緬甸西南部蘭裏島之古地震事件研究

國立臺灣大學理學院地質科學研究所 碩士論文

Department of Geosciences College of Science

National Taiwan University Master Thesis

緬甸西南部蘭裏島之古地震事件研究

Paleoseismological investigations in northern Ramree Island, south-western Myanmar (Burma)

王崇哲 Chung-Che Wang

指導教授：徐澔德 博士 Advisor: J. Bruce H Shyu, Ph.D.

中華民國 102 年 1 月

January, 2013

II

致謝

兩年半的碩士生涯說長不長說短不短，但就不知不覺的過去了。在這段時間 裡面，增長了許多知識外，同時也對野外調查有了更深刻的體驗。在學習研究的 一路上，除了自己堅持下來，也受到許多人的幫忙協助。

最感謝的是我的指導教授徐澔德老師，由於吾等資質駑鈍，尚且行事莽撞。

但老師總是不厭其煩的一再指導我，將我重新引回到正確的道路上，讓我能順利 的再繼續走下去。再來要感謝王昱學長在緬甸野外工作中，教授我許多的知識，

並在過程中不斷的鞭策鼓勵我，讓我有更多的動力。還有感謝沈川洲教授指導定 年方法與儀器操作，並與諸位口試委員：張中白教授、謝孟龍教授與顏君毅教授 一同給予我許多的意見與指導，讓我更明白錯誤的所在，並找出自己的盲點。

人生中有著許多不同階段的旅途，每一段都有它的故事在。在踏進來之前，

我對科學與研究這兩個詞還是懵懵懂懂。雖然現在的我可能還無法很好的表達它 們的意思，但至少在這過程中，我學習到豐富的知識與處理問題的能力，也得到 許多寶貴的經驗，也總算是完成了這段的旅途。謝謝我的父母與家人，在背後支 持著我，使我能毫無顧忌的向前邁進，這份學習的成果就是我所能回饋給他們的 禮物。

然而這一路上風塵僕僕，有歡笑也有淚水，在這其中，我最低潮的那段時間，

要感謝興麟學姐給了我莫大的幫助，雖然我還是高估了自己的能力。謝謝阿和學 長、宏偉學長、忠哲學長、鴉哥學長分別給予我專業的技術指導。也謝謝實驗室 內陞哥、佳穎、怡蓉、俊甫、小杜、奕維、秦念祺、小班、陳承鴻諸位同學在各 方面給予的意見與幫忙。當然還有感謝重要的助理玉秀打理各式各樣煩雜的業務。

謝謝老吳、阿金、港仔、冠辰、錢錢、Rana、溫老、飯粒、則喩、Mao、小明、

懷傑、小希、欽煌、韶怡、於蓁、Lily、Coco、怡綺、皓正、晉平、上達……等 諸位朋友一路上各種的協助與開導。然而要感謝的人、事太多，但礙於篇幅而無 法一一的詳述，請恕筆者無心之過。

III

摘要

位於東南亞的緬甸，在大地構造上，是夾在歐亞板塊與印澳板塊之間的一微 板塊。在緬甸板塊的西側，印澳板塊向東隱沒入緬甸板塊之下，形成一巨大的碰 撞隱沒邊界。由於此一隱沒作用，造成了緬甸板塊上活躍的構造活動。在此板塊 邊界上，已知唯一的大規模歷史地震活動紀錄是在發生西元1762年的若開地震，

該地震的活動紀錄在緬甸西部沿海地區都可以找到，且估計的地震規模高達8.8。

先前在緬甸的海階研究中指出，此種規模的大地震活動周期約為900年。

本研究前往緬甸西南外海的蘭裏島，針對蘭裏島北邊四處地點的地形特徵進 行研究，藉以瞭解此地區的地震周期。除了藉由DEM的影像判研當地的地形地 貌之外，亦在野外中進行詳細調查記錄，採集可供定年之材料。利用地形的抬升 記錄以及可以指示古海水面的生物特徵，瞭解過去的構造活動性。過去在島嶼的 東北邊，靠近皎漂鎮的海岸上，有研究報導過這地方附著在岩壁上的牡蠣化石，

是因為1762年的地震抬升而死亡，並得知1762年在此處的抬升約為1 m。本研究 重新調查該地點，並發現在當地的海蝕凹壁同樣也記錄到1762年的地震抬升位移。

在詳細的測量後，得知該地點有多次的地震活動記錄，且每次的地震規模均相似 於1762年的地震事件。在蘭裏島的西北角，靠近雷卡蒙村落的海岸上，本研究在 該地點的海蝕平台上，發現數段不同高程的珊瑚礁。在經過詳細的²³⁰Th定年後，

得知1762年的地震事件在該地點所造成的抬升量約略與島嶼東側皎漂鎮所測得 的抬升量相同。而在1762年的事件前後，都分別存在著另一次的抬升記錄，說明 在蘭裏島上有更為複雜的構造抬升活動。根據珊瑚礁的分析結果，得知這些構造 活動的抬升量，都與1762年的地震事件所造成的抬升量相近，顯示即使這些抬升 事件只是地區性的構造現象，也可能成為極大的地震災害。雖然先前的研究報告 指出在此地區具有約900年的地震周期，但仍然不得不謹慎思考地域性地震活動 的可能性。

關鍵詞：古地震學, 鈾釷定年, 海階, 緬甸, 蘭裏島

IV

ABSTRACT

Myanmar is located at the convergent boundary between the Indian-Australian and Eurasian plates. Along the northernmost part of the Sunda megathrust, the Indian-Australian plate subducts northeastward underneath the Burma micro-plate, and produces a series of deformation belts with many seismic activities. The last major earthquake along this belt occurred in 1762, with an estimated magnitude of about 8.5. From ages of uplifted marine terraces, it has been proposed that the earthquake recurrence interval in this area is about 900 years.

We surveyed four locations along the coast in northern Ramree Island, from north-eastern to south-western, Kyauk-Pyu (KPU), Tang-She (TS), Nga-Pyi-Taung (NPT) and Leik-ka-maw (LKM). Near the town of KPU, we found several levels of sea-notches on a sandstone ridge next to the coast. Up to four levels of uplifted sea-notches are present above the lowest notch, which has been shown to represent the co-seismic uplift during the 1762 earthquake. Since each notch has a ~1 m elevation difference, we suggest that there have been several paleo-earthquake events prior to 1762, and those events had similar magnitude to the 1762 Arakan earthquake.

Along the coastline of northern Ramree Island to the west, there are 2 – 4 steps of marine terraces. In the site of TS, two steps of terraces be measured and also sampled several datable shell fragments in a trench. To the westernmost of northern Ramree Island, there is a small village named LKM. We found three groups of uplifted coral colonies with different elevations in the coastline. Th-230 ages of the corals indicate that the second group was killed by co-seismic uplift during the 1762 earthquake. The other two groups may therefore represent at least one event before and after the 1762 earthquake, respectively. The possible event after 1762 has not been reported anywhere else in western Myanmar, thus it may represent a local event. Furthermore,

V

since all of these three uplifted coral groups are lower than the lowest marine terrace, a step of marine terrace may require more than one earthquake event to form in this area. Therefore, in the previous studies, using only the ages of local marine terraces to determine the earthquake recurrence intervals in western Myanmar may have overestimated.

Key words: Paleoseismological, U/Th dating, Marine terraces, Myanmar, Ramree

Island

VI

目錄

口試委員審定書... I 致謝... II 中文摘要... III

Abstract ... IV 目 錄... VI 圖、表目錄... VIII

第一章 前言... 1

1-1. 動機與目的 ... 1

1-2. 研究區域 ... 2

1-3. 前人研究 ... 3

第二章 研究方法... 7

2-1. 衛星影像及 DEM ... 7

2-1-1. 生產 DEM ... 7

2-1-2. 階地判別 ... 8

2-2. 野外測量及取樣 ... 10

2-2-1. 地形地貌高程量測 ... 10

2-2-2. 珊瑚高程量測及取樣 ... 13

2-3. U/Th 定年分析 ... 16

2-3-1. 原理介紹 ... 16

2-3-2. 實驗流程 ... 17

VII

2-3-3. 年代計算公式及等時線校正 ... 19

第三章 蘭裏島北部之地形特徵... 22

3-1. 河川與山脈走向 ... 22

3-2. 海階分佈 ... 22

3-2-1. Kyaukphyu 的地形測量 ... 22

3-2-2. Taungshe 的地形測量 ... 30

3-2-3. Ngapyitaung 的野外測量 ... 34

3-2-4. Leikkamaw 的野外測量 ... 34

第四章 鈾釷定年結果... 41

4-1. 利用等時線分析獲得蘭裏島北部地區之珊瑚中釷含量初始值 ... 41

4-2. Kyaukphyu 的定年結果... 43

4-3. Leikkamaw 的定年結果 ... 44

第五章 討論... 49

5-1. 緬甸西南外海之地震事件 ... 49

5-1-1. 西元 1762 年地震事件 ... 49

5-1-2. 其它地震事件之記錄 ... 50

5-2. 階地與珊瑚礁之地震週期比較 ... 50

5-2-1. 階地之地震記錄 ... 50

5-2-2. 珊瑚礁之抬升記錄 ... 51

5-3. 蘭裏島上的抬升記錄與階地形成之關聯 ... 53

第六章 結論... 54

參考文獻... 56

VIII

圖、表目錄

圖 1-1. 東南亞地區板塊分佈與印度-緬甸邊界之古地震事件序列 ... 5

圖 1-2. 緬甸西南部若開邦外海的島嶼分佈與蘭裏島北部的城鎮地理位置 ... 6

圖 2-1. 蘭裏島北部的 Google Map 影像 ... 9

圖 2-2. NIKON, Total Station, Nivo^3.M ... 12

圖 2-3. Laser Technology, Laser Rangefinder, TruPulse 360 ... 12

圖 2-4. X 光影像下所顯示的珊瑚年紋層(Knutson et al., 1972) ... 13

圖 2-5. 珊瑚生長形貌與 HLS 之間的關係(Zachariasen et al.,2000) ... 15

圖 2-6. 台大地質系的多頻道感應耦合電漿質譜儀（MC-ICP-MS, Thermo, Neptune） ... 19

圖2-7. 概略呈現以(²³⁴U/²³²Th)m 與(²³⁰Th/²³²Th)m 為對比之等時線線性方程式 (Cheng et al., 2000; 李桂淑，2005)... 21

圖 3-1. 大範圍之衛星影像與數值高程模型及階地判研分佈 ... 23

圖 3-2. KPU 地點的 DEM(a)與 Google 影像(b) ... 24

圖 3-3. 岸邊海蝕凹壁與牡蠣層之空間關係 ... 25

圖 3-4. 陸上古凹壁的測量紀錄 ... 27

圖 3-5. 陸上的海蝕凹壁樣貌及凹陷處標示 ... 28

圖 3-6. 海蝕凹壁的測量結果統計分佈 ... 29

圖 3-7. (a) TS 之階地判研與測量點位 (b)TS 的 Google 影像與測量點位 ... 31

圖 3-8. 在 TS 槽溝的野外照片及描繪示意圖... 32

圖 3-9. TS 的階面測量結果... 33

圖 3-10. (a) NPT 的階面判研與測量點位 (b)NPT 的 Google 影像與測量點位 .... 36

圖 3-11. NPT 的地形測量結果 ... 37

圖 3-12. (a)LKM 的階地判研與測量點位 (b)LKM 的 Google 影像與測量點位... 38

圖 3-13. LKM 東側的地形面測量結果 ... 39

圖 3-14. LKM 西側的地形面測量結果 ... 40

IX

圖 4-1. ²³⁰

Th/

Th vs

U/

Th 等時線的結果

圖 4-2. KPU 的珊瑚化石取樣地點示意圖 ... 46

圖 4-3. LKM 的珊瑚化石取樣地點示意圖 ... 46

圖 4-4. 珊瑚化石的高程與定年結果 ... 47

表 4-1. KPU 與 LKM 之珊瑚鈾釷定年結果 ... 48

表 5-1. 蘭裏島北部之階地高度分佈 ... 51

1

第一章 前言

1-1. 動機與目的

位於東南亞地區的緬甸，南北方延伸超過1400 km，東西方向的寬度大於800 km；位置上，北端銜接中國雲南及印度，東側緊臨泰國，而西部及南部地區分 別迎向孟加拉灣及安達曼海。在構造上，此地區共有四板塊，緬甸微板塊 (Burma microplate)被夾在西側的印澳板塊與東側的巽它板塊 (Sunda plate)之間，這些板 塊均與北邊的歐亞板塊相接臨。由於受到印澳板塊碰撞隱沒入緬甸板塊之下的作 用影響，在這兩板塊的邊界上，形成一系列的火山島弧-海溝系統。此一碰撞隱 沒邊界，由南至北可區分成三段區域，分別為巽它海溝 (Sunda Trench)、若開海 溝 (Rakhine Trench)及吉大港褶皺逆衝帶 (Chittagong fold and thrust belt)(Than Tin Aung et al., 2006)。而緬甸西半部與中段的若開海溝相臨。

受到弧陸碰撞的影響，緬甸的構造活動相當的發達。二十世紀末期，由於軍 政府專政獨裁，聯合國對緬甸實施經濟制裁，限制緬甸之進出口貿易，使得開發 緩慢且缺乏詳細的地質研究。直到近些年來，緬甸政府逐漸的對外開放後，才加 速了經濟發展，這也使得人口集中於沿海地區的各大都市中，其可能面臨的地震、

海嘯災害，更是需要謹慎的去探討。

若我們綜觀過去的歷史地震紀錄，可以發現在靠近巽它海溝的蘇門答臘群島 (Sumatra Islands)地區，在過去的兩百年間，都曾有過規模7以上的大地震發生的 歷史紀錄。尤其是2004年蘇門答臘大地震更是震驚了在這一大型逆衝帶上的諸多 國家，所造成的傷亡損失極為慘重。而在北段的吉大港褶皺逆衝帶，同樣在過去 的兩百年間也有規模7以上的大地震發生過。緬甸西半部沿海地區，若開海溝段，

在過去的歷史文獻記載中，僅知在西元1762年時，有一次規模極大的地震。自1762 年以來至近兩百五十年來，都沒有其他大地震的活動紀錄。然而近些年的災害大 地震事件多發生於板塊碰撞帶上，並且造成了許多極為慘重的人員傷亡及經濟損 失，2011年的日本東北大地震就是一個顯著的例子。在緬甸這一國家，其西側正

2

位於板塊碰撞隱沒帶上，同樣有機會發生大地震事件。加上緬甸正處於一個經濟 開發快速成長的階段，經濟環境改善的同時，人口也跟著快速成長，徜若再度發 生大地震，則極有可能造成嚴重的傷亡損失。為了瞭解其確實的地震活動性，本 文希望利用階地與珊瑚的研究，試圖建構出一良好的地震週期。進而促使當地政 府能有更嚴謹的地震防災意識，並讓當地居民瞭解到在這地區大地震發生的可能 性。

1-2. 研究區域

緬甸西部沿海的構造指示著該地區的地震發生的主要原因為海溝隱沒作用 (Than Tin Aung et al., 2006)。而印澳板塊以35-50 mm/yr 的速率碰撞隱沒入緬甸 微板塊之下(Radha Krishna Sanu, 2000; Curray et al., 2003; Satayabala, 2003;

Nielsen, 2004)。位於內陸的實皆斷層(Sagaing fault)，為緬甸與巽它板塊之間的一 邊界，實皆斷層為一右移斷層，具有大約18 mm/yr的滑移速率(Socquet et al., 2006)。

在圖1-1中概括表現了研究地區的概況。右圖為南亞地區的大地構造，在這 一地區主要分成三大板塊：西南邊的印度板塊，北端的歐亞板塊以及東南部份的 巽它板塊。緬甸微板塊則夾在印度板塊跟巽它板塊之中。而圖中紅線為主要的構 造線分布。圖上標示著自2004年南亞大地震以來的幾次大地震事件。圖1-1的左 圖，其橫軸部分與右側大地圖的緯度座標相同，縱軸則標示西元年曆。此圖整理 了在這地區的過去兩百五十年裡，所有規模7.5以上的歷史地震及其分佈位置。

緬甸西南部沿海地區若開海溝段在過去的兩百五十年間並未有大地震的發 生(Than Tin Aung et al., 2006)。於是有部分學者認為印度板塊已無向東隱沒的作 用存在，而是拖著緬甸板塊向北移動。因此不具有東 - 西方向的應力累積，亦 不會有隱沒作用的發生(Ni et al., 1989; Guzmn-Speziale and Ni, 2000)。

本 研 究 區 域 位 於 緬 甸 西 南 部 若 開 邦 (Rakhine State) 的 蘭 裏 島 (Ramree

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Island)(圖1-2)，島上的宗教信仰以佛教為主，同時還存在著伊斯蘭教，在2012年 中旬曾因宗教糾紛而發生流血衝突。最大的城鎮是在島嶼西北邊的皎漂 鎮 (Kyaukphyu, KPU)，住有上萬人口，同時也是整個島上最為繁榮的城鎮，建有深 水港及機場。在二戰期間，日軍曾為了爭奪此一戰略地點與盟軍展開激烈的對戰，

史稱蘭裏島之役(Allen et al., 1984)。近年來，因為島上的油氣資源開採探勘所帶 來的外來投資，使得該島嶼的經濟發展有了飛躍性的成長。此一輸油管線預定 2015年完成，並具有輸送40萬桶的日產量(Kean, 2009)。從地形上來看，蘭裏島 為一個西北-東南延伸的長條形島嶼，島嶼的全長約70公里，最寬處約30公里。

雖然蘭裏島名為島，但應該將其稱為半島較為恰當，這是由於在島嶼的東邊有一 部份是直接與大陸連結的。

圖1-2左圖顯示出蘭裏島與其周邊臨近兩大島嶼的地理位置，分別是在北邊 的斐楊卡群島 (Phayonkar Islands)以及南邊的切杜巴島 (Cheduba Island)，蘭裏島 約略在這兩座島嶼之間。位處前陸盆地上的蘭裏島，原本應為平緩的沖積平原，

並且由東邊的內陸向西傾沒入海中，但在其島嶼的西側卻有著異常隆起的高區，

反而在東側呈現有廣闊的潮間帶與潮汐水道。西側高區與島嶼呈現相同的西北–

東南走向，部分高度甚至超過海平面150 m以上。島中的山脊被構造扭曲褶彎相 當劇烈。同時筆者還在蘭裏島北邊的Ngapyitaung地區，觀察到混同層(Mélange) 的出現。加上在島嶼的東半部地區，有著為數眾多的泥火山噴發錐，仍有部份還 在持續的噴發。上述種種現象都說明了該地區有著複雜的構造活動性。

本研究野外調查地點由東北至西南，分別臨近皎漂 (Kyaukphyu, KPU)、咚 希 (Taungshe, TS)、嗯嘉比桐 (Ngapyitaung, NPT)及雷卡蒙 (Leilkkamaw, LKM) 四處城鎮位置(圖1-2)，為了方便稱呼，在後面將統一使用簡稱。

1-3.前人研究

雖然在這地區有許多的歷史地震的相關研究，但對西元1762年4月2日發生在

4

若開地區的這一次大地震事件卻缺乏詳細的資料(Cummins, 2007)。最早的紀錄是 在西元1841年，由英籍探險船奇爾德斯號(Childers)的船長E. Halsted所留下，記 錄了蘭裏島及臨近島嶼的海岸線有3 – 7 m的抬升，但對於地震發生的確實時間不 甚清楚。而Mallet(1878)研究這一地區的泥火山噴發紀錄時，確切的指出1762年4 月有一大範圍的泥火山噴發，並在北邊孟加拉 (Bengal)、緬甸中部的阿拉干 (Arakan)以及緬甸南部的勃固 (Pegu)等地區，都有同樣的地震記錄，因而確定的 此一地震的影響範圍極為廣泛。

Oldham(1883)匯集文獻紀錄，並確定了此一地震是在1762年4月2日下午5點 發生的，並由文獻上的災害描述進一步換成震度表示。Cummins(2007)利用該地 震的影響範圍、抬升紀錄，推測該地震所產生的海嘯會影響到整個孟加拉灣的臨 海地區。Socquet(2006)由GPS速度場資料所推測在這地區，規模8.5的地震週期為 每100年發生一次，或是規模9的地震週期為每500年發生一次。

Than Tin Aung等(2006)研究若開海溝北端的斐楊卡群島上的海階後，觀察到 在1762年地震前，可能有另外2 - 3次大地震發生過，其造成的平均抬升量為5公 尺。而Shishikura等(2009)在若開海溝南端的切杜巴島上，同樣利用海階的分析，

確定了在1762年之前，有三次大地震發生，並造成海階的抬升，其每次的抬升量 是5公尺，時間間隔大約是900年。然而由於先前的研究中定年樣本的不足，未能 有更好的時間解析，因此對於造成階地抬升的地震週期，僅能是一個長時間的估 算值。同時階地的形成可能為多次地震活動所致，由於其他較小規模的地震也有 可能造成災害，因此不能忽略這些小地震的重要性。

5

圖1-1. 東南亞地區板塊分佈與印度–緬甸邊界之古地震事件序列 右圖為此地區的板塊與構造分布。左圖橫軸部分與右圖的緯度座標相同，縱軸則標示 西元年曆。此圖整理了在這地區的過去兩百五十年裡，所有規模7.5以上的歷史地震及 其分佈位置。

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圖1-2. 緬甸西南部若開邦外海的島嶼分佈與蘭裏島北部的城鎮地理位置 左圖顯示了蘭裏島與周邊島嶼的地理分佈，圖中黑框為本研究區域，顯示在右圖上。 右圖則標示是四處城鎮，為本研究主要野外調查的地點。

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第二章 研究方法

本研究以衛星影像及DEM當做地形判研的參考，在規劃野外調查地點之後，

前往當地進行測量記錄，同時也在階地面上尋找可以定年之樣本，其取得的數個 樣本，送至美國Beta Analytic實驗室進行加速質譜儀的碳十四定年。另外野外調 查過程中，在LKM的沿海地區，找到原地生長的珊瑚礁群，在對珊瑚礁進行詳 細的高程測量及樣本採集之後，將所得的珊瑚樣本，在台大地質系的高精度質譜 與環境變遷實驗室中進行鈾釷定年。為了利於鈾釷定年與碳十四定年結果進行比 較，在鈾釷定年結果將以1950年做為年代計算的原點，並會另外標示西元紀年以 利比較。而碳十四的年代結果則顯示95% (2σ)的信賴區間。

2-1. 衛星影像及DEM 2-1-1. 生產DEM

DTM (數值地形模型，Digital Terrain Model)係以數值的方法，呈現真實地形 特徵的空間三維分布(Miller and Laflamme, 1958)。將航空測量所得的影像資料，

藉由視差原理建構出三維地形資料，再轉換成可供電腦使用之數值資料。若資料 是反映真實地形高程，則稱DTM。若資料包含地面植被及人造建物時，則稱DSM (數值地表模型，Digital Surface Model)。前述兩種都可統稱為DEM(數值高程模 型，Digital Elevation Model) (Healey, 1991)。

數值高程模型的製作原理係利用航照所得立體影像對的視差，在不同的位置 觀察物體時，越靠近的物體會有越大的視差，藉由觀察的視角及位置，進而計算 出與觀測物體之間的相對距離。衛星影像同樣可得到立體影像對，並進一步生產 出數值高程模型。本研究中，利用法國SPOT衛星影像，選取兩張相近時間但不 同拍攝角度之影像，藉由EXELIS公司所出的ENVI影像處理軟體，進行數值高程 模型的製作。其實際生產流程如下所示：

1. 輸入立體影像對，選取兩張相近時間的衛星影像，其影像分別得與地表

8

面交角0 ~ 30度及0 ~ -30度。

2. 輸入影像原始空間座標之定位參數。

3. 建立地面控制點 (GCP, Ground Control Point)，利用此項給予校正定位用 之真實空間座標。

4. 選取對照點 (Tie Point)，在兩張影像上的相同位置，以利兩張不同視角 之影像進行對比。

5. 設定所生產的DEM之投影座標系統及影像解析度。

6. 設定DEM的對比參數，包含相關性、對比區域大小及地形細節。

7. 檢查結果並對不合理的數值進行修正。

8. 輸出DEM

然而本研究中，所生產的DEM未能有效的顯示出海階，且於靠近海岸的解 析度並不理想，探究其可能原因有二，大多數地區的植被過於茂密，且在階崖的 地區都有著較多的樹木，在DEM計算過程中，這些植物產生嚴重的干擾，因此 有較大的誤差出現；另外在海岸邊，可能是因為這地區較大的潮差，海水在不同 時間點的覆蓋區域面積不同，且海水並不是一良好的反射面，因此有了較大的偏 差。由於有上述兩點問題，故本研究在此，僅將所生產的DEM作為整體地區的 地形研判工具，實際的階地剖面均採用野外測量資料。

2-1-2. 階地判別

在海岸上的海階發育有其複雜的形態與序列，在不同地區的階數可能會有所 差異，甚至在部份地區會有海蝕凹壁的發育(Hsieh et al., 2004)。一般而言，海蝕 平台為海水面與陸地的相對運動在一段時間內靜止後的產物，當兩者間存在著相 對運動變化時，便會使得海蝕平台隆起形成海階(許，1988)。

藉由前述步驟所生產的DEM，套疊上Google Map所提供的高解析彩色衛星

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影像，作為本研究中階地研判的基本工具。沿著蘭裏島北段的海岸線，在現今海 蝕平台之上所觀察到的最低位階地為本研究的第一階，依序向上為第二階、第三 階，依此類推。再藉由DEM及衛星影像觀察階地的分布，並將具有水平方向可 互相延伸且相似高程之階地視為同一階。

在此地區的階地面，從衛星影像上，可以觀察到皆為開闊之農地。在坡度有 所變化時，單一農田的範圍或縮小，或是完全被樹叢覆蓋。此一特徵在後續的野 外觀察中，也驗證了此一階地分佈的特性(圖2-1)。圖2-1a為TS的區域影像。圖2-1b 為NPT的區域影像。圖2-1c為LKM的區域影像。由上述衛星影像中，可以清楚的 辨識出農田的分佈，這些田地的大小與階面的坡度有很大的關係，因此可以清楚 得到階地變化的階崖所在位置，並判斷階面的分佈。

圖2-1. 蘭裏島北部的Google Map影像

圖2-1a為TS的區域影像。圖2-1b為NPT的區域影像。圖2-1c為LKM的區域影像。依據GoogleMap所 提供的影像，筆者得以直接的判釋階地的分佈。

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2-2. 野外測量及取樣 2-2-1. 地形地貌高程量測

在量測實際階面、珊瑚及地形特徵之高程上，本研究使用Nikon公司所生產 的全站儀(Total Station， Nivo^3.M)(圖2-2)搭配反射稜鏡進行現地地形三維雷射測 量。全站儀在使用稜鏡的情況下，其測量精度可達(2+2 ppm x D)公釐，最大測量 距離為5000 m。另外，在無法架設全站儀的區域，則使用Laser Technology公司 所生產的雷射測距儀(Laser Rangefinder，TruPulse 360)(圖2-3)做為輔助工具進行 測量。此雷射測距儀的測量精度在距離100 m內為±3 cm，而200 m內為±100 cm。

由於在野外測量中缺乏絕對參考高程，而且手持GPS的高程誤差範圍太大，

無法提供良好的高程控制，所以在本研究中藉由海水面當作控制基準面，以便比 較在不同位置所得之測量結果。但海水面的高程會受到潮汐、波浪及洋流等作用 影響，而在不同時間及地點或有所差異。為了解決此一問題，另外使用SPOTL (Some Programs for Ocean-Tide Loading) 這一軟體來進行海水面變化的預測 (Agnew, 1996, 1997, 2012)，並以MSL(平均海水面，Mean Sea Level)作為所有的 測量高程基準(圖2-4)。

SPOTL是利用過去的衛星觀察資料為基礎，搭配地形模型及氣候模型去推測 未來海水面的變化波動。由於該軟體已經提供大量數據模型，所以我們僅需要選 取該地區的數據模型並輸入經緯度座標以及欲推估的時間週期，就可以得到海水 面的相對變化。其中的MSL是利用過去19年的海水面變化幅度，做平均之後取中 間值當為0點。

在進行野外測量的過程中，筆者不定時的對海水面的高程位置進行測量，並 記錄在不同時間的海水面相對於陸地儀器基站的高程。

測量海水面的方法如下：

1. 在未達破浪帶之區域選定一不易移動之海床面。

2. 固定反射稜鏡並測量當時之海床深度。

11

3. 記錄時間並利用鉛筆在標竿上記錄海水面變化的幅度，在此筆者以每5 秒記錄一次海水面的高度，持續記錄至少2分鐘。

4. 統計所有在標竿上所繪的海水面高度，並計算出平均值。

5. 將儀器所測量的海床深度扣除標竿所記錄的海水面到海床之間的高差後，

即可得當時海水面相對於陸地儀器基站的高程。

6. 對照潮汐表並加(減)回平均海水面的高程。

此平均海水面的高程值將視為在該處測量所得之高程原點0，所以後續所測 得的數值均需配合此原點的歸零進行校正。另外，為了確定SPOTL所預測出的潮 汐變化與野外實地的潮汐是相符合的，在野外的測量過程中，會不定時的測量海 水面高程，去比較海水面的變化幅度是否與SPOTL所預測出的潮汐表相同。由於 其兩者的比較結果是十分相近的，顯示SPOTL所模擬出的海水面變化確實是可以 當做實地海水面變化的參考。

而本研究在KPU地區，靠近現今海岸線上的砂岩山脊有一系列發育良好的海 蝕凹壁，海蝕凹壁可以做為海水面變化與構造抬升的指示工具(Pirazzoli, 1986, 1996)。Rust and Kershaw(2000)指出分布廣泛的海蝕凹壁可以做為區域構造對比 的工具。若能有定年資料，還可以用於計算同震位移的測量(Hsieh and Rau, 2009)。

海蝕凹壁的形成機制與其環境密切相關，在波浪作用強時，海蝕凹壁的形成 與波浪能拍打到的位置相關；倘若凹壁材料為碳酸鈣為主，則會有溶蝕的作用形 成凹壁；另外，凹壁的形成與貝類的附著鑽孔行為有關。若在海蝕凹壁發育同時 有相對於海水面的變化，則海蝕凹壁的發育也會有所差異。在本研究中，位於 KPU的海蝕凹壁形成於砂岩山脊上，凹壁形成的週邊均有些生物附著，包含了牡 蠣與穿孔貝，然而這些生物並非生長在凹壁的位置上，所以並非主導凹壁發育的 主要原因。在此地區的波浪作用很可能是一個主要的原因，由於蘭裏島西側直接

12

迎向孟加拉灣，面向開放海域的一側，波浪幅度較大，可能為形成此地區凹壁的 主要原因。但整體而言，相同地區的海蝕凹壁形成機制約略相同，所以海蝕凹壁 是可以作為海水面的指標。在本研究的野外測量中，總共獲得5條的地形面測線，

分別是在TS跟NPT各一條，在LKM三條。另外本研究也分別在KPU針對一隆起 山脊上所發育的海蝕凹璧以及在LKM的珊瑚群礁進行詳細的高程測量。

圖2-2. NIKON, Total Station, Nivo^3.M

此型號之全站儀，其測量精度可達(2+2 ppm x D) mm，也就是說在100 m的測量 上，測量誤差只有2.2 mm。

圖2-3. Laser Technology, Laser Rangefinder, TruPulse 360

此型號的雷射測距儀，其100 m的測量精度為3 cm，雖然無全站儀精準，但在 野外測量使用上，較為簡便。

13

2-2-2. 珊瑚高程量測及取樣

珊瑚本身的生物習性，可以記錄海水面的變化波動，藉以回推過去古海水面 所在的位置，此一方法在研究古地震事件或古氣候上，都有不錯的成果。由於珊 瑚蟲無法長時間離開海水，一旦脫離海水就會死亡，所以只能生存於海水面最低 潮之下。當海水面與陸地之間發生相互運動，變動後的最低潮水面低於珊瑚所生 長的表面時，活體的珊瑚蟲就會因為脫水而死亡，但其鈣質外骨骼仍會保留下來；

而低於海水面變動後的珊瑚蟲仍然會沿著原有的珊瑚礁向外繼續生長，並再次的 記錄下變動後的海水面高程。這樣的生長特徵使得珊瑚可以提供相對於海平面的 地形變化記錄(Taylor et al., 1987; Zachariasen et al., 2000)。在珊瑚蟲生長初期會附 著於硬底質之材料以穩定其個體不受水流影響。隨後以放射狀向四面八方延伸，

且新生的珊瑚會疊置於死去的珊瑚骨骼之上，使得珊瑚的外骨骼以包覆的方式逐 漸堆積加厚，加上珊瑚的生長速率會隨季節而有所變化，而產生類似樹輪般的年 紋層(圖2-5)(Knutson, 1972)。

圖2-4. X光影像下所顯示的珊瑚年紋層(Knutson, 1972)

Knutson採取不同層之珊瑚樣本，並對其做元素分析，根據放射性元素含量較多 之層位，視為核子試爆所導致。在計算層間數後，得知珊瑚的紋層為年變化。

14

由於珊瑚無法離水生長，因此珊瑚僅能生存於低潮線之下，這一生長界線又 被稱為HLS(最高存活線，Highest Level of Survival)(Taylor et al., 1987)。若因氣候 或是受到構造作用導致陸地有所抬升(下降)時，相對地HLS也會隨之改變，珊瑚 的形貌也會跟隨著海水面變化而改變(圖2-6)。在海水面無大幅度變動之時，當珊 瑚生長接近HLS時便會停止向上生長，但仍會持續向周圍生長，形成一平行於 HLS的平面。倘若海水面降低時，高於HLS之上的珊瑚便會死亡，但在同一珊瑚 體中，若是仍有部份區域仍在HLS之下時，其珊瑚會平行於HLS向周圍生長，形 成一似「帽狀」珊瑚頭。反之，HLS上升時，珊瑚有更多的生長空間可以向上生 長，於是其會沿著仍存活的珊瑚個體重新包覆回來，形成一似「杯狀」珊瑚頭。

由兩次接觸到HLS所形成的平頭珊瑚，我們可以得知陸地之變動量，加上珊瑚的 年紋層，即可計算區域的活動速率。此方法也可以應用於不同珊瑚個體上，其關 鍵在於珊瑚曾經生長到接觸HLS而形成平頭珊瑚礁(Sieh et al., 1999; Zachariasen et al., 2000)。藉由前述珊瑚生長特徵，我們針對具平頭特徵之珊瑚礁，選擇保存 較為良好之頂面測量其高程，同時利用鋸刀沿著跨過最大生長軸之水平線，切下 片狀珊瑚塊以供後續分析及定年。

取樣回來的珊瑚，在肉眼可判別之相同紋層中，取100 – 200 mg裝入樣本瓶 待化學處理。而後將珊瑚樣本送至台大生農學院附設動物醫院，運用其X光機 (Toshiba 公司所生產的KXO32S)對大型片狀珊瑚樣本拍攝X光影像，以利後續對 年紋層的判研工作。

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圖2-5. 珊瑚生長形貌與HLS之間的關係(Zachariasen et al.,2000)

(a)初始球狀珊瑚塊體。(b)當珊瑚生長到接處海水面時，頂部的珊瑚無法生存而 死亡，但水面下的珊瑚仍會向外生長，形成同心圓之平頭珊瑚礁。(c)海水面下 降使得高於水面之珊瑚死亡，形成似帽狀珊瑚礁。(d)若海水面在珊瑚形成平面 頂部後上升，則外側的珊瑚會再次生長包覆回來，形成似杯狀珊瑚礁。(e)杯狀 珊瑚礁若生長速率高於海水面上升速率，則會再次形成平頂面。(f)倘若海水面上 升速率高於珊瑚生長速率，則珊瑚不會形成平頂面。(g)記錄到多次海水面變動 之珊瑚礁，根據這些平頂面與再次包覆生長的樣貌，可以回推過去海水面變動速 率(Zachariasen et al.,2000)。

16

2-3. U/Th 定年分析 2-3-1. 原理介紹

鈾系核種的衰變系列中，以各核種的不平衡現象為工具，回推定年材料之封 存年代。藉由各種不同階段的衰變過程來計算年代，可以利用於地球科學或是環 境氣候之研究。由於碳酸鹽類的材料容易富集鈾，因此成為鈾系定年中，最常使 用的材料，特別是石筍及珊瑚的定年成果最為卓越，再結合碳氧同位素的研究，

便能詳細探討第四紀全球氣候變化之過程，使我們能瞭解第四紀之古氣候變化。

在自然界中有²³⁸U、²³⁵U 及²³²Th 為放射性母核種的衰變系列，這三個衰變 系列同樣以α 與β 衰變為主，其母核之半衰期，²³⁸U為4.47x10⁹yr，²³⁵U為7.13x10⁸ yr，²³²Th為1.3910¹⁰yr (Jaffey et al., 1971; Cheng et al., 2000a)。在一封閉環境中，

當母核經過數次衰變之後，其衰變速率會等於子核之衰變速率，達成永世平衡 (secular equilibrium)的狀態。但在自然界的變化中，衰變核種的封閉系統會一再 的被破壞，形成不平衡的現象。在海水中，釷是一種難溶於水的元素，所以會很 快的附著於懸浮顆粒而沉積下來，而鈾可以跟氧離子結合而形成UO3 存在水體 中。因此珊瑚於海水中生長時，會吸收較多的鈾元素而形成一個不平衡的封閉系 統。此時，藉由計算樣本中的²³⁰U/²³⁴U 與²³⁴U/²³⁸U 的活性比值以得到其年代。

此定年之年代上限可達64萬年(Shen et al., 2012)。年代計算公式如下(Bateman, 1910; Broecker, 1963; Cheng, 2000; Edwards, 2003)：

230

𝑇ℎ

238

𝑈 = 1 + ((

𝑇ℎ

238

𝑈 )

0

− 1) 𝑒

+

𝛿

𝑈(0)

1000 (

230

−

) (1 − 𝑒

)

…(公式2-1)

17

公式(2-1)為U-Th定年的年代計算公式。式中的同位素比值皆為活性比 (activity ratio)，t為所求之年代，λ為衰變常數，λ230使用9.1705x10^-6yr^-1，λ234使用 2.82206x10^-6yr^-1(Cheng et al., 2012)。δ²³⁴U(0)係為Edwards(1987)所定義，原式 δ²³⁴U(0) = [(²³⁴U/²³⁸U)m/(²³⁴U/²³⁸U)eq]-1} x 10³，其中的(²³⁴U/²³⁸U)m 為測量值，

(²³⁴U/²³⁸U)eq，則為達到永世平衡時的比率，其值為1。

2-3-2. 實驗流程

將採取的珊瑚樣本，於台大地質系的高精度質譜與環境變遷實驗室中進行化 學處理。實驗室為Class-10000等級之無塵室，並包含了Class-100等級之實驗桌面。

所有實驗器具在使用前，均先經過GR等級的HNO3酸洗，而後以Milli-Q Element 所製造的純水(18.2 Ω)洗清殘留之酸液。在實驗流程中，使用的超純酸分別為 Seastar公司的HNO3及HCl、Merck公司的HClO4。

首先除去樣本中的有機質後(Edwards et al., 1987; Cheng et al., 2000b; Shen et al., 2002)，再由共沉澱法與離子交換法各別分離出鈾離子跟釷離子(Edwards et al., 1988; Shen et al., 2003)，其詳細的步驟如下列流程：

消化樣本並除去有機質

1. 將所取的珊瑚樣本，放入玻璃瓶中並加注純水後，置於超音波震盪機中 震盪，以除去堆積於珊瑚孔隙間的顆粒。此步驟需重複3次，每次震盪前都 需重新更換玻璃瓶內之純水。

2. 烤乾樣本後稱重分樣，置入樣品瓶(Teflon beaker)，並以14N HNO3溶解珊 瑚塊體。

3. 加入約樣本一半重量之²²⁹Th-²³³U-²³⁶U Spike溶液，再加入10-20 滴的 HClO4 以溶解去除有機質。

4. 加熱8小時，使樣本溶液能與Spike溶液混合並分解在樣本中的有機質。

18

5. 隨後烤乾溶液並加入2N HCl與純水使其再次溶解。

鐵離子共沉澱法

6. 將完成前面步驟的溶液移入離心管(Centrifuge tube)中 7. 加入2 - 3滴的Fe³⁺溶液入離心管中。

8. 加入NH4OH 使得溶液酸鹼中和。此時Fe³⁺會形成Fe(OH)3並與鈾、釷離 子會跟產生共沉澱(co-precipitation)。

9. 將溶液加入純水後，進行離心分離共沉澱之樣本。在每次完成離心後，

將其管內上部溶液倒除，僅留下管底沉澱物後，再次加入純水進行離心，此 步驟須重複進行三次。

10. 完成離心後。加入14N HNO3溶液使其溶解，並倒回樣本瓶後再加入一 滴HClO4，並烤乾瓶內溶液。

11. 添加一滴的HClO4入樣本瓶中，並再次烤乾。此步驟需重複三次。

12. 隨後添加一滴14N HNO3入樣本瓶中，並再次烤乾。此步驟需重複兩次。

13. 最後烤乾後，加入7N HNO3 溶液溶解樣本。

以離子交換樹脂分離鈾、釷元素

14. 將0.8ml的AG 1-X8離子交換樹脂注入約6-7 cm長的管柱(column)中。

15. 將樣本溶液注入已填充陽離子交換樹脂的管柱中，並加約3倍管柱體積 的7N HNO3，並將所搜集的廢液倒除，此步驟為分離除去鐵離子。

16. 加3倍管柱體積的6N HCl入樹脂中，並另外準備樣本瓶收集分離出來的 釷離子。

17 注入3倍管柱體積的純水入樹脂中，並再以其他樣本瓶收集所分離出的鈾 離子。

18. 隨後將所取得之樣本溶液添加2滴HClO4並烤乾(此步驟需重複兩次)後；

再加入1滴14N HNO3並烤乾(此步驟需重複三次)。

19. 最後以1% HNO3(+0.005N HF)溶液溶解樣本(Shen et al., 2002)並收取入

19

10ml樣本瓶(vial)中以完成樣本前處理。

完成離子分離後的樣本，將以多頻道感應耦合電漿質譜儀(MC-ICP-MS, Thermo, Neptune) (圖2-7)進行元素的測量。藉由SEM(secondary eletron multiplier)，

在測量50-200 fg的²³⁰U(1-4 ng ²³⁸U)或²³⁰Th元素時，儀器的靈敏度為2-4%，精準 度達1-2‰ (2σ)。校正儀器偏差的標準樣本為為New Brunswick Laboratories Certified Reference Material 112A (NBL-112A)(Shen et al., 2012)。

圖2-6. 台大地質系的多頻道感應耦合電漿質譜儀(MC-ICP-MS, Thermo, Neptune)

2-3-3. 年代計算公式及等時線校正

受到海水中懸浮顆粒的影響，珊瑚在生成其外骨骼的同時，會包裹入些許的 顆粒，而這些顆粒中帶有著不溶於水的釷元素，會使得鈾釷定年的基本假設不符，

而造成年代上的誤差。為了能得到更準確的年代，我們利用等時線的方法來求得

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230Th/²³²Th的初始值。其原始年代的計算公式(2-1)中，將(²³⁰Th/²³⁸U)0 以 (²³²Th/²³⁸U)(²³⁰Th/²³²Th)0來取代，則可表示為(Cheng et al., 2000b)：

230

𝑇ℎ

238

𝑈 = 1 + ( (

𝑇ℎ

238

𝑈 ) (

𝑇ℎ

232

𝑇ℎ )

0

− 1) 𝑒

+ 𝛿

𝑈(0)

1000 (

230

−

) (1 − 𝑒

)

…(公式2-2) 並可再次簡化為公式(2-3)(Cheng et al., 2000b)：

(

𝑇ℎ

232

𝑇ℎ )

𝑚

≈ (

𝑈

232

𝑇ℎ )

𝑚

(

𝑈

238

𝑈 )

𝑚

+ (

𝑇ℎ

232

𝑇ℎ )

0

…(公式2-3) 公式(2-3)中的m項為分析樣本後所得測量值，(²³⁰Th/²³²Th)0為初始的Th元素 含量。假設同一層之樣本的年代相同，將公式視為一線性方程式，以(²³⁴U/²³²Th) 為X軸項，(²³⁰Th/²³²Th)m為Y軸項，將所測得資料點於座標系統上，則斜率λ234

t

為年代，而截距(²³⁰Th/²³²Th)0為所求之Th同位素初始比值(Cheng et al., 2000b)。

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圖2-7. 概略呈現以(²³⁴U/²³²Th)m 與(²³⁰Th/²³²Th)m 為對比之等時線線性方程式 (Cheng et al., 2000b; 李桂淑，2005)

在取樣同紋層之珊瑚樣本時，其釷同位素的比值為固定的，差異只在於樣本的濃 度差，藉由此一特性，將測值以上圖呈現並迴歸出初始的²³⁰Th/²³²Th同位素。

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第三章 蘭裏島北部之地形特徵

3-1. 河川與山脈走向

位於前陸盆地上的蘭裏島，距離西邊的若開海溝不到70 km。在這樣的地質 條件下，島嶼本應為東高西低的地形分佈，但由DEM的結果看來，蘭裏島北部 地區卻有著西高東低的地勢情況，島嶼北端的最高處為西側平行於海岸線的山脊，

高於海水面約100 m，丘陵地的海拔高度約在20 m上下。在東半部地區，除了少 數因泥火山的噴發而隆起的泥火山錐以及褶曲山脊之外，大多數地區為低緩的平 原或是潮間帶，僅高於海水面數公尺，或甚至低於海水面，但因人為造堤阻擋海 水淹沒，而被保留下來。由於這種西高東低的地勢，使得蘭裏島的河流均為向東 匯集後，再向北邊流入孟加拉灣。在島嶼北端沿海地區，部份河流是平行於海岸 線向東流後，再轉往北流入孟加拉灣。

3-2. 海階分佈

在蘭裏島北端的海階，具有很好的延伸性。最低位的海階面，可以在平行海 岸線的方向找到其完整的分佈。高位的階地面就略有差異，尤其東西兩半部的高 位海階的數量明顯不同(圖3-1)。

3-2-1. Kyaukphyu的地形測量

在KPU的DEM及衛星影像上，得知KPU地區的地形十分平緩，且無明顯的 階崖存在，所以本研究將這地區的階地面都判斷為同一階面，其高度大約在3 m 以內(圖3-2)。有一砂岩所構成的山脊，自內陸延伸入海中，在其山脊的側邊上有 數段不同高程的海蝕凹壁，但該處的古凹壁存在已久，加上受到後來風化侵蝕的 影響，其原始樣貌較不易辨識，難以簡單的判斷凹壁高程。

先前的研究，在KPU海岸的山脊上，找到可能死於1762年抬升的牡蠣化石。

對比現今牡蠣生存的高度，得知1762年的地震，在此處的抬升約1公尺 (圖3-3)。

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圖3-1. 大範圍之衛星影像與數值高程模型及階地判研分佈 圖係利用SPOT5影像所製作出的DEM，並在其上加註階地的判釋結果。右圖為GoogleMaps影像，由北而 南框出四處野外調查地點，並將測量點位標示其上。

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圖3-2. KPU地點的DEM(a)與Google影像(b) 野外調查地點位於圖上兩黃框所圈圍區域，同時在圖上以綠點標示出取樣地點。

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圖3-3. 岸邊海蝕凹壁與牡蠣層之空間關係

此地區的海蝕凹壁之上有一層牡蠣層，而古凹壁上方亦同存在著古牡蠣層。根據 海蝕凹壁的量測結果顯示，古凹壁與現今凹壁約有1 m的高差。

在此一地區，本研究除了重新量測牡蠣之間的高程差之外，對在山脊上的海 蝕凹壁也做了詳細的調查。在靠近海岸線的凹壁，由於架站上的困難，所以筆者 僅利用稜鏡對凹壁的最凹處所在的高度進行測量，但在較為內陸的地區，由於山 脊較高且凹壁面的保留情況不甚良好，故筆者對整個凹壁面做了數條測量線，這 些測量點係藉由山脊的表面當作反射面以進行測量的，所以每個測量點都是在山 脊面上的一點。根據這些測量結果，可以將凹壁的原始樣貌呈現出來，以利後續 的分析或是瞭解測量結果的真實性。本研究可以將凹壁分成6階不同的高度，除 了最低位的凹壁為因現今海水侵蝕所造成的之外，其餘凹壁彼此兩兩之間的高度 差約為1 m左右。最低的兩階凹壁之上還保有現生牡蠣與牡蠣化石，代表著這些 凹壁紀錄到了地震所造成的抬升事件。根據數段不同高度的凹壁，可以得知在這 地區曾經多次發生過規模近似1762年的地震事件，並造成地形的抬升，但在此地 區的潮差可以達到3 m，因此在這潮汐作用所造成的侵蝕下，並未保留明顯的階

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地面下來。同時在分析山脊上的古海蝕凹壁所顯示的古海水面位置時，發現到在 過去曾經有多次造成海水面大幅變動的事件存在(圖3-3)，這些事件都反應著地震 所造成的抬升現象。由圖3-3所示，現今最低位的海蝕凹壁對應平均海水面的高 程，故將其定為高程起始點0 m，其餘凹壁的對應高度約在1 m、1.5 m處及3.2 m 處，而最低的凹壁高差為1 m，正好與牡蠣的高程差相等，表示為相同的一次事 件所造成的抬升結果。另外在距離海岸線約500 m的山脊上，我們也同樣對其上 的凹壁進行測量(圖3-4)。在這邊筆者使用全站儀直接對岩壁進行測量，利用岩壁 當反射面，得到凹壁面的真實樣貌。再將測量結果投影到東西方向上，其投影值 視為水平距離，加上測量的高度後，就可以繪製出每一條測量的凹壁面樣貌(圖 3-5)。箭頭所指為凹壁形貌最凹陷處，統計所有的測量結果之後做加總(圖3-6)。

約在離現今平均海水面高約5.8 m、6.8 m及8 m處可以見到較多的測量結果，說明 海蝕凹壁存在於在這三段的高程中。

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圖3-4. 陸上古凹壁的測量紀錄

紅點為架設儀器之位置，黃點則為測量點。由於山脊面過於陡峭，無法使用 稜鏡，所以在此處僅利用岩壁本身當反射面進行測量。

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圖3-5. 陸上的海蝕凹壁樣貌及凹陷處標示

位於內陸的凹壁發育位置為先前海岸邊凹壁之山脊背面，正面凹壁經人為改建後 已難以判別，所以在此處選擇山脊背面之海蝕凹壁。但背面凹壁為一順向上之斜 面，較不易發育出完整的凹壁形貌。

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圖3-6. 海蝕凹壁的測量結果統計分佈

圖上測量個數為在不同高度中，測量在海蝕凹壁的最凹陷處次數。在陸上古 凹壁，由於測量不易，所以筆者根據海蝕凹壁的樣貌，選取最凹陷處視為海蝕凹 壁所曾存在的高度。

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3-2-2. Taungshe的地形測量

在TS村區域，距離KPU不到3 km，但此處的階崖已經可以明顯研判，從DEM 上可以區分出2-3階的階地面(圖3-7)。而在野外的測量結果中，我們僅能確定有 兩階地面的存在，第一階的階地面大約高於平均海水面2 m，第二階的階地面大 約在平均海水面以上4.5 m的高度(圖3-8)。另外，由於第二階地面上正好有因為 管線的鋪設而開挖的路面，使我們有機會在一開挖露頭當中找到暴風搬運的貝殼 碎屑(圖3-9)。這一剖面以中間一不整合面做為分界，上層是以粗砂為主，夾雜有 細礫石，水流能量較強，為海灘環境。下層是以粉砂為主，偶有細礫石出現，化 石保存較前者良好，古水深較前者深，為淺海潮間帶環境。而筆者分別於這兩層 取得樣本，並送至美國Beta Analytic的實驗室進行碳十四的定年，其年代結果有 二，分別為NPT201的Cal BP. 2700 – 2510 yr及NPT202的Cal BP. 520 – 450 yr (附 錄二)。在年代與高程之間的關係上反而呈現一個倒序的現象。由於樣本NPT202 的保存情況較為良好，且其樣本沉積環境指示著一較深水的環境，所以推測該樣 本沉積階地在抬升之前，可以視為該階地面的年代下界。而NPT201的樣本較為 破碎，說明該樣本非原地沉積，為其它地方搬運而來的，推測其樣本可能來自內 陸的高位階面，定年結果並不能代表此一階地面的年代。

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圖3-7. (a) TS之階地判研與測量點位(b) TS的Google影像與測量點位

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圖3-8. 在TS槽溝的野外照片及描繪示意圖 圖中人約高1.7 m。自頂面到不整合面的高差約0.6 m。

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圖3-9. TS的階面測量結果 圖中紅點為樣本NPT201及NPT202取樣高度，定年結果顯示年代順序與前圖取樣位置相反，而在這兩樣本中間的不整合，顯 示中間似乎有沉積上的間斷，亦或是被侵蝕後再次堆積。

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3-2-3. Ngapyitaung的野外測量

在這地區的衛星影像判研中，可以區分出4階的階地面(圖3-10)。第一階的階 面高度大約高於平均海水面2 m，第二階階面在5 m的高度，第三階階面在7 m的 高度，第四階階面在10 m的高度(圖3-11)。在測量結果中，除了第二階和第三階 交界面的階崖並不是那麼明顯之外，其餘階崖都可以清楚判別。

野外調查中，由於當地的樹叢與建築過多，視野極差，因此無法架設需要開 闊視野才可進行測量的全站儀。於是筆者採用了雷射測距儀搭配反射稜鏡進行測 量。然而此方法實際測量中，其所得之相對高度乃是地形面的高程差再加上雷射 測距儀與反射稜鏡之間的高程差，且若是以手持雷射測距儀的情況下，就無法準 確的評估觀測者是否水平站立，因而增加高程測量的誤差。為了解決前述問題，

筆者首先將雷射測距儀固定於三角架上，並將反射稜鏡調整至與雷射測距儀等高，

如此一來，測量所得的相對高程即反應了地形面變化的高程差。在測量過程中，

除了記錄所測得之相對距離與高程差之外，同時在GPS中記錄點位資料，以利將 所得的測量資料對比GPS點位資料進行方位的校正。最後將所得的測量結果投影 在垂直海岸線上的延伸線上，並以圖3-11呈現。

3-2-4. Leikkamaw的野外測量

筆者在LKM有較多的測量，是因為在早先的野外調查中，發現在這地區的 海岸線上有珊瑚礁的存在，且保存情況相當良好。從DEM上來看，在該區的西 半邊可以明顯判研出兩階之階面，而在東半邊的位置上，可以判研出三階的階面 存在。本研究總共在這地區進行了三條測線，其中東半邊兩條測線合併成一條，

所以大致上區分成東邊一條以及西邊一條。這兩測線(圖3-12)的第一階階面高度 大約都在2 m的位置上；西邊的第二階高度在6 m，而東邊的第二階高度僅在4 m 左右(圖3-13、圖3-14)，此說明了即使是相鄰的地區，階地發育與保存的情況也 會有所不同；東邊的第三階階面高約7 m，同時在第三階面上的農田中，發現有

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塊狀的珊瑚化石，取樣並與後續取的珊瑚化石一併做鈾釷定年。在測量第三階的 階地面時，有些許高於第三階的平台零散出現，筆者將其視為第四階的殘存階面，

其高度大約在12 m。另外在西側的階地面測量過程中，在第一階的階地面上，取 到了兩組可做碳十四定年之樣本。其中一個是大略位在第一階階面的最高處，於 一水井中，離地面約0.8 m深的細砂中找到一碳化木(LKM213)；另外一樣本是挖 開了一小壕溝，從土壤層之下，粗砂夾帶著細礫石的海灘沉積物中，找到的貝殼 碎屑(LKM214)。LKM213的碳十四定年結果為Cal BP. 270 – 220 yr而LKM214的 碳十四定年結果為Cal BP. 270 – 120 yr (附錄二)，由於這兩組的定年結果均小於 現今海蝕平台上最高位的珊瑚礁，說明這些樣本並不能代表階地面的年代，其可 能為現地堆積或是因暴風事件的搬運而存留在該處，甚至可能為1762年地震所引 發海嘯而帶來的堆積。

在LKM東邊的測線上，可以明顯見到過了第三階階崖之後，階地面有向南 傾斜的現象，這可能是因為受到河水侵蝕後的結果，同時也說明了此處的第三階 階地面原先或許更高(圖3-8、圖3-9)。

另外在LKM西北角海岸，我們對海岸線上的珊瑚礁進行了很詳細的測量。

這地區的珊瑚礁可以分成兩個部份：在比較北邊的珊瑚礁是存在於被岩礁所包圍 的潮汐水池(Intertidal pool)中，而在西南邊則是直接迎向孟加拉灣的珊瑚礁群。

前者由於受到岩礁的障蔽影響，除了可以減少風浪的影響之外，其海水面高度的 變化範圍也會比在開放性海洋中來的小，特别是潮線的位置會偏高，於是在此區 的珊瑚礁，雖然本身的形貌保存的相當良好，且同時存在著現生珊瑚，但由於其 形貌並無法真實反映海水面的高度變化，所以無法使用。而在西南邊直接面向開 闊性海域的珊瑚礁群，雖然其樣貌保存的較差，但分佈廣闊且數量多，所以在有 系統的區分量測下，還是可以分析各別珊瑚頂面的高程。另外我們同時對珊瑚進 行採樣，並回來做鈾釷定年，其年代結果將在下一章進行說明。

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圖3-10. (a) NPT的階面判研與測量點位(b) NPT的Google影像與測量點位

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圖3-11. NPT的地形測量結果 此地區的地勢起幅較大，可能係受到東側臨近的背斜軸活動有關。

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圖3-12. (a) LKM的階地判研與測量點位(b) LKM的Google影像與測量點位 圖中綠色標示點位為珊瑚礁的測量點位。

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圖3-13. LKM東側的地形面測量結果 圖中灰色點位係高位階地中的珊瑚化石採樣高度。以鈾釷定年取得定年結果。

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圖3-14. LKM西側的地形面測量結果 在階面上所取得兩組碳樣，定年結果顯示相近於1762年，可能是當時的海嘯所帶來的堆積物。

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第四章 鈾釷定年結果

4-1. 利用等時線分析獲得蘭裏島北部地區之珊瑚中釷含量初始值

等時線的原理是在相同時期的樣本材料，其內含的元素比值是相同的，差別 只在於本身的絕對濃度。藉由等時線的方法，以求得在珊瑚形成的當下，環境中 的初始釷元素含量。在年代計算上，需除去在珊瑚形成當下，因為水體中的浮游 顆粒充填入珊瑚的孔隙所帶來額外的釷離子而使得定年結果有所偏差。表4-1的 Corrected Age是在計算年代時，使用²³⁰Th初始值進行校正後的結果。本研究採取 兩組測量結果進行等時線的計算，分別是：LKM113及LKM230。本研究使用美 國加州伯克利地質年代學中心的K.R. Ludwig所寫的Excel巨集Isoplot 3.0進行等 時線的計算(Ludwig and Titterington, 1994; Ludwig, 2003)。

在高鈾濃度(2-3 ppm)含量的珊瑚中，²³⁰Th定年法為一種理想的絕對年代定 年工具(Shen et al., 2008)。但此定年法中，其年代計算等式需包含²³⁰Th/²³²Th的初 始值(公式2-1)來進行校正。此一初始值為珊瑚在形成的當下，其周圍環境的釷元 素顆粒，而非來自鈾的衰變。一般而言，自然界中的地殼含有的Th/U原子比為 3.6-3.8(Taylor and McLennan, 1995)。在假定永世平恆的條件下，來自大陸地殼的

230Th/²³²Th原子個數比值常被使用為4–5 ppm (Richards and Dorale, 2003)。現實情 況中，Th同位素的初始值會因為環境的不同而有所差異(Cobb et al., 2003)。

Zachariasen等(2000)在蘇門答臘所使用的²³⁰Th/²³²Th初始值為6.5 ±6.5 ppm。

Shen等(2008)在西太平洋地區所測得的²³⁰Th/²³²Th 初始值約為4-6 ppm 之間。在 巴 哈 馬 的 現 生 珊 瑚 中 ， 甚 至 有 曾 測 量 到 高 達 80 ppm 的²³⁰Th/²³²Th 初 始 值 (Robinson et al., 2004)。這些都說明了，使用大陸地殼的²³⁰Th/²³²Th值當²³⁰Th定年 的初始值時，可能會得到很高誤差。

本研究採用LKM113及LKM230兩樣本，在同一紋層中取樣做等時線的分析。

在利用Isoplot3.0迴歸出個別本樣的初始值後(Ludwig, 2003)，再將結果換成縱軸 為²³⁴U/²³²Th及橫軸為²³⁰Th/²³²Th (x10^-6)的圖4-1。

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在圖4-1中LKM113測量值以紅點表示，定年結果為距今196.7 ±6.7 yr BP.。

LKM230的測量值以黑點表示，其中有一測量值以黃點表示，在該筆的測量資料 中，δ²³⁴U的值為152.0 ±1.8，顯示該樣本可能受到成岩作用所影響，導致δ²³⁴U偏 高，且在等時線的結果中，有明顯偏離回歸線，所以在計算等時線時，不採計該 筆測量資料。LKM230定年的結果為距今284.6 ±6.5 yr BP.。然而計算等時線所得 到的²³⁰Th/²³²Th的比值中，LKM113的結果是1.1 ±1.1 ppm，LKM230的結果是1.5

±1.5 ppm。由於LKM230計算所得到的²³⁰Th/²³²Th初始值範圍包含LKM113所得的 初始值，故使用LKM230視為這地區的²³⁰Th/²³²Th初始值。此一初始值對比先前 所提到鄰近的蘇門答臘或是西太平洋等地區的初始值，顯示在此地區海洋環境中 的²³⁰Th/²³²Th值偏低，但由於未採集海水樣本，故無法與當地海水中的U/Th同位 素進行比較。後面在本研究的所有定年分析中，都採用1.5 ±1.5 ppm這一數值當

230Th/²³²Th的初始值。

圖4-1. ²³⁰Th/²³²Th vs ²³⁴U/²³²Th等時線的結果

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4-2. Kyaukphyu的定年結果

在KPU的東南邊，靠近河道旁的沼澤地，我們發現了一整片廣闊的珊瑚礁(圖 4-2)。為了瞭解這些珊瑚礁為何會存留在這一個充滿泥質沉積物的混濁水域中，

我們取了些許的珊瑚樣本，並對其做的鈾釷定年，其結果如表4-1所示。

樣本KPU110B、KPU218：

採樣位置在KPU南端的一沼澤地中(UTM 46Q 0555898, 2146035)，受現今潮 汐作用影響的潮間帶。在掘地約一公尺深處，可以找到珊瑚附著的底岩，說明這 地區的珊瑚是現地生長。KPU110B為一具完整形態的珊瑚頭，而其周圍仍存有 其他完整的珊瑚礁以及零散的珊瑚碎塊。KPU218(UTM 46Q 0556071, 2145940) 為第二次前往野外取樣所得之樣本，採取可得較好定年結果之物種Goniastrea sp.，

用以對比確定先前在此處的定年結果。

樣本KPU220：

採樣位置在KPU的東側，位於樣本KPU110B的北端。在兩側隆起小山脊的 谷地中取得樣本KPU220 (UTM 46Q 0554608, 2148101)。樣本位於農田的田埂中，

詢問當地農民得知，由於這顆珊瑚礁過大，不易移除，所以在開墾農田時就沒有 移動過。可以視為現地保留之珊瑚化石。從定年結果可以得知在這片地區的珊瑚 存活年代大約是在全新世中期(約6000年前)。在前人的研究(Grossman et al, 1998) 中，我們可以得知中期全新世是個氣候溫暖的時期，當時的海水面比現今高，部 分地區古海水面甚至高於現今海水面2 m。也因為這樣，當時在KPU這個地方可 能還未形成陸地，而且離東側的大陸較今天來的遠，所以沒有如此多的沉積物搬 運而來，其環境可能為淺海大陸棚或是半封閉的潟湖。但在經歷過這麼長時間的 構造活動，且海水面下降之後，這個地方的珊瑚礁卻僅僅在高於平均海水面不到 0.5 m的高度，也就表示著這一地區並未存在著明顯的抬升活動。

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4-3. Leikkamaw的定年結果

在LKM這個地方，找到的為數眾多的珊瑚礁，這些珊瑚礁分別記錄著不同 時期的海水面高程變化(圖4-4)。自全新世中期海水面最高期下降之後，海水面高 度的變化約略呈現持續上升的形態。在這段期間內，若珊瑚是因為海水面的下降 而死亡，則表示陸地相對於海水面有更大幅度的抬升，筆者將其視為大地震事件 所造成的抬升。再藉由鈾釷定年這項技術對珊瑚做定年分析，以瞭解造成珊瑚死 亡的抬升事件的年代，最後再結合先前所測量的珊瑚化石的高程分佈資料，即可 得到一年代模型(圖4-4)。

樣本LKM215、LKM216、LKM217：

採樣位置於LKM端的階地上(UTM 46Q 0550930, 2141019)，在開墾的農田中 以及臨近的階地堆積層都有找到，但大多為碎塊狀，無法確定是否為現地保存。

樣本LKM112、LKM113、LKM115、LKM116、LKM117、LKM230、LKM231、

LKM232、LKM233、LKM234、LKM235：

此些樣本的採集位置在LKM的西北海岸線(UTM 46Q 0549224, 2141449)，珊 瑚礁係直接附著於底岩，所以判定珊瑚礁皆為現地生長保存。這地區的珊瑚礁約 略可以分成三群不同高程。最高的一群珊瑚礁(LKM117、LKM234 & LKM235)，

保存情況較差，頂面受風化作用影響而凹凸不平，較難以判定最高位置，其高程 測量結果僅能代表最小值。

定年結果顯示三組不同的時期，分別是最年輕的LKM115，其年代約在18世 紀末期到19世紀中期；LKM112及LKM116的年代約在18世紀中期；LKM235約 在10世紀。LKM115為一平頭珊瑚礁群，在取樣當時曾經以為該珊瑚礁是由於 1762年的抬升事件而死亡的，所以多次重複測量，以確定樣本結果。測定出的²³⁸U

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平均值為3439.4 ±4.0 ppb，²³²Th的平均值為11003 ±37.3 ppt，而δ²³⁴U的平均值為 145.6 ±1.9。LKM112 與LKM116為同顆珊瑚礁，但LKM112係重新附著生長在 LKM116之上，定年結果確定時代無倒置，表示該顆珊瑚礁曾經一度出露於水面 之上，所以停止生長。LKM112的²³⁸U值為2922.2 ±3.5 ppb，²³²Th值為15852 ±59.7 ppt，而δ²³⁴U的值為148.3 ±2.2。本研究在此地區所找到的最高位珊瑚礁為LKM235，

此群的珊瑚礁頂面皆因為風化侵蝕而未留下完整的頂面。LKM235的²³⁸U值為 2857.0 ±3.2 ppb，²³²Th 值為1856 ±6.0 ppt，而δ²³⁴U的值為147.4 ±1.9。整體來說，

在暖水或是冷水的珊瑚中，²³⁸U的含量大約在1.5 – 4.0 ppm(Shen and Dunbar, 1995;

Edwards et al., 2003)，在這地區的珊瑚²³⁸U值也符合此一範圍。在開放海域中海 水的δ²³⁴U值為146 ±2 (Chen et al., 1986)，而此地區珊瑚測量值均約略在此一範圍 內，說明該群珊瑚礁並未受到成岩作用影響。

在圖4-5所示的環境為現今海蝕平台，最左側灘台為此海蝕平台的最高處。

海灘砂直接與底岩接觸，因此珊瑚可以附著在底岩生長。由於珊瑚僅能存活在海 水面之下，所以視平均低潮線(Mean Lower Water Spring, MLWS)為現今珊瑚的存 活上界，另外還有平均高潮線(Mean Higher Water Spring, MHWS)為潮汐水位的 上界。在現今存活珊瑚以上約0.7 m高處，有一群珊瑚的定年結果約在1840年代 左右。在活珊瑚以上2 m處，有另外一群的珊瑚礁有重新再次生長覆蓋的現象，

底部的死亡時間大約是17世紀晚期，而頂端部份的定年結果約在18到19世紀之間。

在此海岸的最高珊瑚礁是高於現今存活珊瑚以上約2.5 m，定年結果約在9世紀後 期。可以看到珊瑚化石的年代分佈跟高程呈現正相關，也就是離現今高度越高，

則年代就越老。

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圖4-2. KPU的珊瑚化石取樣地點示意圖

圖4-3. LKM 的珊瑚化石取樣地點示意圖

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圖4-4. 珊瑚化石的高程與定年結果 由珊瑚的定年結果與高程關係，可以得知1762年的地震事件在LKM造成約1.3 m的抬升，而在1858年的另一 次地震事件也造成了約0.7 m的抬升。

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Sample name Sample location Age Calendar year Elevation ^b Species UTM 46Q Corrected (yr) of coral (m)

KPU110 0555898, 2146035 6201 ± 17 -4206 to -4172 < 1 Porites sp.

KPU218 0556071, 2145940 6066 ± 19 -4073 to -4036 ~ 2 Porites sp.

KPU220 0554608, 2148101 7129 ± 25 -5142 to -5092 ~ 2 Porites sp.

LKM112 0549226, 2141456 278 ± 48 1686 to 1782 0.65 Porites sp.

LKM113^a 0549226, 2141456 197 ± 7 1808 to 1822 -0.65 Porites sp.

LKM233 0549259, 2141382 182 ± 3 1827 to 1833 -0.67 Goniastrea sp.

LKM115 0549224, 2141449 188 ± 27 1797 to 1851 -0.62 Porites sp.

LKM230^a 0549217, 2141452 285 ± 7 1721 to 1734 0.54 Goniastrea sp.

LKM231 0549217, 2141452 277 ± 2 1733 to 1737 0.37 Goniastrea sp.

LKM232 0549223, 2141457 258 ± 3 1752 to 1757 0.62 Goniastrea sp.

LKM116 0549238, 2141433 337 ± 8 1667 to 1684 0.25 Porites sp.

LKM117 0549263, 2141375 1316 ± 183 513 to 879 1.06 Porites sp.

LKM234 0549218, 2141462 1108 ± 18 886 to 922 ~ 1 Goniastrea sp.

LKM235 0549218, 2141462 1115 ± 10 887 to 907 ~ 1 Goniastrea sp.

LKM215 0550930, 2141019 7598 ± 36 -5622 to -5550 ~ 10 Porites sp.

LKM216 0550930, 2141019 8033 ± 20 -6041 to -6001 ~ 10 Goniastrea sp.

LKM217 0550930, 2141019 9209 ± 138 -7336 to -7059 ~ 10 Porites sp.

a Isochron ages

bMSL as 0 m of elevation.

表4-1. KPU與LKM之珊瑚鈾釷定年結果 (詳見附錄二)