行政院國家科學委員會專題研究計畫 成果報告
臺灣海岸山脈及東南海域反應活躍弧陸碰撞構造的弧前盆
地及弧上盆地動態沈積研究
研究成果報告(精簡版)
計 畫 類 別 ： 個別型 計 畫 編 號 ： NSC 98-2116-M-006-002- 執 行 期 間 ： 98 年 08 月 01 日至 99 年 10 月 31 日 執 行 單 位 ： 國立成功大學地球科學系（所） 計 畫 主 持 人 ： 黃奇瑜 計畫參與人員： 三專級-專任助理人員：任海玲 碩士班研究生-兼任助理人員：林彥均 碩士班研究生-兼任助理人員：林秋婷 博士班研究生-兼任助理人員：簡至暐 報 告 附 件 ： 國外研究心得報告 赴大陸地區研究心得報告 處 理 方 式 ： 本計畫可公開查詢 中 華 民 國 99 年 12 月 23 日1
第一章緒論
1.1 前言
臺灣位於歐亞板塊與菲律賓海板塊的交界處，為世界上活躍的造山 帶之一。位於台灣東部的海岸山脈，紀錄著自南中國海板塊向東隱沒至 菲律賓海板塊之下，並開始斜向弧陸碰撞，導致北呂宋火山島弧停止噴 發及北呂宋海槽弧前盆地關閉，並向西逆衝加附到中央山脈以東的一系 列的時空演化(Huang et al., 2006)。臺灣的活躍弧陸碰撞構造可以分為四 個構造演化時期：洋-洋隱沒 (16 Ma 開始)、初期弧陸碰撞 (8~6 Ma 開 始) 、成熟期弧陸碰撞 (1.5 Ma 開始) 、島弧隱沒與下陷 (< 1.5 Ma) (Huang et al., 2000) 。最近 1.5 Ma 的成熟期弧陸碰撞構造事件，使得北 呂宋火山島弧及北呂宋海槽弧前盆地加附至中央山脈-恆春半島增生楔東 緣形成海岸山脈 (圖一) 。這一系列的斜向弧陸碰撞過程由北而南依序發 生，並延續到臺灣東南海域 (Suppe, 1984; Huang and Yin, 1990; Huang et al., 1992, 1995; Reed et al., 1992; Huang, 1993; Liu et al., 1998)，使得海岸 山脈成為觀察整個弧陸碰撞的演化、與未來發展趨勢的良好場所。海岸山脈為弧前盆地及火山島弧組成 (圖二、三)。海洋地質調查及陸上 地層、構造、沉積及古生物學研究顯示，在初期弧陸碰撞過程中，北呂 宋海槽弧前盆地西側先被向東逆衝，繼之在成熟期弧陸碰撞時，又被向 西逆衝 (Huang et al., 1992, 1995, 2000, 2006; Chang et al., 2000) ，北呂宋 海槽被變形分為四個殘留弧前盆地 (由北而南：水璉盆地、樂合盆地、泰 源盆地、台東盆地; 圖三) 。弧前盆地沈積物主要侵蝕自出露於海水面之
2
上的增積岩體 (中央山脈、恆春半島)。另外，海岸山脈中亦見有受到強 烈剪裂作用的利吉混雜岩出露，分佈於海岸山脈的中、南段，北起花蓮 玉里、南抵台東市 (Hsu, 1956; 圖二) 。絕大部分的利吉混雜岩均沿著台 東縱谷東側分佈，少數的利吉混雜岩體發育於樂合殘留弧前盆地之內 (圖 二、三; Hsu, 1956, 1976; Biq, 1971; Wang and Chen, 1993)。透過數種不同 的地質分析手段，海岸山脈臺東縱谷東側的利吉混雜岩的形成機制、形 成的時間、與大地構造背景，不同學者間雖有不同見解，但較受矚目， 研究也較透徹 (Biq, 1965, 1969, 1971; Hsu, 1976; Wang, 1976; Page and Suppe, 1981; Suppe and Liu, 1981; Barrier and Muller, 1984; Teng, 1988; Teng and Wang, 1991; Chen, 1988, 1990; Chang et al., 2000; Huang et al., 2000, 2006, 2008) 。但是位於樂合殘留弧前盆地中的利吉混雜岩體的成 因，過去的研究相對的較少。 本研究透過野外調查、分析浮游有孔蟲與鈣質超微化石年代、以及 分析黏土礦物等方法，探討樂合盆地中利吉混雜岩的成因機制，並討論 其在臺灣弧陸碰撞過程中所扮演的角色。
1.2 地理位置與地形
本研究區域位於臺灣東部海岸山脈中段，台東縱谷的東側，北起樂合 部落，南抵東里；西以秀姑巒溪為邊界，東以海岸山脈西側稜線為界，南 北長約10公里，東西寬約5公里，行政區分上屬於花蓮縣玉里鎮與富里鄉 (圖二) 。在地質上, 樂合殘留弧前盆地北接水璉殘留弧前盆地，南連泰源 殘留弧前盆地; 以火山島弧的分佈觀點，樂合殘留弧前盆地也位於北邊奇 美火山島和南邊成廣燠火山島之間 (圖三 ; Huang et al., 1995, 2010)。3 由於樂合地區特殊的其地理位置，除了由兩側火成岩所組成標高超 過一千公尺的高山外，調查地區內大部分為沈積岩所組成的低矮丘陵 (500~800公尺) 。 由於火成岩所組成的山脈與兩側沈積岩所形成的低平 丘陵，在高度上有相當大的落差，此地區的河流均為流程短、且水流湍 急的季節性間歇河流。研究區域內有四條發源於海岸山脈西側的河流， 自北而南依序為樂合溪、安通溪、吳江溪、阿眉溪；另有數條不知名小 溪發育於本研究區西緣的沈積岩丘陵。因近年來國家對於防範自然災害 的意識提升，為防止邊坡崩落土石造成當地居民生命財產受到威脅，研 究區域內的溪流部分或是整段已施工並使用水泥覆蓋全區域，造成野外 工作中一定程度上的阻礙；目前尚屬樂合溪與其支流剖面出露岩石較為 連續，其他的溪只能見到部分露頭出露。
1.3 研究區域之地質背景
1.3.1 地層劃分 徐鐵良 (Hsu, 1956, 1976) 首先對於海岸山脈出露的地層做出全面性 的劃分，地層主要是依照岩性來區分，輔以有孔蟲化石資料結果，可以 將地層由老到新劃分為中中新世的都巒山層和卑南山礫岩、中中新世的 大港口層和利吉層、晚中新世的奇美層以及上新世的米崙礫岩。張麗旭 (Chang, 1967a, 1967b, 1968, 1969) 針對海岸山脈內的有孔蟲化石帶的分 帶，將原來分屬於大港口層與奇美層的部分重新劃分成蕃薯寮層與八里 灣層，並將都巒山層頂部的石灰岩定名為港口石灰岩。Teng (1979, 1980) 對海岸山脈北段做岩相學與重礦物的分析，將砂岩分成三種型態與不同 的母岩來源，進一步的將蕃薯寮層與八里灣層賦予岩石學上的意義；紀4
文榮等人 (Chi et al., 1981) 利用超微化石所建立的生物地層單位，將前人 所劃分的地層做了年代上的修飾；巴利葉與安吉利爾 (1986) 以紀文榮等 人 (Chi et al.,1981) 的地層劃分為基礎，將岩性相近的大港口層與奇美層 合併為大港口層；鄧屬予與陳文山 (Teng and Chen, 1988; Chen, 1988) 根 據沈積岩中不同岩段的特徵，將八里灣層細分為以泥岩為主的富田段、 砂頁岩互層的泰源段、以及礫岩為主的水璉段。 儘管後來的研究與徐鐵良 (1956) 訂立的地層與沈積年代有相當的 出入，由於實用性以及先著權的關係，部分的地層名仍受到廣泛的使用。 由於海岸山脈出露的岩層，常隨著地區的不同在岩性上面有明顯的側向 變化，而且這些岩性的變化常隨著地理位置的不同而有很大的差異，所 以在側向對比上面有一定的困難。在海岸山脈中段樂合殘留弧前盆地的 區域，由鄧屬予與陳文山 (Teng and Chen, 1988) 所分類的蕃薯寮層與八 里灣層在野外產狀有一定的相似度因而難以鑑別，故本研究參考巴利葉 與安吉利爾 (Barrier and Angelier, 1986) 對沈積岩層的劃分方法，將大港 口層與奇美層合稱為大港口層。
本研究區域內的出露地層，由西而東為位於縱谷東側的利吉混雜 岩、都巒山層 (安山岩質碎屑堆積) 、大港口層、位於盆地中心的利吉混 雜岩、及位於最東緣的都巒山層 (圖二) 。
5
1.3.2 構造
早期對於海岸山脈的構造都僅止於主要構造線的描述 (Hsu, 1956; Barrier and Angelier, 1986; Wang et al., 1991, 1992; Wang and Chen, 1993) 。晚近則有較詳細的構造統計分析與解釋的研究工作 (Lin et al., 1995; Lai, 1995; Chang, 1996) 。一般認為樂合盆地的地質構造型態為褶皺 衝斷帶 (Hsu, 1956; Barrier and Angelier, 1986; Chen, 1988; Wang et al., 1991, 1992)。當北呂宋島弧開始斜向碰撞上歐亞大陸以後，島弧本身形成 了一系列的褶皺，其中褶皺背斜均沿著都巒山層的山嶺所分佈，而向斜 軸的部分則位於大港口層所形成的谷地。當褶曲過大時，便在背斜的西 翼發育逆斷層，使得位於上盤的都巒山層向西逆衝於大港口層或利吉混 雜岩體之上。不論褶皺軸或逆斷層，走向均略平行於 N30°E 方向，顯示 壓應力方向的一致性。Lin et al. (1995) 和賴文基 (Lai, 1995) 研究海岸山 脈中段的地質構造特性與力學性質的關係，認為此地區地質構造應以逆 斷層為主，呈 N15°~30°E 走向的覆瓦狀斷層組成該地區的基本構造型 態，斷層型態以高傾斜角度 (60° ) 的逆斷層形式為主。以都巒山層為軸 部的背斜構造並不明顯，反而以大量的脆性變形為主。本地區所出露的 破裂面及斷層是各地層中最常見的變形現象,在主要斷層前緣附近的大港 口層常因逆斷層的擠壓造成拖曳褶皺。
Hsu (1956)、黃富文 (1977) 及Wang and Chen (1993) 認為在樂合殘 留弧前盆地中存在安通向斜構造。黃富文 (1977) 量測樂合盆地內的沈積 構造，發現盆地西側都巒山層的古水流方向迥異於大港口層與利吉混雜 岩體，認為都巒山層可能為外來岩塊；大港口層與利吉混雜岩體之古水 流方向與海岸山脈主要構造走向平行，因此認定為向斜形成以後堆積而
6 成。
Chang et al. (2000, 2001) 、Chien (2003) 與 Huang et al. ( 2000, 2006, 2008) 進一步認為利吉混雜岩與大港口層可視為大港口層底部物質的剪 切帶，兩者剪裂強度的差異源自於不同程度的構造作用。發育利吉混雜 岩體的主要構造為弧陸碰撞時期產生於增積岩體東側的反向逆衝斷層。 1.3.3 利吉混雜岩體 (Lichi Mélange) 概述 1.3.3.1 海岸山脈的利吉混雜岩體的成因 混雜岩(Mélange) 一詞首先由英國地質學者 Greenly (1919) 研究威 爾斯 Anglesey 地質時所提出，意指「包含各種尺寸、成分不一的外來岩 塊，細粒基質經過強烈剪切作用而非常破碎的岩體」。 Raymond (1975, 1984) 則將混同岩體定義如下：「A mélange is a body of rock mappable at a scale of 1:24000 or smaller and characterized both by the internal continuity of contacts or strata and by the inclusion of fragments and blocks of all sizes, both exotic and native, embedded in a fragmented matrix of finer-grained material.」需注意的是上述之 Mélange 一詞皆為描述性，並未涉及所描 述岩體之成因。
臺灣海岸山脈的利吉混雜岩首先由徐鐵良 (Hsu, 1954) 命名為「利吉 層」，其組成以剪裂的青灰色或黑灰色泥岩為主，含有許多角礫狀之砂 岩及基性火成岩塊，主要分佈於海岸山脈的西南緣 (Hsu, 1956, 1976) ； Hsu (Hsu, 1968) 首次以「Mélange」一詞描述「利吉層」，畢慶昌 (Biq, 1969,1971) 則認為「利吉層」之成因與板塊作用有密切關係，並將
7 「Mélange」翻譯為「混同層」。 利吉混雜岩主要分佈於海岸山脈的西南側，但在中段的樂合盆地中 心位置也有出露(圖二)。儘管學界同意利吉混雜岩為「開啟臺灣新生代地 質演變的金鑰匙」 (Biq, 1976) ，但其內含外來岩塊的來源以及形成機制 等問題仍備受爭議。混雜岩的成因可受到下列幾種作用所控制：(1) 構造 作用，(2) 沈積作用，(3) 衝頂作用 (Diapiric) ，(4) 多源混和作用 (Polygenetic) (Raymond, 1984) ；其中對於利吉混雜岩體的成因機制，主 要解釋有： 1. 沈積作用成因（崩積作用） 傾瀉岩 (Olistostrome) ，乃大規模的海底山崩所形成的沈積岩，其特 徵包括具有層理、淘選度不良、含有成分不一的岩塊、常見崩積構造等。 以傾瀉岩解釋「利吉層」之成因者，認為其為構造運動作用產生之海底 山崩所致，為一個短期、快速沈積的事件 (圖四; Wang, 1976; Page and Suppe, 1981; Suppe and Liu, 1981; Barrier and Muller, 1984) ．而「利吉層」 內所包夾的外來岩塊，部分來自於現今的中央山脈或是增積岩，部分來 自於崩積作用形成時，傾瀉岩側向侵蝕來自於弧前盆地與呂宋火山島弧 的沈積物，最後一同混入「利吉層」內。「利吉層」與大港口層為犬牙 交錯、同時異相的關係。藉由上覆與下疊的大港口層的超微體化石年代 資料，指出「利吉層」的沈積時間約為 3~4百萬年前，相當於上新世早~ 中期 (Chi et al., 1981; Barrier and Muller, 1984) 。
2. 構造作用成因：
構造作用成因，依照學者對於海岸山脈在整個由隱沒到弧陸碰撞過 程瞭解的不同，又可分為兩種模式：
8
A. 隱沒雜岩體 (Subduction Complex) 模式：認為利吉混雜岩為南中國海 洋地殼隱沒於菲律賓海板塊時，下板塊表層沈積物與部分南海洋殼物 質受到摌刮作用所產生的隱沒雜岩體，因此其中的蛇綠岩套來自南中 國海海洋地殼 (Biq, 1965, 1971; John, 1986;Teng, 1988; Teng and Wang, 1991; Chen, 1990; Chung and Sun, 1992) (圖五.) 。
B. 碰撞雜岩體 (Collision complex)：利吉混雜岩為歐亞板塊與菲律賓海板 塊初期碰撞時，自增積岩體東緣發育向東的反向逆衝斷層, 並向上延 續到弧前盆地西側，使之變形、隆起，形成花東海脊 (利吉混雜岩體 的前身; 圖六A-B) ; 在成熟期弧陸碰撞時，變形的花東海脊又與火山 島弧一起向西逆衝，並發生強烈剪裂，形成利吉混雜岩 (圖六C) 。隨 著兩期逆衝斷層的發生，屬於增積岩體的物質、弧前盆地底部的沈積 物、以及島弧沈積物和海洋地殼的碎塊依序被帶入利吉混雜岩剪切帶 中 (圖六; Chang et al., 2000; Huang et al., 2000, 2006, 2008)。
除了上述解釋以外，部分學者相信利吉混雜岩體的形成，應經過了 不同時期的作用。如法國學者 Pelletier & Stephan (1986) 將利吉混雜岩體 稱為構造-沈積混同岩 (Tecto-sedimentary mélange) ；Mitchell (1986) 認 為是衝頂作用與沈積作用的混和結果；陳文山 (1990) 則認為，目前所見 絕大部分的利吉混雜岩體皆為隱沒-碰撞雜岩 (Subduction-collision complex)，少部分的 (如安通向斜構造軸部的利吉混雜岩體) 則為崩移作 用較為顯著的沈積物。
9 1.3.3.2 樂合殘留弧前盆地之利吉混雜岩體成因 位於樂合盆地中心出露了一條帶狀的利吉混雜岩。其產狀一如出露 於縱谷地區的利吉混雜岩體，為具有強烈剪裂作用的泥岩包夾各種大小 與種類不一的岩塊。因盆地兩側對稱出露大港口層與都巒山層，並且地 層向盆地中心傾斜，盆地整體似乎呈現一個向斜構造，故學界對於樂合 盆地的利吉混雜岩體的成因包括： 1. 沈積 (崩積) 成因： 持此論者認為，樂合盆地為一向斜沈積構造 (Hsu, 1956; Wang, 1976; Huang, 1977; Chi et al., 1981; Chen, 1988, 1990) 。利吉混雜岩體是最後一 個沈積在樂合盆地內的地質構造單元，利吉混雜岩體與大港口層的接觸 關係為整合覆蓋，前者的沈積年代應年輕於大港口層 (圖七) 。黃富文 (1977) 測量樂合盆地內的沈積構造，認為利吉混雜岩體為南北方向來源 的沈積物堆積而成。 2. 先崩積再經斷層作用出露： 徐鐵良 (Hsu, 1976) 認為，台東縱谷東側的利吉混雜岩為崩積岩。當 弧陸碰撞運動進行時，海岸山脈大量發育斷層，同時存在有一高角度的 「安通逆衝斷層」向西逆衝與截切，使得海岸山脈底部的都巒山層與大 港口層向西逆衝至利吉混雜岩體內，並且使部分利吉混雜岩體以岩塊的 形式出露於樂合盆地中 (圖八) 。 3. 構造窗成因：
10 畢慶昌 (Biq, 1969, 1971) 首先將利吉層比做混同層 (Mélange)，並認 為利吉混雜岩為海岸山脈所有的地質單元中最老的，而都巒山層與大港 口層因地形重力因素，以低角度重力滑移岩幕方式向西滑於利吉混雜岩 之上。在這樣的大地構造背景之下，利吉混雜岩儼然成為一構造潤滑體， 使得秀姑巒溪以南的地質狀況為無根之重力下滑岩冪。在弧陸碰撞的過 程中，由於位於基底的利吉混雜岩體「潤滑」的特性，使得都巒山層與 大港口層得以快速的滑動於利吉混雜岩體之上。而樂合盆地中的利吉混 雜岩體是由於一小塊的上覆地層從地勢較高的部位，滑落到地勢稍低的 利吉之上，上覆地層因重力作用而加速向前，使得部分被壓在底下的利 吉混雜岩體得以在兩個上覆地層間出露，形成構造窗 (圖九)。
1.4 臺灣東南海域地質單元
臺灣早期的海域觀測資料，多著重於觀測資料的描述與解釋，較少 利用海洋地質與地球物理資料來討論臺灣附近的大地構造問題(Katsumata and Sykes, 1969; Hsieh and Hu, 1971; Lee et al.1973; Karig,
1973)。七零年代中期，Bowin et al., (1978) 利用「九連號」探測船在 TSF 和 TAIJUNT 航次所取得的單頻震測剖面與重力、磁力等資料，將臺灣 東部、南部海域做了初步的研究；Chen and Juang (1986) 則是利用相同航 次的震測資料，將臺灣東南海域地形分為五個地形單元。Huang et al. (1990, 1992) 利用臺灣大學的「海研一號」研究船，以3.5Khz回升剖面測 探儀收集之地形資料，並重新探測重力以及磁力的結果，配合 TSF 和 TAIJUNT 航次的單頻震測剖面，勾勒出清楚的海底地形單元，首次將這 些海底地形單元可以跟陸上的海岸山脈的地質構造單元進行對比，並得 到 Reed et al. (1992)和 Liu et al. (1998) 進一步的證實。
11
在這些海底地形單元中，花東海脊被認為是利吉混雜岩的前驅物， 其構造和成因也受到相當的爭議： Bowin (1978) 認為該地區為一增積岩 體，只是一個單純受到擠壓而隆升的沈積岩，Chen and Juang (1986) 則認 為花東海脊應為火山脊；Huang and Yin (1990)、Huang et al. (1992) 、 Huang (1993) 利用重力、磁力的資料、以及從花東海脊撈取的岩樣進行 X-光礦物鑑定以及化石分析，認為花東海脊不是火山海脊，而是一受到 剪力作用所形成的混雜岩。
1.5 研究目的
研究整個樂合殘留弧前盆地的構造演化，是瞭解臺灣地區弧陸碰撞 演化的重要關鍵之一；樂合盆地中利吉混雜岩的成因，則是解決盆地構 造演化的關鍵。然而，樂合盆地的利吉混雜岩的成因隨著前人研究而有 著不同的認知，有人認為是純然的沈積整合覆蓋於大港口層之上 (Hsu, 1956; Wang, 1976; Huang, 1977; Chi et al., 1981; Chen, 1990) ，或是認為受 到構造作用而出露 (Hsu, 1976; Biq, 1969, 1971) 。因此本研究針對樂合殘 留弧前盆地內沈積岩層與利吉混雜岩出露地區進行調查。除了野外地質 調查工作之外，並沿著溪谷進行連續採樣，攜回實驗室進行微體古生物 (浮游有孔蟲與鈣質超微化石) 分析，以確定樂合殘留弧前盆地內沉積岩 層之沈積地質時代；同時進行黏土礦物分析，以確認樂合殘留弧前盆地 中出露的利吉混雜岩與臺東縱谷東側出露的利吉混雜岩 (特徵為含 13~15%的高嶺石; Lin and Chen, 1986; Huang et al., 2008)，是否為相同的12 利吉混雜岩。綜合微體化石分析資料與黏土礦物分析結果，探討樂合盆 地利吉混雜岩的成因與盆地之構造演化。 本研究藉由討論樂合殘留弧前盆地的構造演化模型，進一步探討成 熟期弧陸碰撞時期，弧前盆地與北呂宋火山島弧向西加附到臺灣的過程 中，地質構造單元間關係的變化，並利用樂合盆地與台東盆地陸上地質 概況加以對照。
13
第二章 研究方法
2.1 野外地質調查
本研究以位於花蓮縣玉里鎮東南的樂合溪、安通溪、吳江溪、阿眉 溪剖面為主要的研究區域。上述四條溪均發源自海岸山脈西側，向西滙 入秀姑巒溪後沿著花東縱谷由南向北流，接著從瑞穗轉向東貫穿整個海 岸山脈，最後注入花東海盆。本研究區域內的地層出露，由西而東依序 為剪裂強烈無層理之利吉混雜岩體、都巒山層 (安山岩質碎屑堆積)、屬 於樂合弧前盆地、層理清晰卻滿佈破裂面的大港口層、位於盆地中心的 利吉混雜岩、以及位於最東緣的都巒山層。本研究之野外工作內容，包 括樂合殘留弧前盆地之區域地質圖的製作，以及標本採集。 2.1.1 地質圖的製作 野外工作以五千分之一比例尺之地形圖作為底圖，沿線記錄出露岩 層之種類、出露的位置、岩層位態、各岩層之間的接觸關係、外來岩塊 出露的位置、以及標本採樣位置。現今由於受到植被覆蓋、河川防災工 程整治等因素影響，大部分的野外露頭均呈現不連續的狀態，故難以單 純的藉由野外地質調查的方法觀察到各個岩石地層單位之間的接觸狀態 與確切接觸位置。 配合野外地質調查的結果，本研究輔以農林航空測量所出版的臺灣 地區航空照片，進一步的對研究區域內岩層的分佈位置與層態、岩層間14 接觸的性質、與地質構造出現的位置與性質進行判釋。待各方面資料蒐 集以後，以兩萬五千分之一比例尺之地形圖作為底圖，繪製區域地質圖。 2.1.2 標本採集 本研究採取沈積岩中粒徑較為細粒的部分 (如泥岩、粉砂岩)、利吉 混雜岩中基質的部分，以同時作為微體化石年代分析及黏土礦物成分比 例分析 (圖十~十二)。
2.2 微體化石與超微體化石分析
2.2.1 有孔蟲化石標本處理 有孔蟲化石標本的處理方面，選擇在研究區域內較為連續的剖面 (樂 合溪的支流) (圖十) 進行連續的採樣，以方便觀察各岩層的沈積年代 。 本研究將野外採集回來的泥岩、粉砂岩樣本，經過適當的處理以後， 挑選出所含的有孔蟲化石。處理步驟如下： 1. 取 100 克的標本，放入鐵缽後敲碎。過程中，不可將樣品「研磨」， 以免有孔蟲殼體遭受到破壞； 2. 將敲碎後的標本放入陶瓶中，加水至八分滿，連續滾動兩天； 3. 將滾好的樣本以 150μm 網目的標準篩網篩洗，加以收集殘留在篩網 上的沈積物顆粒，並放入烘箱中烘乾； 4. 以毛筆等工具在顯微鏡的輔助下，將烘乾好的沈積物樣品內的有孔蟲 挑選出來。利用超音波震盪機將殘留在有孔蟲殼體上的的沈積物碎屑 清除； 5. 藉由實體顯微鏡鑑定有孔蟲化石的種屬，並判別化石沈積年代。15 有孔蟲依照生態，可區分為底棲性有孔蟲與浮游性有孔蟲。其中， 浮游性有孔蟲群集可以作為地層沈積對比的指準工具；底棲性有孔蟲則 可以作為岩層之沈積深度範圍以及生態條件的指標。 2.2.2 鈣質超微體化石標本處理 經前人研究指出，除了深度超過碳酸鈣補償深度 (CCD) ，任何海相 沈積環境中，均有可能發現鈣質超微化石的蹤影。本研究進行超微化石 分析的標本的選擇主要以泥岩、粉砂岩、或是礫質泥岩之基質泥岩為主； 同時分析少量的細砂岩、凝灰岩、以及火山碎屑岩的基質 (圖十 ~ 十二)。 鈣質超微化石標本處理步驟如下： 1. 取 5 至 10 克標本，烘乾後放入鐵缽中敲碎，過程中，不可將樣品「研 磨」，以免超微化石受到破壞以及影響辨認； 2. 將粉末倒入燒杯中，加入 50ml 的清水後以超音波震盪機震盪 10 分 鐘； 3. 將震盪完的溶液靜置 2 分鐘後，取出上方試液約 35ml 裝入試管中； 4. 將試管放入離心機內，以 1400 (r/min) 的轉速離心十分鐘； 5. 離心後，清除上方澄清試液，保留底部濃縮後的沈積物； 6. 將離心後的沈積物塗抹於蓋玻片上，並利用黏膠與載玻片密合； 7. 以倍率 1600X 之偏光顯微鏡鑑定薄片中超微化石的種屬並記錄之。
16
2. 3 黏土礦物樣本分析處理
黏土礦物常見於地表或沈積岩中，常為火成岩或變質岩礦物經過風 化作用而成。黏土礦物的構造與成分相當複雜，能夠敏感的反應母岩種 類與環境變化等因素 (Chamley, 1989) 。故研究黏土礦物可以幫助瞭解成 岩的歷史、沈積物之來源、甚至當作岩層對比的依據 (Lin and Chen, 1986; Yao et al., 1988; Liu et al., 2004, 2008, 2009, 2010) 。
本研究經由黏土礦物分析資料，可以瞭解樂合殘留弧前盆地中心所 出露的利吉混雜岩體與周圍大港口層之異同，亦可以明白樂合盆地中心 與縱谷地區的利吉混雜岩體之間的關係 (圖十一、十二)。 2.3.1 樣本處理 本研究之黏土礦物樣品由上海同濟大學海洋地質國家重點實驗室代 為處理與分析。 樣本處理與分析步驟簡述如下 (Liu et al., 2004, 2008) ： 1. 樣品敲碎以後加入 0.2 N HCl 溶液除去含碳物質 (Decarbonation) ； 2. 處理過樣品加入蒸餾水，並經篩洗的過程達到反絮凝作用 (Deflocculation) ； 3. 利用沈降法與離心原理，分離出礫徑小於 2μm 之顆粒；
17
2.3.2 X 光粉末繞射分析
1. 使用上海同濟大學海洋地質國家重典實驗室之 PANalytical X 光粉 末繞射儀製作順向試片，CuKα 靶，加速電壓 40 kV ，發射電流 25 mA； 2. 每個樣品需在下列條件下各自進行一次 X光粉末繞射分析： a. 乾燥 (air drying) 、 b. 乙烯乙二醇處理 (ethylene-glycol solvation) 12 小時、 以及 c. 加熱至攝氏 490 度 2 小時；
3. 藉由上述三次 XRD 的反射圖譜，辨認黏土礦物的種類；
4. 在乙烯乙二醇處理的條件下進行 XRD 分析時，針對每種黏土礦物所 代表的峰值所涵蓋的面積 (Peak area) ，進行半定量的測量，並利用 MacDiff 軟體計算每種黏土礦物的相對含量 (smectites: 15- 17 Å; mixed layers: 15 Å; kaolinite/chlorite: 7 Å ) ；其中，更進一步的決定高嶺土與綠 泥石的相對含量是藉由計算峰值 3.57/3.54 Å 所涵蓋的面積。
本研究黏土礦物分析結果將與 Lin and Chen (1986) 的研究結果相互 比對。 Lin and Chen (1986) 之工作方法簡單介紹：利用沈降法抽取出較 純的黏土礦物後，以 CuKα 靶，加速電壓 35 kV ，發射電流 15 Ma 進 行 X 光粉末繞射；由於高嶺土與綠泥石之部分繞射峰會發生重疊，故先 在攝氏 80 度的環境下，加入濃度 3N 的鹽酸並浸泡一個小時，以期將 綠泥石溶解。
18
第三章 研究結果
3.1 野外地質調查
3.1.1 航空照片判釋 地形的高度差異，反映了岩石地層單位抗風化侵蝕能力的不同。根 據航空照片的觀察結果，樂合殘留弧前盆地可以簡單的區分出 (1) 都巒 山層，(2) 大港口層與利吉混雜岩，及 (3) 現代沖積層與河階堆積等三個 岩層單位。其中，大港口層與利吉混雜岩間在地形上並沒有明顯的差異， 因此航照圖的判別中將二者分類在一起。 海岸山脈中段樂合盆地之都巒山層雖然屬於沈積岩 (Song, 1989) ， 但組成的岩石礦物種類卻與其他地層有相當大的差異，此差異通常亦可 反映於地形高度的落差上。例如，位於東側與西南側的都巒山層在航照 圖中容易判別而出；前者坡度突然加大，形成海拔 900~ 1300 公尺的高 峰；後者因為阿眉溪的發育並侵蝕大港口層，使得都巒山層得以顯露而 出。 接近樂合殘留弧前盆地中心有一平行於盆地長軸、北北東-南南西走 向的丘陵，高度以北側為最高，約 940 公尺；往南起伏趨於低緩，最終 結束於吳江南溪之南側 (海拔 240 公尺) 。航照圖顯示，丘陵在盆地的 最北側約有 2 公里寬，寬度同時亦向南側逐漸縮窄 (圖十三) 。19 山體的高度主要受控於兩個地質因素：岩性強弱與地層傾斜的角 度。樂合盆地中心的岩層屬於大港口層與利吉混雜岩體，其主要由細砂、 粉砂、或泥岩所組成，故僅形成低矮丘陵。海岸山脈為兩個板塊聚合而 顯露在地表的構造地質單元，擠壓應力為控制本地區地形地貌的主要營 力。藉由樂合盆地內丘陵的山勢起伏、北高南低的地形趨勢、及盆地中 河系沿著地形的分佈，暗示島弧由西向東擠壓，自北而南主導著盆地地 形變化。 3.1.2 野外調查結果 根據野外工作、微體化石年代分析的結果，並輔以航照圖追蹤各的 岩石地層單位的界線以及延伸方向，繪製了本地區的區域地質圖 (圖十 四、十五) 。野外觀察結果依照岩石地層單元的逐一簡述如下： 都巒山層 研究區域內的都巒山層主要分佈有三處：位於盆地西北側靠近樂合 溪下游 (屬奇美火山島的最南段; Huang et al., 1992, 2010; Song et al., 2002) ，及位於盆地東-南側的都巒山層 (屬成廣澳火山島)。位於盆地西 南側的六十石山主要由塊狀安山岩、安山岩質火山角礫岩、凝灰岩、以 及少許的枕狀玄武岩所組成；其中以火山角礫岩為都巒山層最出露於地 表中主要的岩性，地層走向與盆地長軸方向幾乎一致，傾角角度較陡， 在盆地中易形成陡峭的山嶺。位於樂合盆地西北側的都巒山層中，曾經 出露寬約 1 公尺的利吉混雜岩體 (Song, 1986) ，但現今因河川整治所 需，故整個露頭消失殆盡，其出露成因在後文中討論。
20 大港口層 研究區域內的大港口層主要分佈於盆地較靠近中心的位置，主要為 高度500 公尺以下的低矮丘陵，但在盆地的北緣的部分仍存在有高達近 1000 公尺的高聳山嶺。大港口層在盆地西北側與都巒山層以假整合的方 式相覆蓋於都巒山層之上。 無論在盆地東側或西側，大港口層的地層走向皆約為 N15~30°E ； 西側大港口曾傾角主要以 45°~ 80° 向東傾斜，部分地區的傾角甚至接近 垂直；東側大港口層傾角以 50°～80° 向西傾斜。露頭常可觀察到斷層與 破裂面出現。大港口層的岩性多變，主要以細砂-粉砂互層或是粉砂-泥岩 互層為主，部分地區出露有有泥岩或是礫質泥岩/礫質粉砂岩的地層。 礫質泥岩或是礫質粉砂岩中，礫岩的種類包含有板岩碎屑、安山岩、 凝灰岩、石灰岩、石英、以及變質砂岩；礫岩的圓度主要為角狀 ~ 次圓 狀不等；淘選度差，偶爾可以發現數公尺的砂岩塊夾雜在地層中。在此 區域內經常可發現同沈積作用時的崩移現象 (照片) ，顯示礫質泥岩或是 礫質粉砂岩可能為偶發性事件，譬如大規模的山崩所產生的沈積物一次 性搬運至海底所致。 在研究區域內，大港口層中可以發現發育良好的褶皺，少部分是伴 隨著沈積崩移作用造成的，大部分的褶皺常伴隨著鄰近的斷層運動而發 生。這些褶皺通常為背斜，其規模不大，具有明顯的不對稱外型；褶皺
21 軸平行 N15°E 並且朝南傾沒。 利吉混雜岩 利吉混雜岩體分佈於本研究區的西側外緣，以及盆地中心自樂合溪 至阿眉溪中游一段南北長 8 公里、寬度不到 1 公里的的狹長區域，為 大港口層所包圍 (圖十四) 。由於侵蝕作用的旺盛、以及人為開發等因 素，故盆地內的利吉混雜岩體實出露的位置有限，現今僅能夠於安通溪、 吳江溪、阿眉溪流域分別看到一兩處小型的露頭。 本研究區域的利吉混雜岩 (包含樂合盆地內外兩側) 主要以受到強 烈剪力作用並產生鱗片狀葉理的泥岩為主，間夾有致密的石英質粉砂岩 塊、基性或超基性外來岩塊、以及凝灰岩塊(照片)。所有的岩塊形狀皆為 角礫狀並受到強烈的構造破壞現象(照片)。
3.2 微體化石與超微體化石鑑定
為確定樂合殘留弧前盆地內沉積岩層之沈積地質時代，本研究分析 樂合溪支流割溝溪以及安通溪上游支流採自於大港口層共 25個有孔蟲 化石標本, 及沿著樂合溪、安通溪、吳江溪、以及阿眉溪採自大港口層與 利吉混雜岩體共 81 個標本進行鈣質超微體化石分析。 3.2.1 浮游有孔蟲化石年代分析 大部分的大港口層標本中的浮游有孔蟲化石為常見自早上新世22
(N18~N19) 開始出現的種屬, 如 Globigerinoides conglobatus、
Globigerinoides elongatus
、
Globorotalia crassaformis、Globorotalia menardii、Globorotalia tumida、Sphaerodinella dehiscens、Globorotaliamuticamerata、Pulleniatina obliquiloculata、Neogloboquadrina dutertrei ，
自晚中新世 (N16~N17) 出現的種屬如 Globorotalia humerosa、
Sphaeroidinellopsis seminulina、Pulleniatina primalis (表一) 等。所有的標 本皆未含有出現自晚上新世 N21帶 的指標種 Globorotalia tosaensis
(FAD: 3.35Ma; Berggren et al., Wade et al., 2010) 及在早上新世絕滅的
Globigerina nepenthes (4.36 Ma; Wade et al )；相反的，大部分的標本內均 含有 G. crassaformis 以及 S. seminulina 兩個有孔蟲種屬 (表一)。以上 述化石種的生存時間範圍作為依據，顯示樂合盆地的大港口層之沈積時 間均為早上新世，相當於 Banner& Blow (1965) 以及 Blow (1969) 所定 之 N19~N20 帶 (4.36-3.35 Ma; 表一; 圖十四、十六、十七)。
3.2.2 超微體化石年代鑑定
本研究沿著樂合溪、安通溪、吳江溪、以及阿眉溪採自大港口層與 利吉混雜岩體共 81 個標本進行鈣質超微體化石分析。依據國際生物地 層標準 (Blow, 1969; Berggren, 1973; Berggren et al., 1985, 1995; Hays et al., 1969; Martini, 1974; Hag et al., 1977; Hag and Berggren, 1978; Gartner et al., 1979; Raffi et al., 2006)，並考慮二次化石的影響，經過鑑定以後，認 為在樂合盆地的地層中可以確認出 2個超微化石分帶 Discoaster
23 帶，相當於早上新世晚期 (表二 ~ 四 )。
由於本研究區超微化石普遍保存狀態不良，作為 NN14/NN15 分界 的超微化石種屬 Ceratolithus tricorniculatus 以及 Discoaster sp. 在本區 域鮮少或多呈破片形式出現，故本研究退而求其次的利用
Pseudoemiliania lacunosa 之初現面 (相當於 NN14 初期) 作為下界以及 Reticulofenestra pseudoumbilica (3.65~3.7 Ma; Berggren et al)、Sphenolithus
abies 、與 Sphenolithus sp. 之末現面 (相當於 NN15 晚期) 作為上界，
輔以其他超微化石種屬如 Ceratolithus rugosus 、 Discoaster brouweri 、
Discoaster pentaradiatus 、 Discoaster variabilis 、 Helicopontosphaera
sellii ，最後推測樂合殘留弧前盆地中，不論是大港口層或是利吉混雜岩 體，其沈積年代應為早上新世，相當於超微化石帶 NN14 ~ NN15 (4.2 ~ 3.65 Ma; 表二~四; 圖十四、十六、十七)。
3.3 黏土礦物分析結果
為確認樂合殘留弧前盆地中出露的利吉混雜岩與臺東縱谷東側出露 的利吉混雜岩 (特徵為含 13~15% 的高嶺石; Lin and Chen, 1986; Huang et al., 2008)，是否為相同的利吉混雜岩，及瞭解樂合殘留弧前盆地內利吉 混雜岩之成因機制，本研究分析安通溪之大港口層、利吉混雜岩體、與 利吉混雜岩體中的凝灰岩塊共6 個標本；以及吳江溪大港口層、利吉混 雜岩總共 30 個標本，鑑定結果詳列於下表中。24
(Chlorite: 38%; Illite: 45%) ，以及非常少量的膨潤石與高嶺土 (Smectite: 3%; Kaolinite: 4%; 表五) ；礫質泥岩之黏土礦物組成與大港口層有些許 的差異，綠泥石和依萊石雖然仍佔主要地位，但膨潤石的平均比例相對 提高許多 (Smectite: 30% ) ，有些樣品中甚至全為膨潤石。利吉混雜岩體 的黏土礦物組成仍以綠泥石和依萊石為主 (Chlorite: 35.5%; Illite: 47%) ，但高嶺土相對的富集許多 (Kaolinite: 14.8%) ，而膨潤石的比例 則不到 2% (表五; 圖十八)。
本研究黏土礦物分析結果，與 Lin and Chen (1986) 對海岸山脈的利 吉混雜岩體以及鄰近地區的黏土礦物研究結果類似。
前往帝汶島地質考察心得報告
一、出國目的: 前往印尼巴厘島及東帝汶野外地質調查 出國人員姓名：黃奇瑜 教授 國立成功大學地球科學系二、參加會議經過
99 年 7 月 1 日 前往印尼 Bali 巴厘島 (Taipei - Bali) 99 年 7 月 2 日 印尼巴厘島-東帝汶 Dili City
99 年 7 月 3 日 Ailu Complex
99 年 7 月 4 日 Mariana Gabbro and Diabse complex 99 年 7 月 5 日 Bobonaro Mélange
99 年 7 月 6 日 Bobonaro Mélange
99 年 7 月 7 日 Marubo hot spring and syn-orogenics 99 年 7 月 8 日 Dili City to Bali
99 年 7 月 9 日 Bali Island
99 年 7 月 10 日 由 Bali 返台北
三、地質調查心得:
前往印尼巴厘島及東帝汶野外地質調查目的: 帝汶島(Timor) 位於澳洲大陸 北方，在現今地球板塊構造運動中,帝汶島與台灣島同樣以活躍弧陸碰撞有名。 在 Timor 島, 澳洲大陸-印度洋沿 Java Trench - Timor Trough 向北隱沒於歐亞板塊 (Banda Sea)之下, 導致澳洲大陸與 Banda Arc 斜向踫撞。帝汶島與臺灣地質有很 多類似之處，整個帝汶島與臺灣臺東縱谷以西完全可以類比，即代表澳洲板塊向 北俯衝的增生楔。帝汶島與臺灣相異之處, 在於帝汶島以北的弧前盆地(Sauv Basin) 及 Banda Arc 尚未加附到帝汶島，亦即帝汶島沒有相當於臺灣的海岸山 脈，只能跟臺灣東南海域初期弧陸碰撞帶地質相當。
此次東帝汶島野外地質調查主要目標為瞭解帝汶島上 Bobonaro Melange 之 形成機制及產狀, 探討 Bobonaro Melnage 與臺灣海岸山脈 Lichi Melange 在大地 構造背景、形成機制、構造變形之異同。
Bobonaro Melange為Banda Melange之一部分, Banda Melange 包括在Sauv Basin因背逆衝形成弧前盆地剪裂變形者(僅限於弧前盆地層序) ，另包括在增生 楔形成的混雜岩。
四、建議: 由於帝汶島與臺灣一樣以斜向弧陸踫撞聞名全球, 但帝汶島本身地質只相當 於臺東縱谷以西的臺灣。由於岡瓦納大陸於三疊紀的張裂, 並且新生成的中生代 印度洋海洋地殼牽引著張裂裂後的澳洲大陸,向北隱沒於 Java 海溝之下, 形成 帝汶島，侏儸紀-白堊紀的後張裂層序隨後形成帝汶島增生楔。1960 年代由於同 張裂層序與後張裂層序的不清楚，導致對於帝汶島增生楔中不同岩塊的來源，給 予不同想像的猜測。但澳洲大陸北面海洋地質的瞭解，終於才能以海洋地質為基 礎，再回頭聚焦於帝汶島本身地質的瞭解。 帝汶島地質研究史與臺灣地質瞭解史的發展如出一轍, 先由陸地地質為基礎 本解放台灣島地質，結果引起很多的誤會。最終以四週海洋地質為基礎，回頭看 台灣島地質，終能柳暗花明又一村。
前往西藏地質考察心得報告
一、出國目的: 前往青藏野外地質調查 出國人員姓名：黃奇瑜 教授 及碩士生林秋婷 國立成功大學地球科學系 二、地質考察經過 99 年 8 月 9 日 台北-青島 (應中科院海洋研究所邀請演講 ) 99 年 8 月 10 日青島(演講) 99 年 8 月 11-12 日 青島海洋地質研究所 99 年 8 月 13 日 青島-北京 99 年 8 月 14 日抵拉薩, 考察岡底斯山岩漿弧 99 年 8 月 15-21 日考察日喀則弧前盆地、雅魯藏布江蛇綠岩套、藏南增生楔及印 度被動式大陸邊緣 99 年 8 月 21 拉薩-成都(應同濟大學邀請演講) 99 年 8 月 22-25 上海(同濟大學邀請演講、學術討論會) 99 年 8 月 26 日台北 三、地質調查心得: 前往西藏地質考察目的為瞭解臺灣弧陸碰撞與西藏陸陸踫撞在大地構造佈 局之異同。考察路線由雅魯藏布江北岸岡底斯山地塊(火山島弧) ，向南經過日 喀則弧前盆地及增生楔(歐亞板塊), 到珠峰前緣印度被動大陸邊緣(印度板塊), 全程路線在 3800~5200 公尺間。 考察心得: 1. 臺灣弧陸碰撞與西藏陸陸踫撞在大地構造佈局完全相似, 把臺灣島地質圖左 轉 90 度, 即與西藏地質可以比較; 2. 日喀則弧前盆地含多層次深海河道礫石沈積，與海岸山脈深海扇水璉礫岩和 奇美礫岩沈積完全類似; 3. 日喀則弧前盆地北側底部為覆蓋在岡底斯山火山弧之上的烏秋組-恰布林組 (陸相礫石, 含基性-超基性岩塊及放射蟲燧石), 在日喀則弧前盆地南側底部 則為整合在雅魯藏布江蛇綠岩套(蛇紋石-輝長岩-枕狀玄武岩) 的沖堆組(深 海相放射蟲燧石、濁流層), 日喀則弧前盆地基底在南、北兩側差異極大； 4. 雅魯藏布江蛇綠岩套介於北側的日喀則弧前盆地及南側的增生楔之閘, 為典型 SSZ, 理應屬特提斯洋北側上板塊的一邊緣海之海洋地殼; 5. 雅魯藏布江蛇綠岩套與臺灣海岸山脈利卲混雜岩中基性-超基性岩塊、或菲 律賓呂宋島 Zambales 蛇綠岩套的地質背景相似，為 SSZ 的代表； 6. 印度被動大陸邊緣層序與澳洲被動大陸邊緣被移入帝汶島增生楔層序完全 相似, 同屬岡瓦納大陸分裂前的一部分。 四、建議: 地質研究必須多觀察不同不同造山帶地質, 並且比較其間之異同, 方能快速進 步。現在台灣地質界有很大危機，年輕學者很少進行基本山脈層序與構造研究， 並且懼於連續剖面地質研究, 因為一般學者無法建立連續層序與及決定其地質 時間, 故進行不必注重時間觀念的現代地質研究。因此，鼓勵年輕學者進入山脈 從事基本地質調查，及大學注重基礎地質教育, 為當務之急。
國科會補助計畫衍生研發成果推廣資料表
日期:2010/12/09 國科會補助計畫 計畫名稱: 臺灣海岸山脈及東南海域反應活躍弧陸碰撞構造的弧前盆地及弧上盆地動態沈 積研究 計畫主持人: 黃奇瑜 計畫編號: 98-2116-M-006-002- 學門領域: 地球歷史學 無研發成果推廣資料98 年度專題研究計畫研究成果彙整表
計畫主持人：黃奇瑜 計畫編號： 98-2116-M-006-002-計畫名稱：臺灣海岸山脈及東南海域反應活躍弧陸碰撞構造的弧前盆地及弧上盆地動態沈積研究 量化 成果項目 實際已達成 數（被接受 或已發表） 預期總達成 數(含實際已 達成數) 本計畫實 際貢獻百 分比 單位 備 註 （ 質 化 說 明：如 數 個 計 畫 共 同 成 果、成 果 列 為 該 期 刊 之 封 面 故 事 ... 等） 期刊論文 0 0 100% 研究報告/技術報告 0 0 100% 研討會論文 3 0 100% 篇 中 華 民 國 地 質 學 會 與 中 華 民 國 地 球物理學 99 年會 暨 學 術 研 討 會 發 表 3 篇論文摘要： 1. 利 吉 混 雜 岩 體 既 不 是 馬 尼 拉 海 溝產物，臺東縱谷 也 不 是 板 塊 邊 界；2.台灣東部海 岸 山 脈 中 段 樂 合 殘 留 弧 前 盆 地 利 吉 混 雜 岩 體 成 因 之探討；3.台灣東 部 海 岸 山 脈 北 段 蕃 薯 寮 層 大 型 獨 立 砂 岩 塊 之 探 討：來源及構造暗 示。 論文著作 專書 0 0 100% 申請中件數 0 0 100% 專利 已獲得件數 0 0 100% 件 件數 0 0 100% 件 技術移轉 權利金 0 0 100% 千元 碩士生 0 0 100% 博士生 0 0 100% 博士後研究員 0 0 100% 國內 參與計畫人力 （本國籍） 專任助理 0 0 100% 人次 期刊論文 0 0 100% 研究報告/技術報告 0 0 100% 研討會論文 0 0 100% 篇 論文著作 專書 0 0 100% 章/本 申請中件數 0 0 100% 國外 專利 已獲得件數 0 0 100% 件件數 0 0 100% 件 技術移轉 權利金 0 0 100% 千元 碩士生 0 0 100% 博士生 0 0 100% 博士後研究員 0 0 100% 參與計畫人力 （外國籍） 專任助理 0 0 100% 人次 其他成果 (無法以量化表達之成 果如辦理學術活動、獲 得獎項、重要國際合 作、研究成果國際影響 力及其他協助產業技 術發展之具體效益事 項等，請以文字敘述填 列。) 本計劃之，研究成果相關論文已在撰寫中，其相關論文摘要發表於今年『中華 民國地質學會與中華民國地球物理學 99 年會暨學術研討會』1.利吉混雜岩體既 不是馬尼拉海溝產物，臺東縱谷也不是板塊邊界；2.台灣東部海岸山脈中段樂 合殘留弧前盆地利吉混雜岩體成因之探討；3.台灣東部海岸山脈北段蕃薯寮層 大型獨立砂岩塊之探討：來源及構造暗示。共計 3 篇摘要。 成果項目 量化 名稱或內容性質簡述 測驗工具(含質性與量性) 0 課程/模組 0 電腦及網路系統或工具 0 教材 0 舉辦之活動/競賽 0 研討會/工作坊 0 電子報、網站 0 科 教 處 計 畫 加 填 項 目 計畫成果推廣之參與（閱聽）人數 0
