臺灣西南部前陸盆地遠端的構造層序研究

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(1)行政院國家科學委員會專題研究計畫成果報告臺灣西南部前陸盆地遠端的構造層序研究研究成果報告(精簡版). 計計執執. 畫畫行行. 類編期單. 別號間位. ：個別型： NSC 98-2116-M-006-001： 98 年 01 月 01 日至 98 年 10 月 31 日：國立成功大學地球科學系（所）. 計畫主持人：楊耿明計畫參與人員：學士級-專任助理人員：方星尹碩士班研究生-兼任助理人員：陳怡如碩士班研究生-兼任助理人員：黃緯誠大專生-兼任助理人員：鄒灝. 處理方式：本計畫可公開查詢. 中. 華民國 99 年 02 月 03 日.

(2) 行政院國家科學委員會補助專題研究計畫. ■ 成果報告 □期中進度報告. （計畫名稱）臺灣西南部前陸盆地遠端的構造層序研究. 計畫類別：■ 個別型計畫 □ 整合型計畫計畫編號：NSC 98－2116－M006－001 執行期間：98 年 01 月 01 日至 98 年 10 月 31 日計畫主持人：楊耿明共同主持人：吳榮章計畫參與人員：方星尹、陳怡如、黃緯誠、鄒灝. 成果報告類型(依經費核定清單規定繳交)：■精簡報告. □完整報告. 本成果報告包括以下應繳交之附件： □赴國外出差或研習心得報告一份 □赴大陸地區出差或研習心得報告一份 □出席國際學術會議心得報告及發表之論文各一份 □國際合作研究計畫國外研究報告書一份. 處理方式：除產學合作研究計畫、提升產業技術及人才培育研究計畫、列管計畫及下列情形者外，得立即公開查詢 □涉及專利或其他智慧財產權，□一年□二年後可公開查詢執行單位：國立成功大學(地球科學系) 中. 華. 民. 國. 九十九. 年. 一. 月. 三十一. 日.

(3) 摘要關鍵詞：台灣西南部、前陸盆地、構造地層臺灣西部平原位於造山帶的前方，自晚新第三紀至今可歸屬一前陸盆地遠端部份及相鄰的前凸起的體糸。本研究的目的即在於運用臺灣西南部平原區的井下地質和震測資料，從事前陸盆地遠端部份的地層層序和岩相分佈的研究，其所建立的較前人研究詳盡而完整的構造地層架構，探討其在近代臺灣造山運動中所代表的地體構造的意義，以及檢驗已提出的有關前陸盆地構造地層模型的有效性。本研究工作包括搜集文獻及資料，年代地層架構分析，沈積岩相分析，主要正斷層構造和活動歷史的解釋，構造地層層序的建立，以及地體構造和全球海水面變化意義的探討。本研究的研究結果分成三個部份：一、平原區的井下電測資料和震測資料分析，建立前凸起地區地層層序架構；二、麓山帶野外露頭地層剖面描述，建立盆地中心靠近遠端的地層層序；三、解壓密地層厚度的估算，建立主要正斷層活動的歷史。本研究為避免前陸盆地起初發育年代的爭議，分析的地層起自上新世鳥嘴層(NN13-17)。本研究區域的地層和不整合面特徵強烈反映出地體構造的影響；區域不整合面代表逆斷層活動，其前凸起朝造山帶活動並造成盆地遠端抬升和侵蝕，形成不整合面。在逆斷層停止活動期間，造山帶沈積物持續供應，使得沈積物填滿盆地並持續往陸台方向前積，沈積物荷重造成前凸起朝陸台移動。在不整合面上的地層第一個沈積循環向上變粗，顯示其下的不整合面為一個下覆面。不整合面的時空分佈指出前陸盆地遠端邊緣有前後來回移動的現象。每個不整合面上覆地層朝陸台方向變年輕。這些現象皆指示台灣西南部前陸盆地層序受到構造的影響。本研究之地層記錄中，出現兩次層序循環，時間各為 NN11 至 NN14 和 NN15 至 NN19，次層序時間點大致符合全球海水面記錄。進入海進體系域時期，其層序所反應之沉積深度遠大於全球海水面之記錄，同時為不整合面分佈最廣，即向東延伸最大之時期，構造下沉為主要影響因素；前凸起構造抬升，約略為前陸盆地中心快速下沉、造山帶逆斷層快速活動時期。而不整合面分佈向西縮小時期，即全球海水面為主要因素；前凸起構造向西側陸台移動並趨於平緩，而盆地下沉量，也因造山帶逆斷層停止活動、造山帶受侵蝕作用而減小。因此沉積物堆積先以加積，而後因盆地容積空間不足而開始前積，沉積深度的主控因素轉變為全球海水面變化。綜括南北和東西向的震測解釋的主要不整合面和可對比整合面接觸關係，可知主要正斷層的活動可能造成主要不整合面和可對比整合面之間不連續的接觸關係，或不整合面區域的分佈，但不影響前陸盆地內地體構造演化的年代。.

(4) Abstract Key words: Southwestern Taiwan, Foreland basin, Tectonostratigraphy The coastal plain of western Taiwan is located in front of the Taiwan orogenic belt. The Upper Neogene-to-Recent could be ascribed to the system of distal part of the foreland basin. The main purpose of this study is to investigate the distribution of stratigraphic sequences and lithofacies in the distal part of the foreland basin. The study results primarily consist of three parts: 1, sequence stratigraphy in the forebulge; 2. stratigraphic sequences in the distal part of the foredeep; and 3, the kinematics and effects of main normal faulting. The first cycle of the strata right overlying the unconformities is mainly characterized by coarsening-upward sequence, indicating that the unconformities are the downlap surface. The time-spatial distribution of the unconformities indicates the back-and-forth shifting of the margin at the distal part of the basin. The age of strata overlying the unconformities become younger toward the craton. All these evidences imply the influence of tectonic on the sequences of the foreland basin in southwestern Taiwan. During the period of the transgressive system tracts the distribution of unconformities reached to its largest extent to the east; uplifting in the forebulge is coeval to the rapid subsidence in the basin center, i.e., the period of active thrusting. During the period when the unconformities retreated back to the craton the eustatic fluctuation became the dominant factor; the subsidence in the basin reduced because of quiescence of thrusting and the accompanied erosion in the orogenic belt. The characteristics of contact between the unconformities and their correlated conformities indicate that the main normal faulting could cause discontinuous distribution between them or the changes in distribution area of the unconformities; however, the main normal faulting would not affect the timing of the tectonic evolution of the foreland basin.. 前言臺灣西部平原位於造山帶的前方，其下的地質資料顯示上部新第三系厚度由西向東急劇增厚(Sun, 1982; Lin and Watts, 2002; Yang et al., 2006)，因此上部新第三系所代表的沈積盆地呈現向造山帶前緣急劇變深的形貌。按照 DeCelles and Giles (1996) 的模式和定義，臺灣西部平原自晚新第三紀至今可歸屬一前陸盆地遠端部份及相鄰的前凸起的體糸(Yu and Chou, 2001; Chou and Yu, 2002; Lin and Watts, 2002; Yang et al., 2006)，目前前凸起位於海峽中線一帶(Yu and Chou, 2001; Chou and Yu, 2002; Lin and Watts, 2002)。基於前陸盆地和鄰近造山帶伴隨共生的關係，盆地內的地層層序不僅記錄盆地本身演化的歷史，前陸盆地遠端和前凸起的下沈歷史、層序地層和岩相的分析，也可以提供研究鄰近造山帶發育的運動學很重要的依據(Flemings and Jordan, 1990; Sinclair et al., 1991; Campton and Allen, 1995; DeCelles and DeCelles, 2001)。. 研究目的本研究的目的即在於運用臺灣西南部平原區(圖一)的井下地質和震測資料，從事前陸盆地遠端部份的地層層序和岩相分佈的研究，其所建立的較前人研究不同且較詳盡而完整.

(5) 的構造地層(tectonostratigraphy)架構，探討其在近代臺灣造山運動中所代表的地體構造的意義，以及檢驗已提出的有關前陸盆地構造地層模型的有效性。. 文獻探討有關前陸盆地的地層層序模型，無論是彈性剛體的模式(Jordan, 1981; Jacobi, 1981; Speed and Sleep, 1982; Schedl and Wiltschko, 1984)，或者是塑性的地殼模式(Beaumont, 1981; Quinlan and Beaumont, 1984; Tankard, 1986)，基本上皆基於盆地形成時其內的沈積物即時充填的假設，較晚近的觀點則更進一步考慮沈積物搬運和堆積的時差效應(Blair and Bilodeau, 1988; Flemings and Jordan, 1989, 1990; Jordan and Flemings, 1991; Sinclair et al., 1991; Johnson and Beaumont, 1995)；盆地下沈速率（和造山帶前緣前進速度以及造山帶楔狀體形態變化有關）、沈積物供應速率以及全球海水面變化速率的組合變化，將影響前陸盆地內對應一次或多次逆衝斷層活動過程中，所伴隨而發育的盆地內的構造地層架構和沈積相時空的分佈，亦即沈積相帶朝造山帶和前凸起交互偏移的構造地層層序架構，以及位於盆地遠端處複合堆叠的不整合面樣式(Flemings and Jordan, 1989, 1990; Jordan and Flemings, 1991; Jordan, 1995; Sinclair et al., 1991; Catuneanu et al., 1997, 1998; Galewsky, 1998; Yong et al., 2003; Bayona et al., 2008)。有關臺灣西部前陸盆地的研究，Covey (1984, 1986)提出臺灣西部麓山帶和平原區地下晚上新世至近代的地層為一典型的前陸盆地地層層序，亦即沈積相向上及向造山帶方向變淺的層序，代表臺灣造山帶向西移的地層記錄。紀文榮等(1987) 首度利用中油公司的井下地質資料計算臺灣西南部平原區的下沈曲線，顯示臺灣西南部在經歷晚中世的抬升作用 (Tang, 1977)之後即進入快速的下沈階段。楊耿明等(Yang et al., 2000) 將不整合面和其隨後的快速下沈作用視為間歇性的逆衝斷層作用的結果。傅式齊等(Fuh et al., 2008) 在同一研究區域的南部建立這些第三層級層序單位基底的海底侵蝕作用所形成的狹谷形貌，顯示這些海底狹谷走向大致平行造山帶的走向，也暗示不整合面的成因和造山運動之間的關係。傅式齊(Fuh, 2000) 提出臺灣西南部海域及平原區地下上新統和更新統內不整合面的侵蝕量分佈圖，其規模也大於同期間全球海水面的變化量。另一方面，陳文山等(Chen et al., 2001) 在麓山帶前緣的曾文溪剖面建立上新統和更新統的地層層序和岩相柱狀圖，並且將第三層級層序單位基底的不整合面解釋為全球海水面的變化的結果。至於前陸盆地開始發育的時間，Covey (1984) 根據地層層序所提出的臺灣西部前陸盆地開始發育的年代始於三個百萬年前，此結論獲得周素卿等(1994) 根據臺灣西部陸海域地下地層所作的構造下沈歷史分析的支持。鄧屬予(Teng, 1987)認為受造山帶重荷而成的前陸盆地沈降始於上新世早期或五個百萬年前。俞何興和周穎蔚(Yu and Chou, 2001)認為中新統頂部侵蝕間隙的不整合面和盆地內可對比之整合面的年代即代表前陸盆地開始發育的年代。林殿順和 Watts (Lin and Watts, 2002) 以及林殿順等(Lin et al., 2003) 則根據俞何興和周穎蔚(Yu and Chou, 2001) 的觀點更明確指出，前陸盆地開始發育的年代為六點五個百萬年前。上述前人研究，大抵基於兩個假定，一是造山帶-前陸盆地-前凸起體系持續地向西移進，ニ是前陸盆地的基底為一完整的地殼，此當中，僅有林殿順和 Watts (Lin and Watts, 2002) 提出前造山期張裂構造對前陸盆地發育的影響，造成臺灣南部前陸盆地近端(proximal)和造山帶之下過度的下沈作用。. 研究方法本研究針對研究目的、研究區域的地質特性和欲解決之問題，依井測地質解釋(Rider, 1986)，震測地層解釋(Mitchum et al., 1977; Mitchum and Vail, 1977；Vail, 1987)，構造地層解釋(Hubbard et al., 1985；Prosser, 1993)，井測－露頭較高層級(higher-order)地層解釋(Van.

(6) Wagoner et al., 1990) ，海水面變化－層序地層解釋(Jervey, 1988; Posamentier et al., 1988a, 1988b) 以及地層解壓密厚度估算(Sclater and Christie, 1980) 等方法，執行下列研究步驟：搜集文獻及資料，年代地層架構分析，沈積岩相分析，主要正斷層構造和活動歷史的解釋，構造地層層序的建立，以及地體構造和全球海水面變化意義的探討。. 研究結果本研究的研究結果分成三個部份：一、平原區的井下電測資料和震測資料分析，建立前凸起地區地層層序架構；二、麓山帶野外露頭地層剖面描述，建立盆地中心靠近遠端的地層層序；三、解壓密地層厚度的估算，建立主要正斷層活動的歷史。本計畫為避免前陸盆地起初發育年代的爭議，分析的地層起自上新世鳥嘴層(NN13-17)。所使用的井位及震測線位置，以及野外描述的露頭剖面位置見圖一。一、前凸起地區地層層序架構本研究利用井下資料和震測剖面去研究台灣西南部前陸盆地遠端前凸起的構造地層；本計畫利用超微化石帶和電測資料去建立年代地層和岩性地層的剖面圖，並運用合成震波圖結合井下地層和震測剖面的反射層，建立不整合面和可對比整合面的接觸關係。本計晝進一步利用這些結果去分析沈積相並解釋層序地層。根據電測資料和超微化石帶的年代所建立的地層剖面 (圖二、三)，在台灣西南部上新到更新世的前陸盆地層序顯現出至少兩個以上的不整合面，可將此巨層序（megasequence）分成三個第三層級（third-order）地層單位。這些疊加的不整合面有以下幾個特徵：1. 他們往陸台方向覆合成一個大的不整合面；2. 每個不整合面的時間缺失間距往陸台方向增加； 3. 較年輕的不整合面其空間分佈較靠近陸台；4. 在不整合面上第一個沈積循環為向上變粗的層序。根據沿著地層剖面的震測剖面層序解釋，在南北向的震測剖面上(圖四)，NN18 頂部可對比的不整合面僅出現在一朝南傾的主要正斷層(義竹斷層)的上升側(北側)。在東西向的震測剖面上(圖五)，六重溪層(NN17-19)向西被崁下寮層(NN19)底部的切蝕作用所截而尖減，但是澐水溪層(NN15-17)則在另一朝南傾的主要正斷層(B 斷層)的上升側(北側) 被截切，所以崁下寮層(NN19)直接覆蓋在鳥嘴層(NN13-14)之上。二、麓山帶野外露頭地層剖面本研究在研究區域的東側，麓山帶前緣的八掌溪和石硦溪分別建立詳細描述的地層柱 (圖六、七)，剖面位置見圖一。該區域所包含之地層，由老至年輕排列為中崙層、鳥嘴層、澐水溪層、六重溪層、崁下寮層、二重溪層，沉積時間從中新世晚期(約 8Ma)至更新世早期(約 0.8Ma)，超微化石帶涵蓋 NN11 至 NN19。各岩性地層單位之岩性描述如下：二重溪層：淺海相細砂—中砂岩為主，偶爾出現泥礫及貝類等淺海相化石碎屑底積。偶夾受波浪影響之薄泥層。崁下寮層：上部以頁岩為主。下部出現濱面至淺海相砂岩，並有若干砂質礫石分佈其中。六重溪層：以砂質頁岩或泥質砂岩為主，偶爾出現有淺海相砂岩或遠濱相沉積。澐水溪層：可分為上、中、下三段。上段為遠濱相頁岩。中段為富含貝類殼體碎屑之細砂— 中砂岩。下段為砂質頁岩或頁偶夾透鏡狀砂岩。鳥嘴層：可分為上、中、下三段。上段為細砂岩偶夾砂質頁岩。中段為細砂岩夾薄頁岩互層，偶夾泥質小礫之傾瀉層。下段為細砂岩夾薄頁岩互層或砂質頁岩夾薄細砂岩互層。中崙層：頁岩和砂質頁岩。這兩條剖面的地層記錄，可依地層之沉積構造特徵、岩相組成，並輔以生痕化石相，歸納其古沉積相如下：.

(7) 海侵殘餘物：岩相以中砂—粗砂為主，成岩度高，岩層裡富含殼體碎屑。生痕相可能為 Trypanites。因生物擾動程度嚴重，無明顯層理及沉積構造。潮間帶(intertidal)：岩相以細砂—中砂為主，偶夾受波浪影響之泥層。於砂質礫石周圍偶出現團狀之粗砂沉積物，且富含貝殼碎屑，環境可能相當接近河口灣相(estuarine)。沉積構造以高能量之槽狀交錯層、平板狀交錯層、魚骨狀(herringbone)交錯層，層中偶爾出現有能量較低之平行層或薄泥層。偶出現槽狀交錯層底積泥積和貝類碎屑(貝、螺、蚵類、海膽等，破碎程度不高)，為潮汐水道(tidal channel)搬運堆積。生痕相為 Skolithos (Skolithos, Ophiomorpha, Planolites 為主)。亞潮帶(subtdial)：岩相為細砂—中砂岩與頁岩薄互層。沉積構造為小型平板狀交錯層和槽狀交錯層(偶出現殼體碎屑及泥礫底積)，及小型波痕(micro-ripple)間夾薄頁岩，其砂頁比例關係依深度從透鏡狀(lenticular)、波狀(wavy)、到扁狀(flaser)增加。偶出現有暴風形成之圓丘狀交錯層(HCS)。生痕相為 Skolithos (Skolithos, Ophiomorpha,為主，其它如 Planolites, Teichichnus, Thalassinoides, Rhizocorallium 等) 遠濱(upper offshore)：岩相為細砂—中砂岩，夾頁岩互層。沉積構造為暴風事件形成之圓丘狀交錯層(HCS)，並從較淺環境搬運殼體碎屑至此堆積。生痕相為 Cruziana (Teichichnus, Cruziana, Chondrite, Rhizocorallium, Planolites 等)。依深度可再細分為上遠濱、中遠濱、下遠濱，其暴風砂岩僅只出現於上遠濱。而中遠濱岩相為極細砂—粉砂岩，下遠濱則為粉砂岩—頁岩，在沉積物粒徑逐漸變細。三、解壓密地層厚度的估算以及主要正斷層活動的歷史在 N-O 和 O-P 井之間各有一條傾向為北的斷層，為了算出這兩條斷層引起的地層增厚量，我們先將 N-O-P 的地層的超微化石帶劃分出來(圖八).再利用地層解壓密公式(Sclater and Christie, 1980)，對每一個超微化石帶的時間地層作解壓密的估算，得到的結果如圖九。本計畫並計算 N-O 井和 O-P 井之間斷層兩側地層的增厚指數(Expansion Index)。圖十顯示在 N-O 井的 Expansion Index 屬 NN15 時間地層的數值最高，O-P 井之間屬 NN14 時間地層的數值最高。. 討論與結論一、地體構造的意涵本研究區域的地層和不整合面特徵強烈反映出地體構造的影響。由 Flemings and Jordan (1990), Jordan and Flemings (1991) 以及 Jordan (1995)所提出的模型指出，區域不整合面代表逆斷層活動，其前凸起朝造山帶活動並造成盆地遠端抬升和侵蝕，形成不整合面。在逆斷層停止活動期間，造山帶沈積物持續供應，使得沈積物填滿盆地並持續往陸台方向前積，沈積物荷重造成前凸起朝陸台移動。在不整合面上的地層第一個沈積循環向上變粗，顯示其下的不整合面為一個下覆（downlap）面。不整合面的時空分佈指出前陸盆地遠端邊緣有前後來回移動的現象。每個不整合面上覆地層朝陸台方向變年輕的現象，顯示地層可能朝陸台上覆（onlap）或前積（prograde）。而從不整合面的上覆地層向上變粗沈積循環的證據，則有利於前積的說法，且暗示台灣西南部前陸盆地層序受到構造影響。我們可以解釋此疊加的不整合面是由間歇性的構造活動所造成，每次的間歇性逆斷層活動造成前凸起前後移動且產生疊加的不整合面。二、沉積環境變遷與層序地層分析由研究地區及鄰近地區前人研究之地層記錄(圖十一)，山子門 1 號井、八掌溪剖面、石硦溪剖面、澐水溪剖面(吳樂群和王源，1989；Yeh and Yang, 1994)、及曾文溪剖面(Chen et al., 2001)，可看出若干沉積環境逐漸向上變淺，並突然變深之循環單位，其各循環厚度約.

(8) 15-65m，為層序分析中較高層級(higher-order，循環單位之時間尺度小於百萬年)中，最小循環境單位小層或小層組(beds or bed sets)，上下各以海漫面(flooding surface)為界。再由若干小層及小層組，組成較大的沉積環境向上逐漸變淺之循環單位次層序(parasequence)，厚度約 100-500m，上下界同為海漫面，也仍在較高層級的分析尺度。將次層序的環境變遷，依海進—海退之堆積模式分類為：海退的前積(progradation)、不變的加積(aggradation)、及海進的進積(retrogradation)。而依此堆積模式組成不同變遷趨勢之次層序組(parasequence sets)，並依不同趨勢將其命名為：海進體系域(TST, transgressive systems tract)及高水位體系域(HST, highstand systems tract)，厚度約為 300-1300m，此已進入第三層級(third-order)分析尺度(循環單位之時間尺度為數百萬年至數十百萬年)。由高水位體系域與海進體系域組兩者可組成一第三層級海水面升降循環，稱為層序(sequence)，厚度約 1500-2000m。層序的上下界為不整合面(unconformity)或相關整合面(correlative conformity)；而海進體系域與高水位體系域交界為最大海漫面(MFS, maximum flooding surface)。全部的交界都必須是海漫面。由層序分析結果，可發現本研究之地層記錄中，出現兩次層序循環，時間各為 NN11 至 NN14 和 NN15 至 NN19。將層序所指示之相對海水面變化，與全球海水面變化記錄(Haq et al., 1987)、臺灣西南部平原區地表下不整合面之時空分佈作對比(圖十二)，發現：次層序時間點大致符合全球海水面記錄。進入海進體系域時期，其層序所反應之沉積深度遠大於全球海水面之記錄，同時為不整合面分佈最廣，即向東延伸最大之時期。最大海進面出現之時間點，也大致可對上最大不整合面分佈之時間點。若不考慮沉積物供應量之因素，可說明海進體系域時期，構造下沉作用為主要影響因素(tectonics-dominated period)。而進入高水位體系域時期，則層序記錄之沉積深度較為接近全球海水面之記錄，說明此時期全球海水面變化為主要影響因素(eustacy-dominated period)。而臺灣西南部平原區地表下不整合面之分佈變化，大致可看出其受到前陸盆地構造作用影響，不整合面分佈較大期，即構造下沉為主要影響因素，前凸起構造(forebulge)抬升，約略為前陸盆地中心快速下沉、造山帶逆斷層快速活動時期。但中崙層所涵蓋之構造下沉主控時期(tectonics-dominated period) 之時間點與新第三紀張裂重疊。故前陸盆地開始發育時間，需排除正斷層下沉活動才可得知。而不整合面分佈向西縮小時期，即全球海水面為主要因素，前凸起構造向西側陸台移動並趨於平緩，而盆地下沉量，也因造山帶逆斷層停止活動、造山帶受侵蝕作用而減小。因此沉積物堆積先以加積(aggradation)，而後因盆地容積(accommodation)空間不足而開始前積(progadation)，沉積深度的主控因素轉變為全球海水面變化。三、正斷層作用的影響本研究區域的正斷層走向大抵為東西向，其正斷層活動作用所造成的可能影響為，下降盤(hanging wall)持續下沈，但上升盤(footwall) 的垂直運動則視斷層滑移量大小而定。在本研究區域南北兩側各有向南傾的主要正斷層，其滑移量規模頗大，造成上升盤(footwall) 抬升而遭受侵蝕。就以研究區域南側的兩條主要正斷層而言，其主要活動期乍看之下分倒是在 NN14 和 NN15。但是考慮在估算斷層兩側的同年代地層原始厚度時上昇盤被侵蝕的可能厚度，則 N 井(六重溪層缺失) 和 O 井之間的正斷層主要活動期應處於 NN-15 晚期至 NN-18 結束之間。至於 O 井和 P 井之間的正斷層主要活動期則應為 NN-14，雖則有頗大的滑移量(以兩側地層原始厚度差來估算約 600 米)，並未造成上昇盤的抬升和侵蝕，該時期也是前凸起地區接受沈積的時期(圖二、三)，顯見前陸盆地的下沈作用效應勝於正斷層活動作用的效應。綜括南北和東西向的震測解釋的主要不整合面和可對比整合面接觸關係(圖四、五)，可知正斷層的活動可能造成主要不整合面和可對比整合面之間不連續的接觸關.

(9) 係，或不整合面區域的分佈，但不影響前陸盆地內地體構造演化的年代。. 參考文獻紀文榮、王維豪、盧東郎、林麗華、吳榮章，1987，反剝法研究在北港地區盆地分析及油氣測勘上之應用，探採研究彙報，第十期，第 63-88 頁。周素卿、鄧屬予、鍾火盛、蕭從文，1994，台灣西部前陸盆地地史分析初探，台灣石油地質，第 29 號, 第 289-323 頁。吳樂群、王源，1989，台灣嘉義地區澐水溪剖面上中新統至下更新統之沉積環境，地質， 9 卷，第 15-44 頁。 Bayona, G., Cortes, M., Jaramillo, C., Ojeda, G., Aristizabal, J. J. and Reyes-Harker, A., 2008, An integrated analysis of an orogen-sedimentary basin pair: Latest Cretaceous-cenozoic evolution of the linked Eastern Cordillera orogen and the Llanos foreland basin of Colombia: Geol. Soc. Amer. Bull., v. 120, p. 1171-1197. Beaumount, C., 1981, Foreland basins: Geophy. J. R. aster. Soc., v. 65, p. 291-329. Blair, T. C., and Bilodeau, W. L., 1988, Development of tectonic cyclothems in rift, pull-apart and foreland basins: Sedimentary response to episodic tectonism: Geology, v. 16, p. 517-520. Campton, S. L., and Allen, P. A., 1995, Recognition of forebulge unconformities associated with early stage foreland basin development: Example from the North Alpine Foreland Basin: Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., v. 79, p. 1495-1514. Catuneanu, O., Beaumont, C. and Waschbusch, P., 1997, Interplay of static loads and subduction dynamics in foreland basins: Reciprocal stratigraphies and the “missing” peripheral bulge: Geology, v. 25, p. 1087-1090. Catuneanu, O., Hancox, P. J. and Rubidge, B. S., 1998, Reciprocal flexural behaviour and contrasting stratigraphies: A new basin development model for the Karoo retroarc foreland system, South Africa: Bas. Res., v. 10, p. 417-439. Chen, W. S., Ridgway, K. D., Horng, C. S., Chen, Y. G., Shea, K. S. and Yeh, M. G., 2001, Stratigraphic architecture, magnetostratigraphy, and incised-valley systems of the Pliocene-Pleistocene collisional marine foreland basin of Taiwan: Geol. Soc. Amer. Bull., v. 113, p. 1249-1271. Chou, Y. W., and Yu, H. S., 2002, Structural expressions of flexural extension in the arc-continent collisional foredeep of western Taiwan, in Byrne, T. B., and Liu, C. S. (eds.), Geology and geophysics of an arc-continent collision, Taiwan: Geol. Soc. Amer. Spe. Paper, v. 358, p. 1-12. Covey, M., 1984, Lithofacies analysis and basin reconstruction, Plio-Pleistocene western Taiwan foredeep: Petrol. Geol. Taiwan, n. 20, p. 53-83. Covey, M., 1986, The evolution of foreland basins to steady state: evidence from the Western Taiwan foreland basin, in Allen, P., and Homewood, P. (eds.) Foreland Basins, Int. Assoc. Sed. Spe. Pub. n. 8, p. 77-90. DeCelles, P. G., and Giles, K. A., 1996, Foreland basin systems: Bas. Res., v. 8, p.105-125. DeCelles, P. G., and DeCelles, P. C., 2001, Rates of shortening, propagation, underthrusting, and flexural wave migration in continental orogenic systems: Geology, v. 29, p. 135-138. Flemings, P. B., and Jordan, T. E., 1989, A synthetic stratigraphic model of foreland basin.

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(13) 圖二、南北向連井線，位置可參照圖一，超微化石帶和電測資料建立年代地層和岩性地層的剖面圖。.

(14) 圖三、東西向連井線，位置可參照圖一，超微化石帶和電測資料建立年代地層和岩性地層的剖面圖。.

(15) 圖四、南北向震測圖，位置可參照圖一，紅線為正斷層。NN18 頂部可對比的不整合面僅出現在一朝南傾的主要正斷層(義竹斷層) 的上升側(北側)。. 圖五、東西向震測圖，位置可參照圖一，紅線為正斷層，六重溪層（橘線）向西被崁下寮層底部（深藍線）的切蝕作用所截而尖減，但是澐水溪層（淺藍色）則在另一朝南傾的主要正斷層(B 斷層)的上升側(北側) 被截切，所以崁下寮層(NN19)直接覆蓋在鳥嘴層(NN13-14)之上。.

(16) 圖六、八掌溪剖面地層柱，位置見圖一。.

(17) 圖七、石硦溪剖面地層柱，位置見圖一。.

(18) 圖八、N-O-P 三口井下地層圖，含超微化石帶分界。. 圖九、解壓密 N-O-P 井 NN11 以上時間地層，回復至原始厚度圖。. 圖十、N-O 井和 O-P 井之間斷層兩側地層 Expansion Index 示意圖，Expansion Index = 在斷層上盤地層厚度/在斷層下盤地層厚度。.

(19) 圖十一、由研究地區及鄰近地區前人研究之地層記錄相比。. 圖十二、將層序指示的相對海水面變化，以及全球海水面變化記錄(Haq et al., 1987) 與臺灣西南部平原區地表下不整合面之時空分佈作對比。.

(20) 計畫成果自評本研究計畫書所提的預期完成之工作項目包括:研究區域第三層級年代地層架構，研究區域第三層級層序單位沈積岩相時空分佈圖，研究區域第三層級層序單位盆地下沈和抬升量分佈圖，研究區域主要正斷層隨年代活動量的變化圖，以及研究區域構造地層層序架構。基本上，除了由於聲波速度井測資料不足而無法精確評估地殼抬升量之外，上述各項預期完成之工作項目皆大致達成目標。本研究之主要成果為提出前陸盆地演化過程中地體構造作用和全球海水面變化之交互作用所造成之層序地層模型，此尚未見國內外針對此一議題提出一實際、具體而詳細之模型者。本研究之主要成果尚包括前造山期即已存在正斷層構造及其延續之活動對前陸盆地層序發育的影響模式。本研究之成果將提供台灣西部前陸盆地(包括現已成為造山帶一部份之盆地中心及近端之部份)層序和造山帶活動歷史研究一重要參考架構，在應用上也可以提供在臺灣西部平原和麓山帶從事油氣操勘尋找地層封閉的重要參考依據。因此，本計晝之研究成果極適合在重要學術刋物上發表。.

(21)