臺灣北部造山帶磁性組構與古地磁之研究

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(1)國立臺灣師範大學地球科學研究所碩士論文 Department of Earth Sciences National Taiwan Normal University Master Thesis. 臺灣北部造山帶磁性組構與古地磁之研究 Study of Magnetic Fabrics and Paleomagnetism Across Northern Transect of Taiwan Mountain Belt. 彭筱君 Xiao-Jun Peng. 指導教授：葉恩肇博士 Advisor: En-Chao Yeh Ph.D.. 中華民國 104 年 6 月 June, 2015.

(2) 誌謝在研究生涯中，一路走來很幸運的遇到很多貴人，使我得以帶著你們的幫助順利走到最後，能夠完成這篇論文需要感謝很多人，首先最感謝的就是我的指導教授-葉恩肇老師了！從大學當暑期生開始一直受到老師很多幫助和鼓勵，在研究所期間更能感受到老師的用心良苦，不管是在地質專業知識方面或是做人處事的道理，老師的諄諄教誨我會銘記在心的，如果沒有遇到您就不會有這本論文的產生，衷心地獻上我的感謝。同時我也要感謝口委老師們，感謝李德貴老師在研究期間的教導及建議，謝謝您總是鼓勵並歡迎我們發問；謝謝周祐民學長，在我的研究生涯給了我諸多幫助；感謝詹瑜璋老師在口試當天的鼓勵及建議，真的非常受用。Special thanks to Charly Aubourg, I'm so grateful for the opportunity to discuss my thesis with you. Thank you so much for your help during your visit in Taiwan. 感謝洪崇勝老師和中研院地球科學所古地磁實驗室提供儀器讓我進行相關實驗並予以協助，最終才能獲得如此漂亮的數據，在這裡衷心地表達我的感謝之意。在中研院的日子同時必須感謝朝志大哥，謝謝你教會我很多儀器的操作方法及軟體使用，每當我有疑問時你總是很仔細的回答，真的非常感謝這段日子以來有你的幫助。除了要感謝中研院提供儀器使用機會外，也要謝謝國科會提供機會和經費讓我能夠去更好的完成計劃並獲得很棒的成果：臺灣造山帶北部之磁性組構與古地磁研究(計劃編號-NSC 101-2116-M-003-005)及臺灣海岸山脈奇美斷層之磁性組構與古地磁研究(計劃編號-MOST 102-2116-M-003-003)。感謝在研究生涯中身邊朋友的陪伴與鼓勵，首先要先感謝致柔(小ㄎ)，妳是我最棒的學習表率，謝謝妳總是鼓勵督促我，給我許多幫助讓我能夠變得更好；謝謝詩婷(月亮)陪我出野外採回了那麼多樣本；謝謝羑律(髒小兵)好多次大太陽下不辭辛勞騎腳踏車載我到臺大椰林大道搭中研院的接駁車；謝謝姿穎(胖包)和明均(外星人)我的碩一好室友，時常怕我睡過頭叫我起床；謝謝莛鈺(兮兮)總是認真聽我的煩惱並給我很好的建議；謝謝承恩(飛踢)在寫論文期間還提醒我要運動，很認真的陪我們練球；謝謝羽龍(胖黑)和耀傑(東尼)是癡肥兼認真的好夥伴；謝謝惠茹(Lulu)在這段期間一直關心我給我鼓勵；謝謝小璧(璧瑜)在研究所期間常常幫我打氣，謝謝室友美琪、彗如學姐和適安的關照，還有謝謝學生時代教導過我的所有老師與師大 101 級同窗們。謝謝 Ya's lab 的各位：詠恬學姊、方義學長、偉誠學長、東晉學長、啟舜、朝彥、亞彤、穎蓉、子恩、育愷、致緯、蕙君、炳權、傳立及傑笙，有你們的陪伴研究室總是充滿了笑聲，非常溫馨。特別謝謝詠恬學姊，不管在論文或是行政事務上多虧有學姐的諸多的幫助才能順利完成，還要謝謝朝彥、啟舜和豆漿，你們是我最後半年研究生活的熬夜認真好麻吉；謝謝文昱和伯杰，AGU 旅程中有你們的陪伴特別有意義。最後想謝謝我的爸爸、媽媽、姐姐和弟弟，謝謝你們的陪伴和包容，回到家後只要跟你們說說話聊聊天，疲倦都會一掃而空，有你們真好！. I.

(3) 中文摘要磁感率異向性因可作為瞭解區域應變的良好工具，已廣泛應用於造山帶演化的分析。過去研究調查指出臺灣北部造山帶的區域構造發育於最大變質溫度之前，為了瞭解造山過程中溫度和變形間的關聯性，本研究沿北橫公路至太平山採集低變質度的定向樣本，除了以磁感率異向性實驗、溫度－磁感率實驗及磁滯曲線來分析磁性組構外，並以熱去磁方法獲得古地磁相關資料，重建早期弧陸碰撞的北部造山帶應變演化過程。研究結果顯示磁感率橢球體的 K1 軸多呈東北-西南向，意味著擠壓方向大致和現今的板塊運動方向相符，而磁性參數中的異向性及變形強度由西向東逐漸增強，且在靠近斷層帶處數值相對較高。根據前人之磁性組構的分類，應變由小至大可分為 TypeⅠ-Ⅵ六類，利用臺灣北部造山帶採樣剖面的地質特性及磁性組構分佈的結果可將研究區分為 A 至 D 四個構造區域，其特徵分述如下：(A) 西部麓山帶至劈理發育處－此區開始受應變作用影響，K1 趨於集中在東北－西南向，磁感率橢球體偏向扁平狀，磁性組構應屬 TypeⅡ。(B) 劈理發育處至檜山斷層下盤－K3 開始受劈理影響，磁感率橢球體主要為扁平狀，磁性組構介於 TypeⅡⅢ間。(C) 檜山斷層下盤至梨山斷層－此區磁性組構於三光向斜至中嶺背斜開始呈現雪茄狀，K3 明顯受劈理發育而呈帶狀分布，磁性組構介於 TypeⅢ-Ⅳ。(D) 梨山斷層至太平山－受強烈劈理作用，推測應增強至 TypeⅣ以上，雖異向性與變形強度較大，但 K3 仍集中於鉛直方向而非水平方向，應是此區所受動力機制和雪山山脈不同，導致應變過程不連續。於雪山山脈北部的中嶺背斜進行殘磁之褶皺測試，由熱去磁結果顯示此區磁黃鐵礦所記錄之特徵殘磁時期為褶皺事件之後，可推論底侵作用可能為增溫的方式，而溫度降至磁黃鐵礦的居禮溫度之下便無明顯的褶皺作用，之後雪山山脈逐漸抬升冷卻，同時受到剝蝕作用影響，最終形成現今所見西村層出露之地貌。. 關鍵字：臺灣北部造山帶、磁感率異向性、磁性組構、古地磁、磁黃鐵礦. II.

(4) Abstract Anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) can be regarded as a useful tool for understanding the finite strain pattern of regional deformation so that it is generally applied to decipher the evolution of mountain belt. Previous studies suggested that the overprint of maximum metamorphic temperature postdated the regional deformation across the northern Taiwan mountain belt. In order to evaluate the interrelationship between maximum metamorphic temperature and deformation during mountain building, we collected oriented samples of low-grade metamorphic rocks from the Northern Cross-Island Highway to the western Backbone Range. In addition to the magnetic fabrics inferred from the study of magnetic susceptibility anisotropy, experiments of temperature-function magnetic susceptibility, hysteresis loop, and thermal demagnetization were also conducted to gather paleogeomagnetism in data. This study can provide insights into reconstructing the strain evolution. of northern. mountain belt during late Cenozoic arc-continental collision. Current results show that NE-SW orientation of K1 axes of magnetic ellipsoids indicates northwest-southeast compression, which is consistent with current plate convergence direction. Both AMS and deformation intensity increase from the west to the east with abnormally strong intensity and oblate strain near the major reverse faults, suggesting the amount of final strain increases across the mountain belt. According to the characteristics of the magnetic fabrics, magnetic fabrics can be classified as six stages from Type I to VI with increasing strain. The study area can be divided into four fabric domains A to D based on geological aspects and characteristics of magnetic fabrics across northern Taiwan mountain belt. Domain A is from the West Foothills to the cleavage front. Rocks in this area begin to be influenced by horizontal tectonic strain. K1 of ellipsoid is in northeast-southwest. III.

(5) orientation, indicating NW-SW compression. The shape of ellipsoid is oblate. Magnetic fabric belongs to Type II. Domain B is bounded by the cleavage front and the footwall of the Kuaishan Fault. The distribution of K3 orientation started to be affected by cleavage. The shape of ellipsoid is mainly oblate. Magnetic fabric is classified as Type II-III. Domain C is located between the footwall of the Kuaishan Fault to the Lishan Fault. The shape of ellipsoid from the Sankuan Syncline to the Chungling Anticline gradually converts to prolate. The distribution of K3 becomes a girdle in NW-SE orientation that clearly is influenced by cleavage development. Magnetic fabric is treated as Type III-IV. Domain D is bounded by the Lishan Fault and the Taipingshan. Due to distinct cleavage development, tectonic strain in this domain presumably should be augmented to more than TypeIV. Though both anisotropy and deformation intensity are increased, the direction of K3 is still concentrated in vertical, not in horizontal. The result might be the reflective of discontinuous strain response to different kinematic mechanisms between the Backbone Range and the Hsueshan Range. Thermopaleogeomagnetic records of pyrrhotite remanence on both limbs of the Chungling Anticline of northern Hsueshan Range failed the fold test, indicating the existence of post-fold exhumation. It means underplating could be the mechanism to form dynamic metamorphism and while the metamorphic temperature was cooled down below the Curie temperature 320℃ of pyrrhotite, there was no remarkable folding deformation anymore. After that, the Hsueshan Range was uplifted passively and eroded to crop out the Hsitsun Formation.. Keywords: northern Taiwan mountain belt, anisotropy of magnetic susceptibility (AMS), magnetic fabric, paleogeomagnetism, pyrrhotite.. IV.

(6) 目錄. 誌謝.............................................................................................................................. I 中文摘要....................................................................................................................... II Abstract ........................................................................................................................ III 目錄............................................................................................................................. V 圖目錄........................................................................................................................ VII 第一章緒論................................................................................................................ 1 1.1. 研究動機與目的........................................................................................... 1. 1.2. 前人研究....................................................................................................... 4. 第二章地質背景........................................................................................................ 9 2.1. 臺灣地體構造............................................................................................... 9. 2.2. 區域地質概況............................................................................................. 11 2.2.1. 岩性.................................................................................................. 11. 2.2.2. 地層.................................................................................................. 11. 2.2.3. 地質構造.......................................................................................... 13. 第三章研究方法...................................................................................................... 17 3.1. 野外採樣..................................................................................................... 18. 3.2. 樣本處理..................................................................................................... 19. 3.3. 磁感率......................................................................................................... 21. 3.4. 磁性礦物實驗分析..................................................................................... 25. 3.5. 3.4.1. 溫度-磁感率實驗 ............................................................................ 25. 3.4.2. 磁滯曲線.......................................................................................... 26. 古地磁之量測與方法................................................................................. 29 3.5.1. 自然殘磁.......................................................................................... 29. V.

(7) 3.5.2. 熱去磁.............................................................................................. 30. 3.5.3. 特徵殘磁分析.................................................................................. 30. 3.5.4. 褶皺測試.......................................................................................... 31. 第四章結果.............................................................................................................. 33 4.1. 磁感率量測結果......................................................................................... 33 4.1.1. 應變方向分析.................................................................................. 33. 4.1.2. 磁學參數變化分析.......................................................................... 34. 4.1.3. 磁性組構演化歷程.......................................................................... 35. 4.2. 溫度-磁感率實驗 ....................................................................................... 41. 4.3. 磁滯曲線..................................................................................................... 43. 4.4. 去磁與褶皺測試......................................................................................... 46. 第五章雪山山脈造山模式與討論.......................................................................... 51 5.1. 以磁性組構探討雪山山脈應變情形......................................................... 51. 5.2. 中嶺背斜之褶皺測試................................................................................. 55. 5.3. 5.2.1. 褶皺測試結果與示意圖.................................................................. 55. 5.2.2. 磁黃鐵礦來源討論.......................................................................... 56. 5.2.3. 冷卻年代計算.................................................................................. 58. 雪山山脈形成過程之討論......................................................................... 59. 第六章結論.............................................................................................................. 61 參考文獻...................................................................................................................... 63. 附錄一熱去磁實驗之殘磁強度與溫度.................................................................. 72 附錄二熱去磁之特徵殘磁（270-340℃）相關資料 ............................................ 76 附錄三口試委員提問與答覆.................................................................................. 77. VI.

(8) 圖目錄. 圖 1.1. 中嶺背斜褶皺測試之情境模擬圖.................................................................. 3. 圖 1.2. 最大變質溫度沿北橫公路至太平山由西向東之變化.................................. 7. 圖 2.1. 臺灣板塊構造示意圖.................................................................................... 10. 圖 2.2. 臺灣地質分區圖............................................................................................ 10. 圖 2.3. 北橫公路至太平山之地質圖與採樣點分佈圖............................................ 14. 圖 2.4. 研究區域地層對照表.................................................................................... 15. 圖 3.1. 研究流程圖.................................................................................................... 17. 圖 3.2. 岩心採樣定位示意圖.................................................................................... 18. 圖 3.3. 岩心採樣工具................................................................................................ 18. 圖 3.4. 野外鑽取岩樣................................................................................................ 19. 圖 3.5. 岩心樣本........................................................................................................ 19. 圖 3.6. 磁感率異向性測量機.................................................................................... 20. 圖 3.7. 磁感率橢球體示意圖.................................................................................... 23. 圖 3.8 Flinn 圖 .......................................................................................................... 23 圖 3.9. 磁性組構之變形演化圖................................................................................ 24. 圖 3.10. 磁滯曲線之說明.......................................................................................... 28. 圖 3.11. 礦物磁域壁示意圖 ...................................................................................... 28. 圖 3.12. 特徵殘磁總和與原生及次生殘磁之關係示意圖...................................... 31. 圖 3.13. 原生及次生殘磁所記錄之磁場特性與翟氏分量圖之變化...................... 32. 圖 4.1. 所有樣本之磁感率最短軸 K3 與最長軸 K1 方向之下半球投影圖 .......... 37. 圖 4.2. 磁性參數隨距離之變化................................................................................ 38. 圖 4.3. 異向性 P 與形狀參數 T 隨距離之演化歷程 ............................................... 39. 圖 4.4. 磁感率最短軸 K3 與最長軸 K1 方向之區塊分布圖 .................................. 40. VII.

(9) 圖 4.5. 溫度與磁感率變化........................................................................................ 42. 圖 4.6. 磁性礦物隨距離之分布圖............................................................................ 42. 圖 4.7. 樣本 NXH171 及 NXH103 之磁滯曲線實驗 .............................................. 44. 圖 4.8. 磁性礦物之磁域壁大小分布趨勢圖............................................................ 45. 圖 4.9. 樣本所含順磁性物質貢獻之磁感率比例隨距離之變化............................ 45. 圖 4.10. 殘磁相對強度隨溫度變化圖...................................................................... 48. 圖 4.11. 樣本 NXH146-A 去磁之翟氏分量圖 ......................................................... 48. 圖 4.12. 殘磁方向於 270-340℃之投影圖 ............................................................... 49. 圖 5.1 Flinn 結果圖 .................................................................................................. 53 圖 5.2. 校正異向性與形狀參數之變化.................................................................... 53. 圖 5.3 K3 方向隨劈理發育之變化模擬圖 .............................................................. 54 圖 5.4. 中嶺背斜形成模擬示意圖............................................................................ 55. 圖 5.5. 北橫公路西村層樣本之 X 光繞射光譜 ....................................................... 57. 圖 5.6. 泥岩中的磁性礦物隨溫度與埋藏作用而轉變之模型................................ 57. 圖 5.7. 中嶺背斜冷卻過程中溫度與之年代對照圖................................................ 58. 圖 5.8. 雪山山脈由西向東之變形演化歷程............................................................ 60. VIII.

(10) 第一章. 緒論. 1.1 研究動機與目的關於物質進入造山帶的方式主要有兩種，分別是前緣增積（Frontal Accretion； Offscraping）以及底部侵入作用（Basal Accretion；Underplating）（Chapple, 1978； Suppe, 1981；Davis et al., 1983；Dahlen and Barr, 1989；Willett et al., 2001），過去研究認為臺灣造山帶主要由前緣增積作用形成，如 Suppe（1981）提出的推土機理論即屬之，但後人陸續以變質岩石學與熱定年學進行研究，結果與前緣增積的基本假設不符，因此推測臺灣北部造山帶應是受底部侵入作用影響較劇（Barr and Dahlen, 1989；Dahlen and Barr, 1989；Barr et al., 1991；Fuller et al., 2006；Simoes et al., 2007），根據 Chen et al.（2011）在北部造山帶的研究結果顯示最大變質溫度於板劈理出現前緣以東之後明顯增加，並由西向東維持在 300-350℃，屬動態變質作用，且 Teng et al.（1991）的雪山槽研究可加以佐證此區的沉積物厚度光是藉由一般地溫梯度並不足以加溫至 300℃，而蘇樂層的最大變質溫度能夠達到 300℃，代表雪山山脈的物質來源路徑以底部入侵為主。目前除了野外露頭調查外（詹新甫，1976；周瑞燉，1990；黃鑑水等人，1994；朱傚祖等人，1996），學者於雪山山脈北段以鉀雲母結晶度劃分變質帶（陳肇夏與王京新，1995）並以核飛跡熱定年資料（Liu et al., 2001；Fuller et al., 2006；謝雪莉，1990；李定原，2004）及鏡煤素、拉曼光譜換算變質溫度（Beyssac et al., 2007；Chen et al., 2011；郭怡君，1994）推估此區熱事件作用，進而了解此區剝蝕及冷卻歷史，但目前關於雪山山脈北段之區域應變作用仍不清楚，而前人曾於雪山山脈中段以黃鐵礦的壓影纖維進行應變分析，結果顯示應變程度由西向東增加，並有受到底部侵入作用（Clark et al., 1993），Tillman and Byrne（1995）更進一步發現此區的應變機制以梨山斷層為界，雪山山脈的變形以純剪作用為主，但脊樑山脈屬單剪作用，兩山脈變形作用並不一致。因此本研究以磁性組構為工具，. 1.

(11) 沿北橫公路至太平山進行採樣，使用磁感率橢球體分析雪山山脈北段的應變演化過程，進一步檢驗此區的應變機制是否與雪山山脈中段結果一致。雖然磁感率異向性之研究大多用於沉積岩上，但近年來亦逐漸被廣泛應用於受構造作用之變質岩區，為良好的應變指標，有助於了解大地構造及區域應變作用（Borradaile and Tarling, 1981；Borradaile and Jackson, 2004）。由前人研究可推斷雪山山脈北段之物質來源主要為底部侵入作用，為了瞭解物質的擠壓抬升機制與變質溫度間之關聯，本研究同時以古地磁方法於此區地層年代最老的中嶺背斜進行褶皺測試（fold test），其情境模擬如圖 1.1，如果為先擠壓完畢後達到最大變質溫度進而被動抬升，最終褶皺兩翼之次生殘磁紀錄應為集中狀態；如是先達到最大變質溫度後受到變形作用影響，最終褶皺兩翼之次生殘磁紀錄應為分散狀態，須將地層攤平後殘磁紀錄方向才會一致（圖 1.1）。本研究將此區樣本進行熱去磁實驗並量測殘磁方向，透過不斷的去磁步驟可獲得殘磁紀錄方向，而洪崇勝等人（2011）曾於中嶺背斜鑑定出磁黃鐵礦的蹤跡，預期可由此磁性礦物之居禮溫度特性，與此區之熱變質溫度、熱年代等資料相互對照，進而了解最大變質溫度與變形作用先後順序之關係，其結果有助於本研究解釋並推斷臺灣造山帶北段的演化歷史。. 2.

(12) 圖 1.1. 中嶺背斜褶皺測試之情境模擬圖。上圖為變形結束後才達到最大變質溫度情形，下圖為先達到最大變質溫度而後有變形作用。. 黑色箭頭為原生殘磁紀錄，藍色箭頭為次生殘磁紀錄，右側圖為現今大地構造模擬圖，WF 為西部麓山帶，HR 為雪山山脈區域，以虛線表示斷層，紅色線為最大變質溫度線，灰色線為地層界線（修改自 Butler, 1991）. 3.

(13) 1.2 前人研究本研究區域受造山作用影響，構造複雜且多元，地層年代橫跨始新世至中新世，本節將說明前人於此區域進行變質度、變形與定年的相關研究，而地層及構造的相關研究將留於第二章地質背景詳述之。陳肇夏與王京新（1995）以鉀雲母結晶度繪製全臺灣之變質相圖，研究成果指出變質度由西部麓山帶向脊樑山脈逐漸增加，而位於雪山山脈地區的北橫公路除西村層屬淺變質帶外，其餘地區為近變質帶，且變質度同時受到地層層序影響，隨著地層埋藏深度增加，變質度越大，所得鉀雲母結晶度越小，以北橫公路為例，年代較老之西村層結晶度約為 0.2°，年代較輕之巴陵層結晶度介於 0.4-0.5°間。 Clark et al.（1993）以黃鐵礦的壓影纖維分析雪山山脈中段的應變程度，結果顯示由西向東應變逐漸增加，但於梨山斷層兩側的應變卻有降低的趨勢，和原先以前緣增積模式預測的逐漸增強趨勢並不相符，因此 Clark 等人提出了三種模式的假設，並認為雪山山脈的動力機制應有受到底部入侵作用影響。Tillman and Byrne（1995）沿續前人的研究，並將採樣點由雪山山脈延伸至脊樑山脈，由壓影纖維結果得知在雪山山脈區域為純剪作用，但至脊樑山脈地區卻轉為單剪作用，由結果得知雪山山脈至脊樑山脈的應變過程並非連續。雪山山脈岩層中含有碳質物，其受到增溫的變質作用為一不可逆反應，適合以鏡煤素反射率與拉曼光譜分析岩石內部的碳質物，藉由分析石墨化程度，可推估最大變質溫度（Wopenka and Pasteris, 1993；Beyssac et al., 2007）。郭怡君（1994）為了瞭解北橫地區沿線之變質度變化及探討熱事件，使用鏡煤素反射率作為工具，研究有機物質的煤化程度，將之轉換為最大變質溫度，實驗結果指出在同一地層中變質度與反射率有向東南方向增加的趨勢，且在局部區域中隨著地層年代越老反射率也越高，此區由反射率換算出的變質溫度可達 350℃左右。Beyssac et al. （2007）利用拉曼光譜分析結果顯示，雪山山脈中橫地區的最大變質溫度可達 340-350℃，局部地方甚至可達 450℃以上。Chen et al.（2011、2013）彙整鏡煤. 4.

(14) 素反射率及拉曼光譜分析碳物質所獲之變質溫度資料，探討熱變質歷史與熱變質作用所隱示的推覆體構造，結果顯示雪山山脈北橫地區在板劈理出現以東的區域，變質溫度維持在 300℃上下，應是受到動力變質作用而掩蓋深埋作用特徵，在中嶺背斜處甚至可達約 350℃（圖 1.2），造山和侵蝕作用同時進行，由熱變質歷史推估造山帶之物質來源以底部侵入作用為主。而 Teng et al.（1991）的雪山槽研究指出雪山山脈地區出露的地層由西向東逐漸變厚，但根據地溫梯度 30℃/km 計算結果其上覆的沉積物厚度並不足以加熱達到 350℃，推測此區域並非為靜態深埋變質作用，而是屬動態變質作用，且物質來源應是來自深處，因此以底部侵入作用進行解釋更為合理。謝雪莉（1990）以鋯石核飛跡研究臺灣數條公路沿線之年代，鋯石之封存溫度約為 235±50℃，其中測得北橫公路地區的西村層樣本核飛跡完全癒合年代約為 6.3±0.7 百萬年，應是受蓬萊造山運動之熱作用影響。除了西村層樣本屬完全癒合區，此區其餘樣本屬部分癒合區。同時，估計自六百萬年以來，北橫地區隆起、侵蝕速率約為 1.1mm/yr。Fuller et al.（2006）彙整臺灣地區之鋯石核飛跡定年資料，並繪製出鋯石癒合區域界線，結果顯示北橫地區部分癒合年代由西向東有越來越年輕的趨勢。李定原（2004）以磷灰石核飛跡定年探討雪山山脈北段的熱歷史及構造作用，磷灰石之封存溫度較鋯石低，約為 135±20℃左右。研究結果顯示北橫公路樣本之磷灰石核飛跡皆受到蓬萊作用熱事件而完全癒合，年代約介 0.6-2.9 百萬年間，且樣本年代隨著逐漸向北及向西越來越老，在中嶺背斜地區，樣本測出的癒合年代約為 1.0±0.2 百萬年，此研究並推算雪山山脈北段抬升速率自 4.6 百萬年來有越來越快的趨勢，直至進入晚第四紀抬升速率才減慢。王信雄（2011）參考前人研究，於北橫公路進行磷灰石核飛跡定年分析，但並非所有樣本皆含有磷灰石，總計共有七個樣本皆為完全癒合作用，且年代有由西向東漸減之趨勢，代表剝蝕速率為由西向東漸增，而中嶺背斜之剝蝕速率及剝蝕量較北橫其餘地區高。雪山山脈北段的演化過程除了可由熱定年資料及變質溫度來知悉之外，古地 5.

(15) 磁也可視為一良好工具，呂懿德（1989）以古地磁方法分析北橫公路之樣本，將磁感率異向性作為應變方向之指標，結果顯示磁感率橢球體已受到古應力作用，應力軌跡來自西北-東南向，和板塊擠壓方向相符，受到擠壓作用後產生順時針約 30°的偏轉，使得雪山山脈北段和中南段構造線有所差異。因雪山山脈屬低變質帶，隨著變質度的改變會使得礦物也產生變化，洪崇勝等人（2011）以磁學方法搭配 X 光繞射儀與掃描式電子顯微鏡於北橫公路進行研究，結果顯示只在此區地層年代最老的中嶺背斜處發現磁黃鐵礦的蹤跡，其餘年輕地層並無磁黃鐵礦存在，此種礦物的存在可作為變質相帶之劃分，有助於雪山山脈和中央山脈間之地層對比。. 6.

(16) 圖 1.2. 最大變質溫度沿北橫公路至太平山由西向東之變化（Chen et al., 2013）。. 7.

(17) 8.

(18) 第二章. 地質背景. 2.1 臺灣地體構造臺灣位於歐亞板塊及菲律賓海板塊碰撞之交界，在臺灣南方，歐亞板塊向東隱沒至菲律賓板塊之下，在臺灣東北方，菲律賓海板塊向北隱沒至歐亞板塊下（圖 2.1），臺灣為銜接呂宋島弧及琉球島弧的轉接點（Angellier, 1986；鄧屬予，2007），相對於歐亞大陸板塊之上的澎湖白沙站觀測站，菲律賓海板塊之上的蘭嶼觀測站以每年約 8.2 公分的速率朝西北方向推進（Yu et al., 1997），運動方向為 309°（Seno, 1977；Seno et al., 1993；余水倍與胡植慶，2002）。關於臺灣的造山演化模式有諸多說法，主要有『弧陸碰撞』（Chai, 1972；Suppe, 1981）、『二次碰撞』（Lu and Hsu, 1992；Shyu et al., 2005）以及『弧弧碰撞』（Sibuet and Hsu, 1997）等三種，普遍傾向以『弧陸碰撞』模式來解釋，由於菲律賓海板塊的呂宋島弧和歐亞板塊大陸邊緣碰撞，於晚新生代開始造山運動而逐漸形成臺灣島。根據 Suppe（1981）所提出的推土機模型，其主要認為菲律賓海板塊沿滑脫面向西推擠，藉此孕育出許多大型褶皺及逆斷層，但也有學者認為此模式可能只適用於西部麓山帶（Teng, 1996；鄧屬予，1999）。根據何春蓀（1986）之研究，臺灣島由西向東依不同地質特性可區分成：濱海平原、西部麓山帶、中央山脈西翼（雪山山脈及脊樑山脈）、中央山脈東翼（太魯閣帶及玉里帶）、東部縱谷區以及海岸山脈（圖 2.2）。本研究地區主要位於雪山山脈北段至脊樑山脈西側，其抬升及剝蝕速度非常快，特別是在中嶺背斜處（謝雪莉，1990；王信雄，2011）。陳肇夏等人（1994）以鉀雲母結晶度研究顯示此區屬低度變質帶，結晶度變化與變質溫度與深埋作用有關，而北橫公路沿線變質度主要為沸石相及葡萄石-綠纖石相。. 9.

(19) 圖 2.1. 臺灣板塊構造示意圖（根據 Angelier, 1986；何春蓀，1986）。. 圖 2.2. 臺灣地質分區圖。本研究區域位置圖以黑框表示，紅色圓點為本次研究. 之採樣點（地質圖修改自何春蓀，1986）。. 10.

(20) 2.2 區域地質概況本研究區域主要位於北橫公路，採樣主要由西部麓山帶桃園復興鄉經雪山山脈至脊樑山脈宜蘭太平山翠峰湖之盧山層（圖 2.3）。此區雪山山脈出露岩層由始新世至中新世輕度變質泥質岩及砂岩所組成，大多露頭板劈理發育良好，岩層由老至新分別為西村層、四稜砂岩、巴陵層及蘇樂層。除雪山山脈外，採樣地點向西延伸至西部麓山帶之南港層及南庄層（圖 2.4）。此區主要斷層由西向東分別為枕頭山斷層、屈尺斷層、插天山斷層、檜山斷層、梨山斷層以及翠峰湖斷層；大型褶皺由西向東為插天山背斜、三光向斜、萱原向斜與中嶺背斜。其各地層與地質構造特性分述如下。. 2.2.1 岩性雪山山脈以輕度變質泥質岩和石英質砂岩為主，泥質岩為頁岩、硬頁岩及板岩（何春蓀，1986），變質度由西向東逐漸增加，板劈理發育良好，板岩中常可見與砂岩互層，砂岩中石英含量高，膠結緊密良好（陳培源，2008）。脊樑山脈為第三紀板岩及硬頁岩為主，次生葉理發育良好。西部麓山帶以砂頁岩互層所組成，是以碎屑岩為主的沉積岩，未受變質作用影響。. 2.2.2 地層（一）西部麓山帶 - 桃園地區南港層（Nankang Formation）：中新世早中期地層，由石灰質砂岩及深灰色頁岩或粉砂岩構成，上覆地層為南庄層，下伏地層為石底層，上下皆為整合接觸 (陳培源，2008；林啟文與張育仁，2014) 。該岩層分布於本研究區桃園三民至復興一帶。南庄層（Nanchung Formation）：中新世晚期地層，以砂頁岩互層為主，夾厚層砂岩與頁岩，上覆地層為大埔層，下伏地層為南港層（陳培源，2008；林啟文. 11.

(21) 與張育仁，2014）。該岩層採樣區域分布於桃園三民至復興一帶。（二）雪山山脈 - 北橫公路西村層（Hsitsun Formation）：始新世中晚期地層，是雪山山脈出露最老的地層，由葉理發達之深灰色板岩和千枚岩質板岩所構成（何春蓀，1986），並與石英砂岩互層，上覆地層為四稜砂岩。標準地層位於北橫公路西村，為一背斜構造軸部，出露厚度可達六百公尺（林啟文與林偉雄，1995；陳培源，2008）。四稜砂岩（Szeleng Sandstone）：始新世晚期至漸新世之地層，以淺灰色至白色厚層石英質砂岩為主，內夾有深色硬頁岩或板岩，上覆地層為巴陵層，下伏地層為西村層。標準地層位於中嶺背斜之兩翼，即西村層兩側（林啟文與林偉雄， 1995；陳培源，2008）。巴陵層（Paling Formation）：漸新世之地層，主要由暗灰色硬頁岩和板岩所組成，因乾溝層、粗窟層及大桶山層於北橫區分不易，故以巴陵層統稱之，上覆地層為蘇樂層，下伏地層為四稜砂岩。標準地層位於北橫公路巴陵，全層厚度約一千八百公尺（塗明寬，1990）。蘇樂層（Sule Formation）：中新世早期地層，下部由灰色硬頁岩和板岩組成，偶夾雜砂岩薄層；上部為後層砂岩與頁岩互層，變質程度較低，上覆地層為三光層，下伏地層為巴陵層。此地層分布於北橫公路巴陵和蘇樂一帶，為一向斜構造（謝凱旋與黃敦友，2003；陳培源，2008）。. （三）脊樑山脈 - 西側廬山層（Lushan Formation）：中新世早中期地層，主要由黑至深灰色硬頁岩和板岩及深灰色的硬砂岩互層組成，又可分成古魯段、清水湖段和仁澤段。和雪山山脈以梨山斷層作為分界。厚度達數千公尺（林啟文與林偉雄，1995；謝凱旋與黃敦友，2003；陳培源，2008）。. 12.

(22) 2.2.3 地質構造（一）斷層枕頭山斷層（Chentoushan Fault）：為東北東走向之逆斷層，斷面朝東南方向傾斜，此斷層向東延伸會和屈尺斷層連接（林啟文與張育仁，2014）。屈尺斷層（Chuchih Fault）：西部麓山帶及雪山山脈之分界逆斷層，約呈東北-西南走向，斷層線長 30 公里。斷面向東南傾斜，傾角約 40~60 度（陳培源， 2008；林啟文與張育仁，2014）。插天山斷層（Chatienshan Fault）：為北北東走向之逆斷層，斷面朝東傾斜，此區出露許多褶皺（林啟文與張育仁，2014）。檜山斷層（Kuaishan Fault）：東北走向之逆斷層，朝東南方向傾斜（羅偉，未發表資料）。梨山斷層（Lishan Fault）：為雪山山脈及脊樑山脈之分界斷層，並非一完整地層界線，約呈東北-西南走向，為向西傾斜之逆衝斷層，斷層兩側之變質度不連續，地形上可見一條近乎直線之深谷，但並無找到實際露頭可證明梨山斷層的界線，因此關於梨山斷層的性質仍有諸多討論空間（Teng et al., 1991；Clark et al., 1993；Lee et al., 1997；陳培源，2008）。翠峰湖斷層（Cuifenghu Fault）：位於翠峰湖北側，約呈東北-西南走向，斷層西北側出露地層為盧山層清水湖段，以東出露地層為南蘇澳層與清水湖段（林啟文與林偉雄，1995）。. （二）褶皺經過數百萬年的造山運動影響，雪山山脈產生許多褶皺構造，大的褶皺甚至可延伸一、二十公里，如由較老的西村層所構成之中嶺背斜（Chungling Anticline），另外插天山背斜（Chatienshan Anticline）、三光向斜（Sankuan Syncline）、萱原向斜（Hsuanyan Syncline）等也是本研究區域重要的褶皺（陳培源，2008）。. 13.

(23) 圖 2.3. 北橫公路至太平山之地質圖與採樣點分佈圖。黃色圓點為採樣點，紅色. 實線為剖面線，此地圖之座標系統為 TWD67（地質圖修改自 Chen et al., 2011）。. 14.

(24) 圖 2.4. 研究區域地層對照表（修改自謝凱旋與黃敦友，2003）。. 15.

(25) 16.

(26) 第三章. 研究方法. 本研究主要分成野外工作及實驗室分析。於野外進行岩心採樣，並記錄採樣地點附近岩層與構造位態，將岩心經過初步處理並且把野外資料輸入電腦後，再至實驗室進行岩樣分析。研究流程如圖 3.1 所示。. 圖 3.1. 研究流程圖。. 17.

(27) 3.1 野外採樣本研究主要沿北橫公路分兩次野外進行樣本採集，2011 年 7 月 4 日至 6 日以簡易改良直流電鑽機朝不同方向鑽取岩心且定位（圖 3.2），並以岩心取樣儀器、鑿子等工具（圖 3.3）進行採樣，但因此區岩性以硬頁岩至板岩為主，岩心鑽取不易且岩體易碎，於是在 2012 年 7 月 6 至 12 日進行定向樣本採集，兩次野外共採集了 69 個場址，約有 60 根岩心樣本及 200 顆定向樣本，最終切至約 580 個圓柱及方磚樣本進行實驗。除了採集樣本外，也記錄採集地區之地層、板劈理與節理等位態，以供建立資料庫，期望透過本研究能增加臺灣變質岩區古地磁的磁感率異向性資料庫，進而了解區域應變過程。. 圖 3.2. 岩心採樣定位示意圖。左圖為原鑽取岩心樣本；右圖為定向示意圖，藉. 由羅盤定位可知岩心傾向之方位以及傾角（修改自 Butler, 1991）。. (a) 圖 3.3. (b) 岩心採樣工具。(a) 岩心取樣鑽機，鑽孔直徑約 2.2 公分。(b) 岩心取樣. 定位工具，將岩心取下前進行定位，並予以記錄。. 18.

(28) 3.2 樣本處理於實驗進行前需將樣本做初步處理，第一次野外樣本因由岩心取樣鑽機取得，所得岩樣為圓柱狀（圖 3.4），因此只需再將岩樣裁切至高度 2.2 公分即可（圖 3.5a）；第二次野外之定向樣本則需切割至長寬高皆 2.2 公分之立方體（圖 3.5b），以利實驗進行。本研究以中研院地球所古地磁實驗室之磁感率異向性測量機（Kappabridge KLY-3；圖 3.6）量測磁感率橢球體三軸方向與大小，並獲得相關的磁性參數。. 圖 3.4. 野外鑽取岩樣。岩心為圓柱狀。. (a) 圖 3.5. (b) 岩心樣本。(a) 岩樣為直徑 2.2 公分之圓柱體。(b) 長寬高皆 2.2 公分之. 立方體。. 19.

(29) 圖 3.6. 磁感率異向性測量機（Kappabridge KLY-3）。. 20.

(30) 3.3 磁感率（Magnetic Susceptibility）磁感率（Magnetic Susceptibility, K）為給予一物質外加磁場（Additional Magnetic Field, H），使之產生感應磁化量（Magnetization, M），兩者相除的比值即為之（式 3.1），磁感率並無單位，主要會受到樣本所含磁性礦物的種類、豐寡、粒度大小所影響。 M = KH. (式 3.1). 磁感率數值會隨不同方向而有變化，其可以磁感率橢球體表示（圖 3.7），主要有三個主軸（K1≧K2≧K3，即 Kmax≧Kint≧Kmin），最大擠壓方向和 K1 互相垂直，可作為應變方向的指標（Singh et al., 1975；Borradaile and Tarling, 1981； Kligfield et al., 1981；Hrouda, 1982；Borradaile, 1987、1988；Lee, 1988；Borradaile and Henry, 1997；Parés and van der Pluijm, 2003）。通常樣本的平均磁感率會以三軸的平均值 Km 表示（Nagata, 1961；式 3.2），磁感率異向性（Anisotropy, P；式 3.3）則為 K1 和 K3 的比值（Nagata, 1961），由異向性之數值變化可判斷應變程度之大小。 Km = (K1 + K2 + K3 )/3. (式 3.2). P = K1/K3. (式 3.3). 由磁感率橢球體三軸相對大小可知橢球體形狀，通常以 Flinn 圖表示（Flinn, 1962；圖 3.8），以磁性線理強度（Lineation, L；Balsley and Buddington, 1960；式 3.4）為縱軸，磁性葉理強度（Foliation, F；Stacey et al., 1960；式 3.5）為橫軸，觀察標本點坐落位置可了解磁感率橢球體的幾何形狀，標本點偏向線理軸為雪茄狀（prolate）、偏向葉理軸為平板狀（oblate），變形強度為資料點與原點的距離（Intensity, Int；式 3.6）。在輕度變形區域中，磁性葉理面會與地層面平行，但隨著變形程度增加，磁性葉理面會轉變成與劈理面平行（Kligfield et al. 1981； Housen and van der Pluijm, 1990、1991；Averbuch et al., 1992）。由於磁性葉理面與 K1-K2 組成的平面平行且與 K3 垂直，因此可由 K1 和 K3 的方向改變得知擠. 21.

(31) 壓來源主要受控於地層沉積物的覆重亦或是來自大地應力，例如在變質岩區域會受到劈理效應影響，而使 K3 方向轉變與劈理面垂直。將磁感率橢球體的形狀量化後即為形狀參數（Shape Parameter, T；式 3.7），當 1＞T＞0 時為平板狀，此時 K3 遠小於 K1 和 K2；當-1＜T＜0 時為雪茄狀，即 K1 遠大於 K2 和 K3。由磁感率橢球體三軸之方向變化可瞭解磁性礦物由沉積岩改至變質岩的過程中，逐漸受到不同擠壓程度的反應（Graham, 1966；Borradaile, 1988；Averbuch et al., 1992； Bakhtari et al., 1998；Aubourg et al., 2004；Callot et al., 2010；圖 3.9a），同時並從形狀參數和校正異向性程度（Corrected Anisotropy Degree, Pj；式 3.8）可觀察隨著應變程度增加，磁感率橢球體形狀之變化（Jelinek, 1978、1981；Aubourg et al., 2004；Borradaile and Jackson, 2004；圖 3.9b），在純剪狀態下可分為六種階段： (1) TypeⅠ：沉積岩狀態下，主要受沉積物鉛直荷重影響，K3 為鉛直而 K1 分散於水平各方向，此時磁感率橢球體呈平板狀。(2) TypeⅡ：逐漸受擠壓作用影響， K3 仍為鉛直，但 K1 開始與擠壓方向垂直並集中，此時的磁性組構仍為平板狀。 (3) TypeⅢ：隨擠壓程度變大，K3 與 K2 逐漸互換，K3 分散呈平面狀，K1 仍集中於水平兩側，此時的磁性組構轉換為雪茄狀。(4) TypeⅣ：K3 和 K2 完全置換， K3 移動至水平兩側，K1 方向維持不變，磁性組構已轉回平板狀。(5) TypeⅤ：擠壓力使得 K1 與 K2 置換，K1 分散呈平面狀，K3 仍維持在水平兩側，此時的磁性組構維持平板狀。(6) TypeⅥ：應變演化最終型態，K1 置換後為鉛直，K3 維持在水平兩側，磁性組構為平板狀。 L = K1/K2. (式 3.4). F = K2/K3. (式 3.5). Int =. (式 3.6). T=. (式 3.7). Pj =. (式 3.8). 22.

(32) 圖 3.7. 磁感率橢球體示意圖。最大擠壓方向（黃色箭頭）垂直磁感率最長軸 K1。. 圖 3.8 Flinn 圖。以磁性葉理（F）為橫軸，磁性線理（L）為縱軸，可判斷磁感率橢球體之幾何形狀（修改自 Flinn, 1962）。. 23.

(33) 圖 3.9. 磁性組構之變形演化圖。(a) 應變由左至右越來越大，沉積岩因受不同程度的擠壓變形作用，磁感率橢球體產生不同的改變，. 可分為六種類型。正方形符號代表磁感率橢球體最長軸，圓形符號代表最短軸，投影圖為下半球投影。(b) 隨著擠壓程度不同，當校正異向性（Pj）逐漸變大，形狀參數（T）也會有不同的移動路徑（修改自 Aubourg et al., 2004）。. 24.

(34) 3.4 磁性礦物實驗分析一般物質可分為順磁性（Paramagnetism）、反磁性（Diamagnetism）以及鐵磁性（Ferromagnetism），通常鐵磁性物質的磁感率最大，約介於 10-5~10-2；順磁性物質次之，約為 10-5；反磁性物質的磁感率最小，大約只有-10-6 左右。磁性礦物種類的不同會影響磁感率結果，而樣本中含鐵磁性礦物的豐度及磁性礦物粒度的粗細也會影響最終測得的磁感率多寡，因此應進行磁性礦物種類及粒度的鑑定，討論磁感率實驗結果是否受到這些因素的影響。. 3.4.1 溫度-磁感率實驗鐵磁性礦物依種類的不同會有不同的居里溫度範圍，透過溫度-磁感率實驗可知悉樣本中含有何種鐵磁性礦物，在升溫過程中，當溫度超過其居里溫度後，所記錄之殘磁消失，磁感率下降，在降溫過程中也可發現在其居禮溫度範圍中磁感率產生異常跳躍並回升，因此可由增溫和降溫觀察磁感率的變化，藉此判別有何種鐵磁性礦物的存在。而鐵磁性礦物在升溫過程中有可能轉變成另一種礦物，如磁黃鐵礦加溫改變成磁鐵礦，所以可由磁感率數值變化分辨樣本含有之鐵磁性礦物。本實驗以中研院地球所古地磁實驗室之 Kappabridge KLY-3 進行溫度-磁感率實驗，同時與加熱裝置及氬氣桶連接，進行此實驗需加氬氣隔絕外在氣體，以免磁性礦物發生氧化作用。本研究共選取三十七個樣本，將待測樣本以石英研缽磨成粉末後，選取約 0.3-0.4 克裝入儀器中，加熱速度選擇 2 - medium（約為 8.5 ℃/min），由室溫開始加熱至 700℃後再逐漸冷卻，即可得溫度-磁感率變化曲線。. 25.

(35) 3.4.2 磁滯曲線（Hysteresis Loop）給予物質外加磁場（H）使之產生感應磁化量（M），若物質含有鐵磁性礦物，便會產生磁滯現象（圖 3.10）。當外加磁場增強時，磁化量會逐漸增加，接著達到飽和磁化量（Saturation Magnetization, Ms），飽和磁化量會隨著不同的礦物而有不同值，即使再增強外加磁場，磁化量也不會增加；逐漸給予反向磁場使外加磁場為 0 後，會保有一定的剩餘殘磁（Residual Magnetization, Mrs），接著給予漸增的反向磁場後，鐵磁性礦物也會得到反向磁化率直到飽和。矯頑力（Coercive Force, Hc）為物質磁化到飽和後，把殘磁完全消除所需的磁場。剩磁矯頑力（Coercivity of Remanence, Hrc）是與剩餘殘磁相對應的外加磁場強度。經由上述給予外加磁場後再加予反磁場之過程，在外加磁場歸零後所獲得之封閉迴圈，即為此岩樣最後所示之磁滯曲線。一般而言，隨著礦物顆粒越細，磁滯現象會越發明顯，詳細來說，礦物粒度越大，內部的靜磁能越不穩定，因此需要建立磁域壁來穩定之，但隨著磁域壁的增加會越難磁化，因此對於相同的磁性礦物來說，粒度越大所測得磁感率會比粒度小的來得低，磁滯現象也較不明顯。磁域壁數目的多寡（圖 3.11）由少至多可區分成：單磁域（Single Domain, SD）、偽單磁域（Pseudo Single Domain, PSD）以及多磁域（Multi Domain, MD）。磁滯曲線實驗除了可以確認鐵磁性礦物粒度大小外，也可經由高磁場下原始磁滯曲線經過校正後所獲得之斜率，換算成單位體積下的順磁性礦物所含之磁感率，將之除以低磁場下磁感率異向性測量機所獲之單位體積下平均磁感率，便可代表順磁性礦物在樣本中所提供磁感率之比例，最終便可確定樣本中所含磁感率主要來源為順磁性或是鐵磁性之礦物（Aubourg et al., 2000）。但由於高磁場下進行之磁滯曲線實驗和低磁場下所獲之磁感率值並非來同一臺機器，由於實驗的樣本各異，且測量磁滯曲線實驗之樣本為小碎塊，量測磁感率為方磚和圓柱之樣本，結果必定會有誤差存在，因此磁感率之量化結果僅供參考。本實驗以中研院地球所的古地磁實驗室之 Princeton Measurements Co. Micro 26.

(36) Mag 3900 交互梯度測磁儀（Alternating Gradient Magnetometer）進行量測，待測樣本重量約 0.2-0.3 克，將之放入測定管內夾住，外加磁場設定為 500mT，磁場增加速度為（20mT/s），給予正反向之磁場後，可得最終磁滯曲線。由磁滯曲線實驗可獲得三種參數：飽和磁化量、剩餘殘磁及矯頑場，但仍缺乏剩磁矯頑力，因此需進行等溫殘磁（Isothermal Remanent Magnetization, IRM）實驗以取得其參數，使用儀器和磁滯曲線相同，設定同樣為外加磁場 500mT，磁場增加速度為每秒 2mT，經由給予反向磁場，IRM 實驗最終可得到兩條殘磁曲線，分別與飽和殘磁及剩餘殘磁有關，因此可回推出和剩餘殘磁相對應的外加磁場強度，即剩餘矯頑力，有此參數即可進行磁性礦物之磁域壁種類分析。. 27.

(37) 圖 3.10. 磁滯曲線之說明。物質經由給予外加磁場會產生感應磁化量，並產生磁. 滯現象（修改自 Maher and Thompson, 2010）。. 圖 3.11. 礦物磁域壁示意圖。(a) 單磁域。(b) 偽單磁域。(c) 多磁域。. 28.

(38) 3.5 古地磁之量測與方法藉由量測樣本中的自然殘磁，可獲得礦物所記錄的古地磁場資訊，地磁場主要有三大要素：磁偏角（Declination, D）、磁傾角（Inclination, I）以及磁場強度（Intensity, f）。為了重建岩層形成時所記錄之地磁場，需要將次生殘磁消除，找回原生殘磁紀錄，因此需要進行去磁的步驟（圖 3.12）。去磁的方法主要有三種：熱去磁、交流去磁以及化學去磁，本實驗以熱去磁為主。. 3.5.1 自然殘磁（Nature Remanent Magnetization, NRM）由於受到地磁場作用，自然環境下的岩石會受之影響而產生殘磁，稱為自然殘磁，而鐵磁性礦物會保有殘磁，為本研究主要的探討對象。自然殘磁可由獲得殘磁之時間不同分為原生殘磁（ Primary Remanent Magnetization）和次生殘磁（Secondary Remanent Magnetization），也因形成機制的不同可區分成熱殘磁（Thermal Remanent Magnetization）、碎屑殘磁（Detrital Remanent Magnetization）、化學殘磁（Chemical Remanent Magnetization）、等溫殘磁（Isothermal Remanent Magnetization）以及黏滯殘磁（Viscous Remanent Magnetization）。沉積物內含的磁性礦物會紀錄當時沉積的磁場方向，並因岩化作用保留下來，這種在岩石形成初期即獲得之殘磁稱為原生殘磁，而隨著時間久遠，岩石經由熱、高壓等環境改變而獲得殘磁性，則稱為次生殘磁。現今岩石所測量出之自然殘磁為最終累計結果，為了解原生殘磁所記錄之磁場方向，需將次生殘磁逐步去除才能獲得岩石最初所保留之磁場方向。本研究以中央研究院地球科學所的 2G Enterprice Co. 755 SRM 低溫測磁儀進行殘磁量測工作。. 29.

(39) 3.5.2 熱去磁（Thermal Demagnetization）樣本在溫度逐漸升高的過程中，殘磁保留之弛緩時間（Relaxation Time）會變得越短，當樣本中之鐵磁性物質被加熱超過其居禮溫度（Curie Temperature）或尼爾溫度（ Neel Temperature ）後，其顯現性質會改變成為順磁性物質（Paramagnetic Material），進而消除磁性。一般而言，原生殘磁的弛緩時間較次生殘磁來得長，因此次生殘磁較易被去除掉，最後即可獲得代表原生殘磁的特徵殘磁方向。熱去磁的優點在於比起交流去磁可將次生殘磁去除的較乾淨，但要避免樣本加熱時有礦物氧化或產生新礦物之現象，因此需在實驗過程中量測磁感率，確認有無磁性礦物改變，如果磁感率突然飆高，須立即停止熱去磁之實驗。本研究使用中央研究院地球科學所之 MMTD80 熱去磁儀及精密熱去磁儀進行熱去磁實驗，使用 AGICO JR-6A 自旋式測磁儀量測磁感率之變化。. 3.5.3 特徵殘磁（Characteristic Remanent Magnetization）分析因野外採樣之岩石樣本同時含有原生及次生殘磁，在不了解其特性的狀況下不可貿然進行去除工作，需使用逐步去磁的方法。本實驗之熱去磁步驟為：100 ℃、140℃、180℃、210℃、240℃、270℃、300℃、340℃、380℃、420℃、450 ℃、480℃、510℃、530℃、550℃、570℃。一般以翟氏（Zijderveld, 1967）分量圖來代表特徵殘磁在逐漸去磁過程中方向及強度的變化（圖 3.13），主要計算成三個不同分量，可由磁偏角（D）、磁傾角（I）以及去磁後的磁場強度（f）等獲得： X（南北分量 N component）：f × Cos D × Cos I Y（東西分量 E component）：f × Sin D × Cos I Z（垂直分量 Down component）：f × Sin I 除了可用翟氏分量圖了解殘磁變化外，也可從殘磁於去磁過程中下半球投影圖（Stereonet projection）方向的改變，使用複氏統計法（Fisher Statistics）算出磁極平均方向、95%有效區間（95）及精確度參數值（），進而得知特徵殘磁方 30.

(40) 向之聚集程度。. 3.5.4 褶皺測試獲得古地磁方向結果之後可以進行一些修正工作，如褶皺測試。於單一或多褶皺區域採集樣本，假設特徵殘磁是在褶皺前獲得，所看到的特徵殘磁方向會在褶皺兩翼呈分散狀態，但將地層恢復為水平後特徵殘磁方向會呈現一致，"通過褶皺測試"即代表經構造修正後，特徵殘磁方向趨於集中。如樣本同時保有原生殘磁及次生殘磁紀錄，因原生殘磁主要紀錄了地層形成時期之地磁場，而次生殘磁為地層形成後受到熱事件或其他化學作用等影響而產生，故兩者紀錄時期並不一定相同，可由褶皺測試來推斷構造與殘磁方向紀錄之關係。利用研究區域的熱定年及熱變質溫度等相關資料後，搭配保留殘磁的磁性礦物超過其居禮溫度後會重新記錄當時地磁場的特性，由上述溫度資料來推斷礦物紀錄的殘磁時期和褶皺構造之關聯，進而解釋構造運動發生的時間範圍（見圖 1.1）。. 圖 3.12. 特徵殘磁總和與原生及次生殘磁之關係示意圖。. 31.

(41) 圖 3.13. 原生及次生殘磁所記錄之磁場特性與翟氏分量圖之變化。(a) 其中 JA 為次生殘磁，JB 為原生殘磁，暗黑色部分為原生與次生. 殘磁重疊處。(b) 翟氏分量圖隨著原生與次生殘磁重疊處的增加，使得去磁過程中特徵殘磁方向轉折改變處趨於圓弧（Butler, 1991）。. 32.

(42) 第四章. 結果. 野外樣本製備完成後於室內實驗室進行分析工作，以磁感率量測、磁滯曲線、溫度-磁感率及熱去磁等實驗為主，以獲得樣本之磁性組構及古地磁初步分析結果。本章透過量測磁感率之方向與相關磁性參數，探討磁性組構與變形之間的關係，也以熱去磁方法試圖判別雪山山脈變形與最大變質溫度的相對順序之關係。. 4.1 磁感率量測結果藉由磁感率的量測，可獲得其三軸方向及數值大小。除了可獲得磁感率之外，也可得到磁性葉理程度、磁性線理程度及異向性等相關參數，並可觀察樣本由西向東因變質度逐漸增強使磁感率相關參數值及橢球體形狀之改變。. 4.1.1 應變方向分析本小節主要探討磁感率橢球體三軸方向之變化，一般而言磁感率最短軸 K3 與擠壓方向平行，且磁感率最長軸 K1 與擠壓方向垂直，因此由 K1 與 K3 二軸可得知三維應變方向（Borradaile and Tarling, 1981）。將本研究所有樣本之 K3 與 K1 投影至等面積下半球投影圖（圖 4.1），可看到在現今地理座標（In Situ）中最短軸 K3 成帶狀散布在西北至東南方向，而最長軸 K1 群聚在東北-西南方向；將地層校正為水平（Bedding Correction）後，K3 雖還是呈現散亂狀態，但由等值線（Contour Line）可看出大多仍密集於投影圖中央處，主要應是受岩體鉛直荷重影響，使 K3 為鉛直狀分布，將地層水平校正後 K1 方向仍維持東北-西南方向不變，可知擠壓方向為西北-東南向，與現今板塊擠壓方向一致。在現今地理座標下 K3 分布為帶狀並非代表磁感率橢球體呈雪茄狀，而是因北橫公路至太平山沿路有許多褶皺和劈理（Cleavage）發育，使得地理座標下的 K3 同時受到地層層面和劈理影響而呈帶狀分布，關於 K3 的演化將於 4.1.3 節詳述，並將透過. 33.

(43) 分區討論釐清地層與劈理對於 K3 方向改變的影響。. 4.1.2 磁學參數變化分析本小節主要分析由北橫公路至太平山間磁性參數的分布與變化，以 TWD67 座標下蘭陽溪的 300252.371, 2719580.296 作為原點，以 N50°W 作剖面線並將樣本資料投影至此線上，同時將採樣地區之地質剖面圖與實驗獲得之磁學參數值相互對應。因樣本數眾多，本研究將同一區域獲得的磁性參數值進行平均並以誤差線（Error Bar）表示標準偏差值。本研究區域有許多褶皺及斷層（圖 4.2a），其中最老的地層位於中嶺背斜軸部地區。將各樣本體積（圓柱：8.363 cm3、方磚： 10.648cm3）皆視為 1，由實驗獲得之單位體積磁感率（Km）隨距離作圖，可發現磁感率值介於 0 - 0.005 間（圖 4.2b），並無任何趨勢，只有位於中嶺背斜軸中的樣本值較兩側稍微高了一些，研判應是此區樣本含有磁黃鐵礦所致（Horng et al., 2012），且本研究在後續實驗如溫度-磁感率及熱去磁實驗皆有發現磁黃鐵礦之存在，此部分將於 4.2 及 4.4 章節進行說明。位於中嶺背斜兩翼之磁感率值相對較低，應與此區為四稜砂岩層有關，岩性主要為石英質砂岩（林啟文與林偉雄， 1995；陳培源，2008），顆粒較粗且內部較少磁性礦物所致（李勇等人，2009）。而異向性（P）和變形強度（Int）隨著距離由西向東有相似的增加趨勢（圖 4.2c），但在中嶺背斜東翼處可發現有異常高的平均及誤差值，研判應是受樣本的岩石特性影響。異向性及變形強度值非常高的樣本正位於四稜砂岩層，以肉眼觀察樣本即可看到粗顆粒的石英，這些樣本在實驗中所測得的磁感率值非常低，且原始數據顯示誤差值也明顯較其他樣本來得大，推測應是誤差值過大使得異向性的平均及誤差值變高。在去除此異常樣本點後，可觀察到異向性與變形強度明顯有由西向東逐漸增加的趨勢。由此可知磁性礦物所記錄之變形與臺灣造山帶擠壓過程是一致的，由西部麓山帶的沉積環境到雪山山脈的輕度變質帶，再到中央山脈更強的擠壓變質作用（Suppe, 1981），磁性礦物將累加的最終應變都記錄了下來。除了可看出異向性與變形強度明顯地由西向東增強外，亦可發現在斷層附近之異向 34.

(44) 性較高，如檜山斷層和梨山斷層附近的異向性明顯高於兩側（圖 4.2c），推測應是受到斷層作用影響所致，而 Levi and Weinberger 於 2011 年的研究同樣可佐證，距斷層面越近，樣本測得之異向性會越高（Levi and Weinberger, 2011）。分析磁性葉理（F）和磁性線理（L）與距離的關係（圖 4.2d），由西向東可觀察出大多樣本之磁性葉理值大於磁性線理值，只有少數區域磁性線理值有稍微高過磁性葉理值，如三光向斜至中嶺背斜處。. 4.1.3 磁性組構演化歷程已知異向性隨距離由西向東逐漸增強，亦即變形強度漸增，透過地質特性的不同及形狀參數（T）的改變，可將研究區域劃分成四個區塊（圖 4.3），並同時觀察各區塊磁感率橢球體三軸方向之變化（圖 4.4），因樣本數眾多，本研究以等值線代表 K3 及 K1 方向的密集度，除了在現今地理座標下進行觀察外，也透過地層校正至水平來分析 K3、 K1 與地層、劈理發育的關連性，以期了解隨著碰撞擠壓與應變增加，臺灣北部造山帶之磁感率橢球體形狀與方向演化。區塊 A：西部麓山帶至雪山山脈之劈理發育前，此時的形狀參數介於 0≦T ≦1，磁感率橢球體為扁平狀。在現今地理座標下，K3 由西北至東南呈帶狀分布， K1 已開始集中於東北-西南向；在經過地層層面校正為水平後，可發現 K3 趨於鉛直方向，而 K1 則散落於東北-西南向，即其發育仍受控於地層，主要受地層荷重影響，所得之磁感率結果為沉積岩狀態之訊號，因此此區之投影圖以地層校正至水平後的結果來解釋較為恰當。區塊 B：雪山山脈之劈理發育處至檜山斷層下盤，屬雪山山脈輕度變質岩帶，此段有一背斜及一向斜，形狀參數仍在 0≦T≦1，磁感率橢球體也為扁平狀。在現今地理座標中可看出 K3 開始分為三群並聚集於西北-東南方向，K1 則集中在東北-西南方向；經過地層層面校正後，部分 K3 與地層垂直呈鉛直方向，另一部分則受劈理影響與其垂直，而 K1 維持東北-西南方向，說明了此區塊的磁感率橢球體方向正逐漸受到劈理發育作用影響，因此本區塊之投影圖以現今地理座標下 35.

(45) 之結果解釋較為合理。區塊 C：檜山斷層下盤至梨山斷層，為雪山山脈輕度變質岩帶，中嶺背斜位於此處，此區異向性明顯增強許多，大部分形狀參數介於-1≦T≦0，磁性橢球體形狀為雪茄狀。在現今地理座標中可看出此處 K3 分布較為凌亂並呈帶狀，K1 方向維持東北-西南向；由地層水平校正後之投影圖可看出，劈理逐漸取代地層層面成為主導 K3 發育之因素，使得 K3 不再只受地層荷重影響，然而 K1 同樣坐落在東北-西南向。本區塊同樣以現今地理座標下之投影圖結果進行解釋。區塊 D：梨山斷層至太平山，為脊樑山脈西部板岩區，異向性及變形強度相當高，0≦T≦1 顯示磁感率橢球體為平板狀。在地理座標下，K3 聚集於北北西至鉛直方向，K1 維持東北-西南方向；經過地層校正後的 K3 方向垂直於地層面，因地層面與劈理面位態近似，無法區分 K3 受制於地層或劈理影響，而 K1 依舊主要位於東北-西南方向。此區塊受劈理發育影響，以現今地理座標下之投影圖解釋較合理。. 36.

(46) 圖 4.1. 所有樣本之磁感率最短軸 K3 與最長軸 K1 方向之下半球投影圖。主要分. 為現今地理座標系統與層面校正攤平後之座標系統。K1 於二座標系統下皆集中在東北-西南向，可知擠壓方向為西北-東南向，和現今板塊擠壓方向一致。K1 以藍色方形表示，K3 以紅色圓點表示，左下圖之灰色實線為所有地層位態投影，右下圖之綠色實線為所有劈理位態投影。. 37.

(47) 圖 4.2. 磁性參數隨距離之變化。本實驗將同地區之樣本合併並計算出平均與誤. 差值。(a) 北橫公路至太平山之地質構造剖面圖，地層與構造名稱如右側圖例所示，黃色星點為標記劈理開始發育處。(b) 每立方公分之體積磁感率 Km 隨距離變化圖。(c) 異向性與強度隨距離之變化圖，異向性 P 以紅色表示，強度 Int 以藍色表示。(d) 磁性葉理程度與磁性線理程度隨距離之改變，磁性葉理程度 F 以紅色表示，磁性線理程度 L 以藍色表示。. 38.

(48) 圖 4.3. 異向性 P 與形狀參數 T 隨距離之演化歷程。在去除中嶺背斜東翼受四稜. 砂岩岩性影響的異常高值之後，由西到東可分為四個主要區段，區段 A：磁感率橢球體主要為扁平狀。區段 B：磁感率橢球體為扁平狀。區段 C：磁感率橢球體主要為雪茄狀。區段 D：主要為平板狀。. 39.

(49) 圖 4.4. 磁感率最短軸 K3 與最長軸 K1 方向之區塊分布圖。研究區由西到東可分為四個區段。左側三排投影圖為現今地理座標位態，. 右側三排為地層校正至水平後之位態。K3 以紅色圓點表示，K1 以藍色方形表示，等面積下半球投影圖以等值線來瞭解群聚分布。橘色三角形代表地層之法向量，黑色菱形代表劈理之法向量，實心傾角為正，空心之傾角為負。. 40.

(50) 4.2 溫度-磁感率實驗在升溫到降溫的過程中，經由觀察磁感率隨溫度的變化，可以確認貢獻磁感率的磁性礦物種類。本區域樣本所含磁性礦物主要可歸類成三類（圖 4.5），第一類為磁黃鐵礦，其居禮溫度約為 320℃（Hunt et al., 1995），從圖 4.5a 可看到在升溫過程中磁感率於 200-300℃開始明顯上升，接著又於 300-320℃急速下降，代表磁黃鐵礦在超過其居禮溫度範圍後，性質由鐵磁性轉變為順磁性，使得磁感率急速下降，而在降溫過程中在 600℃降至 560℃時，可看到磁感率瞬間飆高的情形，應是由於磁黃鐵礦加熱後轉變為磁鐵礦之緣故，在本研究區域中，只有在最古老的地層-西村層中發現磁黃鐵礦的存在。第二種為磁鐵礦，居禮溫度約為 575℃，可明顯在圖 4.5b 中看到 400-600℃範圍內磁感率逐漸增加後又減少的變化，並在降溫過程中看到在同樣溫度區段之可逆反應。最後一種類型代表樣本內部主要含非鐵磁性礦物（圖 4.5c），大多數樣本皆屬此類，此種樣本的明顯特徵為磁感率從加溫到降溫過程中都沒有太大變化，亦或是樣本在加溫過程中磁感率無變化，但卻於 600℃降溫至室溫過程中有大幅度的磁感率增加情形，因加熱及降溫的過程並不具可逆反應，推斷磁鐵礦並非原始樣本所含有之礦物，而是由非鐵磁性礦物轉變而成。研究區域樣本實驗的結果可證明磁性礦物種類並非影響磁感率異向性結果之關鍵（圖 4.6），非鐵磁性礦物及磁鐵礦分散在北橫公路到太平山上，並無規律可言，唯有磁黃鐵礦只在西村層出現蹤跡。. 41.

(51) 圖 4.5. 溫度與磁感率變化。研究區域所含磁性礦物主要可分三種：(a) 磁黃鐵. 礦 (b) 磁鐵礦 (c) 非鐵磁性礦物。紅色曲線為加熱過程，藍色曲線為降溫過程。實驗於氬氣中進行，避免樣本與空氣作用而氧化。. 圖 4.6. 磁性礦物隨距離之分布圖。灰色圓點為非鐵磁性礦物，藍色圓點為磁鐵. 礦，黃藍各半圓點代表含有磁黃鐵礦及磁鐵礦。. 42.

(52) 4.3 磁滯曲線透過給予正向及反向外加磁場，物質之感應磁化量會隨之變化，倘若含有鐵磁性礦物會產生明顯磁滯情形。本研究沿北橫公路至太平山共選取 69 個樣本做磁滯曲線實驗分析，以樣本碎塊約 0.1-0.5g 進行實驗，去除掉因磁性礦物含量較少而測不出數據之樣本，共計以 63 個樣本進行結果分析。實驗首先會獲得原始的數據（圖 4.7a、圖 4.7d），可發現順磁性及鐵磁性礦物皆有對樣本殘磁產生貢獻，將此斜率修正為水平後，即為鐵磁性礦物的殘磁貢獻度（圖 4.7b、圖 4.7e），斜率可以視為順磁性礦物之磁感率貢獻程度。在 63 個樣本中的磁滯曲線圖可發現順磁性物質所占比例相當高，磁滯現象大多不明顯，即代表鐵磁性礦物含量較少，如樣本 NXH171（圖 4.7a），只有少數在西村層的樣本有磁滯現象，如樣本 NXH103（圖 4.7d）。IRM 實驗可得與飽和殘磁及剩餘殘磁相關之曲線，圖 4.7c 的剩餘殘磁幾乎為 0，顯示了順磁性物質之特性，而圖 4.7f 可看出隨著磁場的增加，飽和殘磁與剩餘殘磁有不同的變化，且在不給予外加磁場下仍保有殘磁即為鐵磁性物質之特徵。當剩餘殘磁（Mrs）/ 飽和殘磁（Ms）與剩磁矯頑力（Hrc）/ 矯頑力（Hc）之比值越接近 1，代表樣本中之鐵磁性礦物粒度越細，須建立之磁域壁越少，反之，如比值離 1 越遠，代表所含礦物粒度越粗，磁域壁越多。將剩磁矯頑力/矯頑力視為橫軸，剩餘殘磁/飽和殘磁做為縱軸，可分界出磁域壁之範圍（Dunlop, 2002)，由左上至右下隨著磁域壁的增加分為單磁域（SD）、偽單磁域（PSD）及多磁域（MD），本小節之磁性礦物種類由溫度-磁感率實驗所獲得，因礦物鑑定結果顯示區域上不只含有磁鐵礦，所以本實驗並不界定磁域壁範圍。結果可發現樣本含有的磁鐵礦散布於不同磁域壁分類，並無特殊集中分布（圖 4.8），在西村層中鑑定出含有磁黃鐵礦的三個樣本也成零星分布，說明磁性礦物之粒度粗細並非是影響磁感率異向性結果的主要因素。分析樣本中順磁性物質所貢獻的磁感率所占比例於採樣剖面的分布（圖 4.9），. 43.

(53) 所有實驗樣本中順磁性物質貢獻之磁感率比例皆超過 50%以上，大多介於 70-100%內，得出之平均高達 85.25±15.19%，和磁滯曲線圖所顯示的大多磁滯現象不明顯之結果一致，雖量化之數據仍有誤差但仍可做為參考依據。. 圖 4.7. 樣本 NXH171 及 NXH103 之磁滯曲線實驗。(a、d) 原始磁滯曲線圖，(b、. e) 經過斜率校正水平後之磁滯曲線圖，(c、f) IRM 實驗，隨著逐步去磁後磁化量之改變，紅色曲線為剩餘殘磁曲線，綠色曲線為飽和殘磁曲線。. 44.

(54) 圖 4.8. 磁性礦物之磁域壁大小分布趨勢圖。SD：單磁域，PSD：偽單磁域，MD：. 多磁域。. 圖 4.9. 樣本所含順磁性物質貢獻之磁感率比例隨距離之變化。. 45.

(55) 4.4 去磁與褶皺測試本研究於中嶺背斜西翼至東翼選取七個樣本進行熱去磁實驗，每次以 20-40 ℃做為一階段逐漸加熱並量測自然殘磁，以獲得礦物所記錄之特徵殘磁方向，除了量測自然殘磁外，同時進行磁感率量測，以檢驗樣本是否因加熱而改變磁性礦物相。將殘磁相對強度隨加熱溫度繪製成曲線圖（圖 4.10；詳細數據見附錄一），能確定樣本中所含磁性礦物，並可與前述溫度-磁感率之結果相互比較。中嶺背斜的七個樣本在 270-340℃間皆有發生殘磁強度驟降的情形，代表殘磁紀錄在這段加熱期間被消除，根據洪崇勝（2011）的研究指出中嶺背斜有磁黃鐵礦的蹤跡，且溫度-磁感率實驗已於此區鑑定出含有磁黃鐵礦，而此鐵磁性礦物之居禮溫度約為 320℃，因此可將 270-340℃消除之殘磁視為磁黃鐵礦紀錄，在加熱至 340 ℃以後殘磁強度變得相對較低，已無磁鐵礦的訊號。樣本經過階段性熱去磁後，再量測其殘磁之磁傾角與磁偏角方向變化，可繪製出立體的翟氏分量圖，由此圖可清楚得知樣本在各溫度區間是否產生明顯的方向或強度的劇烈變化，若有，則代表此居禮溫度範圍之礦物殘磁紀錄被重新洗掉，如樣本編號之 NXH146-A，可看出樣本加熱至 210℃後有一特徵殘磁方向被消除， 210-340℃又另為一特徵殘磁方向，且在 270-300℃時殘磁強度大幅降低，樣本加熱至 340℃以上後所量測之殘磁強度非常微弱（圖 4.11）。本研究以 270-340℃作為磁黃鐵礦之殘磁方向，目的在於透過此大型背斜進行鐵磁性礦物殘磁方向之褶皺測試，比較現今地理座標和經過地層水平校正後之殘磁方向聚集程度，推估磁性礦物記錄殘磁與構造作用之間的時期與關連性。在 270-340℃的殘磁方向紀錄中，現今地理座標下的聚集程度比地層水平校正後較佳（圖 4.12），計算地理座標下之特徵殘磁資料，可得平均磁偏角為 221.5°，磁傾角為-41.3°， 95 介於 8.8°內，範圍相當小，代表所得之磁偏角與磁傾角結果可信度高，而精確度參數值為 41.4，此值越大代表原始方向越集中，通常大於 10 較佳，數據顯示此結果非常具有代表性，其結果顯示殘磁為褶皺變形結束之. 46.

(56) 後才獲得，而北橫公路沿線之地層除西村層外皆無磁黃鐵礦之存在，可證明磁黃鐵礦並非是在地表形成之礦物，推測其應是在地底受加熱深埋產生化學反應而形成之次生礦物。本研究將以磁黃鐵礦為主要探討對象，於下個章節進行更詳細的討論及分析，詳細數據請見附錄二。. 47.

(57) 圖 4.10. 殘磁相對強度隨溫度變化圖。實驗樣本之絕對強度數據請詳見附錄一。. 圖 4.11. 樣本 NXH146-A 去磁之翟氏分量圖。藍色曲線為磁傾角變化，紅色曲. 線為磁偏角變化。座標軸上一個單位代表殘磁強度：2.00E-05。. 48.

(58) 圖 4.12. 殘磁方向於 270-340℃之投影圖。又可再分為現今地理座標及地層水平. 校正後之殘磁方向，黑色實線為層面位態，空心圓圈代表磁傾角為負。. 49.

(59) 50.