地科營活動內容簡介
活動宗旨：提供學生認識與學習地球科學的機會，並在與研究學者的對話之間，認識地球科學研究工作的方向與真諦，做為培育未來傑出科學家的踏腳石。
參加對象：本校高一、高二對地球科學有興趣之同學共約三十名
主辦單位：國立清水高中
協辦單位：國立台灣大學 地質科學系、國立自然科學博物館
活動行程：
12/13（五）
1300-1310 報到 科博館
1330-1400 開幕 科博館
1400-1500 蒐藏庫裡面的礦物寶貝 何恭算博士
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你知道在科博館裡，有一處不為人知的蒐藏庫嗎？你知道這個蒐藏庫裡面，收藏了多少特殊的岩石、礦物甚至是寶石嗎？且讓我們請科博館的何恭算博士來帶領大家，參觀蒐藏庫裡面的奇珍異寶，讓大家一起來見識一下何所謂「博物館級的蒐藏品」吧！ |
1500-1600 岩石薄片製作、化石標本製作 鐘坤煒先生、莊焜明先生
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你知道岩石或礦物如何磨製成薄片，在顯微鏡下觀察嗎？偏光顯微鏡下所顯示的神奇色彩，又是代表了什麼意義呢？鐘大哥將帶我們一步一步，看一塊岩石標本怎麼樣辛苦磨成可以透光的薄片，然後在偏光顯微鏡下實際觀察。 地科教室裡面那些栩栩如生的翼龍和盜龍，究竟是怎樣神奇的技術，可以做出和化石一模一樣的標本來呢？莊先生可以說是全國數一數二的技術人員，他所複製出來的化石常常比真的還真，他究竟是怎麼做到的呢？ |
1600-1630 茶敘
1630-1800 化石、恐龍、與飛上天空的故事 程延年博士
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你知道曾經有哪些恐龍化石的出土，曾經震驚世界嗎？你知道有哪些恐龍曾經統領整個地球長達一億多年？你知道恐龍究竟為何要展翅飛向天空？恐龍與鳥之間又牽扯了多少恩怨情仇？聽完恐龍博士的演講，你一定會對恐龍更喜歡又更好奇的！ |
1800-1900 蒐藏庫裡面的化石寶貝 程延年博士
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除了閃閃動人的寶石之外，蒐藏庫裡面還有數不清的化石珍寶，像是寒武紀前後那些奇形怪狀的生物化石、恐龍和恐龍蛋的化石、琥珀裡昆蟲的化石、蜻蜓的化石等等，一大堆讓你眼花撩亂的化石珍寶，保證讓你大呼過癮！ |
1900-1930 大放厥詞的發問與綜合座談時間
12/21（六）
1000-1100 台大地質系簡介與巡禮 地質博物館
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這裡也是強哥的母校，希望藉著這次的機會，介紹大家認識一下究竟台大是長著個什麼模樣，以及台大地質系的環境如何，還有系上剛成立了小小的地質博物館，雖然他的收藏可能不及科博館的光彩奪目，但是博物館裡面的收藏卻有著與地質系歷史密不可分的淵源，期待大家一同來體會∼ |
1100-1200 地震與火山的地球化學監測 楊燦堯教授
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究竟什麼是地球化學？地球化學究竟在研究些什麼？地震和地球的化學有什麼相干？又為什麼要監測？那火山的地球化學監測又有哪些項目？陽明山裡面是否還埋藏了不為人知的火山故事呢？且讓我們來聽聽楊燦堯教授為大家深入淺出的精彩介紹∼ |
1200-1300 午餐時間、台大校園
1300-1500 地質系實驗室參觀（C-14,Ar-Ar,SEM,Nobel
Gas,MS,LA-ICP-MS）
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你知道什麼是碳十四定年嗎？你知道如何得知一顆岩石的年齡呢？傳說中的質譜儀又是長得什麼模樣？電子顯微鏡到底可以看見多細小的東西？在參觀實驗室的過程中，我們除了可以見識到許多珍貴的儀器之外，最重要的是我們還可以知道研究工作的進行與研究方向的展望，學習課本上所沒有的科學態度和研究精神。 |
1500-1530 茶敘
1530-1630 熱點、熱柱與洪流玄武岩 鍾孫霖教授
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你知道夏威夷群島是怎麼形成的嗎？你知道印度和西伯利亞曾經像山洪爆發一般，大量噴出玄武岩嗎？究竟這些現象和地球內部的性質有何相關？這許多的岩漿成分中，又隱約透露出怎麼樣的訊息？甚至有人推測，恐龍滅絕的原因也是在這大量噴發的火山裡，究竟真相如何呢？我們有鍾孫霖教授將為大家做深入的介紹∼ |
1630-1700 綜合座談
1900-2100 夜間星象觀測 台北市立天文台
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我們會利用時間，前往台北市立天文台，藉由天文望遠鏡的觀測，一探神秘的天空∼ |
12/22（日）
＊陽明山野外 楊燦堯教授
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陽明山（大屯火山群）是台灣目前火山活動仍屬活躍的地區，究竟在平靜的地表下，有著什麼樣不為人知的一面，是同樣風平浪靜，亦或是波濤洶湧呢？就讓我們跟著楊燦堯教授，走訪陽明山地區進行一趟火山之旅！ |
為什麼鳥是恐龍？
Kevin
Padian , Luis M. Chiappe , 程延年（譯）
根據化石鳥與現生鳥類解剖構造及氣體動力學的分析，顯示鳥類是演化自棲息於地面上的一種小型、掠食性恐龍。
直到最近，鳥類起源始終是生物學上諸多未解之謎的一個大議題。鳥類與其它現生生物截然不同：羽毛、無齒列的喙、中空的骨骼、攀爬棲息的足、願骨、深而碩大的胸骨、以及殘株似的尾椎骨，這些僅是鳥類與其它生物迴異的一種獨特性骨骼構造組合之特徵。更深一層探究，鳥倒底是如何演化出羽翼及飛翔功能，則更是不可思議的。
然而，最近廿年來，嶄新的化石發掘併同新的研究方法，已經能夠讓古生物學家推斷鳥是演化源自地棲性、食肉型的恐龍系譜，名之為獸足類恐龍。這些研究同時描繪出了最早的鳥類倒底是如何展翅翱翔於天際的一幅景象。
科學家臆測鳥的演化史議題，可以溯源自達爾文發表曠世巨著《物種原始》一書，提出了影響深遠的演化理論之後。就在達爾文出版這本曠世大作後一年，於1860年，一件單獨鳥羽毛的化石被發掘自德國巴伐利亞石灰岩地層中，時代在侏羅紀晚期，大約一億五千萬年前。又隔一年，一隻動物的骨骼化石在同一地點被發掘，它具有似鳥的翅膀與羽毛——但是同時也具有極不尋常，不似現生鳥類的碩長、骨質尾椎與長滿牙齒的上下顎。這個發掘，成為了似藍𠗟鳥體型的石板祖翼鳥（Archaeopteryx
lithographica，通稱始祖鳥）最早的二件化石標本。始祖鳥是迄今所知鳥系譜中，最古老的或者最根源的成員〔參考科學美國人，1990年五月號專論——始祖鳥〕。
始祖鳥的骨骼解剖構造，提供了明確的證據，說明鳥是演化自一種恐龍的祖先型。但是在1861年，科學家還沒有能夠推測到這種相關性。然而，幾年之後，達爾文最忠誠的護持者，湯瑪士．亨利．赫胥利成為第一位將鳥與恐龍聯繫到一起的博物學家。他在比較一隻巨型獸腳類恐龍（巨龍，Megalosaurus）的後肢，與駝鳥的後肢構造，赫胥利註記了35個它們共同享有的特徵，且是從未發現在其它動物骨骼構造上的。他因而結論鳥與獸足類恐龍可能有親緣關係，但是無法確知鳥類倒底是獸足類恐龍的親戚，或者直接演化自恐龍。
赫胥利在1870年，於倫敦地質學會上發表了這項結論，但是古生物學家哈瑞．希里提出反駁與質疑。希里認為駝鳥與巨龍的後肢或許看上去雷同，那僅僅是因為兩者都是大型的且以二足式行走，同時以相同方式使用後肢。另外，恐龍較駝鳥體型更為龐大，它們都無法飛行。因此，飛翔的鳥類如何能夠演化自一隻碩大無比的祖先型恐龍呢？
大約半個世紀之後，鳥起源之謎才又再度受到矚目。於1916年，一位醫生同時也狂熱於古生物學探索的杰哈．赫門博士以丹麥文發表了一本卓越的巨著，直到1926年才被翻譯成英文上市，書名為《鳥的起源》。赫門指出鳥類在解剖構造上較所有其它生物而言，更形似於獸足類恐龍，但是有一項無可規避的矛盾：獸足類恐龍缺失鎖骨，而在鳥類中兩塊鎖骨癒合形成了一塊願骨（wishbone）。由於其它爬行類具有鎖骨構造，赫門認為獸足類恐龍失去了這塊骨骼。由於赫門錯誤的以為，在演化過程中，一種特性一旦失去就不可能再度獲得。赫門因而認定，鳥類必然是從一種具有鎖骨的、較原始型爬行動物群中演化而來。一如希里之前所提的，赫門結論：鳥類與恐龍之間的相似性，必然單純的源於兩個族群都是二足式行走，而趨同演化所獲得的。
赫門的結論影響至為深遠，即令爾後新的證據，詮釋了另一種不同的故事情節。之後，兩個不同的化石發掘，分別顯示獸足類恐龍的確具有鎖骨構造。在1924年，一篇描繪像鴿子般大小體型，怪異無比的獸足類恐龍命名為偷蛋龍，明確顯示了願骨的構造。之後在1936年，加州大學柏克萊校區的查理士．堪普發現到侏羅紀早期一種小型獸足類恐龍，它具有完整的鎖骨構造。赫門原先所提出致命的反駁，已然被克服並被推翻了，雖然祗有極少數科學家真正注意到這個事實。近年來，在許多與鳥類親緣相近的獸足類恐龍中，古生物學家已經發現到眾多願骨構造的確鑿證據。
最終，在赫胥利向倫敦地質學會發表那篇歷史性論文一個世紀之後，耶魯大學的約翰．歐斯創教授再度復活了鳥與獸足類恐龍親緣關係的概念，他直言不緯的提出鳥是恐龍的直系後裔。在1960年代後期，歐斯創曾經描述獸足類恐爪龍的骨骼解剖構造。那是一種兇暴，具有鎌刀狀爪子的掠食者，體型像成年的人類大小，是漫遊在一億一千五百萬年前的白堊紀蒙古地區。其後十多年，在一系列發表的論文中，歐斯創持續指出，包括始祖鳥在內的鳥類，其各式特徵與恐爪龍及其它獸足類恐龍雷同，而與任何其它爬行動物迴異。基於這些發現，他斷言鳥類乃小型獸足類恐龍的直系後裔。
當歐斯創收集鳥乃源自獸足類恐龍起源證據的同時，在紐約自然史博物館，巴黎及其它各地，一種嶄新的分析生物群之間親緣關係的科學方法被提出並廣泛被引用。這種方法——名之為支序學（Cladistics）——在比較生物學領域中逐漸成為典型的分析方法，而其引用並詳加分析結果，已經對歐斯創的結論提供了強而有力肯定的支持。
傳統的方法在群集分類生物時，是審視在動物群中相似與相異特徵，而很有可能在去除一個動物群於親緣譜系中，僅僅是因為這個物種具有一個特徵是不存在於其它族群份子之中的。相對於此，支序分類的族群生物，全然根植於某類「共享的特徵」，這被認定是特別具有訊息意義的。
這種方法事實上始於達爾文式概念，認定當一個嶄新的遺傳特徵在某些生物群中崛起時，其演化前行，同時傳遞這項特徵於其後裔子嗣中，這個教條指出兩群生物共享一組這種嶄新的，或者「衍生」的特徵時，較那些僅呈現原始特徵而缺失衍生特徵的族群，更為親密。藉由鑑定認知共享衍生特徵，分支學的應用科學家們可以定奪出他們所研究生物族群間的親緣關係。
這種分析的結果，通常審視許多特徵，能夠以一種分支系譜圖（Cladogram）來表示：這是一種似樹枝狀的圖形，表徵了序列、其嶄新特徵及嶄新生物系譜如何演化而出。在圖譜上，每一個分支點，或稱節點，反應了一個祖先型的崛起，那是發現一個生物群具有衍生特徵，卻是不存在於較早期演化之族群中。這個祖先型及所有其後裔型就建構了一個「分支群」（Clade），或稱極親緣的族群。
歐斯創並沒有將支序學方法，引用到他推論鳥演化自小型獸足類恐龍的議題研究上；在1970年代，這種方法剛開始萌芽而已。但是約十年之後，當時任教加州大學柏克萊校區的傑克士．高戛爾確實深入引用分支學的方法研究鳥類、恐龍及其它爬行動物的親緣種屬。高戛爾將歐斯創的比較及其它眾多特徵，置於分支系統中，並證實了鳥類的確是演化自小型獸足類恐龍族群。誠然，一些鳥類最親近的親戚，是包括了那隻歐斯創曾經詳加描述，神氣活現的具有鐮刀爪子，屬於手盜龍類的恐爪龍。
今天，從獸足類恐龍導至鳥類系譜的一個支序圖，顯示了標示為鳥類（Aves）的分支群是包括了始祖鳥的祖先型及那支祖先型衍生的所有後裔子嗣。而這個分支群則是包涵在一個更廣泛分支群的亞群，含括所稱手盜龍的獸足類恐龍——它又是合尾龍類獸足亞綱的亞群。而最基底的獸足類恐龍則演化自非獸足類的恐龍群。這幅支序圖，顯示了鳥類不僅僅是演化自恐龍的後裔而已，鳥類實際上就是恐龍（自然也是爬行類）的一個家族成員——一如人類是哺乳動物，即令人類與其它哺乳動物迴異，就像是鳥類與其它爬行類迴異一樣。
演化至鳥的早期步驟
高戛爾的研究以及最近期其它古生物學家的研究，驗證了許多傳統上認定為“似鳥的”特徵，事實上在鳥出現之前就存在了，徵顯於鳥之前的獸足類恐龍祖先型中，這些特徵的許多部份，無疑的有助於其原始擁有者更有利的存活成為陸生之恐龍。這些相同的特徵及其它衍生特徵，最終直接被引用或者被轉型來支持飛翔以及一種樹棲的生活方式。以下將針對與飛翔有關的特徵加以分析並詮譯。
在獸足類恐龍中，「似鳥的特徵」演化早於鳥類出現之前，它們卻並非全然一次就形成。有些特徵甚且是在獸足類本身出現之前就存在了——存在於最早恐龍系譜之中。例如，與恐龍最接近的爬行類祖先型，早已經是二足式且以直立之姿呈現（意味著基本上像鳥一樣的行走），而且它們是小型且食肉型的動物。其前肢，與早期的鳥類類似且普遍存在的，是自由可以抓握（雖然前肢依然具有五指，而非像獸足類或鳥類的三指）。同時第二指是最修長的——不像其它爬行類的第三指為最長。
更進一步，在恐龍的祖先型中，踝關節早已成為似鉸鏈狀，而跖骨（蹠骨）或稱足骨早已經修長延展。跖骨離地，因而這些祖先型以及恐龍本身，都是以其趾行，且一足位居於另一足之前方，而非以匍匐而行之姿。這種許多足部的改變，被認為是在增加步距及奔行速度，而這種資產有朝一日將有助於「鳥類」的獸足恐龍得以開始其翱翔之功能。
最早的獸足類恐龍具有中空的骨骼以及在顱骨中的孔洞構造；這種調整得以使其骨骼較為輕盈。它們同時具有一個碩長的頸子以及支撐背部成水平姿勢，一如現生鳥類一般。在前肢中，第四與第五指於第一隻恐龍出現時，就早已經退化縮小了，而第五指實際上完全不存了，之後它們全然消逝，而第四指僅剩下小瘤狀殘痕。那些退化的指在合尾龍類的獸足亞綱中，全然不存在；剩餘的三指（即 I，II，III指）在始祖鳥演化之後不久全都癒合在一起。
在最早的獸足龍類，後肢同時也漸形演化出似鳥的構造。後肢碩長；股骨較脛骨為短，而腓骨（脛骨旁邊那一塊）則退化了（在現生鳥類中，似牙籤的那支細骨就是退化之後殘存的腓骨）。這些恐龍是以三個位居中間的趾行走——一如現生鳥類。第五趾變短，沒有關節，而第一趾則具有一個變短的跖骨，自第二趾邊緣伸出。第一趾位居較高懸掛模樣，不具實際功能，但是在其後鳥類中卻有了大用途。在始祖鳥出現之前，這第五趾已經反轉而位居其它趾的後方。而在其後鳥類，這一趾演化成為樹棲抓握足的最重要構成部份。
持續遞變
在獸足類恐龍的演化過程中，原先被認為侷限於鳥類的更多特徵都一一崛起。例如，主要的改變發生於前肢與肩帶部份；這些調整最初有助於獸足類恐龍捕獲獵物，而其後更增益飛翔功能。特別顯著的，在獸足類演化過程中，前肢漸行伸長，唯一例外的是那些巨型食肉龍類，像是食肉牛頭龍、異特龍與暴龍，其前肢演化成相當短小。在早期獸足類中，前肢大約是後肢的一半長短。而到始祖鳥出現之前，前肢已較後肢修長；到晚期鳥類，前肢更形碩長。在鳥類中，這種逐次變長的前肢演化趨勢，得以讓鳥類群獲致更強而有力的飛翔拍打功能。
伴隨著逐漸變長的前肢比例，前指也成為修長，而腕部形狀則進行戲劇性的修正。在基底獸足類恐龍，具有一個扁平的腕骨，搭接在第一與第二掌骨基部與指部。然而在堅尾類恐龍，這一塊腕骨呈現半月形狀，並與掌骨接攘。半月形的腕骨極其重要，因為它得以讓這群動物的腕部除了上下活動外，還可以自由向側翼活動。它們因而得以折疊碩長的前肢，幾乎像是現生鳥類一般。較為碩長的前肢，因而得以迴旋，並且驟然向前方拍打以捕捉獵物。
在早期的獸足類恐龍肩帶中，肩胛骨長而呈薄板狀；烏喙骨（伴隨肩胛骨形成了肩帶）則呈圓形；而兩片獨立的，Ｓ形狀的鎖骨連接到肩部至胸骨部位。接續著，肩胛骨變長且變窄；而烏喙骨也變薄並且延展至胸骨位置。鎖骨在中間部位癒合，並且寬廣化，形成了一個似回飛棒形的願骨。胸骨原先包括了軟骨成份，在合尾龍類它已經鈣化了，成為兩個癒合的骨質板。總合這些的改變明顯強化了骨骼；其後，這種強化作用據以再增強飛翔的機制，並且支撐了飛翔的肌肉。例如，嶄新的願骨或許成為一個支撐肌肉的位置，一開始在掠食功能，爾後則在飛翔期間得以移動前肢而得其功。
在骨盤部位，較多的椎體增加到腰帶之上，而恥骨改變其方位。在最早的獸足類恐龍，一如大部份其它爬行類，恥骨指向下方與前方，而後則開始指向直下方向並向後延展。最終，在鳥類中較始祖鳥更進階的原古鳥類，恥骨成為平行於坐骨發展，向後方發展的恥骨就位在腰關節窩之下。這樣改變，倒底是否具有任何得益之處，我們依然未知。但事實是，這些特徵對於鳥類與其它合尾類恐龍而言，是獨特無比的，徵顯了它們共同的起源訊息。
最後在獸足類恐龍整個演化歷程中，尾部逐次改變更短小並且更加堅實，使其在奔跑過程中提供做為一種平衡的器官，有些類似於現生的奔走型獸類一般。布朗大學的史帝文．蓋西驗證了這種尾部的變遷與其它改變在功能上是平行發展的；尾部做為後肢肌肉附著固定點而言越形不重要了。骨盤取而代之那種功能，同時在手盜龍類中，那曾經拉扯後肢向後方的肌肉已經主要在控制尾部了。而在始祖鳥之後的鳥類，這些肌肉已經慣於調整具羽毛的尾部，用做協助飛行之功能。
總結而言，許多以往被認為是鳥類創生的許多獨特骨骼構造上特徵─例如輕盈、中空骨骼，碩長的前肢，三指的前肢以第二指最長，願骨構造，指向後方的骨盤，以及修長的後肢伴生三趾足部─這些在鳥演化之前早已經存在於獸足類恐龍中了。這些特徵，一般而言不像在鳥類，它們具有不同的功能，僅在爾後的演化過程中任選為飛翔，及其它具特殊性鳥的功能，而最終包括了樹棲的生活方式。
針對鳥類起源於恐龍的諸多證據，並不僅僅侷限於骨骼構造而已。最近在蒙古與美國蒙它拿州有關於巢穴地點的發掘顯示，有些鳥類的生殖行為是起源於非鳥類的恐龍系譜。這些獸足類恐龍並非一次產下整窩的蛋，像其它大部份爬行類的行為。反而，它們逐漸填滿整巢，一次產下一或兩個卵，一如鳥類，它們可能花費幾天的時間才完成產卵行為。最近，在蒙古發掘到白堊紀的獸足類偷蛋龍骨骼，它蹲伏在一窩蛋上面。這隻恐龍顯然是處在保護這窩蛋（一如鳥類行為）的困境中，被掩埋並保存下來的。這個發現是極其諷刺的，因為偷蛋龍的命名意味著偷取恐龍蛋，最初被認為是惡名昭彰的傢伙，而非是仁慈的護持著蛋。即使獸足類恐龍的蛋殼構造，也顯示了僅在鳥蛋中存在的細微構造模式。兩者蛋殼包含了兩層的方解石層，一層是結晶形反斜方晶系，而另一層則是海綿組織狀的（較不規則且多孔隙的）。
當其它特徵已先後被證實不僅僅存在於鳥類系譜中，而獨一我們可能想像中是鳥類才具有的特徵，那就是指稱羽毛一直被突顯視為鳥類獨享的一種卓越無比的特徵。然而，一些引人入勝的証據，似乎指引了即令羽毛也是在鳥類崛起之前就演化出現的了。
就在1996年與1997，中國北京地質博物館的紀強與紀蘇安（Ji Shu’an），發表了一篇有關於發掘於遼寧省侏羅紀晚期或白堊紀早期的兩件化石動物。一隻是似火雞大小的恐龍，命名為「中國始翼龍」，於其背部以及體表具有緣飾、絲狀纖維的構造。這種位於皮膚表面的構造，或稱「體被或外皮」（integument），或許就是羽毛的前身。但是這件化石標本全然並非鳥類。其骨骼構造或許與獸足類的細顎龍有親緣關係，這與鳥或任何其它堅尾類恐龍不是特別近親。
第二件標本，命名為「原始祖鳥，Protarchaeopteryx」，顯然具有短而真正的羽毛覆蓋在體表。同時具有較長的羽毛直接接觸在其尾端，初步觀察認為這件化石是為一種手盜龍類獸足亞綱的恐龍。它是否屬於真正鳥的這支，要等待更進一步分析與描繪。然而，至少中國的最近發掘顯示了，演化出羽毛的祖先型構造可能在鳥崛起之前就出現了，而且幾乎肯定是在鳥開始飛翔之前就已經創生存在了。而其原始的功能倒底是為了隔離絕緣、展現裝飾或其它功能則尚未明瞭。
鳥飛翔的起源
鳥的起源與飛翔的起源是兩件獨立、雖然可能相互關聯的問題。羽毛發生在飛翔起源之前，其存在或許是為了其它的功能，而始祖鳥或許並非最早的飛翔獸足類，雖然截至目前為止，我們依然沒有發掘到比始祖鳥更早的飛翔祖先型存在。對於鳥類祖先型中，飛翔如何肇始，倒底我們理解了那些？
傳統上，有兩種相對應的假說並存。一個是“樹棲的”假說，認為鳥類的祖先型開始於藉著攀爬至樹梢，而後伴隨初始羽翼滑翔而下的飛行。樹的高度提供了對著手於飛翔一個絕佳的起始點。而與時遞變，當羽翼逐漸成為更形壯大，拍打式飛翔演化而出，鳥最終成為了翱翔天際的完全征服者。
這個假說具有直覺上想當然爾的意義，但有不少困擾存在。始祖鳥及其手盜龍類親緣並非明顯的樹棲適應者，比方說足部具全然適應於抓握構造。或許，它們有些能夠攀爬至樹梢，但沒有讓人信服的証據顯示，始祖鳥會攀上樹梢然後以前肢飛行。而在侏羅紀晚期，始祖鳥生存繁盛時，沒有樹型是高於幾公尺以上的。即令這隻動物會攀爬樹枝，這與樹棲或滑翔能力並非同義的。大部份小型動物，即使一些山羊與袋鼠都能爬樹，但這並不意味著它們是樹棲者。另外，始祖鳥不具特殊的滑翔特徵，例如聯繫於前後肢之間的一個寬廣的薄膜構造（一如飛鼠）。
相對於此，“地棲奔行”的假說，則認為小型恐龍，於地面上奔行並且伸展其前肢。當捕捉獵物昆蟲時，用以平衡，或者用可能用以避開掠食者而跳躍於空中。即使最初始的附著於前肢羽毛，得以延展至前肢的表面，以稍為增強騰昇能力。而較大型的羽毛則驚人的得以增強其騰空功能，直到飛行這一功能逐漸獲得。當然，昇騰至空中並不意味著提供了肇因於自樹落下而產生的加速度；一隻動物必得奔跑足夠快速以便騰空而起。更進一步而言，某些小型陸棲動物得以奔行達到極高速。
這個地棲奔行的假說，更因為鳥類最近親的獸足類祖先型乃陸棲型，而更形強化其說法。而它們都具有高速騰空而起速度上的特徵：比如它們是小型的、活躍、敏捷、輕盈建構、碩長四肢，並且都是絕好的奔行者。而又因為它們都是二足式，其前肢是得以自由演化出拍打的飛行功能，而這在同一時期其它爬行類則是極難於達成的。
雖然目前手中證據是撩人的，或許樹棲的與地棲奔行的假說都非極端正確。較可能的是，鳥類祖先型是綜合了離地而騰空與利用高處（例如山丘、大型巨石上，或者傾倒樹幹）滑行而下的雙重優勢。它們或許並未曾攀爬樹梢，但是它們或許曾利用在棲地中任何可能的物體，以有助於飛行。
針對於地棲或者樹棲議題的較關鍵性重點在於，「飛行拍打式」演化的問題。這種上下拍打的起始，不僅僅在於那種滑行動物經由其翅膀在空中移行而得以騰昇（比方螺旋漿一般），而更進一步，這種推力得以讓一隻上下拍打的動物往前移行（而在飛機，其騰昇與推力的“器官”，相對的是分別歸屬於飛機翅膀與噴氣引擎）。在鳥類與蝙蝠中，翅膀中手的部位產生了推力，而其它部位的翼則提供了騰昇的功能。
英國布瑞索大學的瑞芮教授在1970年代晚期發表了系列論文，指出鳥與蝙蝠向下與向前拍打的推力，提供了一系列像甜甜圈形狀的旋渦，增進飛翔動物向前的動力。而1980年代，帕丁與高戛爾教授證實這種移行產生的旋渦在鳥類中是具有同樣行為──即前肢的側向曲伸──早已存在於手盜龍類中恐爪龍與迅掠龍及始祖鳥中。
一如先前提過的，最早的手盜龍類必然利用這種移行方式以便掠取獵物。在始祖鳥與其它鳥類出現之前，肩帶關節已經改變其角度，從向下並向後轉化成向側翼方位。這種角度的轉換，勢必將前肢的運動從一種捕獲獵物型式轉型成一種拍打式的飛翔型式。從阿根廷新近所獲取的證據顯示，最親緣於鳥類的手盜龍類（最新發掘的恐龍，命名為Unenlagia）早已經向外側轉化角度，以致得以形成此種拍打的功能。
最近，根據哈佛大學金肯斯與布朗大學苟斯洛教授的研究顯示，更多有關於願骨在飛翔中角色與有關拍打飛翔如何達成的問題。有些現生鳥類的願骨是形同介於肩帶中的一個間隔物，在飛行拍打期間，使得擴散的能量得以貯存起來。相對於此，第一隻鳥的願骨可能不那麼具有彈性，而其主要功能或許僅僅是固著前肢的肌肉而已。同樣明顯的，這些肌肉大部份負責旋轉並提昇羽翼，當時回收的飛行拍打可能尚未達到現代位置（於始祖鳥及其它最早期鳥類中）。因此，那些早期鳥類或許並非特別精於飛行者。但無需很長的演化時間，或許僅僅幾百萬年之間，鳥類就獲取了較佳掌控飛翔所需的器官構造。
始祖鳥之後
1990年之後，有關白堊紀鳥類的化石，較之前一個多世紀的發掘，超過達三倍之譜。這些嶄新而豐富的化石標本──分別發掘於西班牙、中國、蒙古、馬達加斯加與阿根廷地區──有助於古生物學家釐清始祖鳥之後，早期鳥類演化的真象。這包括了它們如何獲致一個大加改善的飛翔系統。根據多位學者的仔細分析，推測鳥類極其迅速的發展出各式體型大小，形狀模式以及運動行為（從潛水型到不飛的地棲型），並且在白堊紀時期呈現了繽紛多樣性，一直到六千五百萬年前白堊紀結束而告終。
假想經由一個白堊紀早期森林的一趟觀察鳥類之旅，可能極不類似於今天的一趟旅遊。這些早期鳥類或許大部份時間嬉戲於林間，而且能夠棲息於樹梢，但是沒有任何證據顥示，最早的鳥類是在樹梢營巢，具有遷徙能力或者具有複雜的鳴聲。也不像現生鳥類餵養幼鳥到成體大小，或者像現生鳥類一樣成長的那麼快速。科學家僅僅能夠想像這些動物大概是什麼模樣。然而，無疑的它們長像多是奇特無比，伴隨著具鉤爪的指以及在許多情況下，具有滿嘴牙齒的喙。
然而，架構在皮膚之下，於白堊紀早期，一些骨骼的構造明顯的成為較具鳥類模樣，得以讓它們嘗試自由飛翔。許多前肢與腰帶的骨骼癒合，提供了強化的骨骼以便飛行。胸骨成為寬廣而發展出突棘，位居胸部中央部位，以便飛行的肌肉貼附其上。前肢更形碩長，而顱骨與椎體更為輕盈，且更形中空。尾椎成為一系列短小的自由斷片，最終成為一個癒合的殘存組，並掌控了尾翼。而小翼羽，就是指鳥類羽翼中那些主要在低速時飛行控制的翼，則初次登台，一如那碩長的第一趾用以抓握功能。
由於早期的鳥類得以飛翔，它們必然較那些“冷血”的爬行類，具有較高的新陳代謝速率。至少它們得以製造出為了飛翔所需的熱與能量，無需依存於環境加溫。然而，它們或許不像現生鳥類般為全然溫血型動物。它們的羽翼除了協助飛翔的功能之外，或許也提供了一種量度隔絕的功效──就像是羽翼的祖先型構造能夠在非鳥的祖先型獸足類中，得以提供保存熱與能量一般。這些鳥類可能不如現在鳥類能夠飛翔那樣遠或者那樣強而有力。
大約五千萬年之後，另一趟假想觀察鳥的森林之旅可能依然能夠尋獲非常原始型鳥類系譜的代表性成員。然而，在其它鳥類系譜中，或許已經出現了現生鳥類的早期代表份子。最近研究發現到至少現生鳥類的四個主要系譜──包括了岸邊鳥、海鳥、潛鳥、鴨類與鵝類的古老親緣──早已在白堊紀結束的幾百萬年之前就已經活躍存在了，而嶄新古生物上與分子生物學上證據則指出，其它現生鳥類的先驅者也依續登上演化舞台，先後出現了。
大部份在白堊紀演化而出的鳥類系譜，多在那個世代結束時全然滅絕掉了，即令沒有任何證據指出它們是瞬間驟然消逝殆盡的。研究學者可能永遠無法確定了解這些鳥類的消逝是經由後繼者所取而代之所致；或者經由環境的大災難被獵殺；或者僅僅肇因於無法適應於它們生存世界中的持續變遷所致。然而，不具有任何合理的存疑指出，所有那些不論是現生或者滅絕的鳥類都是一群小型、食肉型獸足亞綱恐龍的後裔，一如赫胥利在一個世紀之前就先知卓見的洞悉結論所言。事實上，現生鳥類充其量不過是小型，具羽翼，短尾的獸足類恐龍罷了！
原載「科學美國人」期刊，1998年二月號
偏光顯微鏡下的岩石世界
文．圖／鍾坤煒、何恭算
也許您曾經上過山，觀看過雄偉巍峨的峽谷峭壁；也許您曾經造訪秀麗的海岸，讚嘆造物者的巧奪天工；多數人都會被這岩石所構成的壯麗美景所吸引，甚至撿拾一些美麗的石頭回去紀念，不過您是否曾經想過這些石頭是怎麼形成的？這些看起來不怎麼起眼的岩石，可能蘊含著地球壯麗奇景的形成及其演化的奧祕嗎？讓我們一起進入微觀的岩石世界去一探究竟。
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圖1. 台東市富岡小野柳沈積岩互層堆積 |
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圖2. 澎湖桶盤嶼柱狀玄武岩 |
圖3. 中橫天祥慈母橋附近大理岩與綠色片岩形成的小褶曲 |
一、岩石野外觀察與採集工作
想要進一步了解地球的形成和演化，就必須實地去接觸地球，也就是到野外去觀察及收集一切有關的地質資料，稱為野外工作（Field work）。在地球表面所看到的固體是岩石和土壤，構成這兩種物質的基本顆粒都具有一定的化學和物理性質，這就是礦物，換句話說岩石和土壤都是礦物的集合體。
常見的岩石有火成岩、變質岩和沉積岩等三大類（圖1∼3），是組成地殼的主要物質，在野外主要依據岩理（Texture）和礦物種類來鑑定岩石。其中岩理表示礦物顆粒間的關係：包括大小、形狀及排列方式，可以指示岩石形成時的自然環境與可能成因。所以在野外實地觀察紀錄後，將需深入了解的岩石標本進行採樣（注意必須是未經風化的新鮮岩石），帶回實驗室中利用各種儀器進行分析與研究，其中一種方法是將樣本製作成岩石薄片（thin
section），然後放在偏光顯微鏡下觀察其形態、構造及礦物組成等性質，並可利用礦物的光學特性來幫助礦物類別的鑑定。
二、實驗室薄片製作
岩石為了要在偏光顯微鏡下觀察，首先必須夠「薄」，薄到光線可以穿透標本，一般的標準薄片厚度為 30 μm，相當於0.003公分。由於光線透過礦物時的速度因種類的不同而異，因此，我們可以利用礦物本身的光學特性，作為礦物鑑定的一項重要依據。
實驗室製作薄片除了靠靈巧的雙手外，還需要依賴精密的儀器作輔助，才能達到既快又好的效果。以下就介紹實驗室製作薄片的幾個步驟：
1. 切割：將野外所採集的岩石標本，先選取新鮮未風化部分，再用鑽石鋸片切成符合玻片的適當大小。由於鑽石是目前硬度最高的物質，為了切出各種硬度不同的岩樣標本，實驗室中鋸片和研磨用磨盤均鍍上鑽石。
2. 磨平：把切好的岩樣標本與要膠著的玻片，分別以#600∼#1000的碳化矽粉末（Silicon
carbide powder）研磨，使岩樣切面成為光滑之平面。檢查切面是否平整光滑，可將岩樣面向光源，觀察其反射是否良好來判斷。
3. 上膠：將處理完成的岩樣以環氧基樹脂（Epoxy）黏著於毛玻璃上，注意上膠前需將接觸面以酒精清潔，且在上膠時岩樣與玻璃之間不能有氣泡產生，以免影響切片時的黏著強度。上膠後置於固定平台（Bonding
jig）上，並以50℃低溫烘烤約6∼8小時，以便固結、硬化。
4. 切片：待膠硬化後將標本置於薄片切割機（Petro-thin）上切割並磨成100∼150μm的厚度，因為切割機轉速過快，所以無法切磨成太薄的標本。
5. 研磨：以測微器定出標本厚度，再把100∼150μm厚之岩樣標本利用真空原理固定在真空吸盤上，然後直接在薄片研磨盤（Lapping
plate）上研磨至標準厚度30μm。
6. 拋光：標本若要做微探成分分析，則需將薄片分別用0.3∼0.05μm的鋁粉拋光液進行拋光。
由於岩石具剛性，所以上述製作過程是將標本先固定在玻片上再切薄，此與生物切片先切薄後，再固定於玻片上的程序剛好相反。
三、偏光顯微鏡下的觀察
我們都知道要觀察物質的細微結構必須透過顯微鏡，一般的顯微鏡構造較簡單，在鏡台下利用反射鏡凝聚光線並反射到觀察物內，再以不同放大倍率的目鏡和物鏡經對焦後便可清晰觀察標本。但偏光顯微鏡就複雜多了，在其鏡台下有一偏光鏡（polarizer）和一個聚光鏡（condenser），鏡台以上的鏡筒裡還有一個上偏光鏡（analyzer）。簡單來說由於光波的震動方向與其前進方向垂直，利用偏光鏡可使普通光線變成單一震動方向的光線，就是所謂的偏光。利用偏光透過岩石薄片就可以觀察到礦物內部細微結構，並藉由礦物的各種光學特性，作為鑑定礦物所屬種類的重要依據。
在偏光顯微鏡下可觀察到礦物的晶形或集合體（如粒狀、針狀、放射狀、板狀、纖維狀....）、解理的發達與否、單偏光下礦物的顏色和多色性（旋轉鏡台所產生的顏色變化）、折射率的大小，以及對某組解理的消光角和單光軸、雙光軸等干涉像等特性。透過顯微鏡不僅可以看到岩石的細微構造，在偏光鏡下的礦物（特別是交叉偏光）猶如另一個彩色世界，瑰麗多變，是一般人不容易接觸的領域，圖4∼11即是在偏光顯微鏡下各種不同種類的岩石薄片，也許在驚艷之餘，下次出去野外時，就能對自然大地多一分親切的了解與關懷。
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圖4. 玄武岩為基性岩漿噴發所成的熔岩流凝固而成。圖中白色長條狀礦物為斜長石，綠色和橙色柱狀礦物為斜輝石（2.74
×1.78 mm） |
圖5. 安山岩係由基質與斑晶共同構成。照片中央呈灰色者為斜長石斑晶，因晶體成長時，成分發生改變，所以具有環帶狀構造（4.38
×2.85 mm）。 |
圖6. 花崗岩屬於粗粒的侵入火成岩，以石英、長石和雲母為主要礦物。圖中呈黑白相間條紋構造（又稱聚片雙晶結構）的礦物為斜長石，彩色礦物多為黑雲母（4.38
×2.85 mm）。 |
圖7. 橄欖岩屬於粗粒的基性火成岩，通常由橄欖石、直輝石、斜輝石和尖晶石或石榴子石所組成。圖中橄欖石呈約120°的三連結點分布情形（2.74
×1.78 mm）。 |
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圖8. 輝石岩內的主要組成礦物包括彩色的斜輝石和黑色的石榴子石（4.38
×2.85 mm）。 |
圖9. 砂岩為常見的一種沈積岩，主要由石英和長石等淡色礦物所組成，偶而也可發現少量的岩屑（4.38
×2.85 mm）。 |
圖10. 生物礁石灰岩（Reef
limestone）是由珊瑚、有孔蟲、貝殼、藻類等生物遺骸堆積而成。圖中多數呈長條狀者為大型有孔蟲，左側則可發現珊瑚遺骸（4.38 ×2.85 mm）。 |
圖11. 片岩為常見的一種變質岩，具有葉理狀岩理為其特徵。圖中彩色細長條片狀白雲母平行排列，白色至淡灰色粒狀石英則呈透鏡狀聚集（2.19
×1.43 mm）。 |
資料來源：國立自然科學博物館簡訊(91.10)
國立台灣大學地質科學系簡介
原載於國立台灣大學地質科學系網頁
地質學是一門研究地球組成結構與歷史的科學，研究的時空範疇十分久遠與廣泛。故本系師生雖立足於幅員不大的臺灣，但常保持 “就地工作，思索全球”的胸懷；舉凡地層演變、生物演化、地表與地下作用、以至全球板塊的聚合與分離運動，皆是研究的重點。尤其對於可供預測未來地球環境演變的古環境研究，提供臺灣永續發展建設所需的工程地質與水文地質研究，以及與人類未來生活關係密切的全球變遷研究，更是不遺餘力。
『刻苦耐勞』是地質學者的座右銘。工作上，隨時隨地要有準備背起簡單行囊，拿起工具，上山下海在各種的環境下從事野外地質調查；因地球演變的訊息與資料皆儲存於岩石中，如何從野外岩石記錄中讀取所需的資料，更是一大挑戰。例如：為了瞭解臺灣中央山脈的形成年代，地質前輩們蓽路襤褸、披荊斬棘、深入中央山脈踏勘採樣、尋求問題的解答，其辛苦的程度是外人無法瞭解的。
地質科學系系館座落於原舟山路旁，具有獨立的庭院，新舊不同時期前院臨舟山路之圍牆維持約30年。2000年舟山路收歸為校內道路後，空間上從此與原有之校園本部更為融合。舊樓後館為日據時代所建，館內三樓有一陳列室，收藏自建系以來所收集及研究用的標本，雖受限於空間，無法陳列所有收藏品，但仍依稀可見豐富的館藏，尤其是臺灣本地的礦物、岩石及化石標本。其中最具代表性的北投石，是唯一以臺灣地名命名的一種礦物。後館後面的陶瓷實驗室也是本系的另一特色，除了探討黏土礦物的化學及物理性質外，實際讓學生動手製作陶藝作品，從實作中瞭解黏土礦物的性質，以及培養人文藝術的修養。系館前院兩棵活化石樹–銀杏和水杉，是日本人送給本系林朝棨.教授，原本種植在總校區後還移植本系，提供研究植物等相關科系的教材，也讓地質系的學生認識生命的不朽。
地質科學系為臺灣大學創校理學部四科系之一，其傳統特色即是為國家社會培育礦產資源探勘，以及探究各種地質現象奧秘的人才。之所以歸屬理學院，主要因為地質資源的探勘及地質現象的分析，需要利用各種科學與技術，故而與理學院中其他各系有著密不可分的關系，彼此間互動頻繁且。由於此項傳統，地質系多年來對於院內與校內各種事務熱心參與，本系故中央研究院院士阮維周教授及陳正宏教授，曾任理學院院長，陳正宏教授又曾榮任臺大副校長。是本系開放且樂於服務系風的最好說明。本系早已體認進入二十一世紀後，人類對於環境的保護及關心，與對地球資源的渴求同等甚至更為重視，因此數年前即積極轉型，不但延聘了多位環境科學的專家來系任教，並在研究所成立應用地質組，希望能配合「全球變遷」，及「環境保育」等世界性的研究課題，使本系的學術研究與全世界契合，亦使未來學生的工作能與所學相結合。然而對於傳統地質學如岩石成因、地體構造，或是資源探勘的研究也未曾放鬆。與國外著名大學或研究機構，亦有密切教流與長期合作，經常於國內外著名學術期刊發表論文，足見本系在地質科學研究領域承襲傳統與開創新局皆有長足進展。
教學研究
本系研究地質科學並培養學生對地質科學的知識與興趣，以繼往開來從事地質調查與研究為目標。地質科學運用物理、化學與生物學等方面的知識與方法研究地球的組成及各種內、外營力的作用及演變歷史。從物質的種類、性質、生成機制、以至形成後所受變化之歷史，都是了解的對象。時間因素對探討地質問題非常重要，所以須設法精確測定地質年代。
通常利用放射性元素來測年或根據化石來劃分地質時代。地質時代從古到新，地殼活動帶與穩定帶的分佈會有變化。自新生代以來，阿爾卑斯山、喜瑪拉雅山及環太平洋連亙的島弧與山脈是主要的活動帶，地質作用速率比別處快，位在此帶上的臺灣也正進行一埸活躍的造山運動。
我們對自己所在的地球及其各種自然力的運作所知仍少。作用於地球的自然力可分為內營力與外營力，前者來自地殼內部熱量之作用，後者來自太陽熱力的作用。內營力引起岩圈板塊的相對運動，山脈的形成常是最引人注意的題目。我們雖知道大山脈曾為地表活動帶，被擠壓成山，逐漸進入穩定狀態。但這只是認識其粗略的過程而已。山脈如何抬升、如何擠壓褶皺、如何形成岩漿及各造山現象時空彼此的關連與影響等細節，尚未充份的了解。另一方面，對外營力引起的氣候與地表變化，尚有許多未明之處。二十一世紀人類面臨環境變遷的壓力，卻仍沒有足夠的知識尋得根本的解決方法，導致人類對未來前途憂慮與惶恐。
地質科學知識的探索是我們瞭解與利用立足之地的必要途徑。本系除了學理探討之外，也重視地質科學的實際應用。早期大學部曾分為地層古生物組與礦物岩石組，舉凡地層、古生物、岩石、礦物、礦床、構造與地史都是研究的對象。因本島為新造山帶，地勢高峻，地震與土石流等地質災害經常發生，故本系也重視應用地質方面的教學與研究，包括新地體構造地質、工程地質、水文地質、環境地化及應用地形等領域，不再拘限於傳統地質學的範疇。一九九三年開始，本研究所分設傳統地質組與應用地質組。近年國際全球變遷研究普受重視，東亞古季風與古氣候的研究，包括數輪氣候學、湖積物、孢粉化石與古海洋等研究正積極進行中。同時近年也進一步擴展至對東亞地質的研究。簡言之，本系教學與研究目標約可概括為三大項:
ㄧ、延續地質科學中重要理論的探討。例如火山作用、成岩作用、板塊運動與造山作用模式等。
二、研究本島地質並與社會需求結合，包括工程地質、材料(黏土、礦物乃至合成礦物、奈米材料等)、環境地質、石油地質、新地體構造與地震地質等。
三、參與國際大型研究計劃。例如古全球變遷研究、國際海洋鑽探計劃等。
本系致力對臺灣及鄰近地區的地質進行調查研究，並利用臺灣之地質特色，探討國際學界關心的前沿問題。由深刻的研究所累積的知識構成教育的活水源頭，本系仍將為我國培育地質科學新血輪而不斷努力。
未來發展
本系自一九四八年出版國立臺灣大學地質學研究報告(Acta
Geologica Taiwanica)，至二○○一年已出版33期。本系師生之研究論文亦佔中國地質學會會刊(Proceedings of Geological Society of
China及其後改為Journal of Geological
Society of China，二○○一年改版為Western Pacific
Earth Sciences)之相當大比例。本系之研究成果可由各教師之著作目錄看出概況。
地質科學的研究雖以固體地球為主，但探討之課題牽涉甚廣，上至天文，下至地函，可以用「上窮碧落下黃泉」來形容。故本系與大氣科學系、海洋學研究所、地理學系、土木工程學系、動物學系、植物學系、醫學系、森林學系、農業工程學系及全球變遷研究中心等均有密切之合作關係。
本系除了與國內之地球科學學術單位，如各大學，中央研究院、博物館等有密切互動之外，與國內之相關地質、礦業、工程等公、民營機構，如經濟部水資源局、中央地質調查所、礦業司、內政部營建署、環保署、國道工程局、臺灣省礦務局、水利處、中國石油公司、臺灣電力公司、工業技術研究院能源與資源研究所，以及各大工程顧問公司等，有相當密切的互動關係。一方面接受相關機構的委託調查、研究，一方面培養專才至這些機構就業，對國內的區域地質、礦產調查與開發、工程建設、水資源開發與保育、環境保護等皆有重要的貢獻。
本系一直是國內重要的地質學研究與教學單位。早期畢業生絕大部份出國留學，畢業後在國外大學或研究機構繼續任教、研究，或在私人公司﹝尤其是石油公司與礦業公司﹞就業，表現皆極傑出，使得本系享有極佳的國際聲譽。自約一九七○年之後，大學畢業後留在國內繼續深造或就業的人數比例逐漸增高。同時隨著國內在工程地質、水文地質、環境地質及全球變遷研究等方面人才的需求，本系的課程亦做相應的調整，畢業生的出路亦擴展而且多樣化。國土基本地質的瞭解、礦產的探勘與開發是地質專業，其重要性與出路自不待言。由於重大國土建設工程，如交通、水庫、核電站、工業區開發、山坡地開發、海港建設、河川整治、核廢料處置場址的選擇等皆與地質密切相關，故工程地質人才是一大就業市場。臺灣地區(包括離島)水資源漸感嚴重匱乏，水污染及地下水超抽引起地盤下陷等環境地質問題日趨惡化，故地表水與地下水的調查、研究、近年提供了不少畢業生的就業機會。
全球氣候變化與海水面上升這些全球環境變遷的問題，是近年來全球矚目的研究焦點。包括陸上與海洋的古全球變遷研究，亦是本系教學、研究的重點。這些學科的畢業生出路大多往研究機構。臺灣地處環太平洋地震帶，地震常導致重大災害。有關活動斷層以及地震防災方面的研究，日顯重要。未來在政府機關及許多研究機構將有愈來愈多的就業機會。
本系畢業生除從事地質專業相關之教學、研究與實務工作之外，憑著紮實的科學訓練與其他領域的多方涉獵，在社會上的各行各業都有極為成功的表現。舉例而言，美國國家科學院院士及我國中央研究院院士的毛河光博士、中研院院士鄧大量博士、前考試院考試委員王執明教授、行政院大陸委員會副主委林中斌博士、中央地質調查所所長陳肇夏、中國石油公司副總經理謝世雄、臺灣電力公司處長高呈毅與高而遜、年營業額數百億的致福電子公司江英村董事長與前臺北市議員闕河淵等。地質科學所研究的長遠時間與廣大空間，提供了大視野與綜合邏輯思考的環境，只要發揮個人的潛能，地質系畢業生的出路是廣闊的，成就是輝煌的。
資料來源：http://www.gl.ntu.edu.tw
地震前兆之化學性監測
楊燦堯、宋聖榮、陳正宏、劉聰桂
國立台灣大學地質科學系
一、前言
地震，是目前人類已知的自然災害中，最無法預測和掌握者。翻開過去人類所遭遇過的地震災害，如東京大地震、舊金山大地震、唐山大地震、墨西哥大地震、以及最近的神戶大地震，所造成人類生命和財產的損失，是其他自然災害無法相比的。
台灣位於歐亞大陸板塊和菲律賓海板塊的交接處，由於兩板塊的相互作用，使得台灣地區的地殼活動特別活躍，斷層活動所引發的地震也特別多。翻開台灣過去地震所造成的災害，尤其是最近的921集集大地震，造成國人生命和財產極大的損失，都是令人觸目驚心、活生生的例子。近年來，由於經濟的發展和科技的進步，以及民眾對於災害的深刻體認，政府已在國科會成立“防災國家型研究計畫”，結合各相關部會大力推動災害的研究，最終希望能建立預警系統，把自然災害減到最小。
地震雖是破壞性極大的地質災害，若能在地震來臨之前有所預測，使國人預作準備，則可望把災害減到最輕。以往國內對此一地質災害之監測與預測的研究，大都利用地球物理的方法（如全台地震網的設立），甚少利用流體（水和氣）地球化學的方法。由於地震在即將發生前，通常都會有一些物理的或化學的前兆，若我們能結合地球物理和地球化學的方法，同時來監測這種地質災害的前兆，必能收集到更為可靠的資料，作為可能發生災害的預警。由許多成功的案例，顯示地球化學的異常變化，確實可做為斷層活動與地震的前兆。
台灣島上具有從事這些研究的有利條件，如：地震與活斷層多，溫泉、自噴地下水井、受壓含水層、泥火山多等。因此經由野外調查研究，朝自動化採樣、自動化分析、監測的方向發展，選定適當的地點設立地震地球化學觀測站，進而建立站網，是地質與地球物理方法之外，從事台灣之活斷層及地震防災基礎及應用研究重要的一環。
二、利用流體成份變化監測地震活動
在監測及預測地震活動的方法中，地球化學變化常可提供有用的地震前兆訊息。這些大部分與熱水作用相關的流體成份異常，一般歸之於斷層活動過程造成的地下流體（水與氣）循環系統的改變而導致的這些流體的混合作用。
據Dobrovolsky et al.（1979）之研究，在大地應力作用下，即將發生地震的震源區會形成一個震前岩石變形破裂帶。假設此變形帶為一個以震央為中心的圓，其應變半徑（ρ）與地震規模的關係為：
由此估算，一個規模M=5的地震，其應變半徑可達約140公里；規模M=6的地震，應變半徑約380公里；規模M=7的地震，更可達630公里以上。因此適當選擇有較深循環的地下水與氣系統，常可有機會反應出地震前兆。而地震前兆出現的時間，一般與測站距震源的距離成反比關係。
地震學者經過長期的觀察研究，歸納得知地震發生可能的五個步驟為：（1）板塊擠壓，地殼累積彈性應變；（2）地層發生膨脹和發展微裂隙；（3）斷層帶上有流體侵入和變形；（4）發生地震；（5）餘震後地殼應力突然陡降(Bolt,
1999)。一般而言，在前三個步驟的地震孕育期中，地殼或多或少可能會有一些徵兆的發生。若能對這些前兆的發生有所了解及掌握，則對於地震的即將發生，可能會有所知曉。這些徵兆包括地球物理的前震和地形變，以及水文地球化學的變化，如流体可能發生的物理性質異常包括有：流体的酸鹼度(pH)、氧化還原勢(Eh)、溫度(T)、導電度(conductivity)和地下水位等；氣体成分的異常包括有：氫(H2)、氦(He)、氮(N2)、氧(O2)、氬(Ar)、汞(Hg)、氡(Rn)、甲皖(CH4)、硫化氫(H2S)和二氧化碳(CO2)等；流体成分的異常包括有：鈉離子(Na+)、鉀離子(K+)、鎂離子(Mg++)、鈣離子(Ca++)、二氧化矽(SiO2)、氟離子(F-)、氯(Cl-)、碳酸氫離子(HCO3-)、碳酸離子(CO3-2)、硫酸離子(SO4-2)等。氣体和流体同位素的異常包括有氫、氦、氧等同位素(Barsukov
et al.,1985)。
一般說來地震造成地下水化學變化異常的機制可以有下列五種可能性(Thomas, 1988)：
1.
超音波震動（ultrasonic vibration）：一些依附在岩體表面鍵結力比較弱的元素，可能會受到超音波的震動而脫離岩體，進入地下水中。
2.
壓力改變造成溶解度改變（pressure sensitive solubility）：因為壓力增加造成溶解在水中物質的溶解度上升，進而改變水中的離子濃度。
3.
孔隙塌陷（pore volume collapse）：因為應力增加，導致顆粒間的孔隙塌陷縮小，使得存在於孔隙中的水被排出；混入地下水系統中,造成地下水化學上的變化。
4.
裂隙增加反應表面積（fracture induced increases in reactive surfaces）：因為微裂隙的發育，地下水與岩體之間的新鮮反應表面積增加，加速了地下水和圍岩的反應速率，使得水中的化學成分發生變化。
5.
含水層的破裂和液體混合（aquifer breaching/fluid mixing）：由於微裂隙的發育，使得兩層或兩層以上孑然不同的地下水體發生混合，造成地下水化學性質的變化。五個機制中，含水層的破裂和液體混合是影響範圍最大，反應速度最快的，且其變化不一定造成濃度上升，也有可能會引發濃度下降的例子。
理論和實驗的結果顯示，上述中「含水層的破裂和液體混合模式」最能符合大部分地下水在溫度、溶解離子和溶解氣體濃度的變化；而「超音波震動模式」和「壓力改變造成溶解度改變模式」無法解釋觀察到的地化變化；「孔隙塌陷模式」雖可以解釋一些地下水和氣體化學的改變，但是仍然不確定能否應用在大規模流體地球化學異常的現象上。其他的地化異常，似乎可以用表面積的增加以增加反應速率，造成地化異常解釋，但是因反應表面積的增加而使得化學成分改變，需要較久的時間，不符合所觀察到短時間內劇烈的地化異常現象 (Thomas, 1988) 。
在地震孕育發展過程中，地下水體會因某些因素而改變其化學成分，提供研究可能監測斷層地震活動性的依據。這其中，與斷層地震活動性有關、影響地下水化學變化最深，最重要最迅速的，就是前面提到的第二階段，膨脹和發展微裂隙，以及第三階段，斷層帶上有液體的侵入和變形。圖一為一個簡單示意圖，來說明這個過程。
圖中兩層有顏色的地方，是含水層。平常的時候，兩個含水層並沒有連通，各成一個系統，圖中的井是指監測井，代表監測著含水層一。在地震發生的第二、第三階段時，可能會在兩個含水層中產生連通或不連通的微裂隙。如果有一些裂隙發展到造成兩個水體的連通，就可能會使監測中的流體成分產生變化。但前提是兩個含水層的水化學成分必須不同，否則兩個一樣的東西混在一起，我們還是無法偵測到它的變化。如果這兩個水體的化學成分不同，而又因為這些裂隙引發水體的混合，則有可能偵測到異常的變化，這是利用地下水體監測地震前兆的基本原理。當然並不一定這些裂隙會隨著地震的發生而癒合，在少數的例子中有可能會產生永久性的連通，而使得該層地下水體產生永久性的水化學變化，而混合的水體也不限定於特定兩層或三層，只要產生構成連通的裂隙，都會使得各水層發生混合的現象。
地下水中離子濃度異常，最常出現在四級以上的地震，諸如板塊內部的地震（如：中國大陸跟前蘇聯）、隱沒地帶的地震（如：日本），橫移斷層的地震（如：美國），都有地震地化前兆的報導，但異常現象變化趨勢和發生時間，都有很大的不同，如離子濃度可能會上升或下降，變化可能有幾個星期或是幾個月，或是只有短短的幾天。有一些研究例子顯示，地下水離子的濃度發生了永久的改變，或是同一系列的離子濃度一起產生變化，或化學異常的現象和水文的變化是一起發生的，這些觀察結果，顯示水體混合的模式，是最符合所觀察到地震地化前兆
的成因。
圖一：地震發生前微裂隙的發展並造成水體混合示意圖
源自於地殼深處之天然逸氣常有高於地表空氣之組成，而氡氣、氦氣、氫氣與二氧化碳等揮發性氣體易沿著活斷層逸散至地表而顯示出異常高濃度值；此特性除了可用於監測斷層活動以外，亦常被用來協助確認地表斷層構造之位態與分佈（如Fountain & Jacobi, 2000; Baubron et al., 2002）。位於活斷層上的一些有利測站，則有較敏感的成份變化，且經常與地震活動有明顯關連；這些“敏感”的測站通常沿著活斷層，特別是在二條斷層的交會或彎曲的地方，或一些構造上處於應變(strain)集中之處。
空氣中He/Ar、N2/Ar、CH4/Ar值（體積比）分別為5.6x10-4;
83.5; 2.1x10-2。在岩石圈、地殼、天然氣中之上述比值則遠大於空氣的比值，因此任何岩石或地層中儲存氣體的釋放，將可造成監測氣體中He/Ar、N2/Ar、CH4/Ar值明顯的變化（假設背景值為空氣比值），而成功地被廣為使用於地震監測。同時地球上自然界中之氦同位素比值亦有極大的差異，也提供了另一種有效判別氣體來源的方法之一。在地殼變動過程中，亦常引發供氣源區的異常，而造成斷層地震活動之前後，有異常的氦同位素值的異常變化，可以作為地震活動的前兆（Sano
et al., 1998; Italiano and
Martinelli, 2001）。
三、前人研究
有些地下水、油、氣的異常流量或壓力變化被認為是地震的前兆。在距離震央遠達數百公里的地方，多則達一年前，少則小於一天，就可觀察到地下流體壓力與流量的增減(Roeloffs, 1998)。設法排除大氣壓力、降雨及地下水或油的人工開發因素影響，地下水位及其他水文與物化性質仍然是極有用的地震前兆監測因子。
一般地震發生前後，地震發生地區地下水或自然湧出的溫泉水中的陰離子，如氟離子(F-)、氯離子(Cl-)、溴離子(Br-)、硝酸根離子(NO3-)、硫酸根離子(SO4-2)、和磷酸根離子(PO43-)等，常有異常變化，可供作監測地震的指示因子。國外監測成功的例子有：1976年中國大陸Ninghe地震(M=6.9)，硫酸根離子在兩個月前開始緩慢上升至地震發生；而氯離子則緩慢下降至地震發生(Li
et al., 1985)。1979年前蘇聯的Priissyk-Kul地震，在地震來臨前一星期，硫酸根離子和氯離子有一明顯的高峰質，持續約兩天(Barsukov
et al., 1979)。中國大陸1975年海城地震(M=7.3)和1976年唐山大地震(M=7.8)
，在地震發生前幾個月，氟離子有明顯的下降現象，且在地震發生後數月內有明顯的震盪( Li et
al., 1985)。1980年前蘇聯的Sultanabad地震，在地震前約半個月，氟離子有明顯的下降現象，然後持續震盪約20天候恢復原來的濃度(Barsukov
et al., 1979)。日本1977年到1984年間，共發生了八次地震，可明顯地發現在地震發生前或當時，氯離子都呈現降低的現象(Koizumi
et al., 1995)。日本1990的Izu-Oshima-Kinkai
地震(M=6.5)和Kanagawa-ken-seibu 地震(M=5.1)，在地震發生前硫酸根離子和氯離子的比例有明顯的下降(Igarashi and
Wakita, 1995)。1995年的日本阪神大地震(M=7.2)，在地震發生半年前，礦泉水中的氯離子和硫酸根離子都呈現緩慢的上升，至地震發生後約一個半月達最高，然後再急速的下降(Tsunogai
and Wakita, 1995; 1996)。1996年法國西部Pyrenees東部的地震(M=5.2)，在地震發生前約十天，顯示礦泉水中的氯離子濃度有明顯的增加，至地震發生達最高值，然後再急速的下降(Toutain
et al., 1997)。
在氣體法中，氡氣的異常是最早被用來作為地震前兆的地球化學方法之一，地下水氡氣的濃度早已有連續自動測定的設置（例如Noguchi and Wakita, 1977；Igarashi et al., 1995）。氡的噴氣作用和發生地震的關係之研究可追溯到1956年，但最先發現地震可以經由地球化學前兆成功地預報地震則是在1966年蘇聯的塔什干地震（M=5.3），之後在中國和蘇聯的地震預報工作便都廣泛的使用地球化學方法監測，亦成功地預報了若干強烈的地震。1970-1980年代，在美國、前蘇聯、中國大陸、日本及冰島等國家，即有國家型的計畫從事氡的地震監測計畫。而中國大陸也曾結合當地氡氣測定資料及其他前兆資料作為發佈地震預報的基礎。台灣在數年前亦有一些先期的試驗(Liu
et al., 1985)，惜因經費關係未能予持續發展；直到最近國內才又開始土壤氡氣之初步研究(Chyi
et al., 2001)。
除了氡氣之監測以外，Sugisaki (1978)測定了斷層帶流出水中氣泡的He/Ar值與N2/Ar值，在此期間發生了四次地震。其測定結果表明地震的發生似乎與氣體特性的變化有關係。由此研究他得出如下結論：氣體組成的變化靈敏地反映了引起地震的應力情況，這種變化也可以用來最為地震的前兆。對於一大地震，高比值（He/Ar和N2/Ar）持續的時間較長；在所有發生的地震是件中，He/Ar峰值的出現接先於N2/Ar值的峰值，可認為是氦和氮氣在通過鎮前映力所形成的毛細管裂縫時由於擴散速率不同所致，氦的遷移比氮氣更為迅速；與大地震對應的N2/Ar峰值的時間遲滯時間大於其他較小的地震。因此，根據N2/Ar峰值的時間遲滯時間和高比值持續的時間期限，甚至可預報地震發生的時間和震級。
在日本中部沿著斷層帶的一個礦泉，氣泡中之He/Ar比值偏高，顯示其為受應力擠壓而釋放的深源氣體（King,
1986）。經過為期15年的氣體含量監測，明確顯示在地震之前數月，氣泡中之He/Ar, N2/Ar, CH4/Ar比值在兩次大地震（其一為1984年 9月發生者，M=6.9，測站距震央50 km；另一為1995年1月，M=7.2，距220
km）有同時且突然的顯著下降（Sugisaki et al., 1996），而推論此乃因地震造成周遭環境流体的物理性質發生改變，而出現異常比值現象，故認為地表水中的溶氣含量比值為一可行監測地震的方法之一。
Italiano and Martinelli (2001) 報導了義大利亞平寧山脈中部之二氧化碳溫泉水在1997-1998年地震活動頻繁期間，有異常的冒氣現象，同時其氣泡氦同位素比值亦異常偏高，推論與地震發生前因為應力擠壓地殼產生為破裂而改變其流體滲透率（permeability）有關，並認為流體地球化學是研究由地震所引起之地殼活動很好的一種指標。1995年的神戶大地震是數十年來日本地區災情最嚴重的一次地震，雖然在地震發生前並無任何異常警訊發佈，可是在地震發生以後地球化學家卻馬上發現鄰近地區許多流體成份早於地震發生數天前便已有異常警訊，例如：地震發生前地下水中之氯離子與硫酸跟離子明顯異常（Tsunogai
and Wakita, 1995）；而9天前地下水中之氡氣含量有明顯異常（Igarashi et al., 1995）；Sano et al. (1998)則進一步發現神戶地震發生前後地下水中氦氣含量明顯不同；以上發現皆說明流體地球化學是研究地震前兆的一種重要工具，非常適合持續發展研究（King
et al., 1995）。
四、921地震以後台灣研究之現況
自921地震發生後，在國科會與經濟部中央地質調查所經費支持下，我們於台灣西南部地區選擇了幾處位於斷層鄰近地點，開始從事較有系統長期連續的流體地球化學監測計畫，而有了初步的結果。
（一）西南部天然逸氣氣體來源之探討
利用氦同位素比值（3He/4He）與Ne/He比值作圖（圖二），可以有效的區分開氣體樣品中主要三個端成份：ASW（飽和空氣之地下水）；C（地殼）；M（地函），分別所佔的比例。
由圖一中台灣西南部氣體來源端成份圖可以看出
（1） 中崙山壁溫泉（CL1）有最大分佈範圍，含括了三個端成份的區域，顯然必需要同時有三個端成份混合才得以解釋其成份變化。
（2） 而中崙地區其它的樣品（CL2, CL3, CL4）則都侷限於地函與地殼兩個端成份之間，且含有極高的地函端成份比例（60~90%）。
（3） 泥火山（WSD, MP, SKS）與水火同源（SHTY）之噴氣組成，則以地殼源氣體成份為主；
（4） 其中關仔嶺溫泉（KZL）亦有很大範圍的分佈，可以由約60∼80％的地殼源氣體，混合了約20∼40％溶於地下水之飽和空氣成份而成；此空氣組成並非源自於採樣時之空氣混染，而可能是溶解於地下水中之飽和空氣。
台灣西南部天然逸氣成份以二氧化碳與甲烷為主，此外含有少量氮氣、乙烷及微量的氦氣，若再進一步與氦同位素做圖（圖三、圖四），可以將氣體來源進一步區分為四種不同來源端成份：（1）含有飽和空氣之地下水（ASW）；（2）地函（M）：有高的3He/4He比值（>3Ra）、CO2/3He=1~2*109；（3）地殼源之甲烷氣（crustal
CH4）：有最小之3He/4He比值（<0.2Ra）、CO2/3He=1011~1013；（4）地殼源之二氧化碳（crustal
CO2）：有最小之3He/4He比值（<0.2Ra）、CO2/3He=1011~1013，及較低之氦氣含量與其它氣體逸氣通量。
由於台灣西南部地殼底下有多種不同氣體來源端成份，故而有可能因為地震活動而引起氣體成份之明顯改變。尤其中崙山壁溫泉、中崙濁水潭、關仔嶺溫泉之氣體成份明顯由兩個以上不同端成份混合而成，故而對於地殼活動可能較為敏感，適合進一步長期連續監測。
圖二：台灣西南部氣體來源之A-C-M端成份作圖。利用氦同位素比值對Ne/He作圖，可以清楚地區分出不同氣體來源端成份。其中ASW＝含飽和空氣之地下水成份；C＝地殼；M＝地函。（A）中崙山壁溫泉氣泡（CL1）；（B）其它泥火山、溫泉氣體（CL：中崙；KZL：關仔嶺；SHTY：水火同源；WSD：烏山頂；MP：高師大燕巢校區；SKS：月世界小滾水）。
圖三：台灣西南部氣體中氦同位素比值對二氧化碳作圖。
由此圖可以區分本地區不同的氣體來源端成份。其中水火同源天然氣（KZLW）與其他泥火山噴氣（未顯示於圖中）之氣體成份絕大部分以地殼源甲烷氣（crustal CH4）為主，侷限於小範圍並未受地震活動影響有明顯成份變化；而中崙溫泉氣（CL1）則以二氧化碳為主要氣體成份，配合氦同位素比值成份變化，可以將二氧化碳成份進一步區分為地函源二氧化碳（mantle
CO2）與地殼源二氧化碳（crustal CO2）；而中崙濁水潭氣（CL3）則由地函源二氧化碳與地殼源甲烷氣混合而成；至於關仔嶺溫泉氣（KZL）則受到地震活動有最大氣體成份變化，由921地震活動前以地殼源二氧化碳為主之氣體成份，於1022嘉義地震後轉變為以地殼源甲烷氣成份。
圖四：中崙與關仔嶺地區氣體成份之氦碳同位素成份做圖。
地球化學家也常利用氦碳同位素來區分不同的氣體來源端成份。由圖中可以看出中崙溫泉氣體（CL1）成份在921地震活動前，與中崙地區其他氣體成份（中油氣井：CL2；大濁水潭：CL3；小濁水潭：CL4）有相似的氦碳同位素成份，可是於921地震發生後，中崙溫泉氣則明顯改為以地殼源（沈積物＋碳酸鹽）成份為主，而中崙地區其他逸氣則沒有顯著氦碳同位素成份變化；關仔嶺溫泉（KZL）則於地震發生前後有明顯成份變化。
（二）西南部天然逸氣成份於地震活動發生前後之變化
圖二至四可以看出，中崙山壁與關仔嶺溫泉有最大的氦同位素比值成份變化，圖五進一步將這兩個地點在921地震發生前後之氦同位素比值變化表示出來。
由圖五-A顯示，在921地震發生前，中崙山壁溫泉與中崙地區其它氣體成份有相似之成份；921地震時，明顯成份明顯變化，含飽和空氣地下水（ASW）所佔百分比大幅增加，可能因為地殼受到應力，使得地殼淺處之微小破裂增加，而使含飽和空氣之地下水有機會大幅滲入原本之逸氣通道；此外，地震發生後其逸氣通量明顯下降，氦氣含量大幅下降至比空氣含量還要少（<5ppm），可能因為引起地震之應力將本地區源本源自地殼深處之地函源與地殼源氣體逸散至地表之通道給阻隔了，所以造成氣體成份與通量都有明顯改變。
921地震之後一個月，發生了震央更為接近中崙地區的1022嘉義地震，使其氣體成份亦發生明顯改變，唯氣體成份的改變方向卻是往地殼源氣體成份增加，顯示1022地震對本地區有比921地震較為「深源」的影響，因此提供了較多地殼源之氣體成份逸散至本地區，也造成了最明顯的成份變化。
圖五-B表示了關仔嶺溫泉氣體於921地震前後之成份變化，於921地震發生前，其氣體成份由地殼源（~66%）＋飽和空氣地下水（~31%）＋地函源（~3%）氣體端成份混合而成；921地震發生後，其飽和空氣地下水所含比例大幅下降，一直到1022嘉義地震後，便完全以地殼源氣體成份為主（~96%），含有少量之地函源成份（~4%）。可惜原本關仔嶺溫泉氣泡採樣點被颱風洪水給淹沒後便不再冒泡，故而只能停止持續監測。
圖六將中崙地區（包括山壁溫泉、與濁水潭）氣體成份自921大地震以來所有樣品有效分析結果對時間作圖，顯示濁水潭氣體成份相對於山壁溫泉氣泡，並無顯著的成份變化，可以將之視為本地區相對穩定的一個端成份。圖中並標示了與監測站有關之大地震（資料來自中央氣象局），發現溫泉氣體成份發生變化時，往往可以對應到較大地震活動，顯示其對地震活動相當敏感，非常值得進一步持續長期監測。
雖然濁水潭之氣體成份不若山壁溫泉有顯著變化，可是若將90年1-6月較無地震活動時期的氣體成份CO2/CH4比值，取其平均值當成背景值，則可以發現超出背景值三倍標準差成份變化之成份異常，常常亦可以對應到地震活動（圖七），表示濁水潭氣體成份可能亦對地震活動有敏感變化，非常值得進一步長期連續監測。中崙濁水潭被當地居民宣稱大地震來臨前有幾近沸騰的『冒泡』現象，可能與地震前應力累積所釋放出大量氣體有關，而造成逸氣通量（flux）大幅增加。
圖六：中崙溫泉（CL1）與濁水潭（CL3）氣體成份隨時間之變化。
由（A）氦同位素比值、（B）CO2/CH4比值與（C）CO2/3He比值變化，可以看出中崙濁水潭氣體成份主要以地函源（MORB
source）為主，似乎沒有因為地震活動而有明顯氦同位素成份變化，可以視為中崙地區一穩定之端成份；而中崙溫泉成份則有明顯之氦同位素變化，若以2000年2-6月及2001年1-7月地震活動較為平靜時期的氣體成份當作平均背景值，當其成份變化超出兩倍背景值標準差時，我們可以視為「異常值」，當氣體成份有「異常」變化時往往可以對應到較大的地震活動。圖（D）為當地偵測到較大規模之地震活動（規模大於5.0者；資料取自中央氣象局）；圖（E）則為當地雨量記錄（資料取自中央氣象局）。
圖七：中崙濁水潭（CL3）氣體成份CO2/CH4比值隨時間之變化。
（A）取2000年1-6月間地震活動相對較為平靜時期之氣體成份比值作為中崙濁水潭氣泡之背景值(average background)成份，若是氣體成份比值超出平均背景值標準差三倍以上，我們可以視為「異常值」；（B）當異常值出現時，往往都會伴隨有較大地震活動（圖中下半部顯示當地有感地震活動記錄，取規模大於4.0者，資料來自中央氣象局）。
（三）西南部溫泉水成份於地震活動發生前後之變化
針對嘉南地區代表性溫泉與地下水進行連續性監測，分析結果顯示在關子嶺警光溫泉和水火同源地下水等三處，其地下水體中的陰、陽離子濃度在某段時間內的濃度高於或低於平均值的兩倍標準差，與當地的雨量和氫氧同位素相比較，顯示其受季節降雨的影響不大，反而和地震的資料有相當程度的吻合，顯示造成這些地下水體內離子濃度的異常現象，可能與當地地下不同水體的混合有關，意味著其可能是與較大地震的發生有關。關子嶺地區有警光和靜樂兩溫泉，他們在地理位置上相當接近，但在水化學性質上有明顯的不同，警光溫泉的Na+/Cl-值約為1.16，與海水的0.85有明顯的不同，可能表示警光溫泉地下水體的溫泉水與圍岩有發生過反應，使鈉離子濃度提高，增加Na+/Cl-的比值；靜樂溫泉地下水體的Na+/Cl-值約為0.80，稍低於海水的比值，這顯示在關子嶺地區的地底下有化學成分不同的水體，提供對於同一地區利用不同地下水體的混合，來監測地震斷層活動性的優越條件。
（1）台南關子嶺水火同源
由陰離子的變化圖（圖八）可以看出，在八十九年四月十二日有一個明顯的高峰值，而正巧，在四月十二日的時候，發生了一個規模四點一，震央在該地區附近嘉義市東方十二點三公里震度達四級的地震。六月十日出現另外一個異常值，在六月十一日就發生了一個規模六點七，震央在玉山北偏東四十七點四公里處的地震，嘉義地區的震度達五級。七月十六日左右，氯離子又出現一個異常值，但硫酸根則沒有多大變化，此時在七月十六日有一個發生在蘭嶼附近的地震，規模為七，在關子嶺地區的震度為二。八十九年十二月十三日和九十年五月二十三日，氯離子也都有超過兩倍的異常值，但超出異常的幅度相當小。而自九十年六月以後，氯離子和硫酸根離子濃度都有逐漸變小的趨勢。
水火同源是本研究範圍內與地震相關係數最高的地點，對於當地地震的發生，有相當高的參考價值。與關子嶺地區的溫泉監測點相比較，其變化較為敏銳，可能是因為水火同源為淺循環的水，水中的離子濃度基本上比較低，且反應會比較靈敏，一旦受到該地區深處高離子濃度的水體混入，很快的就會發生變化，產生異常現象。故水火同源離子濃度的異常現象，都是發生在距地震發生前很短的時間內。
九十年五月以後的大降雨量，每月累積的降雨量都超過六百公厘，對於淺循環的關子嶺水火同源的地下水，可能的影響很大，所以造成五月以後氯離子逐漸下降的情形。
圖八：水火同源地下水中離子濃度隨時間之變化。圖中垂直紅線為可能影響本地區之主要地震記錄（資料來自中央氣象局）。
（2）台南關子嶺警光溫泉
關子嶺警光溫泉監測涵蓋了921地震發生前後之資料。八十八年八月到十一月、八十九年二月到六月、十一月、九十年一月到二月、以及九十年四月至五月等五個時段，該區地下水體的氯離子與硫酸根離子有較大程度的變化。第一時段的變化，可對比到九二一到十月二十二等集集地震及其餘震；第二段對比到八十九年四月十二日與六月十一日等震央在嘉義附近的地震，而後地震震央主要轉往東部，因此有一段比較平緩的曲線；十一月以後到九十年五月的幾個地震則造成第三到第五段的變化（圖九）。
關子嶺地區溫泉水化學受地震的影響，不像水火同源對單一地震即發生反應，而是對一系列主震和餘震的反應。對於某個時段內一系列地震做出反應，可能是因為關子嶺地區的溫泉，其來源為較深處的深循環水。在上新世巨厚泥岩層中的各個含水層，雖然會因不同環境而演化出不同的水質，但基本上整個環境是類似的，因此差異也不會太大。所以單一較小的地震，不易造成大裂隙及看出混合後的變化，而要形成足夠明顯異常變化，混合的水量
要夠大，也就是裂隙要夠大，應力要夠強，故表現出來的就是整個系列的地震。
圖九：關仔嶺警光溫泉水中離子濃度隨時間之變化。圖中垂直紅線為可能影響本地區之主要地震記錄（資料來自中央氣象局）。
五、討論
（一）影響地下水陰、陽離子變化的因素
影響地下水體陰、陽離子變化的因素，包括有：（1）因季節的變化，發生區域降雨量的不同，雨水滲入地下至地下水儲存層，使水中的離子濃度發生改變；（2）因構造作用造成的應力累積，使地層產生微裂隙，或斷層地震所產生的岩層破裂，都會使離子濃度不同的兩層地下水體發生混合現象，造成水中的離子濃度發生異常改變(Thomas,
1988)；（3）因構造作用的應力累積，造成地層中微顆粒間的孔隙發生崩塌，使原離子含量較高的孔洞水被排出，造成水中的離子濃度發生異常改變(Thomas,
1988)；（4）因地層中有其他異常的作用，如地震波、應力累積所產生的超音波和微裂隙的發生露出新鮮的岩石表面，使得地層中水體與岩石作用的溶解度增加，也會造成水中的離子濃度發生異常改變(Thomas,
1988)。其中，第一項與地震的發生無關，而後三項可能與地震活動前的應力累積有關。
（二）監測地點的流體異常及可能原因
在本研究中，關子嶺警光山莊溫泉和關子嶺水火同源地下水等兩個地點之地下水體的離子濃度有超過標準偏差兩倍。地下水體並非純的水，而是含有多種化學元素的複雜溶液。存在於岩石圈中的地下水體會不斷地與圍岩發生化學反應，並與大氣圈、地表水圈、生物圈的水進行化學元素交換，因此地下水體的化學成分會隨著時間及空間慢慢的演變。一個地區地下水體的化學面貌，是該地區地下水體發展的紀錄，研究地下水體的化學成分，可以幫助我們重新塑造水文地質歷史，並解釋地下水體的起源與分布。而影響地下水體化學成分變化的主要因素包括有溶濾作用、濃縮作用、脫碳酸作用、脫硫酸作用、陽離子交替吸附作用、混合作用以及人為活動之影響（王大純等，1985）。
在本研究的地區，只有混合作用和人為活動能夠讓地下水成分在短時間之內產生大幅度變化。其他如濃縮作用、脫碳酸作用、脫硫酸作用、陽離子交替吸附作用在整體環境沒有改變的前提下，基本上是不會造成大的改變。關子嶺地區並沒有工廠，只有種植許多的檳榔樹，因此人類活動所造成的污染物質並不多，且要使人類活動所產生的污染物進入地下水層，一定要有媒介將之帶入地下水層。一般而言，降雨造成的表面逕流沖刷溶解這些物質後，沿著一定的管道滲流入地下水層，或是深井回注，都是人為因素造成地下水體化學成分改變的原因。由關仔嶺地區的雨量分布顯示出地下水體濃度變化和雨量的關係不大；再由氫氧同位素與時間的變化（詹博舜，2001），該地區的氫氧同位素相當的穩定，如果說該地區的地下水會受到表面逕流的滲入或是人為深井回注的影響，氫氧同位素值不應該會這樣的穩定，故推論本研究地區離子濃度有異常變化的可能原因，為地下不同水層因應力擠壓形成裂隙的混合作用有關。
（三）地下水化學研究地震前兆所面臨的問題
受壓含水層之間往往沒有連通，這種分隔的結果，很容易造成各個受壓含水層因為環境不同而逐漸演變成不同化學成分的水體。氯離子是水中最穩定的離子，在自然的情況下，氯離子不形成錯合物也不參與氧化還原反應，不被膠體粒子吸附也不被生物所累積，因此在流動過程中除了物理性的稀釋以外，很少發生化學作用，也因此隨著水中總含鹽量的增加而增加其濃度。而氯離子也幾乎沒有什麼來源可以提供，所以要是氯離子的濃度發生大幅度的變化，最有可能的原因就是混合了其他的水體。根據這個特性，氯離子成為我們利用微裂隙造成不同含水層水體混合，產生化學變化以監測地震發生前兆最好的對象。在國外證明與地震有關地下流體的異常變化，除了 1995 年日本神戶地震與法國 1996 年法國庇里牛斯山脈地震以外，所測的元素都不是使用氯離子，因此影響其變化的因素更多，在目前使用地下流體的異常變化來監測地震前兆的方法還沒有更大突破之前，使用操作變因較大的監測對象無疑也會產生較大的誤差與較難解釋的狀況。
根據
Dobrovolsky et al. (1979)之研究，在大地的應力作用之下，即將發生地震的震源區會形成一個震前岩石變形破碎帶。假設此變形帶為一個以震央為中心的圓，其應變半徑(ρ)與地震規模的關係為 ρ
= 10 0.43M Km ，其中 M 為芮氏地震規模；由此估算，一個 M = 5 的地震，其應變半徑可達約 140 公里；M = 6 的地震其應變半徑約為
380 公里，M = 7 的地震，可達 630 公里以上。前蘇聯有一個地震前兆的報導是在 1978 Iranian Earthquake
(M=7.1~7.7) 距離測量站Yavroz,約 420 ~ 480 km 遠的地方。依據 Dobrovolsky et al. 的看法，這是在地震發生的影響範圍之內的。以本研究所監測的站來看，這些測站都在半徑一百公里的方圓以內，但並非每個測站都對地震有所反應。雖然每個井的水文狀況不同，可能會造成某些點對地震沒有反應，但是對地震有所反應的地點，對於發生在台中，甚至南投以北，中央山脈以東的地震，反應也是相當不良，可見當地的構造環境對於使用監測地下流體來觀察地震前兆方法有很深遠的影響。
由於地震前兆地震發生的間距並不一定，而且影響地下水化學變化的因素甚多，再加上並非每次地震均能產生使不同含水層水體混合的微裂隙，以及並非每次混合水體的化學性質差異很大，可以讓我們所測知。所以，到目前為止用地下水化學異常的變化來做地震前兆的分析仍然困難重重。因此，選擇適當的地點，並做長期的監測以獲得當地的背景值，將有助於增加參數的可信度，密集的連續採樣可以靈敏的觀測到短時間的異常變化。依據 Dobrovolsky et al. 的模式，一個規模7.0
以上的地震，對地殼的影響範圍約可達到 600 公里以上。本研究顯示，地震對嘉南地區地殼的影響距離相當短，可能不超過幾十公里，其可能的原因是本地區複雜的水文地質和構造地質背景，使得異常現象容易發生，但是地震的前兆訊息難判斷。
由本研究結果指出，Dobrovolsky et al. 的模式並不適用於台灣地區，但監測發生水體地化異常地點附近的斷層，則可用來偵測可能發生地震的地點和範圍。大的地震能引起越大的裂隙，造成較大水體的混合，使得水地化異常明顯。如果能知異常現象是由哪幾層水體混合，而了解裂隙的大小，可能預知將要發生地震的規模，但這有賴於建立長期的監測系統，並根據累積所得的各含水層化學成分資料，配合以往發生地震強度和異常現象的規模來加以分析。
六、參考文獻
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80 頁。
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changes in ground water:
Tsunogai, U. and Wakita, H. (1996) Anomalous change in
groundwater chemistry- possible
precursors of the 1995 Hyogo-ken
劉聰桂老師研究室簡介
環境地球化學、同位素水文地質學、地質定年學
聯絡電話：02-23630231分機
2344
電子郵件：[email protected]
劉聰桂教授
71年台灣大學博士，73-74年美國華盛頓大學（西雅圖），南美以美大學（達拉斯），亞歷桑那大學（土桑）及加拿大訪問研究。63年起迄今任教本系。
研究興趣：
1. 地下水水文︰碳十四與氚定年／示蹤
2. 地下水環境地球化學
3. 古環境變化：樹木年輪氣候重建
4. 新構造運動：造山帶核飛跡定年；階地與沖積地層定年
碳十四定年原理
劉聰桂教授
地球上天然的14C主要是在大氣圈上層（12∼16公里處）由宇宙射線中的熱中子和大氣氮相互作用形成的。大氣中有含14C的二氧化碳，植物在光合作用時吸收大氣二氧化碳，帶有14C的植物營養料又併入動物及人類組織中，使所有的生物也都含有14C。通過碳的交換循環，14C也在溶解於海水的碳酸鹽類中保持平衡。如果某一含碳物質一旦停止與外界發生交換，例如有機體（植物與動物）死亡，碳酸鈣沈澱後與大氣及水中的二氧化碳不再發生交換，那麼，有機體和碳酸鹽中的14C得不到新的補充，原始的放射性14C按指數規律減少。
I＝I0e-λt
I0---處於交換運動中碳的放射性，或稱現代碳放射性
I----為停止交換t年後樣品中碳的放射性
t----為生物死亡距今的年代，即被測樣品的年齡。以下用符號T表示
λ—14C的衰變常數，λ等於0.693/T1/2，T1/2是14C的半衰期，T1/2等於5568年。
因此，根據含碳樣品中C14減少程度，由式中可推知樣品「死亡」的年代，
T＝1/λ㏑(I0/I)＝τ㏑(I0/I)
τ是14C平均壽命（8033年）。為計算方便起見，將簡化為常用對數表示：
T＝㏒(I0/I)×18.5×103（年）
羅清華老師研究室簡介
同位素定年學、動力學
聯絡電話：(02)2363-5880
電子郵件：[email protected]
羅清華教授
79年美國普林斯頓大學博士。84年起迄今任教本系。
研究興趣：
利用同位素定年學、岩石學、礦物學與地球化學等方法，配合數值模擬，探討地球環境之演化與物質反應之動力機制等。
氬氬同位素定年實驗室簡介
台大地質科學系氬氬同位素定年實驗室接受台大與國科會經費資助下於1992年成立，經過多年來之儀器設備增購與相關軟體的設立，目前已升級至完全自動化操作，提供國內外相關研究工作使用。截至目前為止，在與國位外學者合作之下，分析之標本區域涵蓋中國大陸、中南半島、朝鮮半島、澳洲等陸地地區與南中國海、菲律濱海、東海等海域地區，堪稱東亞地區極為活躍之分析實驗室。
主要之實驗分析儀器設備，包括︰
（一）雷射探針定年系統(Laser Probe System): 此一定年系統以VG3600質譜儀為主體，配合金屬制超高真空純化系統使用。標本萃取則配備有兩台雷射系統，一為New
Wave LUV 266脈衝式雷射﹐提供微區定年使用；另一為US Nd-YAG雷射，可以連續或脈衝形式使用於單 顆粒標本燒結定年分析用。
（二）傳統式高溫爐定年系統︰此一系統以Varian-MAT GD150質譜儀為主體，配備有一套超高真空金屬製全自動化純化系統。標本之萃取係利用
雙真空Mo高溫爐 ﹐可供升溫至1700oC,提供階段高溫定年實驗使用。為節省分析人力，此一系統已完成電腦自動控制之升級。
目前本實驗室進行之研究工作，主要著重於東亞地區大地構造演化相關熱事件等方面之區域研究工作，此外，亦同時進行氬同位素擴散機制與相關動力學方面之研究工作。如果您有任何相關之問題與興趣，可供合作研究，請洽本實驗室。
雷射定年系統
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此一定年系統以VG3600質譜儀為主體，配合金屬超高真空純化系統使用。標本萃取則配備有兩台雷射系統，一為NewWave
LUV266紫外光脈衝式雷射，作為定點微區定年使用；另一 US Laser Nd-YAG雷射，可以連續或脈衝形式使用於單礦物之定年分析用。 |
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高溫爐定年系統
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Unit 2:自動化高溫爐階段加溫設備 此一系統以Varian-MAT
GD150質譜儀為主體，配備有一套超高真空金屬製全自動化純化系統。標本之萃取係利用兩台高溫爐進行，其一為可供升溫至1700℃之雙真空Mo高溫爐；另一為管狀電阻式高溫爐。為節省人力，此一系統已完成電腦自動控制之升級，提供階段高溫定年實驗使用。 |
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氬氬同位素定年方法
40Ar/39Ar
定年法演伸自K-Ar定年法，自一九七０年代發展以來，隨分析儀器與相關理論之精進，相關之定年技術已廣為人們運用於地球與外太空標本的分析與研究工作上，尤其在解析熱事件演化研究工作上，更獨步於所有同位素定年法之上。
自然界中，鉀元素具有三種同位素：、與，其中，會以電子擄獲(Electron
Capture)或衰變等方式，衰變為與，此時，標本內衰變源之 40Ar*含量與標本內之40K含量與年紀間，具有下列關係︰
(1)
K-Ar 定年法係利用40K衰變為40Ar*的衰變公式，依據下列公式計算年代︰
(2)
式(1)與(2)中，t為年代、t為40K的總衰變常數(5.543x10-10a-1)、λe為40K衰變為40Ar之衰變常數(0.581x10-10a-1)、40Ar*/40K為標本內之同位素含量比。
40Ar/39Ar同位素定年法則係利用原子反應器內之快中子(Fast
Neutron)，先將標本內之穩定同位素39K，依下列核反應，將之活化為39Ar:
(3)
經中子活化後之標本，攜回實驗室後，利用質譜分析方法，一次完成40Ar, 39Ar, 38Ar, 37Ar及36Ar等氬同位素的分析測量，經由40Ar/39Ar 比值推算出式(1)中之40Ar*/40K之比值。然而在中子活化過程中，39Ar的產生率，除了與標本內39K含量有關外，亦會隨中子通量大小與能量而改變，十分不易估計。因此，在實際操作過程中，吾人利用已知K-Ar 年代之礦物－即標準礦物(Standard mineral)與欲測年代之樣品， 一起放入原子反應器中一起接受中子活化，求得與快中子通量與能量相關之參數，進而計算標本之同位素年代。
(4)
若將式 (1) 除以式 (4) ，則可得
(5)
對每次中子照射之結果而言，如果總中子流量固定，則在式 (5) 中之
應為一常數，此一常數俗稱 J 值 (J-Value) 。將此常數代入式 (5) ，則式 (5) 可簡化為
(6)
對同一次中子照射來說， J 值可由伴隨照射之已知年代的標準礦物依上式求得，如此則欲測樣品之年齡可依下式求得：
(7)
由以上各公式可知，如使用適當的標準礦物，並經過必要的中子照射校正，則 40Ar/39Ar定年法所得之總氣體同位素年代 (Total gas age) 應與傳統之鉀－氬法所得的年代一致，許多實例證實兩者之間的確是相當一致的。但是就分析之精確度而言，40Ar/39Ar定年法，一次質譜分析工作完成所有氬同位素之量測，可減少標本的需要量，同時以量測氬同位素比的方式，規避了傳統鉀－氬定年法中分別對鉀元素及氬同位素進行絕對量分析所可能帶來的誤差，因此，大幅提高了資料的精確性。此一方法，對微量標本的定年工作，十分方便，例如月岩標本的定年工作，許多都是藉助40Ar/39Ar定年法來加以完成。
40Ar/39Ar
定年法除了可以求得上述標本之總氣體年代外，亦可以利用階段加溫的方式(Step-wise
heating)，分階段將標本內的氬同位素萃取出來，分析其成份，計算出各溫階的40Ar/39Ar年代；換句話說，階段加溫的定年分析結果，可以對同一標本取得一系列之年代，如果將這些年代與對應的溫度或累計氣體量作圖，即可得所謂的年代譜(Age
Spectrum)。由於階段加溫實驗本身，即為一種對氬同位素的擴散實驗，所以階段加溫40Ar/39Ar
定年分析所得資料，可進一步作為推估標本的氬同位素擴散參數之推估使用，藉此推估其封存溫度(Closure
Temperature)。如結合年代與封存溫度資料，即可得標本的溫度演化歷史。這類資料對礦物之鉀氬同位素年代的解釋與區域地史的研究，是項十分重要的資料；尤其在解析礦物內氬成份分布與探究礦物生成等，都是十分有幫助的。
近年來，40Ar/39Ar定年法更與雷射技術相結合，發展出所謂的雷射探針定年法(Laser dating
microprobe)。該法係利用聚焦後的雷射光束(可小至數微米），照射於礦物表面，使礦物局部地區釋放氬氣，利用連結之高精密質譜分析，進行氬同位素量測，完成定年分析。此一技術基本上已提供了一個直接量測礦物內氬同位素分布的最方便直接的方法，進而可以求得礦物內的年代剝面，此類資料對探討氬同位素之擴散與區域地質熱事件的探討，十分重要。因此，此一方法的出現，無疑地已經使40Ar/39Ar定年技術提升到探針定年的地步，更使該定年法獨步於其他定年法之上。
Publications:
Lo, C.H. and Lee,
C.Y.(1994) 40Ar/39Ar Method of K-Ar Age Determination of
Geological Samples Using Tsing-Hua Open-Pool (THOR) Reactor. Jour. Geol.
Soc. China 37, 143-164.
Lo, C.H., Wang,
P.-L., Yang, H.-C., Liou, Y.-S. and Tsou, T.-Y. (2001) The Laser 40Ar/39Ar
Dating Microprobe of
魏國彥老師研究室簡介
古海洋學、微體古生物學
聯絡電話：02-23630231分機 2345
電子郵件：[email protected]
魏國彥老師
64年台灣大學學士，67年台灣大學碩士, 76年美國羅得島大學海洋學博士。77年加州大學博士後研究:78~83耶魯大學助理教授，82年起迄今任教本系。
研究興趣：
1. 海洋鈣質微體古生物學
2. 第三紀生物地層學
3. 古海洋學
4. 演化古生物學
古海洋學研究室
Who?
主持者：魏國彥教授
研究專長：海洋鈣質微體古生物學、第三紀生物地層學、古海洋學、演化古生物學
Why?
海洋中埋藏著地球過去一億八千萬年（約中生代）以來的地層與生物演化紀錄，其保存遠較陸地之地層清晰而連續。透過各大洋底岩芯的採樣與研究成果，有助於理解古氣候、古海洋環境以及海洋微體化石演化過程。
What?
本研究室主要以微體化石（鈣質超微化石、有孔蟲）為工具，研究大約可分為兩類：(1)生物地層定年及(2)古海洋學研究。
How?
(1)
將化石用作地層對比的依據，及生物定年的指標；
(2)
視化石為古環境訊息的載體，例如藉由氧同位素的分析研究，可建立起全球海洋溫度的變化模型，推算地球冰河期與間冰期的年代，以及探討影響氣候的因素等；或以化石群集作為指示古環境（水團）之代用指標。
Where?
南海：臺灣西南方的南海是世界上最大的邊緣海之一；東南側有世界上最大的海洋暖池(Warm Pool)，是目前全球最主要的溼氣來源區；西北側有世界屋脊之稱的青藏高原矗立，阻擋部分來自西伯利亞西側季風之溼氣；北側主要為東亞大陸，冬季西伯利亞乾冷季風由此進入；又南海南側則緊鄰海洋性大陸，這是一個氣候上極敏感的地區，密集的低壓系統操控東亞的夏季季風系統。其北部以及西南部為寬廣的陸棚區，中部及東部則以深海海盆為主，故在晚第四紀冰期及間冰期循環下，海水面升降造成大陸棚出露與否，對其水文環境、陸源物質供應量的變化影響甚巨。此環境，在研究陸地、海洋、大氣交互作用及和全球環境變遷有關的問題上，使得台灣及其鄰近之東亞地區具有先天之有利條件，已成為從事古氣候、環境變遷研究重要地區之一。
History
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年度 |
計畫名稱 |
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91 |
國際海洋古全球變遷研究總計畫─西太平洋地區第四紀氧同位素地層跨緯度對比 |
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ODP/IODP海洋鑽探研究計劃─子計畫二：利用鈣質超微化石橋石重建南沖繩海槽過去2萬年來之海表溫變化(1/3) |
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90 |
海洋鑽探研究計畫─海洋鑽探研究總計畫 |
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國際海洋古全球變遷研究─(子計畫三)利用浮游有孔蟲殼體鎂/鈣比值重建南中國海過去三萬年來之古海表溫(I) |
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海洋鑽探研究計畫─子計畫六：國際海洋鑽探195航次鈣質超微化石生物地層及南沖繩海槽KS-1岩心之氧碳同位素地層研究 |
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89 |
國際海洋全球變遷研究（IMAGES）─(子計畫三)西太平洋邊緣第四紀古海洋變遷之多元地化指標研究 |
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海洋鑽探計畫─總計畫 |
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海洋鑽探計畫─子計畫四：西南太平洋古海洋學研究:ODP1123及1125號岩心之鈣質超微化石生物地層及有孔蟲氧碳同位素地層 |
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國際海洋全球變遷研究─子計畫三：利用鈣質超微化石組合與浮游有孔蟲鎂/鈣比進行南海晚第四紀古海表溫重連 |
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海洋鑽探研究計畫─西太平洋晚第三紀古海洋學研究-
ODP1125與ODP1143岩心之氧碳同位素地層 |
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88 |
海洋鑽探計畫─(子計畫七)國際海洋鑽探181航次之新第三紀鈣質超微化石生物地層研究 |
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國際海洋全球變遷研究(IMAGES)─南海晚第四紀氧碳同位素地層學及古海洋學研究(II) |
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87 |
國際海洋古全球變遷研究─(子計畫二)南海晚第四紀氧碳同位素地層學及古海洋學研究（Ⅰ） |
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86 |
黑潮與東海陸棚交換過程研究(III)─子計畫十一：臺灣東北海域黑潮區鈣質超微藻之生物地理及沉積通量 |
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85 |
黑潮與東海陸棚交換研究─黑潮與東海陸棚交換過程研究之子計畫二十五:台灣北方海域鈣質超微藻類之生物地理及沈積通量(I) |
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84 |
中部赤道太平洋晚第四紀碳酸鹽地層學之再探討 |
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83 |
古全球變遷:中國南海及台灣週邊海域古海洋學研究 |
★
掃描式電子顯微鏡（Scanner Electron Microscope, SEM）
SEM可放大物體約100∼100000倍，觀察尺度範圍是1∼1/100000
mm，即約1毫米(mm)到數十個nm
(nanometer, 1 nm = 1/1000000000 m)。
SEM最早是由德國人 Von Ardenne 在 1930
年發明，並於 1965 年正式在英國發售。其成像原理是利用一束具有 5∼30 KV
之電子束掃描試片的表面，並將表面產生之訊號 (包括二次電子、背向反射電子、吸收電子、X射線等) 加以收集經放大處理後，輸入到同步掃描之陰極射線管 (CRT)，以顯現試片圖形之影像。其深景深的特性，對於用來觀察物體表面三度空間之微細結構，扮演了非常真實且方便的角色。另外於SEM上，附加一組能量分散分析儀(EDS)，更可依物體表面在電子撞擊後所釋出之X射線而分析樣品中化學成份種類與含量。也附加一組電子背向散射系統（EBSD），可以分析晶粒取向、晶界角度及顯微織構。
由於電子顯微鏡觀察需在高真空環境下進行，潮濕或易揮發之物質會妨礙高真空之維持，所以為了避免標本所含的水份、流質在高真空下揮發而影響觀察，所以必須先將樣品作固定、脫水等處理；同時為了避免標本在電子束掃描時因高溫而遭破壞及增加二次電子的產生來得到更清晰的影像，必須在標本的表面上覆蓋一層金屬或碳的薄膜。為了避免電子束在照射到標本表面之前與殘留的氣體分子相撞，所以掃描式電子顯微鏡必須保持在一定高真空度環境下。一般而言，電子顯微鏡必須維持在 10-4 至 10-6
Torr 的真空度內，真空度低會損傷燈絲
(鎢絲) 的正常使用壽命。
掃描式電子顯微鏡應用範圍非常廣泛，如生物 (種子、花粉、細菌……)
醫學 (血球、病毒……)、動物 (大腸、絨毛、細胞、纖維……)、材料 (陶磁、高分子、粉末、環氧樹脂……)、化學、物理、地質、冶金、礦物、污泥
(桿菌)、機械、電機及導電性樣品如半導體 (IC、線寬量測、斷面、結構觀察……)、電子材料等。
楊燦堯老師研究室簡介
岩石地球化學、稀有氣體地球化學
聯絡電話：：(02)2369-5568
電子郵件：[email protected]
楊燦堯教授
81年國立台灣大學博士。82/9至83/8美國Woods Hole海洋研究所博士後研究；87/9至88/1日本大阪大學研究。77年起任台大教職迄今。
研究興趣：
1. 稀有氣體在地科之發展與應用
2. 火山噴氣、泥火山噴氣、溫泉氣之研究
3. 呂宋島弧岩漿活動與演化
4. 造山帶之熱歷史
「氣體地球化學實驗室」簡介
本實驗室主要是利用氣體地球化學分析結果，探討不同標本中所含氣體來源與成因；並進一步綜合其它既有的地球化學、地球物理、絕對定年資料、及地層年代與野外觀察結果等各種資料，提出合理之成因模式。
目前本實驗室主要配備有下列儀器：
(1) 稀有氣體同位素質譜儀（英國製Micromass 5400）分析系統
為目前國內唯一可以分析所有稀有氣體同位素的實驗室。本系統包含兩組氣體純化線，含多組真空泵（有旋轉式邦浦2個、渦輪分子邦浦2個、離子邦浦1個）與真空壓力計，系統可以由大氣壓達到超高真空的操作環境（10-9 torr）；並有氣體吸附用高溫爐三組(800oC）、超低溫吸附泵（達10oK），可以將樣品純化後，送進質譜儀分析所有稀有氣體同位素成份。
除了一般氣體樣品（溫泉氣、火山噴氣、泥火山噴氣、土壤氣體）、水樣品（地下水、河（泉）水、溫泉水），本實驗亦配備有高真空高溫爐（達1700oC）、與雷射激光系統，可以分析固體樣品氣體中所含氣體成份。
(2) 四極桿質譜儀（QMS; Quadrupole Mass Spectrometer）
本儀器（美國製SRS QMS100）利用四極桿過濾器，快速掃瞄氣體樣品中所有不同質量成份，配合標準氣體樣品校正，可以快速準確地分析出樣品中所含成份。
本分析系統包含旋轉式邦浦1個、渦輪分子邦浦1個真空壓力計1個，可以將大氣壓力的樣品，減壓到高真空的操作環境（10-6 torr），以利質譜儀分析。目前本系統可以分析樣品中所有主要氣體成份，包括甲烷、水氣、氧氣、氮氣、硫化氫、氬氣、乙烷、二氧化硫等。
(3) 氣相層析儀（GC; Gas Chromatography）
為符合需求，我們自行組裝了一組氣相層析儀(中國層析CC1000)，配備有氣體進樣系統、不同層析管柱、兩組熱傳導偵測器（TCD）、一組火焰離子偵測器（FID），利用標準樣品校正後，本系統可以準確地分析樣品中氫氣、氦氣、氧氣、氬氣、氮氣、甲烷、乙烷、二氧化碳、一氧化碳等氣體含量。
(4) 攜帶型氣相層析儀（美國製 Varian Micro GC CP4900）
本實驗室新購置一攜帶型氣相層析儀（重約20公斤），配備有兩組獨立的分離管柱與偵測器（TCD）、電池與氣體小鋼瓶，可以於野外現地連續分析樣品達8小時以上。利用標準樣品校正後，本系統可以準確地分析樣品中氫氣、氧氣、氬氣、氮氣、甲烷、乙烷、二氧化碳、一氧化碳等氣體含量。
(5) 氦氣分析儀（Helium detector）
本儀器(法國製Alcatel ASM100HDS)為一輕便型的磁場式質譜儀偵測儀器（21公斤），適合用於野外現地分析，可以連續準確地分析氣體樣品中的氦氣含量(0.1ppm-100%)。
(6) 氡氣分析儀（Radon detector）
本儀器(德國製SARAD RTM2100)為一輕便型的能譜分析儀（6公斤），適合用於野外現地分析，本儀器有很大的分析範圍(1Bq/m3-10MBq/m3)，且可以同時紀錄分析環境的溫、濕度，自動校正後得到樣品中氡氣含量。
(7) 離子層析儀（IC; Ion Chromatography）
本儀器(瑞士製Metrohm 790 Personal IC)配置有連續自動進樣系統，利用離子分離管柱、與電導度偵測器，以標準樣品校正後，可以準確地分析水中陰離子（氟、氯、溴、硝酸根、硫酸根等）成份，與陽離子成份。
本儀器為一輕便型的離子分析儀，可以攜帶至實驗室以外的地方分析流體樣品成份。
(8) 野外連續自動監測站
配合地震活動監測計畫，本實驗室分於嘉義中崙濁水潭、苗栗泰安溫泉設立了連續自動分析系統，可以自動進樣、分析氣體成份，透過數據專線我們可以即時地於台北實驗室擷取分析資料，以進一步判定氣體成份變化與地震活動的關係。
目前嘉義中崙監測站主要配置有四極桿質譜儀、氡氣分析儀、流量計數器、溫濕度計、雨量計，可以每分鐘記錄氣體成份與環境因子的變化。而新於苗栗泰安溫泉設立的監測站，則主要配備有氣相層析儀與氡氣分析儀。每半小時自動進樣與分析一次。
鍾孫霖老師研究室
地球化學動力學、火成岩成因學
聯絡電話：分機 2341-25
電子郵件：[email protected]
鍾孫霖老師
民國79年台灣大學博士。80-83年台大地質系講師，81-82年法國雷恩大學博士後研究，83-87年台大地質系副教授，86年澳洲塔斯馬尼亞大學訪問研究，87年起台大地質系教授。
研究興趣：
1. 東亞地區中、新生代岩漿活動
2. 大陸洪流玄武岩
3. 青藏高原及鄰區之岩漿活動及演化
4. 沖繩海槽之岩漿活動及演化
雷射 燒蝕 感應 耦合 電漿 質 譜儀
Laser-Ablation-Inductively-Coupled-Plasma-Mass-Spectrometry
雷射燒蝕
是一種取樣方式：可以針對微小的礦物或其他物質進行就地取樣的工作
洞的直徑約50μmè
感應耦合電漿
是將物質游離的方法：由於溫度可達6000K – 10,000K，因此可以有效的將許多物質或元素游離
質譜儀
可以根據粒子的質量與電荷比值，在真空環境中將它們予以區分，並量測電子訊號強度。根據這些資訊，我們可以獲知一樣品中某元素的濃度或甚至是同位素的比值。
※「元素的濃度」－以火成岩為例，可以幫助我們了解岩漿源區的化學組成性質
※「同位素比值」－例如：火成岩中的緦、釹同位素比值，可以幫助我們鑑定岩漿的來源
例如：利用鋯石中的鈾鉛同位素比值，可以進行定年的工作
熱點、熱柱與洪流玄武岩
周漢強
為什麼全世界的中洋脊，就只有冰島那裡有個島？為什麼夏威夷一連串的火山島裡面，只有最南邊那幾座還在噴發？西伯利亞與德干高原上那巨厚的玄武岩究竟是怎麼形成的？雖然板塊構造學說聽起來很偉大，卻為什麼沒辦法說明這些現象？！這背後究竟有什麼不為人知的黑幕呢？
夏威夷群島是熱點（Hot
Spot）作用一個典型的例子，所謂「熱點」，就是指地表一些與板塊運動並不相關的火山活動異常地區，他的火山活動既不是出現在板塊張裂的中洋脊，也不是出現在板塊聚合的火山島弧，而是孤伶伶地出現在板塊當中。不過熱點並不一定就不會出現在中洋脊，如果洋脊之上有異常巨厚的地殼，我們也都認為那是熱點所造成的結果，例如位於北大西洋中洋脊北端的冰島就是這樣。而熱點之下所謂的「熱柱(Mantle
Plume)」，則是指熾熱的地函物質由於地函熱對流的作用，這些熾熱的熱柱岩石以類似圓柱形的形狀上湧，由於壓力變小而熔融成玄武岩質的岩漿，夏威夷的火山島鍊便是因此而形成。理論上熱柱湧出的位置固定不動，科學家藉此以解釋是板塊的運動夏威夷島鍊的不同年齡與分布，在地表上留下了熱點的軌跡（Hot
Spot Track）。
雖然熱柱「理當」如我們所預期地出現在「理論上」的位置，而且實驗室中所有相關的實驗與模擬也都顯示無誤，但是對於熱點之下是否真有熱柱存在的直接證據卻仍然付之闕如。所幸近幾年來經由震波透析（Seismic tomography）的方法，我們利用地震波速的變化觀察到了這些熾熱的地函物質在上湧的景象，只是大家對於熱柱究竟是源自於何處似乎還有點爭議。
在地球上，若是有大規模的玄武岩漿在短時間內噴出到地表上來（一百萬年內噴出十萬立方公里以上），我們便稱之為「洪流玄武岩（Flood Basalts）」，然而要形成如此的現象，一般認為是有張裂（裂谷）與熱柱的現象同時發生的時候，才會發生如此大規模的噴發，目前世界上是以西伯利亞高原（Siberian
Traps）的噴發量二百五十萬立方公里最大，發生於距今二億五千萬年前（約末是二疊紀與三疊紀的界限）；還有位於印度德干高原（Deccan Traps）的洪流玄武岩噴發，大約有二百萬立方公里的噴發量，時間則是在距今六千五百萬年前（約末是白堊紀與第三紀的界限）。不知道大家是否發現了這兩個時間點，正好也是地球歷史上兩個非常大規模生物滅絕的時間，這是否只是個巧合呢？
時至今日，我們對於地球內部的認識，仍舊是少之又少，科學家們努力地利用地球化學的方法，分析了這些來自地球深處的岩漿，也利用了地球物理的方法，讓我們得以看一眼朦朧的地球內部景象，雖然這許多成就仍然像是隔靴搔癢一樣，沒辦法讓我們痛快地（狠狠地）抓兩下，不過這不也正是地球科學吸引人的地方嗎？我們期待更多地球內部的秘密可以一一被揭露出來，更希望大家也成為我們研究的伙伴之一，為大家提供最新的發現！
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圖一 夏威夷島鍊與熱點 由於噴發出岩漿的熱點位置固定，於是移動的太平洋板塊上便留下了一連串的火山島鍊。（資料來源：美國地質調查所USGS） |
圖二 夏威夷附近火山島鏈的分布
在刮號內的數字為火山噴發的時間，單位為距今多少個百萬年之前。（資料來源：未來教室計畫CTOF）
圖三 熱柱（Plume）示意圖（資料來源：未來教室計畫CTOF）
圖四 全球大規模玄武岩噴發位置分布（資料來源：倫敦地質學會Geolsoc）
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圖五 電腦模擬熱柱自地球內部升起（資料來源：Van
Keken , 1997） |
圖六 電腦模擬冰島下地震波異常所揭露出的熱柱（資料來源：Van
Keken , 1997） |
參考資料：
夏威夷大學行星與地球物理中心（Hawaii Institute of
Geophysics & Planetology , University of Hawaii at Manoa）Cecily J. Wolfe助理教授
http://www.higp.hawaii.edu/~cecily/
Shen, Y., S. C. Solomon,
密西根大學地質科學系（Department of Geological
Sciences , University of Michigan）Van Keken, P.E.教授
http://www.geo.lsa.umich.edu/~keken/
Van Keken, P.E.(1997).Evolution of starting
mantle plumes: a comparison between laboratory and numerical models.Earth and
Planetary Science Letters, 148, 1-14.
聖路易大學地球與大氣科學系（Department of Earth and
Atmospheric Sciences , Saint Louis University）By Joe Klein 洪流玄武岩
http://www.eas.slu.edu/People/Students/JKlein/petrology.html
國際大陸科學鑽探計畫（International Continental
Scientific Drilling Program , ICDP）地函熱柱、板塊運動與熱點
http://www.icdp-online.de/html/sites/hawaii/objectives/plumes.html#1
美國地質調查所（U.S. Geological Survey , USGS）熱點—地函熱柱
http://pubs.usgs.gov/publications/text/hotspots.html
未來教室計畫（Classroom of the Future , CTOF）環境探索—火山篇
http://www.cotf.edu/ete/modules/volcanoes/vlocation.html
倫敦地質學會（Geological Society of London ,
Geolsoc）
洪流玄武岩、地函熱柱與大滅絕
http://www.geolsoc.org.uk/template.cfm?name=fbasalts
Gerald Schubert , Donald L. Turcotte, Peter
Olson. (2001). Mantle Convection in the Earth and Planets.
陽明山國家公園火山地質、地形簡介
原載陽明山國家公園管理處網頁
1.火山岩的種類及礦物
整個大屯火山群的火山岩完全以安山岩為主，安山岩的成分以斜長石和鐵鎂礦物為主，鐵鎂礦物中以普通輝石、紫蘇輝石及角閃石最常見，在野外觀察所採集到的標本，會發現有些顏色較深、結晶較大的礦物，肉眼即可見到，這些就是鐵鎂礦物，至於其他的部分就不太容易用肉眼看到結晶，這樣的組織稱為斑狀組織，是安山岩一個很大的特徵哦！除了普通輝石、紫蘇輝石與角閃石等鐵鎂礦物較常見外，偶而也可見到橄欖石及黑雲母。由不同的火山噴發、不同的出露地點的熔岩流中，各種鐵鎂礦物的含量並不一致，因此依據鐵鎂礦物的種類與含量的多寡，將安山岩細分為六大不同的岩類：兩輝安山岩、含角閃石兩輝安山岩、夾橄欖石角閃石兩輝安山岩、角閃石兩輝安山岩、紫蘇輝石角閃石安山岩及角閃石安山岩等。
2.火山體
在野外所見到的火山外形，依據噴發的型式與成份的差異，可分為三種：盾狀火山、錐狀火山和複式火山。盾狀火山外形呈扁平低緩，底部甚大，坡度甚緩，形狀如平放地上的盾牌，熔岩流以流動性較佳的玄武岩質岩漿為主，因此在以安山岩為主的陽明山國家公園內看不到此種火山。錐狀火山則是具較陡坡的圓錐狀外形，如果是由噴發出的大量火山碎屑岩渣所堆積而成的火山稱為火山渣錐；若是由黏致性較大、流動性較差的中性或酸性熔岩所形成的火山，通常呈鐘狀的渾圓外形，不具有火山口，形狀像倒置的碗，如陽明山國家公園內的紗帽山、大尖後山等都屬此種錐狀火山。
複式火山的外形呈圓錐狀，上部坡度較陡，下部較平緩，是由熔岩流和火山碎屑岩交替噴出成互層所形成，又稱為層狀火山，頂部具有明顯的火山口，全世界大部分的火山，尤其是位於島弧的火山，均屬於此種火山體。陽明山國家公園內的火山都以複式火山為主，如七星山、小觀音山、大屯山、竹子山及磺嘴山等都是。
3.火山口
地底岩漿噴出地表形成火山，頂上常形成一個凹陷的盆地，稱之為火山口。火山噴發停止後，火山口常會積水成湖，稱為火口湖，如長白山的天池即是。火山口依形成機制的不同可分為三種，爆裂火山口，陷落火山口與沉陷火山口。爆裂火山口是火山把其通道頂端爆開，形成凹陷之火山口；陷落火山口是火山噴發後期，岩漿庫掏空，新的岩漿來不及補充，因此無法承受上部岩層的重量，於是造成陷落所形成。至於沉陷火山口則與大地構造有關，在火山噴發前，岩漿上昇的同時發生陷落所形成，然後岩漿沿著下陷所形成的裂隙噴出。國家公園的主要火山都有爆裂火山口，不過因受到風化侵蝕的作用，大都已不明顯。並且在火山開始噴發時，先形成一沉陷火山口，然後岩漿沿著陷落的周圍裂隙噴發至地表，構成今日火山的排列方式。
火山的故事
陽明山國家公園內火山噴發的年代可分為兩階段，第一階段從280萬年前一直持續到250萬年前，此時的噴發並不劇烈，僅有原始大屯山的噴發，所形成的火山岩零星分佈於大磺嘴（硫磺谷），之後沉寂了將近有170萬年左右，於80萬年前才再度噴發，這個時期的噴發活動規模很大，所有的火山大都集中在70－50萬年之間活動，所有的火山也都在這一時期形成，隨著時代的年輕，火山活動的規模也愈來愈小，差不多在20萬年前，才完全結束整個火山活動的歷史。
資料來源：http://www.ymsnp.gov.tw/
參加學員名單
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102 紀慧文 1 A 102 江雪蘭 1 A 102 蔡穎沂 1 A 102 黃名妤 1 A 114 黃千力 1 B 114 顏伯任 1 B 114 王為之 1 B 112 曾立軒 1 D 112 邱仕燁 1 D 112 王宏銘 1 D 隊輔一 楊美莉 1 C 孔祥偉 1 D |
104 翁子晴 2 E 104 李雅慧 2 E 104 林慧盈 2 E 104 許婷如 2 E 104 陳玫汝 2 F 104 陳宛珊 2 F 104 楊茗蕙 2 F 104 許舒惟 2 F 110 黃維汝 2 I 110 黃詩雅 2 I 隊輔二 廖尹千 2 C 顏月姿 2 C |
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108 楊晴閔 3 G 108 王心怡 3 G 108 蔡伊舒 3 G 108 林嬡足 3 G 108 魏亦伶 3 H 108 紀欣妤 3 H 108 楊千慧 3 H 108 姚芳儀 3 H 隊輔三 楊曉明 3 C 周漢強 3 B |
306 王仟慧 4 J 306 陳映華 4 J 314 黃姝琳 4 J 314 陳俐穎 4 J 陳玉茹 4 I 張雅婷 4 I 顏明山 4 K 楊文娟 4 K |