研究區域介紹

東歐相連至亞洲的主要造山帶可分為兩個系統，東邊的印度板塊自~50 Ma

（百萬年前）開始向北與歐亞大陸板塊碰撞而形成喜馬拉雅山及西藏高原，聚合 速率約 50-60 mm/yr，西邊的 Zagros 則有阿拉伯板塊以相對較慢的速率（約 18-25 mm/yr）於~25 Ma 開始與歐亞聚合（e.g., Hatzfeld and Molnar, 2010）。受到阿拉伯 板塊的擠壓，歐亞大陸板塊在黑海與裏海之間形成大、小高加索山脈（圖 1.1），

板塊的交界則在伊朗與土耳其南邊的 Bitlis-Zagros 縫合帶，小高加索與縫合帶之 間為東安納托利亞火山高原，本研究區域主要集中在高加索區域的喬治亞共和 mm/yr（McClusky et al., 2003； Retlinger et al., 2006）。

南北碰撞使得安納托利亞地塊向西逆時針移動（圖 1.1），並形成 Bitlis-Zagros 與大高加索山逆衝帶，東安納托利亞高原之形變較為分散而非塊體式移動(Tan and Taymaz, 2006)，小高加索以南之火山高原有明顯的共軛走向滑移斷層。Philip et al., (1989) 提出黑海東邊有一條較大的 Borzhomi-Kazbeg 左移斷層從土耳其東部向東 北切過大高加索中部，並將大高加索分為東西兩部分（圖 1.2），然而許忻志 (2013) 以現有震源機制解分布情形推斷此斷層並沒有延伸至大高加索地區。高加索地區 的地震活動顯示高加索地區的地震以深度小於 40 km 的淺源地震為主，規模大部 分小於 4，並且集中在喬治亞境內的大高加索山南部以及小高加索的 Javakheti 高 地（圖 1.1）。

高加索與鄰近區域陸-陸碰撞後之岩漿活動約於中新世晚期開始，南喬治亞小 高加索的 Javakheti 便為晚中新世所形成的火山帶（Goguitchaichvili et al., 2000），

岩漿活動紀錄持續到數十萬甚至近五萬年內（Lebedev et al., 2003）。東安那托利亞 高原緊臨於小高加索西南邊，平均海拔為 2 km， Sengor (1980）根據均衡學說估 算約需要 55 km 厚之地殼才足以支持此地形高度，Zor et al. (2003)利用接收函數資 料求得此處地殼厚度僅 46 km，且上部地函之特性有較低 SH 剪力波、P 波與 Pn 波速度以及高衰減之 Sn，因而此處被認為沒有岩石圈地函或是岩石圈地函很薄

（Gök et al., 2003；Al-Lazki et al., 2004；Zor et al., 2008），進而推測此高地是被熱 異常的地函所支撐而與增厚的地殼無關（Sengor et al., 2003）（圖 1.3），新特提斯 洋隱沒板塊拆解（detatchment）或是大陸岩石圈拆沉（delamination）則被認為是 主要軟流圈上湧並造成大量岩漿活動之成因（Pearce et al., 1990；Keskin, 2003）。

林俞青 (2011) 根據高加索地區的火成岩分析以及 Keskin et al., (2003)的模型解釋 高加索–伊朗–安納托利亞 （Caucasus-Iran-Anatolia, 簡稱 CIA）的岩漿活動分布，

該研究指出 CIA 地區碰撞後岩漿活動約始於 11 Ma，高鉀鈣鹼性岩漿活動之時空

圖 1.1 高加索與鄰近區域構造示意圖。白色箭頭為 Reilinger et al. (2006)以歐亞板 塊為參考點之水平觀測值，黑色箭頭為根據模型 MORVEL（DeMets et al., 2010）

計算的阿拉伯板塊相對於歐亞板塊之移動速率，黑色實線為主要斷層線，細箭頭 表示相對位移的方向。（修改自許炘志, 2013）

圖 1.2 高加索-伊朗-安納托利亞高原之斷層構造。BKF 代表穿過大高加索的 Borzhomi-Kazbeg 走向滑移斷層。（摘自 Philip et al., 1989）

圖 1.3 始新世至今東安納托利亞高原之構造演化剖面示意圖。由上而下為始新世 早期至中新世之後的演化情形，始新世早期 Rhodope-Pontide Arc 有大型的隱沒增 生楔 （subduction-accretion complex），至始新世晚期增生楔尖端已達 Bitlis-Poturge Massif 的北邊。在整個漸新世時期，在東安納托利增生楔受其下的海洋岩石圈輸 送而不斷地壓縮與增厚，隱沒停止後大陸碰撞開始，中新世中期以後因板塊斷離 使軟流圈上湧，造成東安納托利亞高原失去岩石圈地函。（摘自 Sengor et al., 2003）

圖 1.4 CIA 地區陸-陸碰撞後火山岩時空變化。圖(a)-(d)表示高鉀鈣鹼性岩漿活動 之時空變化趨勢為先向南再向東遷移。（摘自林俞青, 2011）