經濟部中央地質調查所特刊 第十八號，第 1-24 頁，民國九十六年九月

臺灣第四紀大地構造

鄧屬予1

摘要 臺灣有陡峭的地形、頻繁的地震和強烈的地表變形，是一座活動的造山帶。造山

運動肇因於呂宋島弧和中國大陸邊緣的碰撞，在整個第四紀中，全面主導了臺灣的大

地構造演化。尤其是東部的海岸山脈，在更新世早期還只是海洋中的一列火山島，向

南連接呂宋島弧。火山島列和臺灣之間仍有一深海盆，堆積巨厚的深海濁流層。直到

更新世中期以後，火山島列才推擠前方的海盆上陸，形成今日的海岸山脈和台東縱

谷。另一方面，中央山脈在呂宋島弧的推擠下，不斷地向西遷移。山脈的重量壓在西

邊的前陸盆地上，使盆地不斷下沈，並累積山脈侵蝕下來的沈積物，形成巨厚的第四

系地層。同時山脈前緣的斷層也持續向西伸展，逐步把前陸盆地的地層擠壓抬升，形

成丘陵和台地。 由於呂宋島弧是斜著撞進中國大陸邊緣，因此碰撞最早發生在臺灣東北方的南琉

球地區，爾後再向西南傳遞到臺灣。隨著碰撞向西南遷移的同時，造山帶北端下方的

隱沒方向發生了反轉。這使得碰撞擠壓作用終止，並被地殼拉張作用取代。此時山脈

不但不再成長，反而開始垮塌。這個變化在台北地區清晰可見。在第四紀早期，台北

地區還是一座上升的山脈。第四紀中期以後，隱沒作用反轉，台北地區的山地就逐漸

下陷成盆地。而琉球島弧的火山活動則隨之引發，在盆地北方形成大屯火山群。 如今碰撞造山運動方興未艾，仍掌控著臺灣的構造活動。在臺灣東南方，綠島和

蘭嶼正不斷衝向臺灣，即將加入海岸山脈的行列。臺灣南方海域中的增生楔正快速地

成長，不久即將登陸，形成恆春半島的丘陵，再上升成高聳的中央山脈。在臺灣東北

部，隱沒反轉作用仍不斷向西發展。中壢－花蓮一線以東地區的隱沒已經反轉，山脈

正不斷地垮塌下陷；高山將下降成丘陵，最終沈於海底，埋藏在琉球島弧的下方。

關鍵詞：隱沒、碰撞、造山、構造、地層

前言

如果我們從高空俯瞰臺灣，就會發現綿延的山脈貫穿全島（圖一）。山

脈裏有高聳的山峰、陡峭的斷崖和深邃的河谷（圖一、C），週遭則有隆升的

海階和珊瑚礁（圖一、D）。如果深入山區裡觀察，就會發現山裏不但有許

多海相的第四系地層，而且多已受到擠壓而褶曲斷裂（圖一、E）。這些現象 1 國立台灣大學地質科學研究所

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圖一 臺灣第四紀大地構造特徵

(A) 構造框架和地形。臺灣南方海域的增生楔向北可連接中央山脈及西部麓山帶，呂宋火山弧則銜接海岸山脈。臺灣中南部山脈的地勢由南向北依次增高，顯示山脈正在成長。到了島弧邊界以東，山脈的地勢則逐漸降低，山中出現台北和宜蘭兩個張裂盆地，代表山脈已不再上升，而在垮塌下沈。

(B) 群山懷抱中的台北盆地，形成於第四紀晚期，是臺灣東北部山脈垮塌的見証。（位置見於 A 圖之Ⓑ點）

(C) 太魯閣地峽的陡壁和深谷，由立霧溪侵蝕而成。此處河川的下蝕速率高達 2.6公分/年（Schaller et al.,2005），近千公尺深的峽谷只需五萬年就可形成。（位置見於 A 圖之Ⓒ點）

(D) 成功附近的全新世海階，原本位於海平面之下，如今被抬升至 20~120 公尺高度（Hsieh et al., 2004），代表海岸山脈一直在快速地上升。（位置見於 A 圖之Ⓓ點）

(E) 恆春地區出露的第四系馬鞍山層砂泥岩，原本堆積在外海，受造山運動影響而抬升上陸。在隆升的過程中，馬鞍山層被壓縮而傾斜，再被濱海相的恆春石灰岩覆蓋。兩者間的交角不整合就是造山運動的明證。（位置見於 A 圖之Ⓔ點）

3 鄧屬予：臺灣第四紀大地構造

清楚地告訴我們：臺灣是一座年輕的造山帶，而且還在不斷地上升。

早在20世紀初期，地質學家就注意到臺灣的山脈特質，認為造山運動

不但和臺灣島的生成有關（早坂一郎，1929、1934），而且實際掌控了臺灣

第四紀的大地構造活動 （張麗旭，1955；林朝棨，1963）。板塊學說興起後，

臺灣造山帶獲得了嶄新的詮釋，蛻變成板塊邊界上的碰撞帶（Chai, 1972；

何春蓀，1986）。碰撞賦予臺灣造山帶一個推擠的動力（Suppe, 1981；Dauis

et al., 1983），不但將深海沈積物抬上高山（Teng, 1990），並且造就了強烈的

地表變形 （Yu et al., 1997）和地震活動（Tsai, 1986）。板塊運動同時告訴我

們：臺灣的山脈不僅在建山，也在崩毀（圖一、B）。事實上，臺灣島在整個

第四紀中，就夾在板塊間不斷地變動，隨著造山毀山的腳步此起彼落（Teng,

1996），形成了今日鮮活而又多元的地質面貌。然而板塊運動如何能在臺灣

造山又毀山？它對臺灣各地的第四紀大地構造有何具體影響？

在本文中，作者將彙整現有的地質和地球物理資料，先從大區域的板

塊架構來勾劃臺灣的大地構造框架，再從板塊間的聚合作用來說明臺灣的造

山和毀山。作者將分別從臺灣的東部、中部和東北部，探討在造山及毀山運

動的過程中，各地的第四紀地質如何演變。

大地構造框架

臺灣位於歐亞板塊和菲律賓海板塊的交界處，是琉球島弧和呂宋島弧

之間的轉接點（圖二）。菲律賓海板塊從新生代早期以來，一直向西北朝著

歐亞板塊移動（Hall et al., 1995）。在臺灣東北方，菲律賓海板塊向西北隱沒

到歐亞板塊之下；在臺灣南方，則是歐亞板塊向東南隱沒於菲律賓海板塊之

下。這兩組傾向不同的隱沒作用產生了兩列面向相反的島弧系統，即面向東

南的琉球島弧和面向西北的呂宋島弧。

就地形和地質而言，臺灣和呂宋島弧之間的關係較為密切（Karig,

1973；Bowin et al., 1978）。呂宋島上的火山島弧向北延伸，可順著一連串的

火山島列，通過蘭嶼和綠島，銜接到臺灣東部的海岸山脈（Yang et al.,

1996）；馬尼拉海溝向北可連接臺灣山脈的變形前緣（Reed et al., 1992；Liu

et al., 1997）；北呂宋海槽則延伸到臺灣的東南海域（Huang and Yin, 1990；

Lundbeg et al., 1997 ）。此外，呂宋島弧下方向東傾斜的班尼奧夫帶也可延

伸到臺灣南部（Tsai, 1986；Kao et al., 2000）。不過在呂宋地區，向東隱沒

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圖二 臺灣地區大地構造框架與板塊相互作用。呂宋島弧隨著菲律賓海板塊向西北移動，島弧的北端斜著撞進中國大陸邊緣而形成臺灣島。在臺灣和呂宋

之間，歐亞板塊向東隱沒於菲律賓海板塊之下（A 剖面），呂宋島弧前緣的馬尼拉海溝逐步跨上大陸邊緣，增生楔則隨之增長，並隆升為中央山脈

（B 剖面）。在臺灣中部（C 剖面），呂宋火山弧被擠壓上陸，形成海岸山脈。臺灣造山帶的發展進入成熟階段。到了臺灣東北部，隱沒作用反轉，

菲律賓海板塊向西北隱沒於臺灣之下（D 剖面）。造山帶脫離了呂宋島弧的碰撞擠壓作用，開始張裂下沈，並成為琉球島弧系統的一部分。

的是南海的海洋地殼（Bowin et al., 1978；Hayes and Lewis, 1984）；在臺灣，

則是中國的大陸地殼。由於大陸地殼的比重較輕，無法像海洋地殼一樣順利

進入隱沒帶，因此被壓縮、抬升，而形成臺灣的碰撞造山帶（Chai, 1972；

Suppe, 1981）。

在弧陸碰撞的構造框架中，臺灣東部的台東縱谷可視為島弧和大陸之

間的縫合線（何春蓀，1986）；縱谷東邊的海岸山脈屬於呂宋島弧，縱谷以

西的地區則屬中國大陸邊緣（圖三）。如今在臺灣造山帶的西方，臺灣海峽

和西部平原尚未捲入造山運動，仍保有原來中國大陸邊緣的構造形態；其地

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層大致平整，除了些微的撓曲和下陷外，並沒有明顯的褶曲現象（Chow et al.,

1991；Lin et al., 2003）。往東進入造山帶，大陸邊緣的岩層就受到擠壓和抬

升，形成一系列北北東向的褶皺和斷片，出露在西部麓山帶和中央山脈。其

中第三系沈積岩和板岩層原本是覆蓋在大陸邊緣上的沈積層，而先第三紀的

大南澳變質雜岩則是大陸邊緣的基盤（Teng et al., 1991）。再往東進入海岸

山脈，出露的岩層就是呂宋島弧的火山岩層、混同層和濁積層（Teng and

Wang, 1981；Huang et al., 1995；Chen, 1997；Chang et al., 2000；Song and Lo,

2002）。

碰撞造山帶的地質形貌雖然涵蓋全島，但在臺灣的東北部，造山帶基

盤之上卻出現許多琉球島弧的特質（Chai, 1972；Bowin et al., 1978）。其中

最明顯的，就是琉球島弧下方的班尼奧夫帶延續到臺灣東北部（Tsai, 1986；

Kao et al., 1998）。此外，琉球的火山島弧可以通過東北外海的火山島嶼（圖

二），連接臺灣北部的大屯和基隆火山群（Yen, 1978；陳正宏，1990；Teng et

al., 1992）；琉球島弧後方的沖繩海槽則直接延伸到臺灣的宜蘭平原（李昭

興、盧世民，1976；Bowin et al., 1978；Sibuet et al., 1998）。這些現象表示

臺灣東北部已不再屬於呂宋島弧，而是琉球島弧的一份子（Suppe, 1984；Teng,

1996）。

整體而言，臺灣根據板塊隱沒的方向可以分為兩部份；中南部的主體

屬於呂宋島弧系統，東北部則應劃歸琉球島弧系統（圖二）。兩個島弧系統

的邊界大抵落在北傾隱沒板塊的西界。依據地表的地質特徵和地震的震央分

布（Teng and Lee, 1996；Wu et al., 1997；Kao et al., 1998），這條邊界大致

通過花蓮－中壢一線（圖三），約呈北偏西走向。邊界以西的造山帶仍處於

擠壓的應力狀態中，山脈還在不斷地成長上升。邊界以東的造山帶則處於伸

張的應力狀態下（Lee and Wang, 1988；Yeh et al., 1991），山脈不但不再成長，

反而在垮塌下沈中（Teng, 1996）。

山脈隆升與垮塌

在現今的大地構造框架中（圖二），我們可以清楚地看到臺灣的造山運

動起源於呂宋島弧和中國大陸的碰撞。由於呂宋島弧的排列大致呈南北，而

中國大陸邊緣則沿東北－西南向延伸，因此呂宋島弧是斜著撞上大陸邊緣。

如今這個碰撞造山運動仍在進行，臺灣造山帶的中南部正隨著呂宋島弧的擠

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圖三 臺灣的地質框架。構造線同圖一、A。

7 鄧屬予：臺灣第四紀大地構造

壓而上升，不過造山帶的東北部則已跟著琉球島弧在垮塌。這造山和毀山之

間，板塊的相對運動不變，只是隱沒的方向發生反轉。因此由南到北，臺灣

展現出造山帶從隆升到垮塌的演化序列。事實上，這個演化序列至今已進行

了五百多萬年，其間的過程可以從呂宋島弧和中國大陸之間的相對運動得知

（圖四）。

根據板塊運動的回推（Teng, 1990, 1996），呂宋島弧的北端在中新世晚

期開始碰上歐亞大陸的外緣，最先撞上大陸邊緣的地點在琉球的西表島附近

（圖四、A）。隨著呂宋島弧持續向西北挺進，碰撞點順著大陸邊緣逐步向

西南遷移，由琉球轉進到臺灣。

當呂宋島弧衝上大陸邊緣時，大陸邊緣的沈積物不斷地被拉入隱沒

帶，堆砌在海溝旁的增生楔中。隨著愈來愈多的大陸物質進入隱沒帶，增生

楔就快速成長，從早期的一道海脊發展成一小島（圖四、B），再長成高山，

最後形成臺灣的西部麓山帶和中央山脈（圖四、C）。在這個過程中，呂宋島

弧的北段也被推附在增生楔的東緣，抬升成海岸山脈。

由於碰撞作用是從在南琉球地區向臺灣遷移，因此琉球到臺灣之間的

海域會率先造山。不過當碰撞作用西移時，琉球島弧之下向北傾沒的菲律賓

海板塊也隨之西進，由東向西插入碰撞造山帶北段的下方。如此一來，隱沒

方向立刻反轉，原本受碰撞擠壓的造山帶失去了支撐，隨即開始垮塌下沈（圖

四、D）。接著向西北隱沒的菲律賓海板片向南回捲，造成隱沒帶上方強烈

的拉張作用，造山帶很快地被拉裂下沈，並在山脈中形成斷陷盆地。另一方

面，隱沒反轉也帶來了琉球島弧的火山作用，在臺灣北部和東北外海，產生

一連串的安山岩火山群（Teng et al., 1992）。

這一系列由碰撞反轉到隱沒，由造山到毀山的過程，如今仍清楚地展

現在臺灣和週遭地區（圖二）。在臺灣南方海域，中國大陸邊緣正逐步邁入

隱沒帶中，馬尼拉海溝東緣的增生楔正快速地成長。在臺灣中南部，增生楔

已上陸成山，碰撞作用正在進行，山脈則不斷增長。到了臺灣北部，中壢－

花蓮一線的隱沒方向正在反轉。臺灣東北部下方的隱沒帶則已轉成向北，山

脈不但不再增長，反而張裂塌陷，並發展出兩個陷落盆地（台北盆地和宜蘭

平原，圖一）。到了東北外海，造山帶已完全垮塌，沈入海底；山脈中央的

裂谷則擴展成沖繩海槽。

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圖四 弧陸碰撞與造山毀山。左為平面圖，右為相應之地殼剖面（垂直誇張約 4倍）。當呂宋島弧從外海向西北移動時,島弧前緣在中新世晚期碰上了中國大陸的外緣(A)，隨著呂宋島弧持續衝進大陸邊緣，大陸岩層不斷的被拖進隱沒帶，墊積在上方的增生楔中。當越來越多的大陸物質被拖入，增生

楔就快速成長，在 500 萬年前上升成小島(B)，300 萬年前長成高山(C)。爾後隱沒作用反轉，山脈失去了碰撞擠壓的支撐，開始快速張裂下沈，並

生成裂谷(D)。這一系列造山到毀山的過程，不但代表臺灣東北部過去的地質演化史（X-Y 剖面），也顯現出目前臺灣由南到北的大地構造變化（圖二）。圖例見圖二。

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東部大地構造演化

臺灣東部是呂宋島弧和大陸邊緣碰撞的最前線，也是大地構造活動最

劇烈的地方。作為島弧和大陸之間的縫合線，台東縱谷是一條狹長的低平谷

地，隔開高聳的中央山脈和海岸山脈（圖一）。中央山脈在第四紀初期可能

已是高山，在上升和侵蝕作用的交互影響下，始終維持一個穩定的形貌

（Willet et al., 2003；Fuller et al., 2006）。海岸山脈和台東縱谷則不同，在第

四紀早期，海岸山脈和台東縱谷還不存在，而是外海中的一列火山島弧和弧

前盆地。直到更新世中期以後，火山島弧和弧前盆地才被推擠上陸，形成今

日的海岸山脈（Teng et al., 1988；Lundberg and Dorsey, 1990）。這一段從深

海上陸的過程，清楚地展現在花蓮地區的地質紀錄裏（圖五）。

圖五 海岸山脈及花蓮地區的地質架構。（整理自徐鐵良，1956；陳文山等，1996）

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花蓮位於台東縱谷的北端，是呂宋島弧最先撞上臺灣的地方。在花蓮

南方的海岸山脈中，我們可以看到原本屬於呂宋島弧系統的地層，包括中新

統的都鑾山層、上新統的蕃薯寮層和上新－更新統的八里灣層。都鑾山層是

一套安山岩層，代表海洋性火山島弧的噴發物（Chen, 1997；Song and Lo,

2002）。它的組成裏沒有大陸地殼的物質，顯示中新世的海岸山脈還是一個

遠在海中的火山島弧。蕃薯寮層是一套泥質的濁積岩層，含有細粒的大陸物

質（Teng, 1980）。它的堆積代表上新世早期呂宋島弧已撞上大陸邊緣，而且

把大陸邊緣擠出一個小島。不過當時島上可能只有丘陵，而沒有高山。山脈

真正隆起的時間是在上新世晚期以後。當時山脈很快地長成高山，產生大量

粗粒的沈積物，堆積到呂宋島弧前方的盆地，形成八里灣層的礫岩和砂頁岩

層（Teng, 1982；Chen and Wang, 1988）。

由於八里灣層是深海相的堆積物，年代可跨越到更新世早期（Chi et al.,

1981；Lee et al., 1988），所以在第四紀初期，呂宋島弧還處於深海盆地中（圖

六、A）。更新世中期（大約70萬年）以後，呂宋島弧系統才逐漸被推擠、

抬升，貼附到中央山脈東邊，形成海岸山脈（圖六、B）。不過即使在呂宋島

弧登陸後，呂宋島弧和中央山脈之間的海盆並未完全封閉，仍殘存一個狹長

的谷地，堆積淺海到陸相的沈積物，形成台東縱谷（Teng et al., 1988）。花

蓮市郊的更新統米崙礫岩就是縱谷裡的淺海堆積物（Chi et al., 1983；謝孟

龍、鄧屬予，1994），如今也被褶曲抬升而出露地表。事實上，米崙礫岩之

上還覆蓋了一些全新世的海岸小礫和珊瑚礁（林朝棨，1963），如今也都被

抬升成標高50公尺的海階（圖六、C），這顯示海岸山脈形成後，碰撞的擠壓

作用並未停歇。台東縱谷仍在上升。

如今花東地區的碰撞擠壓作用依然劇烈，海岸山脈每年仍上升近1公

分，並以2~5公分的速度衝向中央山脈（Yu et al., 1997；Yu and Kuo, 2001）。

台東縱谷在海岸山脈的推擠下，許多近期的河川堆積層也被褶曲抬

升，形成階地（Shyu et al., 2006a.b）。海岸山脈和台東縱谷內的地震活動頻

繁（Tsai, 1986；Kuochen et al., 2004），有些地震直接造成地表破裂和隆升

（Hsu, 1962；Wu et al., 2006）。這些現象都顯示東部地區的碰撞作用仍在進

行，造山運動依然活躍。

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圖六 花蓮地區第四紀地層及構造演化。(圖版位置見圖五)

中部大地構造演化

碰撞造山帶在臺灣中部已經發展到成熟的階段。這裏造山帶的寬度大

約為100~120公里，高度在3000公尺以上（圖一）。雖然碰撞造山作用仍在持

續，山脈也不斷地上升（陳惠芬，1984；Dadson et al., 2003），但強烈的侵

蝕作用總能把抬升的岩層剝除，使山脈的高度維持不變，呈現一個穩定的狀

態（Suppe, 1981；Fuller et al., 2006）。在呂宋島弧持續的推擠之下，造山帶

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不斷地向西遷移。山脈的重量加諸於大陸邊緣之上，使得大陸地殼向下撓

曲，在山前形成一個深陷的前陸盆地（Covey, 1986；Lin and Watts, 2002）。

山脈侵蝕下來的沈積物則陸續被搬運到前陸盆地中堆積（Chou, 1977；Covey,

1984；Chen et al., 2001；Simoes and Avouac, 2006）。當造山帶向西推進時，

前陸盆地的東緣就會被擠壓抬升，捲入造山帶的前緣，形成西部麓山帶的一

部分（陳文山等，2000a；Teng, 1987；Monthereau et al., 2001）。如此一面造

山，一面堆積又不斷向西遷移的過程，可以在台中、彰化一帶的地質紀錄裏

得到印證。

中彰地區位於西部麓山帶的前緣，是由一系列疊覆的褶皺和斷片所組

成（圖七）。出露的地層由老到新為中新統、上新統和桂竹林層、錦水頁岩、

圖七 台中地區地質架構。（整理自中油公司，1987；陳文山等，2000）本區位

於西麓山帶的外緣，由一系列疊瓦狀逆斷層和褶皺構成。斷層截切第四紀地層而出露地表，顯示近期仍在活動。斷層間有第四系的卓蘭層、香山砂岩和火炎山礫岩出露，形成一向上變粗的地層序列。

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上新－更新統卓蘭層和更新統香山砂岩和火炎山礫岩。桂竹林層的沈積物來

自中國大陸（Chou, 1977），是碰撞前大陸邊緣的堆積物（Teng, 1987）。在

錦水頁岩中，來自臺灣造山帶的沈積物首度出現（紀文榮等，1984），代表

造山運動已經上場。從錦水頁岩以上，卓蘭層－香山砂岩－火炎山礫岩基本

上是一個向上變粗的序列（圖八）。這個序列的沈積物主要來自中央山脈（陳

振華等，1992；陳文山等，2000a）；沈積物顆粒越粗，就代表來源區的山勢

越高越陡（Teng, 1987；陳文山等，2000a）。所以這個序列的堆積就表示中

央山脈持續在隆升。另一方面，從錦水頁岩到火炎山礫岩，中彰地區累積了

3000公尺以上的沈積物，然而盆地始終保持在淺海到濱海的環境（水深0~50

公尺）。這表示這段沈積的時間裏，造山帶所引發的重壓效應不斷增長，使

得前陸盆地加速下沈（周素卿等，1996；Lin et al., 2003）。

圖八 台中地區第四紀地層與構造演化。在中央山脈持續地上升並向西推擠下，山脈的碎屑沈積物不斷向前供輸，堆積在前陸盆地中，形成向上變粗的序

列。同時山脈的前緣斷層也不斷向前延伸，發展出疊瓦狀斷層系列。剖面

位置及圖例見圖七。

如果我們細究臺灣中部的構造和地層關係，就可以推斷碰撞造山帶的

前鋒在第四紀初期已經推進到水裡坑斷層，山脈的碎屑物被堆積在斷層前方

的前陸盆地中（圖八）。隨著山脈不斷地增長並向西挺進，沈積物則不斷地

向前堆積，逐步堆疊出卓蘭層－香山－火炎山這一向上變粗的序列（Teng,

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1987；陳文山等，2000a）。同時在造山運動的持續推擠下，山脈前緣的主斷

層不斷向西延伸，由雙冬斷層、車籠埔斷層一直推展到最外緣的彰化斷層。

前陸盆地東緣的地層隨著西進的斷層也逐步被拱起，形成覆瓦狀的斷片以及

大甲、八卦等背斜構造。這個由東往西遷移的造山和堆積作用如今仍在持

續；中央山脈仍在上升並接受侵蝕 （Dadson et al., 2003），沈積物依然經由

大安溪、大甲溪、大肚溪向山前堆積，麓山帶外緣的斷層仍在向西滑動（陳

文山等，2000b）。1999年的集集大地震就印證了車籠埔斷層的活動。歷史紀

錄也告訴我們彰化斷層近期也曾滑動過。未來這些斷層還會持續向西滑動。

東北部大地構造演化

雖然同屬碰撞造山帶，臺灣東北部比中南部多經歷了一幕大地構造活

動。它在第四紀早期曾經發生造山運動，爾後因隱沒作用反轉，而進入造山

後期的毀山活動中（圖四）。這個過程可從台北盆地附近的地質紀錄裡看出。

台北盆地是一個第四紀的半地塹（Teng et al., 2001），座落在山腳斷層

的上盤（圖九）。盆地的東南兩面是西部麓山帶，北面有大屯火山群，西面

是林口臺地。盆地的基盤是褶曲的第三系沈積岩，由一系列東北－西南向的

圖九 台北地區地質架構。構造標記同圖七（修改自鄧屬予，1999）

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褶皺和斷片所組成，岩性和構造類似週遭的西部麓山帶。這些褶曲的岩盤和

臺灣中南部的造山帶相連，是早期的碰撞造山運動的產物（王執明等，1978；

何春蓀，1986）。基盤之上有水平的第四系盆地堆積層，兩者之間有一明顯

之交角不整合。這個不整合面由盆地的東南向西北變深，在緊鄰山腳斷層

處，深度可達670公尺。

在更新世早期，大約一百萬年前，臺灣北部的碰撞造山帶已然成形；

當時臺北地區並非盆地，而是山脈前緣的丘陵地（圖十、A），類似今日的

西部麓山帶。當時的山脈隨著造山運動不斷上升，並沿新莊斷層向西逆衝（王

執明等，1978）；山脈前方的林口地區則是一片低平的沖積扇三角洲（林口

扇洲；Chen and Teng, 1990）。到了80萬年前左右，臺灣北部的造山運動停

止，山脈受到拉張作用而開始垮塌（圖十、B）。新莊斷層被轉化為（山腳）

正斷層。斷層上盤的臺北地區順著斷層下滑，形成一半地塹。斷層下盤的林

口地區則相對抬升，形成臺地。與此同時，大屯山區的火山相繼噴發，堆疊

圖十 台北地區第四紀構造演化。（修改自 Teng et al., 2001） (A) 碰撞造山運動達到高峰，山脈沿新莊斷層向西仰衝，台北地區為丘陵，

林口地區為山前沖積扇。 (B) 造山運動停止，山脈開始垮塌，並隨著山腳斷層的上盤下滑，形成台

北盆地的雛形。林口地區上升成台地。大屯火山群大量噴發。 (C) 山腳斷層持續滑動，台北盆地不斷擴展。大屯火山活動休止，林口地

區接受侵蝕。

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出成群的火山體，圈合出台北盆地的雛形。盆地大約從40萬年前開始累積沈

積物，並隨著持續的下陷和堆積，面積不斷擴大，最終發展成今日的面貌（圖

十、C）。

台北盆地之外，宜蘭平原也是一個造山又毀山的範例。宜蘭平原位於

中央山脈的中軸線上，是一個楔形的張裂盆地（圖一）。盆地的基盤為中央

山脈的變質岩，原本也是一座高山。不過這座高山在隱沒作用反轉後，受到

拉張作用而開裂下沈（Teng, 1996），潛伏到地下200公尺深處，並被第四系

沈積層覆蓋（江新春，1976）。如今宜蘭平原的地盤下陷快速（Liu, 1995），

伸張性地震活動頻繁（李昭興、盧世民，1976；Kao et al., 1998），這顯示此

地的山脈已不再成長，正加速張裂垮塌中。

討論

在菲律賓海板塊持續向西北的推動下，呂宋島弧在五百萬年前衝上了

大陸邊緣，揭開造山運動的序幕。隨著碰撞造山帶由琉球向西南遷移到臺

灣，向北隱沒的菲律賓海板塊也向西延伸到造山帶的下方，造成隱沒的反轉

和山脈的垮塌。這個一面造山一面毀山的過程主導了臺灣第四紀的大地構造

活動，不但塑造了東部的海岸山脈，推著中南部的山脈向西移動，也讓東北

部的山脈垮塌下沈。雖然臺灣各地的地質特色不同，但大地構造演化的過程

卻都隨著造山毀山的腳步進行。

如今這個山起山落的運動仍持續向南發展（圖二）。臺灣東南海域的綠

島、蘭嶼正以每年8公分的速度奔向臺灣（Yu et al., 1997），不斷地壓縮它們

前方的海槽（Lundberg et al., 1997）。50萬年內，綠島和蘭嶼就可能登陸臺

灣，形成海岸山脈的一部分。在臺灣的西南海域中，大陸邊緣的岩層正不斷

被拉入隱沒帶，增生楔正不斷地成長，逐步從海底上升成陸（Reed et al.,

1992；Huang et al., 1997）。今天的恆春半島就是海中增生楔的頂部，半島上

載有許多第四紀晚期的珊瑚礁（圖一、E），代表增生楔剛從海底上升成陸。

假以時日，恆春半島還會隨著增生楔的成長，由丘陵上升成中央山脈的高

山。另一方面，臺灣北部的島弧邊界仍不斷向西南遷移，從目前的中壢－花

蓮一線推向台中和台東。未來新竹地區也會發生隱沒反轉作用，山脈會隨之

垮塌，並發展出類似台北的陷落盆地。而宜蘭一帶的東北部山區還會持續張

裂下沈，最後沒入東北方的外海，加入琉球火山弧和沖繩海槽的行列。

17 鄧屬予：臺灣第四紀大地構造

本文所勾劃的臺灣第四紀大地構造，主要是基於弧陸碰撞的演化模

式。不過這模式並非地學界的共識。有些學者認為臺灣始終是琉球島弧的一

部份，位於一個向西傾斜的隱沒帶上（Jahn, 1972；Juan, 1975；Juan and Wang,

1971）；有些認為中央山脈在呂宋島弧撞上之前，已經是一個火山島弧（Lu

and Hsu, 1992；Hsu and Sibuet, 1995；Sibuet and Hsu, 1997）。這些模式對臺

灣在第四紀中如何演變並沒有詳細的交代，但對大地構造的詮釋會有所不

同。目前這些模式仍有許多爭議之處（鄧屬予，2002），尚未通過地質和地

球物理證據的全面檢驗，恐怕還不能取代「弧陸碰撞」。以現有的資料看來，

「弧陸碰撞」仍不失為一可靠的假說，也為臺灣的第四紀大地構造提供了一

個簡單且合理的解釋。

結論

五百萬年前，呂宋島弧的北端衝上了中國大陸邊緣，啟動了臺灣的碰

撞造山運動。隨著呂宋島弧持續的推擠，中國大陸邊緣逐步被壓縮、抬升而

形成造山帶。碰撞造山運動在第四紀初期達到高峰，全面主導臺灣的大地構

造活動，不但塑造了東部的海岸山脈，也推擠著中南部的山脈不斷向西移

動。隨著碰撞造山運動向西南遷移，造山帶北端的隱沒方向發生反轉；碰撞

造山運動隨即終止，並被地殼拉張作用取代。山脈不但不再成長，反而開始

垮塌，從一座高山陷落成丘陵，並發展出台北盆地和宜蘭平原兩個裂谷。隱

沒反轉同時也帶來琉球島弧的火山活動，形成大屯火山群。

如今碰撞造山運動方興未艾，仍在主控臺灣中南部的構造擠壓活動。

在臺灣東南方，綠島和蘭嶼正不斷衝向臺灣，即將加入海岸山脈的行列。臺

灣南方海域中，增生楔正快速地成長，不久將抬升成恆春半島的丘陵，再上

升成中央山脈。在臺灣東北部，隱沒反轉作用仍不斷地向西發展。中壢－花

蓮一線以東的隱沒方向已經反轉，伸張作用主導著大地構造活動；山脈正不

斷垮塌下陷，未來終將沈於海底。

18 經濟部中央地質調查所特刊第十八號

誌謝

承蒙魏國彥教授邀約，讓作者有機會在大地構造和第四紀之間尋思臺

灣的特質，並從前人文獻中搜集寶貴的研究成果。這篇文章結合了前人的心

血和作者個人的心得，內容雖力求公允平實，但只怕作者才粗學淺，難免有

所偏頗。疏漏之處，還望同仁們指教。

在本文準備期間，幸蒙陳文山教授和謝孟龍博士提供圖片及文獻資

料，王芊小姐及莊釗鳴先生協助編寫及繪圖，國家科學委員會資助研究，謹

此敬申謝忱。

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23 鄧屬予：臺灣第四紀大地構造

Quaternary Tectonics of Taiwan

Louis S. Teng1

ABSTRACT

Taiwan comprises an active mountain belt with rugged topography, frequent earthquakes, and intense surface deformation. Triggered by the collision of the Luzon Arc with the China continental margin, the current orogeny has dominated the tectonics of Taiwan for the past 5 m.y. and left distinct marks in Quaternary geologic records.

The area most affected by the orogeny is the Coastal Range of eastern Taiwan, which, in the Early Pleistocene, was a chain of volcanic islands associated with the Luzon Arc in the Philippine Sea. The Central Range of Taiwan, already a high mountain range, supplied a large amount of coarse siliciclastic sediments to the forearc basin to deposit thick turbiditic sequences. From the Middle Pleistocene on, the orogeny progressively raised the volcanic arc and its forearc basin onshore to form the Coastal Range and Longitudinal Valley. Meanwhile the orogeny pushed the Central Range westward, thrusting over the foreland basin in western Taiwan, where orogenic sediment was laid down as a thick coarsening-upward sequence. The frontal thrust of the orogen then extended, step-by-step, into the foreland basin, raised the flat basin surface into hills and tablelands, and stacked up the basin deposits into imbricate thrust sheets.

Following the southwest-propagating collision, the subduction polarity beneath the northern part of the mountain belt has been flipping sucessively. As a result, compressional orogeny ceased and was replaced by extensional tectonism that caused the mountain belt to collapse. The transition from orogenic uplift to orogenic collapse can be best observed in the geologic records of the Taipei Basin. In the early Quaternary the Basin area was part of a rising mountain belt, but after the subduction polarity flip it subsided into a depositional basin. Polarity reversal also brought in Ryukyu Arc volcanism, which produced the Tatun Volcanoes north of the Taipei Basin.

Currently the collision orogeny is underway in central and southern

1 Institute of Geosciences, National Taiwan University

24 經濟部中央地質調查所特刊第十八號

Taiwan, where the mountain belt is still rising and compressional tectonism prevailing. In offshore southeastern Taiwan, Lutao and Lanshu are moving fast toward Taiwan and will join the Coastal Range in about half a million years. The accretionary wedge off southern Taiwan keeps growing and may soon rise above sea level to form hills like those of the Hengchun Peninsula and then uplift as high mountains like the Central Range. In northeastern Taiwan, the subduction polarity has already flipped and the Ryukyu arc volcanism set in. The area is undergoing extension and the mountain belt collapsing. In time the present mountain ranges will be reduced to rolling hills and eventually foundering into the ocean.

Key words: Subduction, Collision, Orogeny, Structure, Statigraphy