸盆地亦隨之在北港基盤高區 南北兩側的原始臺灣海峽發生Lin and Watts, 2002 。 出露的中央山脈隱沒增積岩體不 但供應碎屑岩於西側的前陸盆地，同時亦供應沉積物堆積於其東側的弧前盆地。 被動式亞洲大陸邊緣體係形貌被動式亞洲大陸邊緣體係形貌 在臺灣島在未出露前即未發生初期弧陸碰撞前; 5Ma，台灣地區被動式大陸邊緣體系的原來形貌，與中國大陸東南的珠江口盆地形 貌極為類似圖五。比較由廣州到南海海盆的南北向地質剖面，與恢復了的台灣晚中 新世10-7 Ma地質剖面圖五; Teng, 1990; Huang et al., 1997，顯示兩者其實是極可類 比的。兩者間的差異只在台灣地區因為存在著以南海海洋地殼沿著馬尼拉海溝向東 隱沒於菲律賓海板塊之下﹐而發育了增積岩體、北呂宋海槽弧前盆地及呂宋火山島 弧，而南北向珠江口盆地一帶剖面因為沒有馬尼拉海溝，故缺少了弧溝系統。珠江 IIII 盆地相當於台灣海峽澎湖盆地，珠 II 盆地相當於台灣未造山前的臺西盆地或臺 南盆地，並且珠 IIII 盆地與珠 II 盆地間的構造高區中央隆起，相當於台灣西部平 原下的北港構造高區圖五; Huang et al., 1997。 3.2. 隱沒增積岩體隱沒增積岩體 弧陸碰撞發生6-5 百萬年前的隱沒增積岩體，是指在呂宋火山島弧尚未與歐亞 大陸地殼相碰撞之前，原位於馬尼拉海溝與北呂宋海槽弧前盆地間的增積岩體﹐包 括中央山脈西斜面的中新世板岩及恆春半島的晚中新世濁流岩層 （圖三; Huang et al., 1997）。增積岩體內沉積物先在亞洲大陸斜坡-南海海盆到馬尼拉海溝軸線以西的較 深海位置，以高密度濁流岩形式沈積。當歐亞大陸前緣的南海海洋地殼逐漸隱沒於 菲律賓海板塊之下時，這些原來在亞洲大陸斜坡-南海海盆與馬尼拉海溝軸線沈積的 中新世濁流岩，隨著隱沒作用的進行被刮積到馬尼拉海溝東側的增積岩體之內，成 為菲律賓海板塊內的岩層圖六 A。由於增積岩體是與馬尼拉海溝及北呂宋海槽-呂 宋火山島弧平行存在，因此隱沒增積岩體體系亦是由北（中央山脈早--中期中新世板 岩）而南（恆春半島晚期中新世濁流岩）連成一體圖三。這個岩體尚且向南延續到 恆春半島南方海域、現今馬尼拉海溝東側的恆春海脊增積岩體Huang and Yin, 1990, Huang et al., 1992, 2001; Reed et al., 1992; Liu et al., 1998）。 中央山脈西側隱沒增積岩體內深埋複式逆掩體中央山脈西側隱沒增積岩體內深埋複式逆掩體 隱沒增積岩體有兩個地質特徵 深海相沉積物半遠洋性泥質、濁流岩或深海扇及存在隱沒雜岩。中央山脈板岩廬 10 山階，Chang, 1962尚保存清晰濁流沉積特徵Pelletier and Hu, 1984，並且含深海相 底棲有孔蟲組合或生痕化石Chang, 1976。由於隱沒增積岩體在 6-5 Ma之後的弧陸 碰撞過程中快速隆升及剝蝕，增積岩體23o20’N以北最上部的晚中新世岩層，已被 剝蝕待盡再沉積於西側的前陸盆地及東側的弧前盆地。如今中央山脈西側的早-中 期中新世板岩代表增積岩體的深埋複式逆掩體duplex；圖六A。反之，也因為剝蝕 隆昇，致使增積岩體的深埋的複式逆掩體得以在今日的成熟期弧陸碰撞帶內出露在 中央山脈西側圖三。 中央山脈西側的中新世板岩隱沒增積岩體與東側的始新世-古生代變質岩俯衝 再剝蝕隆昇的歐亞大陸間，或與梨山-荖濃斷層以西的雪山山脈-西部麓山帶被動式 亞洲大陸邊緣 間，存在明顯的區域性地質差異Huang et al., 1997。梨山-荖濃斷層 以東的中央山脈西側隱沒增積岩體為中新世深海相濁流沉積，而梨山-荖濃斷層以西 為被動式亞洲大陸邊緣早第三紀-第四紀淺海相沉積表一；梨山-荖濃斷層以東的中 新世板岩隱沒增積岩體內深埋複式逆掩體，為葡萄石-綠纖石相變質度、板岩結晶 度低2θ 峰大、鋯石核飛跡未完全踰合；而中央山脈東側的始新世-古生代變質岩俯 衝再剝蝕隆昇的歐亞大陸為綠色片岩變質度、片岩結晶度高2θ 峰小、鋯石核飛跡 完全踰合Tsao et al., 1992 ; Liu et al., 1992, 2001; 陳肇夏、王京新, 1995; Huang et al., 2005。因此中央山脈西側的隱沒增積岩體中新世板岩 與東側的俯衝再剝蝕隆昇的 歐亞大陸間應存在一區域性斷層帶或變質靡礫岩Lo, 1993。 恆春半島隱沒增積岩體上部恆春半島隱沒增積岩體上部 恆春半島圖四為中新世亞洲大陸斜坡到南海
展开阅读全文
