2-1 盆地分類
為了了解南海地區各沉積盆地的形成之機制，我們必須統一盆地分類之基準，進而 推論統整各盆地之演化過程。盆地是一個沉積物累積相較於附近區域在同一時期較厚 且下沉的地層，其分類方法有相當多種，多是以盆地的形成過程及其所處板塊架構位 置來當分類基準(Ingersoll, 1988)，綜合 Dickinson(1974)與 Bally 等人(1980)所提出的盆 地分類，他們利用板塊相對運動形貌大致將盆地分成聚合型，擴張型以及平移型，各 類又可依岩石圈組成分成，如大陸岩石圈、海洋岩石圈、及過渡帶等；依位置分為板 內、邊緣帶等，詳加細分如下(Xie and Heller, 2009)。
擴張運動於大陸地殼
當陸塊受拉張作用時會產生張裂，由於陸塊成份、受力大小等等皆會影響其張裂 程度及盆地納積大小，有兩種裂谷方式，第一種為陸塊受拉張減薄，地函上湧，形成 一線性裂痕，多生成在板塊內部；第二種為地殼受區域性地函旺盛作用而形成線性火 山群及圈谷式地形(doming)，陸塊持續拉張，為維持塊體壓力平衡，而轉為三張裂(RRR
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Junction)，張裂拉張程度不一，因而也形成三種沉積盆地。
(1) 初期大陸張裂盆地(continental rift basins)：屬於年輕且仍持續受到張力作用的張裂 盆地，通常會伴隨區域性的火山作用，含有一系列的正斷層、地塹分布，多以沖積扇、
河相和湖相之沉積環境為主。
(2) 成熟大陸張裂盆地(mature continental rift basins)：由於大陸邊緣向下俯衝的拉力和 地函熱流之交互作用，導致地殼減薄隆起造成大陸張裂。陸上火山作用廣泛，沉積物 多屬沖積扇、河流和湖泊沉積環境。
(3) 裂陷槽盆地(Aulacogen basin (failed rift )：此區張裂作用已停止，但張裂發展未完全，
未發展成海洋盆地的過渡期，只出現在大陸地殼，可延伸至海岸平原、陸棚及陸坡環 境。如表一所示，依受力程度大致可區如圖十八。
擴張運動於海洋地殼
(1) 海洋張裂盆地(oceanic rift basins)：由大陸張裂盆地轉變而來，盆地中心基底以新生 海洋地殼(拉斑狀玄武岩)為主，被動邊緣則為大陸地殼，多為沖積扇、扇三角洲、陸棚、
27 前盆地(forearc basin)，位於增生層上，以火山碎屑沉積物和碳酸鹽類為主。 由火山島 弧順隱沒帶依序形成 b) 弧內盆地(intra arc basin)，以遠洋沉積物和火山碎屑岩為主，
陸緣沉積物極少，因板塊相互運動拉扯，造成擴張運動，偶有地塹分布，為持續活動 之盆地和 c) 弧後盆地(back arc basin)，殘餘的火山島弧(死火山)和大陸邊緣之間，多為 遠洋沉積物，少有陸緣沉積，通常較穩定(Xie and Heller, 2009)。
3) 海洋性板塊帶著大陸塊持續的隱沒至大陸性板塊下，使得陸塊與陸塊碰撞，海盆關 起，形成造山帶和海溝，為維持重力平衡，穩定陸塊至造山帶間下沉至海水面以下，
沉積物堆積，形成前陸盆地(foreland basin)，造山帶往內陸，有一系列的後陸盆地(retro arc foreland system)。沉積量高，多為深海、火山和大陸沉積物(Emiliano Mutti, 2003; Xie and Heller, 2009)。
錯動作用
錯動運動通常伴隨著伸張力(transtensional)和壓縮力(transpressional)，此系統會造成 局部的地殼減薄，形成細長分裂盆地(elongate pull-apart basins)。以張力為主的平移斷 層持續錯動，會造成陸塊以垂直斷層走向的方向分裂，有些甚至在斷層中心發展出新 的海洋地殼；以壓縮力為主的平移斷層則會產生局部的平移盆地和褶皺帶。通常在震 測剖面上可以觀察到花狀構造(表三)。
28 Aulacogen basin
張裂作用已停止，但張裂發展未完全，只 入構造(salt diaper)。
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圖十八、張裂盆地在不同應力及環境下所顯示之形態（修改自
http://earth-literally.blogspot.tw/2012/01/basin-analysis-flog.html?view=mosaic
表二、擠壓作用所形成之盆地
構造機制 盆地類型 特性
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大陸岩石圈
前陸盆地 foreland basin
穩定陸塊至造山帶間下沉至海水面以 下，沉積物堆積，形成前陸盆地(Emiliano Mutti, 2003)。
背陸盆地 Backland bas
沉積量高，來源多為深海，火山和大陸 沉積物。(From Prof. Abbas)
弧前盆地 Forearc basin
增生層上，以火山碎屑沉積物和碳酸鹽 類為主
弧後盆地 Backarc basin
遠洋沉積物和火山碎屑岩為主，陸緣沉 積物極少，因板塊相互運動拉扯，造成 擴張運動，偶有地塹分布。
(Xie and Heller, 2009)
張裂傾斜盆地 造山帶後方垂直於俯衝帶的張裂地塹或
Trench fill
沉積量低，有濁流，多為遠洋沉積物和 火山碎屑岩，增生層的變質沉積岩。
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圖十九、擠壓環境下所生成之盆地，包含碰撞帶及隱沒帶修改自(Einsele, 2000)
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表三、錯動形成之盆地
圖二十、平移錯動形成之盆地，修改自(Ben-Avraham and Zoback, 1992)
分析盆地演化通常會以鑽井資料分析其沉積物隨環境變化，再利用測井內的生物
構造機制 盆地類型 特性
大陸岩石圈
平移盆地 以剪力為主的平移斷層持續錯動，會造成
垂直斷層走向的分裂陸塊，有些甚至在斷 層中心發展出新的海洋地殼；以扭力為主 的平移斷層則會產生限制形的平移盆地 和有限褶皺帶
海洋岩石圈
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南海地區盆地演化過程，大約皆可分成張裂前（pre-rift）、同張裂（syn-rift） 和 後張裂（post-rift）等三期，分別以張裂作用開始（rift onset unconformity, ROU） 的交 角不整合面，及張裂作用停止（end-rift unconformity, ERU）的破裂不整合面隔開（如 圖二十一）， 而破裂不整合面通常有2.0~2.5 Ma的時間空隙差(Franke, 2013; Franke et al., 2013)。由於南海的張裂大約由北向南，由東向西傳遞，因此各區域張裂演化過程有先 後的差異，破裂不整合面通常被T7（~30 Ma）、T6(~23.8Ma)以及T4(~16Ma) 等三條不 整合面所記錄，分別為南海海盆張裂，洋脊南躍以及張裂停止的三個地質時間點，但 不同沉積盆地所記錄到不整合面時間及意義皆不相同。
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圖二十一、張裂過程中形成之不整合面示意圖，由前張裂、同張裂至破裂不整合面形 成後的後張裂 （取自 Franke et al., 2013）
2-3 火成作用與盆地演化之關係
岩漿活動（magmatism）為大陸裂解（continental breakup）過程中重要作用之一，
不同之板塊構造型態，會造成不同的岩漿形成過程與岩漿活動成因，大致可分為擴張 分離式（divergent）板塊邊界、聚合式（convergent）板塊邊界和熱流柱（hot spot）等 三種不同板塊構造形態。因此藉由火成岩的時空分佈，可以對於研究區域的地體架構 做初步的演化推估。
擴張分離式：由於超鐵鎂質（ultramafic）軟流圈上湧，岩石圈相對增溫減薄，鐵 鎂質岩漿(mafic magama)上升過程經由減壓部分熔融，冷卻形成成份比例不同之火成岩 體，而在地表構造形態包含中洋脊及大陸裂谷。通常中洋脊的岩漿庫（mantle chamber）
位於海洋地殼下方，深度較淺，岩漿以噴出或侵入方式凝固成岩，包含枕狀玄武岩、
36 volcanism）。
熱流柱：固定於地函，有週期性的上湧，造成部分熔融而形成鐵鎂質岩漿，可能
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2-4 Gplates 軟體應用
GPlates 為一板塊重建軟體，依照合理可信的參考資料做為依據，將板塊的相對運 動以動態方式模擬出來，可以快速得到地球表面及次表面系統之演化，並可計算板塊 隨年代之相對運動方向和速率，更可以透過鑲嵌(embedded)的方式，將相關資料如火成 岩體時空分佈、古生物分佈等等置入板塊模擬中，進而減少了時間與空間尺度上的問 題。其基本概念如圖二十二，必須要有四個要件，包含板塊的邊界輪廓(點線檔)、板塊 在不同年代之相對位置(以歐拉軸投影表示)、板塊相互關係(樹狀圖)及驅動整個板塊重 建運動的旋轉檔，有這四要件方能進行板塊運動模擬。
我們的重建模擬主要是根據 Seton 等人（2012）所提出的全球板塊重建為基底(Seton et al., 2012)，並依照區域性的相關資料，做更細步的修正及補充，如加入南海海盆的擴 張及該區的沉積盆地等深線等資料。南海海盆我們主要以 Briais (1993)所提出的磁力異 常條帶（magnetic anomaly）為參考依據，而各沉積盆地等深線主要依據 technical bulletin vol.23 Committee for coordination of joint prospecting for mineral resources in Asian offshore areas (CCOP)所提供的等深圖資料所數化完成。而其他地塊之間的相互關係也 依照最新文獻資料做細部修正，如紅河剪切帶左移活動時間下修至 28Ma，而呂宋島弧 的碰撞時間則上修至 15Ma。
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圖二十二、Gplates 軟體基本架構示意圖
根據 Golonka 等人(2006)所提到的板塊重建方法，假設板塊為剛性且動量與質量皆 守恆，把各板塊的相對角動量疊加起來時應為 0，表示當定量的板塊隱沒至海溝時，中 洋脊也會發展出相對量的新板塊。而板塊在球面上的運動可以用座標來表示，以一通 過球心的假想軸，又稱為歐拉軸(Eular pole or pole of rotation, 此軸並無地質意義)為中 心，並沿著球面上小圓旋轉，以經緯度表示轉動軸投影至球面之轉動極、角度表示地 塊之相對位置。在 GPlates 軟體裡以有限旋轉軸(finite pole of rotation)計算板塊從一特 定時間點至現今所運動之距離，由於各板塊之參考點位置、時間皆不相同，但又相互 關聯，因此形成了複雜的轉動極樹狀網路(Rotation tree) (Golonka et al., 2006)。
地球的磁場可由磁傾角(與水平線之夾角)、磁偏角(與格林威治子午線之夾角)來表 示，磁傾角又可以用緯度來表示(北極的磁傾角為+90，而南極則為-90)，因此透過收集 岩石記錄的古地磁資料可以得到地塊當時的磁傾角，再換算成其所在該時間點之古緯 度。而至於磁偏角(以 0~180 ﾟ記錄)則因地球章動(Earth Nutation)且各區磁性有所不同，
較難得到其精確所在位置；通常以熱點(hot spot)的火山作用作為參考點，計算出板塊古 經度，再與古環境、化石等資料作連接，相互對應(Golonka et al., 2003)。
板塊重建
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藉由古地磁資料，可以計算出兩相對應板塊的歐拉極(Euler pole)位置，但此方法 較無法應用在板塊聚合帶、轉型斷層帶及一方共軛極已俯衝進地函的隱沒區域，如北 太平洋及東太平洋等等。由於板塊以球面小圓做相對運動，轉型斷層帶沿平行小圓滑 移，因此我們仍可依照各剪切帶滑移向量推估出歐拉軸(圖二十三)；相對而言，板塊聚 合帶、隱沒帶及板塊變形帶如阿爾卑斯山內陸區域等等就較為複雜，很多地質資料都 因構造運動變形或隱沒而難以收集重建。
圖二十三、利用轉型斷層推估旋轉軸示意圖，(a)赤道附近之剪切帶(虛線)，平行 通過球軸心之小圓(實線)。(b) 畫出圖 a 各剪切帶之法線，可得一交點即為板塊之歐拉 軸(取 https://acontent.atutorspaces.com/home/course/content.php?_cid=643) 。
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根據(Greiner, 1999)，依照古地磁資料、海洋條磁異常帶、平移斷層和地塊邊界之 關係等等方法重建板塊古相對位置。彙整資料前須先定義一個絕對的參考座標(absolute
根據(Greiner, 1999)，依照古地磁資料、海洋條磁異常帶、平移斷層和地塊邊界之 關係等等方法重建板塊古相對位置。彙整資料前須先定義一個絕對的參考座標(absolute