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台北盆地沈積相和沈積環境的分析洪奕星1、彭慧蘭1、劉桓吉2、賴慈華2、黃智昭2、費立沅2

1.國立台灣海洋大學應用地球科學研究所2.經濟部中央地質調查所

摘要

根據早期和近期台北盆地井下共二十一口岩心的記錄，藉由沈積相的分析和各井間的對比，來了解台北盆地內沈積層的種類和性質，以及這些不同的沈積層在垂直和側向上分佈的情形。同時收集過去和新近的定年資料，篩選彙整後建立沈積層序列的時間架構。而從沈積相在空間上分佈和變換更易的型態，再輔以時間的架構，將有助於進一步探討和說明台北盆地中，沈積環境在時空上的變遷，以及盆地演變的過程。

台北盆地的陷落主要是在大約四十萬年前左右，由於大屯火山的噴發或者是在區域斷層的作用下所引起的，而從關渡經蘆洲到五股一帶則是下陷幅度最大的沉陷中心。盆地的演變大致可區分成五個階段。在陷落初期，在凹陷的原麓山帶地表上，發育出廣泛的沖積扇群。而在二十萬年前左右第二階段的崩陷中，則進而沉溺成一內陸湖泊。稍後在約十幾萬年前，第三階段的崩陷不但引發海水首次從關渡入侵至蘆洲一帶，同時並促成大漢溪襲奪古石門溪。到了全新世的第四階段，海水大幅的漲升淹覆整個盆地，而形成一半淡水湖。最後終於在淡水河三條支流合力的沖積淤淺下，形成今日的台北盆地。

關鍵詞：第四紀、台北盆地、盆地分析、沈積相、沈積環境

1. 洪奕星電子郵件信箱：[email protected]

西太平洋地質科學, 第 6卷, 第 59-86頁, 2006年 12月WESTERN PACIFIC EARTH SCIENCES, Vol.6, P.59-86, December, 2006

緒論

在日據時代時，日本人(出口雄三, 1912；花井重次, 1932；齊藤齊, 1933；牧山鶴

彥, 1933；丹桂之助, 1938, 1939)即開始研究台北盆地。光復後更有許多的國人如林朝

棨(1953)和陳正祥(1953)等，致力於大台北地區地表和地下地質的研究。此外經濟部中

央地質調查所，從民國八十年開始到九十年止，即已先後規劃執行了兩個五年期計畫，

一共鑽取了十五口井(表一)，從事岩性、古生物、定年和構造等多方面的研究。凡此，

對於台北盆地之形成、演變和盆地內之斷層構造活動，已累積和出版了相當大量的資料

和文獻。而從民國九十三年度至今，中央地質調查所又鑽取了新莊運動公園等六口井(表

一)，更增添了許多岩性、古生物和定年的新資料，因此本文乃重新觀察地質調查所所

鑽取的全部二十一口井的岩心記錄，並參酌歷年來相關的文獻資料，藉由沈積相和沈積

相的組合分析，來探討台北盆地的沈積和變動史。

研究區域背景

台北盆地位於台灣北部(圖一)，外形略呈三角形。盆地的東南側為新第三紀的西部

麓山帶，北方則為第四紀的大屯火山群，而第四紀的林口台地則位於盆地的西邊。盆地

內主要是由厚層的礫石層、砂層、泥層以及砂泥互層等，第四紀的沈積物所充填。歷年

來有許多學者針對台北盆地曾進行各方面相關的研究，其中對於區域之地體構造、地層

劃分、沈積環境、生物化石及定年等方面，皆有相當深入的探討和了解。

在地體構造方面，一般學者認為，台灣島大約是在中新世晚期，因歐亞大陸板塊與

呂宋島弧碰撞而形成。在台灣北部的造山運動，大約是在八十多萬年前逐漸趨於緩和，

原先的擠壓作用因而停止，區域的壓應力繼而轉化為張裂性的地體構造環境，取而代之

的是岩漿(Song et al., 2000；Tsao et al., 2001)和地殼張裂的活動，也因此使得局部區域

的地表沉陷形成盆地(Teng, 1996)。此外也有學者(李錦發等, 1999；李錫堤, 2001)主張

台北盆地仍然是處於擠壓的狀態下，經由新莊、崁腳和台北等三條帶有左移分量的逆衝

斷層作用下，形成發散性斷層楔的構造盆地(fault wedge basin, Curray et al., 1979)。至

西太平洋地質科學, 第 6卷Western Pacific Earth Sciences, Vol.660

於盆地基盤的形態則主要是受到新莊、崁腳和台北逆衝斷層，以及山腳正斷層等斷層作

用所影響(Ho, 1974；Wang et al., 1995；李錦發等, 1999；李錫堤, 2001；Chou, 2004)。

61洪奕星等：台北盆地沈積環境分析

Hong et al.: The paleo-environment analysis of the Taipei Basin

表一、井位資料表。Table 1. The basic data of each well.

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在台北盆地內沈積層的層序劃分方面，首先是由日本人丹桂之助(1939)將泰山東南

的T-3井的岩心，劃分為以礫石為主的林口層，以及以湖海相沈積物為主的松山層。其

後，吳福泰(Wu, 1965)依據新莊(HC-1和HCT-1)、士林(SLT-1)和山子腳(ST-3)等四口井

的岩心，認為丹桂之助所劃分出來井下的林口層，並不同於林口台地上的林口層，所以

將其井下的林口層更名為新莊層。後來王執明等(1978)在從事新莊(HC-1、HCT-1、

圖一、台北盆地簡要地質圖(修改自鄧屬予等, 2004a)、鑽井井位，以及A-A'，B-B'剖面位置圖。Figure 1. General geological map of Taipei Basin(modified from Teng et al., 2004a) with locations of

wells and A-A' and B-B' cross sections.


HCT-2)、景美一號、景美二號、小南門(T-8)和新公園一號井等岩心研究時，除了支持

吳福泰所提出的新莊層之外，還把在景美地區景美一號井和景美二號井中最發達的礫石

層(原新莊層的上部)獨立劃分出來，並另命名為景美層。至於在景美層礫石沈積之下的

砂泥層(原新莊層的下部)，則仍以新莊層命名之。近來，鄧屬予等(1994)依據三重一號

井的岩心，將其中縞狀泥層的頂部作為界面，又將王執明等(1978)的新莊層，更進一步

的由下而上細分為板橋層和五股層，並將原來的新莊層提升為新莊群(表二)。

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表二、地層劃分表。Table 2. Stratigraphic classifications.

洪奕星等：台北盆地沈積環境分析Hong et al.: The paleo-environment analysis of the Taipei Basin

在化石研究方面，黃奇瑜等(1994, 1995, 1996)分別在新海觀測井、蘆洲一號井和三

重一號井的上段中發現，有屬於低鹽度的底棲性有孔蟲，顯示當時曾為半淡水的環境。

謝英宗(1998, 1999, 2001, 2004, 2005)研究士林一號、松山一號、台大一號、蘆洲一號、

新莊一號、衛工處、江子翠和二二八公園等鑽井，發現有孔蟲化石多集中在松山層，其

定年資料顯示距今約為七千五百年到八千年前，而且是以低鹽度的底棲性有孔蟲為主，

並推測松山期台北湖的湖水是以海水為主。此外，蕭承龍等(1999)研究台北盆地三重一

號井之花粉化石，並依序分辨出五個氣候帶。

在沈積環境的解釋方面，王執明等(1978)依據岩心的粒徑和重礦物分析，以及電測

與震測等資料，認為景美層可能是新店溪之河相沈積。同時將松山層的下段也解釋為河

相沈積，至於松山層的上段則是沈積在深水或靜水的環境中。其後，鄧屬予等(1999,

2004a, 2004b)則將新莊群解釋為湖泊和河相的堆積層，而景美層則先後被解釋為沖積扇

和河道相。至於松山層則先後被彼等解釋為江灣相及河相、河口或半淡水湖相，以及河

口灣相。

在定年方面，魏谷等(1996)利用了熱螢光定年方法，對台北盆地內五股一號井內的

沈積物做測定，而曹恕中等(2000)也以鉀氬定年法，對台北盆地關渡一號井火山泥流堆

積物，定出大約是40萬和20萬年的年代。此外，經濟部中央地質調查所多年來也利用

熱螢光和碳十四定年方法，對台北盆地內十多口井的岩心，分別做了一些定年的工作(表

三)。

綜合以上的研究結果顯示，學者們對於台北盆地內沈積層的分佈和層序的劃分、沈

積環境和沈積年代、以及盆地的構造發育和演變等方面，已有相當深入的了解，不過仍

然還有分歧之處。

研究方法

對於岩心的觀察和分析，首先觀察和記錄的內容包括沈積物粒徑大小、沈積構造、

沈積組構(淘選度和礫石外形的圓滑度)、沈積物的顏色，以及化石等。其次再依上述之

64西太平洋地質科學, 第 6卷

Western Pacific Earth Sciences, Vol.6

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表三、各井位定年資料表。Table 3. Datings in each well.


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特徵，分別將所有井中的沈積物辨認出各種不同的沈積相，以及建立每口岩心的岩性柱

狀圖。然後再從岩性柱狀圖中，將層序上相鄰之沈積相，劃分成數個不同的沈積相組合

(facies association)，依據各沈積相組合之特徵，分別解釋其特定的沈積環境。之後再藉

以從事沈積層序之間的劃分和比對，繪製台北盆地區域地層剖面圖，最後經由各沈積層

在垂直和側向上的變化，並輔以火山作用、定年、大地構造和古生物等相關資料，來重

建台北盆地古沈積環境與其變遷的過程。

岩相分析

沈積相(sedimentary facies)是指一個具有特定岩性、沈積構造、生物擾動程度和化

石組成的岩石體，所代表的是一個特定的沈積狀況(Reading, 1986)。沈積相為沈積體系

當中最基本的單位，在國內外有關沈積學研究的文獻當中，學者們大多依據各地岩層不

同的特性，區分出不同的沈積相，再藉由相鄰岩相所組成的沈積相組合，從其垂直堆疊

的層序關係，來重建區域的古沈積環境與變遷過程(洪奕星和王源, 1988；Yagishita,

1997；Rasmussen, 2000；Ramos et al., 2002；Simpson et al., 2002)。有鑑於此，本文也

將所觀察到的二十一口岩心，依據岩性、沈積構造和化石組成等特性，將台北盆地內的

沈積物區分出九種主要的沈積相，分別將其分述如下：

1、礫質沈積相Gg

(1)中至厚層礫石沈積，厚度從數公尺到數十公尺不等，礫徑約2到28公分。礫石

主要呈現顆粒支持(clast-supported)的組構，淘選度從很差至佳，礫石圓度從圓滑狀

(rounded)到角狀(angular)都有。

(2)此種岩相特徵所反應的沈積狀況是高能量且沈積速率快，此種高能量的沈積狀

況常見於水道中。

2、礫質沈積相Gm

(1)本沈積相為中至厚層礫石，厚度為數公尺到數百公尺不等，主要由直徑2-22公

分礫石所組成。礫石大多鑲嵌在泥質或砂泥混合質的基質中，呈基質支持狀(matrix-


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supported)，少部分因為礫石含量較高呈現顆粒支持狀。淘選度極差，礫石圓度從次圓

至非常圓滑狀，偶有次角狀礫石。

(2) 此種以泥質基質為主，不具有層理，淘選度差，且礫石中出現有角狀到次圓狀

的特徵，反應出短距離快速沈積的狀況，一般較常出現在崖前的崩積堆、上部沖積扇，

或是山間水道的環境(Benvenuti, 2003；Clarke and John, 1999)。

3、火山礫質沈積相Gv

(1)為中至厚層之礫石層，厚度從數公尺到數百公尺不等。主要是由安山岩質的火

山碎屑物所組成，無層理、淘選度極差，多為角狀之礫石。

(2)形成於突發且快速沈積的狀況，或是由於火山碎屑流的再次沈積。

(3)大量出露在關渡一號和蘆洲一號井中的下段。

4、砂質沈積相 Sm

(1)黃灰色或深褐色、中至厚層、細至粗粒的緻密砂層，厚度通常為1到數公尺，淘

選度為中等至佳。

(2)是在能量穩定且持續的水流狀況下，沈積而形成的。

5、含礫的砂質沈積相Sg

(1)薄層的中至粗粒砂層，偶夾礫石，礫石直徑約1到6公分，淘選度不佳，具有局

部挖蝕和充填的構造。

(2)是在較強的水流反覆侵蝕和沈積的作用下沈積形成的。

6、砂泥質互層相SM (圖二、三)

(1)薄至中層細至粗粒的砂層，其間夾有薄層粉砂或泥層，而粉砂或泥層的厚度，

大都小於 0.5公分。

(2)此種沈積特徵顯示，環境中流水時而流動時而靜止，反覆交替出現，較常出現

在河堤或潮坪(Readin,1986)。

(3)僅發現在關渡一號、關渡二號、衛工處與三重二號井的上段。


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圖二、砂泥質互層照片(SM)，新莊運動公園64.2(左)-64.3(右)公尺。Figure 2. Rhythmic interbeding of sandy and muddy layers, 64.2(left)-64.3(right) meters in depth,

Hsinchuang Well.

圖三、砂泥質互層照片(SM)，三重二號井 7(左)-8(右)公尺，照片中每一格為 10公分。Figure 3. Rhythmic interbeding of sandy and muddy layers, 7(left)-8(right) meter in depth, Sanchurng

Well.




7、緻密泥質沈積相Mm

(1)灰或是灰黑色泥層，厚度多為數公尺至數十公尺，部分泥層則有時含有多量或

零星的貝殼碎屑或碳質物。局部井下的松山層中，還含有雲母貝(Placuna placenta)。

(2)泥層大多是在低能量的狀況下沈積的，如泥沼、湖泊、潟湖和遠濱等環境中。

8、泥質沈積相Mh (圖四、五)

(1)灰白色或灰黑色的泥層，夾有絲帶狀薄層粉砂(streak silt)，泥層厚度在各井中均

不相同，約為數公尺至三十公尺左右。

(2)此種具明顯水平紋理之泥岩相(又稱縞狀泥層)，紋理有時呈現細緻的粒級層。

(3)為低能量且反覆受到水流侵入的沈積狀況，可發現在湖泊(季節沈積層)、河堤、

泥質的上部潮坪，或是遠端的海底沖積扇。

9、風化層或古土壤Pedo

(1)呈紅、褐、黃、灰等顏色混雜斑駁之泥質、砂質層，或是泥、砂和礫之混合層。

(2)當沈積層出露地表的時間較長，產生風化或進而呈土壤化的現象。

沈積相組合

一個沈積環境通常可以再區分出數個相鄰共生的次環境，而在不同的次環境中，因

為受到特定的物理、化學以及生物的作用，形成個別不同的沈積岩相，而這些相鄰共生

在一起的沈積岩相群，即為一個沈積相組合，反映出的是一個沈積環境中，所有相伴隨

在一起的次環境沈積情況。因此分析沈積相組合，可以了解區域整體的沈積狀況，進而

正確的判定其沈積環境。有鑑於此，本研究將上一節所劃分的九種岩相，進一步加以分

析歸納成五種沈積相組合，藉以探討台北盆地之古沈積環境。

1、沈積相組合一：Gm＋Sg (沖積扇或山間谷地的環境)

本沈積相組合是以厚層基質支持的礫石層和礫石質砂層為主，主要是在碎屑流或山

谷水道的水流作用下所堆積而成的，因此本沈積相組合應是形成於經常發生洪水之山間



圖四、泥質沈積相(Mh)，江子翠 88-95公尺。Figure 4. Rhythmic interbeding of silty and muddy layers, 88-95 meter in depth, Changtzetzae Well.

圖五、泥質沈積相(Mh)，231.2(左)-231.3(右)公尺，新莊運動公園。Figure 5. The close-up of the rhythmically interbeded silty and muddy layers. Some of the silty layers

present grading structure, 231.2(left)-231.3(right) meter in depth, Hsinchuang Well.

谷地，或以碎屑流為主之沖積扇的環境 (Clarke and John, 1999；Ramos et al., 2002；

Benvenuti, 2003)。本沈積相組合，廣泛的出露在各岩心的下段。

2、沈積相組合二：Gg＋ Sm＋ Sg＋Pedo (辮狀河系的環境)

本沈積相組合包括了反應水流作用強且多變的礫砂質沈積岩相(Gg, Sg, Sm)，其中

又以顆粒支撐的礫石相最為普遍，而且水道侵蝕面反覆出現。此外尚可發現到許多碳質

物的沈積特徵與風化帶和古土壤。凡此，常可見於辮狀河道及其氾濫平原的環境(Cavinato

et al., 2002；Ramos et al., 2002)。本沈積相組合大多出露在板橋一號和大安一號井的下

段；新莊一號、板橋二號、三重一號、三重二號、蘆洲一號、五股一號井的中段；以及

青年公園的上段下部。

3、沈積相組合三：Sm＋ Sg＋ SM＋Mm＋Mh＋ Pedo (曲流河系的環境)

本沈積相組合包括了水流作用強的砂質沈積相(Sm, Sg, SM)，以及水流較弱或靜水

狀態下沈積的泥質沈積相(Mm, Mh)。此外尚可發現到許多碳質物，與風化帶和古土壤，

整體呈現出曲流河及氾濫平原的沈積特徵。本沈積相組合廣泛的出現在各井岩心中。

4、沈積相組合四： SM＋Mm＋ Sm (半淡水湖環境)

本沈積相組合主要是以灰色緻密或具有紋理的泥質沈積為主，泥質的沈積物當中含

有零星的碳質物，顯示水流能量較低的沈積狀況。而偶爾出現的緻密砂層，則指出受到

水流的作用，如水道中的沈積 (Wells et al., 1999；Rossetti, 2000；Cavinato et al., 2002；

Shukla et al., 2002)。其中還發現有砂泥韻律互層(SM)，顯示是在潮道中受到潮汐的作

用所沈積而成的。此外，本沈積相組合中還發現了不少的雲母貝，及其他不知名的小貝

殼碎屑。同時黃奇瑜等(1994, 1995, 1996)與謝英宗(1998, 1999)也分別在泥質層中發現

了低鹽度的底棲性的有孔蟲，並指出盆地當時是一個被海水入侵的半淡水沈積環境。本

沈積相組合廣泛的出現在各井岩心上段。

5、沈積相組合五：Mh＋Mm (湖泊的環境)

本沈積相組合是以具有明顯的平行紋理的泥質沈積相為主，其中粉砂質紋理，經常



呈現粒級層的現象，顯示是在靜滯的水體中由懸浮的細泥或粉砂，以自然緩慢沉降所形

成的。此外，紋泥中缺乏海相化石與有孔蟲，顯示為淡水湖泊的沈積環境特徵(鄧屬予

等, 2004b；Wells et al., 1999；Shukla et al., 2002)。除了盆地周邊的井位外，本沈積相

組合廣泛的出露在盆地中。

沈積環境的變遷

一個盆地中的各個沈積相組合，在垂直和側向的分佈形態，即是反應盆地內的沈積

環境在時空上變遷的過程。藉由井間的對比，從前述五種沈積相組合在側向上和垂直序

列上的變化，大致可勾勒出各個沈積相組合在台北盆地中分佈的情形。為了便於說明，

本文在盆地西側選擇了板橋一號、板橋二號、新莊一號、五股一號、蘆洲一號和關渡一

號等井(A-A'剖面)；以及沿著新店溪的流向選擇了永和一號、青年公園、三重一號、三

重二號、蘆洲一號和關渡一號等井(B-B'剖面)，分別繪製了二條地層剖面(圖六、七)，

來顯示沈積相組合在空間上的分佈。

至於沈積環境變遷的時間架構，主要是依據歷年來有關古生物和定年的文獻資料，

以及經濟部中央地質調查所的報告(表三)。由於可能因為樣本的種類，以及定年分析的

機構、儀器和方法等不同，導致定年數據的不一致，甚至出現愈向上反而年代愈老等矛

盾現象。因此只有仔細的比較和篩選，然後主觀選取較合理的年代數據，並標示在地層

剖面上(圖六、七)，以作為時間架構。所以本文所引用的年代、資料，具有一定程度的

不確定性，今後若有更明確可靠的定年資料時，則再作修正。

綜合上述兩條截切台北盆地的地層剖面圖中，沈積相的空間分佈以及定年資料，即

可藉以推論台北盆地的演變過程。依據A-A'和B-B'兩剖面間的比對，顯示無論在沈積

相的類別、厚度和在垂直方向上更迭情形等，兩者並不一致。其中以五股-蘆洲-關渡

區域的沈積層厚度最厚，顯示是整個盆地沉陷幅度最大的陷落區(圖六、七)。此區域的

底部出露有二段厚達一百公尺以上的沖積扇礫石層，其中在關渡與蘆洲一帶最底部的沖

積扇礫石層則是由火山碎屑所組成，其堆積年代分別約為36-48萬年，以及10-32萬年



前 (曹恕中等, 2000)。

先前許多學者主張台北盆地是因含左移分量的逆衝斷層作用，所形成斷層楔的構造

盆地(李錦發等, 1999)；或者是因山腳正斷層的作用，而形成半地塹的構造盆地(林朝宗,

2001；李錫堤, 2001；Teng et al., 2001；Chou, 2004)。然而依據經濟部地質調查所在研

究山腳正斷層時，所開鑿的鑽井位置主要是分佈在泰山至關渡一帶(林朝宗, 2001)，此

一範圍也正是上述台北盆地陷落幅度最大的區域。由於從泰山至迴龍並無鑽井資料(林

朝宗, 2001)，因此這一段的山腳正斷層應僅屬於推斷，是否真的存在，並非很確定。此

外，在主要陷落區的底部堆積有厚層的火山碎屑，是否意味著台北盆地的陷落，除了上

述兩類斷層作用所造成的解釋外，大屯火山群的噴發沉陷(Song et al., 2000)也可能是其

主要或部份的原因。

本文綜合了最近的定年和古生物的資料，對於台北盆地的成因和其演變的過程，共

依五個階段分別探討如下：

1、初期崩陷階段：

從更新世以來，台灣北部的應力場逐漸從碰撞擠壓轉變為張裂的狀態，並進而造成

火山的作用(李鍚提, 2001；Teng, 1996；Teng et al., 2001)。而在台灣北部的大屯火山

群，從上新世晚期便開始活動，然而到50萬年以來便只有大屯山亞群繼續活動(35萬到

50萬年前)。此外，觀音山的噴發則可能持續到 20萬年前(陳正宏, 1990)。

至於在關渡隘口一帶井下火山碎屑的堆積年代，在淡水河左岸的蘆洲一號井當中，

深度在267-298公尺處，火山物質的年代約為17萬到24萬年之間或是在20萬年左右(曹

恕中等, 1998；陳正宏和林泗濱, 2001)。因此推估蘆洲一號井中火山碎屑，大約是在20

萬年前堆積的。而在隘口右側的關渡一號井中，火山碎屑層可區分為下段 (404-500公

尺深)和上段(236-341公尺深)。所測定的年代有兩種不同的數據，其一、下段為40萬年，

上段為20萬年。其二、下段為36-48萬年，上段為10-32萬年(曹恕中等, 2000；陳正宏

和林泗濱, 2001)，本文遂選擇20萬年和40萬年，分別為關渡一號和蘆洲一號井底部，

上、下兩段火山碎屑層堆積的約略年代(圖六、七)。



76

圖六、

A-A'剖面圖，圖中淡藍色半淡水湖的沈積代表海水首次入侵關渡和蘆洲一帶，再逐漸淹覆整個台北盆地形成半淡水湖，

最後才由河源沈積物淤積而成(如最上部黃色的曲流河系)。

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圖七、

B-B'剖面圖，請參考圖六說明。

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由於關渡一號井最下部的兩段火山碎屑分別推斷為40和20萬年間。因此，可以據

以推論台北盆地有可能是在大約40萬年前，由於大屯火山亞群的噴發(陳正宏, 1990)，

岩漿逸出地表後，在地下遺留一空穴，才導致此一空洞上方，除了大屯火山區外並包括

其周邊五股、蘆洲和關渡一帶的地表塌陷(圖八)，形成局部深陷的盆地。而噴發出來的

火山碎屑，便以火山泥流或包含小部份直接墜落的方式(Song et al., 2000)，堆積在沉陷

了的第三紀基盤之上。

隨後到了20萬年前左右，觀音山地區和大屯火山亞群區再次的發生火山活動，使

得五股至關渡一帶再度的陷落，在陷落中心區的蘆洲一號與關渡一號井中出現了第二段

火山碎屑堆積。同時也首次連帶的引發盆地東南側的地區，如青年公園、永和、大安和

松山一帶，產生不等程度的崩陷和侵蝕。影響所及的區域，皆因坡度變陡，而再次發育

出大小不等的沖積扇。使得厚層的礫石直接堆積在第三紀的基盤上。

2、深化階段：

從大約20萬年以來，台北盆地從沖積扇的環境逐漸轉變為曲流河系再繼續深化為

湖泊的環境。造成環境深化的原因，可能是因盆地仍持續的沉陷；或者是因侵蝕作用，

使得地表逐漸低平，而山麓帶則愈來愈遠離沉陷區。或者是以上兩種可能原因同時發生。

此一湖泊的分佈區域相當的廣，大致涵蓋了絕大部份的台北盆地。只可惜對於湖泊

形成和持續多久的時間並無適當的定年資料可供判斷。而環境深化的過程中，盆地中最

深陷的五股至關渡一帶，大量的沈積物經由河川搬入堆積其中，使得沈積層的厚度遠大

於其他陷落幅度較小的區域。而最後到了湖泊環境時，此時整個古台北湖的湖床可能已

因填淤，而呈現相當一致的深度。同時湖水面必然還高於盆地西北方的海水面。

3、中期陷落階段：

到了10幾萬年前左右，位處於陷落中心的五股至關渡一帶再度沉陷。此一陷落不

但使得湖泊崩潰，同時更首度引發海水從關渡一帶入侵台北盆地。海水入侵的範圍，在

初期僅局限在關渡至蘆洲一帶，使得此兩井中在湖泊沈積之上覆蓋有半淡水的沈積層(圖


79

六)。此外，主陷落區的再一次沉陷，也導致盆地西南向(關渡至鶯歌)的地形變陡。而此

地形坡度的陡化，進一步促使大漢溪的溯源侵蝕，因此大漢溪襲奪桃園地區古石門溪(富

田, 1937)的事件，很可能便是發生在此一盆地演化的階段。

河川襲奪後，來自大漢溪上游的大量粗粒沈積物，即經由原大溪和鶯歌之間順著地

圖八、台北盆地中主陷落區域位置圖。Figure 8. The location of the collapsed center of the Taipei Basin.


80

形從樹林、板橋一帶，朝向陷落中心蘆洲、關渡一帶搬運堆積。依據井下的沈積層記錄，

由大漢溪的上游板橋和鶯歌一帶，因地勢相對較高，坡度較陡，因此大量的礫石堆積在

辮狀河系的環境中。而朝北往下游的方向，辮狀河系來到五股一帶後，即因地勢較低平，

而轉變為曲流河系的環境。最後在蘆洲和關渡一帶，地形最低處，隨即轉變為半淡水湖

的環境。

然而在三重東南側的湖床當本階段的陷落發生後，在地形上即變成相對較高的平台

區，從此除了在三重二號陷落邊緣有顯著受到侵蝕外，其餘的平台區僅受到輕微的侵蝕

(圖七)。

4、末期陷落階段：

末期的陷落主要是發生在盆地西北側邊緣一帶，此一事件發生後，立即造成廣泛的

沖積扇群。隨後在進入全新世後，海水面快速上升，使得海水大幅向西南入侵。半淡水

湖的沈積便直接覆蓋在沖積扇上，隨著時間更向西南方大漢溪的上游超覆。

至於在東南方的台北盆地，此時也再度從盆地邊緣的麓山帶，發育出沖積扇來。其

後，山麓地區由於不斷地受到侵蝕而逐漸低緩，同時台北盆地則因持續接受沈積物的充

填，河床坡度逐漸變小。是故在此盆地東南區的沈積環境，依序從沖積扇向上經由辮狀

河系再轉變為曲流河系，最後終因全新世的海進，海水大幅侵入而轉變成半淡水湖的環

境。也因此在岩心的記錄上，除了地處西南緣的板橋一號井、板橋二號井和江子翠井之

外，其餘的井中均可發現此種夾雜著半淡水貝類或有孔蟲的泥岩層(Mm)。可見此一半

淡水環境，所覆蓋的範圍相當的廣幾乎涵蓋整個台北盆地，遠超過現今淡水河的河道本

身，因此認為是一半淡水湖，而非屬於河道末端的河口灣環境。

5、近期沖積階段：

到了大約六千年左右，海水面也趨於穩定不再上升，此一處於半淡水湖的台北盆

地，才逐漸再由大漢溪、新店溪和基隆河等三條淡水河的支流，合力沖積淤淺成平坦的

泛濫平原，一直到成為今天的模樣。


81

結論

綜合前面之分析和討論，台北盆地除了兩種斷層構造盆地的解釋外，也有可能是由

於大屯火山的噴發而導致地表陷落所造成的。而其下陷沈積的過程，主要可分為初期崩

陷階段、深化階段、中期陷落階段、末期陷落階段，以及近期沖積階段等五個演變過程。

台北盆地初期包含了兩次伴隨著火山噴發的陷落，其中第一次大約是發生在四十萬

年前，當時的陷落區大致僅局限在五股至關渡一帶。而一直要到二十萬年前左右的第二

次崩陷期，才影響到盆地的東南部，並進而形成一內陸的淡水湖。到了約十幾萬年前的

中期陷落階段時，不但使得此一古台北湖崩解，更首次引發海水入侵關渡和蘆洲一帶，

同時也促成大漢溪襲奪桃園地區的古石門溪。

此後到了五萬年前左右，末期的陷落使得盆地持續深陷。再加上遭逢一萬一千年前

全新世的海進期，逐步上升的海水大幅入侵盆地而形成半淡水湖。最後當海水面漸趨穩

定後，亦即從六千年前以來才在淡水河三條支流持續的沖積淤淺下，形成今日的台北盆

地。

誌謝

我們非常感謝台大地科系陳文山教授和文化大學地質系吳樂群教授，以及另二位不

具名的審查人，詳細的修飾文句，並提出許多精闢的見解和建議。此外，本文承蒙大學

部兼任的學生助理們：如卓腕淇、吳婕瑜、邱俊穎、林佳紅、高千惠、陳琪鈺、以及研

究生翁健三、曾鐘億、邱懋翔和高薇婷等，協助岩心的記錄和繪製圖表等，在此一併致

謝。

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THE SEDIMENTARY FACIES AND PALEO-ENVIRONMENTANALYSIS OF THE TAIPEI BASIN

EASON HONG1, HWEI-LAN POAN

1, HUAN-CHI LIU2, TZU-HUA LAI

2, CHIH-CHAO HUANG2 AND LI-YUAN FEI

2

1. Institute of Geosciences, National Taiwan Ocean University, Keelung, Taiwan, R.O.C.2. Central Geological Survey, Ministry of Economic Affairs, Taipei, Taiwan, R.O.C.

ABSTRACT

Twenty-one subsurface cores, acquired from the Taipei Basin,were studied for facies analysis and stratigraphic correlation todelineate both vertical and lateral distributions of varioussedimentary facies. Meanwhile, previous and newly dating data arealso gathered for establishing a time frame for stratigraphicconstrain. Accordingly, Based on the distribution pattern ofsedimentary facies and time frame, the spatial and temporalevolution of the Taipei Basin is interpreted and discussed.

Around 0.4 Ma, The Taipei Basin was collapsed due to theeruption of the Tatun Volcanoes and/or the regional faultingprocesses. The sinking center is located at an area including theWuku and Kuandu townships. Alluvial fan aprons were widelydeveloped along the steep edge of the basin when the collapse firstoccurred. A wide spread lake formed as the basin lowered downstepwise during the second sinking stage after 0.2 Ma. The thirdsignificant descending of the basin resumed more than 0.1 Ma agocausing the intrusion of sea water into the Kuandu and Luchou areas.The capture of the Tahan River also occurred at the same period.Upon the Holocene transgression, flooding of sea water hadtransformed the basin into a brackish lake setting. Afterwards, theTaipei Basin is gradually filled up by fluvial sediments.

Key words: Quaternary, Taipei Basin, Basin Evolution, Sedimentary Facies,Sedimentary Environments

1. Eason Hong, e-mail: [email protected]


western pacific earth sciences, vol.6, p.59 …old.gst.org.tw/wpes/database/wpes_v6_p59.pdf닕...

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