第十條路線
第十條路線
花蓮太魯閣峽谷地質簡介
甲、地質概述
一、位置與交通
太魯閣峽谷考察地區，位於中部東西橫貫公路之最東段，考察路線沿中橫公路自太魯閣入口至天祥北方三公里處的文山溫泉共計22公里（公路里程牌189K至167K）。太魯閣峽谷屬花蓮縣境，自花蓮市經新城至太魯閣入口計公里。花蓮市至天祥每日有花蓮公車來往，此外台汽客運每日也有十餘班次分別前往臺中、梨山、和洛韶等地都會經過本考察路段。天祥及太魯閣均為旅遊勝地，故往返遊憩堪稱方便。
立霧溪古稱摺基利溪（山地語音Takkir），發源於合歡山（3,418公尺）與奇萊主山北峰（3,605公尺）之間，慣流於脊梁山脈東斜面，順坡而下，流至新城北方入海，流路全長約53公里。在本區之內於天祥（古稱他比多）附近匯合北來而發源於南湖大山之陶塞溪（山地語音Tausai）和西北來之小瓦黑爾溪（山地語音Waheru），自此東流在在慈母橋會荖西溪，至今太魯閣峽谷口（神祕谷）會砂卡礑溪。中游河道在慈母橋至長春橋之間，成世界上罕見之大峽谷，長達15公里。
立霧溪在天祥以西之上游，河谷雖深，但成較開闊之Ｖ字形河谷，並有曲流。至天祥以東，形成深峻之峽谷，尤以在荖西溪口之慈母橋以下，河床深切入厚層大理岩之中，兩岸壁立，河谷兩岸近Ｖ字形。流路也近於直線，僅有狹窄之嵌入曲流（incised meander）。兩岸谷壁高達數百公尺以至千公尺，在錐鹿斷崖附近谷形最陡，比高在500公尺以下之谷壁坡度達75度。至河谷下方，兩岸間相距峽處不及10公尺，如在九曲洞、燕子口等地頂上一線天日是世界上少見之峽谷景觀。東西橫貫公路緊靠谷壁，鑿石穿洞而過。
大峽谷之所以形成，乃由於地勢之利導，並受岩層性質和地質構造之控制。立霧溪順中央山脈東斜面東流入海，原具有順向河（consequent stream）之性質（既順原始地面之斜坡而下流之河道），河流之流向與區域地質構造線呈東北—西南之走向近於正交，由以在大理岩峽谷中，河流橫截岩層走向成橫谷（transverse valley），沿途山峭坡陡，水流湍急，河流下切急速，而沿岸岩石皆堅岩，包含大理岩和片麻岩，岩質牢固而均勻，河道過處，兩岸壁立，邊坡因岩石堅固，不易崩塌，且流路與岩層走向近程正交，既有岩石崩裂多節理脫落成崖壁，又其間罕有軟質、硬質交間之岩層，故無差異侵蝕之發生，因此河流之側蝕力受到拘束，不易拓寬河道，或發育成曲流帶。此外大理岩能溶於碳酸水，因此河道侵蝕兼具機械之磨蝕作用和化學溶蝕作用，雙重作用增強下切能力，使峽谷形態更形顯著。
台灣居西太平洋邊緣之造山帶上，自第四紀（大約200萬年前）以來，地殼有大量而快速的隆起，造成了巍聳之中央山脈。據地質研究，現今中央山脈之隆起量達每年5公厘之多（以前可能更多），由與地盤隆起，侵蝕基面（海面）相對的下降，河流作用不斷「復活」，下切力盛旺，河道循既有橫切地質構造線之流路越切越深，這是太魯閣峽谷形成之另一因素。所以這一峽谷也具有先成河（antecedent river）的性質。
河岸階地和谷頂緩起伏面
立霧溪在長春橋以下，和慈母橋以上以至天祥、西寶一帶之河岸或山坡間可見多處河階群之存在。少者一、兩級，多者五、六級。階地呈平坦地面或平緩之坡面，其上多有砂礫層之覆蓋，厚自數公尺至百餘公尺，不整合於底部岩層之上。這些河成階地都是代表古代河床高出於現代河床的位置。一般解釋；河階之產生是因河流具有回春作用（rejuvenation）的緣故，就是當地盤隆起或侵蝕基地下降，使河道和基面間的高差加大或斜率增陡，河流由現在河床上又向下挖深，使舊河床遺留在兩岸，便成階地。地盤隆起並非河留下切力之復活之唯一原因，任何因素致使侵蝕基面變動，或由河川之流量遽增（例如氣候變化，以至因河流襲奪而增加水量），又或因山崩改變基面，例如山崩堰斷流路變成湖潭如雲林之草嶺潭即為一例，造成臨時水準面之提高，一旦堰塞物被切穿或崩潰，河川流路又暢通，侵蝕基面又驟下降，水利下切挖深流路，湖中沈積層隆起成階地。似此種種都可導致階地之形成。
立霧溪一帶階地群在分布上的特徵是兩岸出現階地多不成對（即分對等之階地），各處階地離河床之高度（稱為比高）也欠規律。距河床10公尺高之階地最常見於下游至河口一帶也分布得比較廣泛，其他各級比高自二、三十公尺以至200公尺不等，分見於不同地點。各級階地間之高差，短者一、二十公尺，長者可四、五十公尺也不一致。遊街自分佈情形和地形觀之，立霧溪一帶出現階地之性質可能有下列數種形式。（1）谷河道曲流外灣滑走坡上凸出之河曲沙洲（point bar）；（2）由支流或山溝進入主流處所沈積的沖積扇；（3）二河流會合處之中間三角形灘地；（4）隆起之河床（如氾濫堆積）；（5）有些是山崩堆積（崖錐）。其中（1）與（2）都可顯有低傾斜之坡面，此種坡面所經流水橫向切割或崩移（slumping），都可能斷成數級。又在其沈積前緣被主流沖蝕之後則成峭陡河崖，由於後退（被侵蝕）程度之不同，也產生不同高度之河崖，或變成不同高度之階地。
地霧溪現今河谷之地形，在比高100～200公尺一下部份，谷壁甚為峻窄，但在其以上，谷形較寬，整體山坡略顯凸形弧線。高位階地分佈所在到現在河道的距離也較長遠，這表示古代立霧溪河谷或曲流帶之寬度比之現今者寬闊。到其後期，河流側侵蝕力消弱，下切力增強造成峽谷，所以太魯閣峽谷之形成是立霧溪生長歷史中較後期之發展。在本區谷頂，高度在600～700公尺，800～1,000公尺，以及1,100～1,200之山頭上，常有開豁低起伏之平坦面之出現，其上多有紅色土壤之發育（土壤學稱紅棕壤），代表開廣之昔日寬谷或一古期地形面（地形輪迴中以近中期之地面）被切割開折之後之殘留部份。前日人地形學者稱之為「赭土緩起伏面」或所謂LH面。（東西公路在關原附近就有一個最明顯的緩起伏面），在該地形而形成以後河流發生復活現象，往下深切，造成峽谷，故成谷中谷的景觀。
三、變質作用
各種岩石在其形成之後，若其周圍之物理環境發生變化，尤其是受到周圍高溫或高壓的作用，就會使岩石本來的結構和礦物成分發生變化而重新改組，轉變成另一種結構形態的新岩石。這種經過改變的岩石稱為變質岩，促使產生這種轉變（變質）的地質作用就是變質作用。
發生變質的場所多在地下深處，例如由於火成岩漿的上升侵入周圍較古老的岩石之中，岩漿的熱力將周圍焙烤而生變質（這樣的變質稱為接觸變質），或者岩層中發生大斷層（如逆衝斷層），斷層兩側岩石固滑動常被磨碎，運動時的摩擦力和熱量也會使兩側的岩石變質（這叫動力變質）。這兩種變質可能影響的範圍多不甚廣，寬度常在一公尺一下以至數百公尺之譜。但是另一種變質作用，他的波及範圍常達數百方公里以上，就叫做廣域變質（或區域變質）。廣域變質常與造山帶（有大山脈形成的地帶）的形成有密切關係。在大規模的沈積盆地（向海溝、海槽或地向斜）之中常有巨厚的泥沙等沈積物的堆積，厚度可逾萬公尺。因此在其底部的沈積層必須承受上部巨厚沈積層的重壓（靜壓）（在10公里深的岩層的靜壓可達2.5千巴，或約等於2,500氣壓）。同時深度約大，地下溫度也越高。此外這些巨厚的沈積，當地殼發生運動時（例如大陸地殼和海洋地殼的碰撞）又遭受到巨大的橫壓力和相伴生的高溫，使沈積層被壓擠而變形，乃發生摺皺和逆衝斷層等構造，使盆地沈積物拱起成山繼之變質。在這造山運動中也常伴有岩漿的活動，造成侵入岩或噴出岩。
一般岩石當周圍溫度升高，在150℃和壓力約500巴之內常可容忍，沒有什麼明顯改變，再至200℃為止，所有的效應都算是成岩作用的範圍。溫度超過200℃則進入變質範圍，變質作用可持續至岩石之熔融溫度到達之前，即約在650℃至800℃之間，依岩石種類而異。若岩石發生部份或全部熔蝕，則進入火成（或岩漿）作用範圍。所以一切變質作用中岩石結構和礦物的轉變，都是指在固態的狀況下進行的變化。
變質作用常使岩石發生兩種現象：（1）變形，即使岩石中原有的粒子受軋力而被壓扁或拉長，或其位置發生旋轉或滑裂（gliding）而趨於平行排列（或稱順向排列）；（2）重新結晶（再結晶）即在新壓力和溫度狀況之下，原來礦物為達到新的平衡狀態而轉變成新形相礦物，這類新礦物就是變質礦物，例如綠泥石、綠簾石、陽起石、雲母、鈉長石和石榴子石等等。
當泥質岩受壓力變質，其中片狀礦物（如雲母或黏土礦物）和壓扁的其他礦物粒子如上述呈和壓力近正交方向的平行排列，因此變質岩石多呈片狀或板狀的結構，我們敲打岩石時就易順礦物平行排列而裂開，這種的結構現象稱為變質岩的葉理（foliation），是變質岩的一種特徵。
由泥質岩變成的變質岩隨著變質程度由淺而深（結晶由細而粗）逐漸變成
硬泥岩→板岩→千枚岩→片岩
除硬泥岩外，其他的都顯有葉理，板岩和千枚岩的葉理又稱為劈理，片岩的葉理稱為片理。但有些變質岩經過再結晶之後，就呈塊狀，沒有明顯的葉理，例如
玄武岩或安山岩
角閃岩也可變成有葉理的角閃片岩，火山凝灰岩多變成綠色片岩。由花崗岩類變成的片麻岩有較粗糙的葉理稱片麻岩構造。
太魯閣一帶地居臺灣島區域變質帶之核心，沿途岩石都是變質岩石（第四紀以後河流沈積物除外），也都是臺灣最古老的岩石，都已有二億年以上的年齡。這些原是上部古生代（二億五千萬至約三億年）的沈積岩和部份中生代的火成岩因遭白奎紀晚期（七千萬年以前）之造山運動（南澳運動）之影響而變質。到後來在第三紀末期（約200萬年前）臺灣地區又發生一次強烈造山運動（蓬萊運動）使沈積在臺灣海槽裡的巨厚泥沙，被擠壓變形並發生輕度變質而呈板岩系列之岩石，並將之拱起成中央山脈。而在其基盤之第三紀以前的岩石經過這又一次的變動也蒙受再多一次變質作用。這第三紀末的地殼變動，是由於西太平洋的海洋地殼（菲律賓板塊）碰撞到亞洲大陸的邊緣所引發的。
古老的變質岩多半已經歷數次的造山運動的變故，由於各次運動之壓力應力作用之方向有所不同的差別，可使先前已被褶皺之岩層或以發生之葉理受影響而變形或扭曲，即由先前褶皺與後來不同方向之褶皺（再褶皺）相重合之結果而生成許多扭曲形態，即為再褶皺發生過程之示意圖。
大南澳群變質岩，都是以歷經數次造山運動（如前述之南澳運動和蓬萊運動等），因此在長春層和天祥片岩中常見有複雜形式之褶皺，例如劍鞘型褶皺（sheath fold）（盧佳遇，1986）或「牛眼」構造，由於對各構造面方向分析之結果，可知已有三次以上之褶皺（盧佳遇、王執明，1981 ）。
四、岩層劃分
地層分層問題
由太魯閣口至天祥沿途之岩石都是變質岩，在地層系統上屬於大南澳群（或稱大南澳片岩）（顏滄波，1960），上面已講過這些都是臺灣島上最古的岩石。大南澳群變質岩分布地區是在花蓮、臺東縱谷以西之中央山脈的東斜面上，北起蘇澳南迄臺東附近。在東西縱貫公路上，由大禹嶺東之碧綠以至太魯閣入口都是這一岩群的分布範圍。
大南澳群岩層包含片岩、千枚岩、大理岩、變質砂岩與礫岩、變質之基性和中性火成岩以及片麻岩等岩類。其全部厚度，因地質構造複雜不易精確計算，但總在5,000公尺以上。
關於此一巨厚變質岩系應如何分層和各層的上下關係和時代，各家意見仍不一致，產生了幾種不同的分法（參見。在顏滄波氏之分層中，最上部的玉里層在本路線區域內無露出。由於顏氏在太魯閣層中之大理岩中找到二疊記得紡錘蟲（有孔蟲類）和珊瑚化石，因此可確定大南澳變質岩之中至少有一部份是古生代上部的岩石（距今約二億五千萬年前之海地沈積物）。因地質結構複雜，地層的上下關係難得有可供直接測量得層序和剖面，因此各家所分畫多是間接得比較和推定，而且除構造因素之外還可能有岩相的遞變，就是在甲地所見的大理岩（石灰岩相）到遠處可能變成片岩（砂、頁岩相），而二者可能都是同時代的沈積物。
陳培源（1963）在太魯閣地區和沙卡礑溪沿岸調查時，在薄層矽質大理岩（稱為長春段）和厚層大理岩段之接觸帶上發現有多處硬綠泥石岩（chloritoid rock），成莢狀之夾層散佈在薄層大理岩裡，根據該岩石特有隻化學成分認為應是由古生代土壤（高鋁紅土）變質而成，所以在這兩層大理岩層之間必有一侵蝕面，也就是不整合面的存在，硬綠泥石岩就是在這侵蝕面上的古土壤變成的（陳培源1963、1975、1979）。王執明教授（1979）根據以上觀點，將長春段改為長春層，並將其下部的塊狀（或厚層狀）大理岩分劃為九曲大理岩（相當三錐層之全部或一部份，參閱），而以此不整合面為兩層之分界。
在大理岩層中尤其是長春層常間夾片岩，但在慈母橋以西出露之岩層中則以片岩為主，作者（1963）稱之為天祥片岩，後王執明（1982）改稱為天祥層，安排在九曲大理岩之下，但就沈積觀點天祥片岩可能與長春層（或顏氏之太魯閣層）是同時異相的岩型。
片麻岩問題
在太魯閣沿途有三段片麻岩岩體出露，及分布於立霧溪口兩岸（崇德與富世）之開南岡片麻岩（顏滄波之開南岡層）與出露於白沙橋至上溪橋之間之溪畔片麻岩，以及上溪橋以西至燕子口之間之片麻岩，現為方便敘述，暫稱最後者為燕子口片麻岩。開南岡和燕子口之片麻岩，都有明顯葉理，部份近於片岩狀有薄葉理，並有小皺紋。至於溪畔片麻岩之片麻構造較粗，有些地方近於塊狀（或等粒變晶狀granoblastic），尤其是近中心部份（溪畔片麻岩往東北延伸可達白髮山東北之沙卡礑溪上游，延長約12公里）。溪畔片麻岩與其周圍之大理岩之接觸關係，在有些地方是整接的（concordant）關係，但也有些地方顯侵入狀的穿插接觸。靠近邊緣部份之片麻岩也常見含有大理岩和片岩之捕虜石塊，故顯有侵入岩之特性。陳汝勤（1977）和王執明等（1982）就岩石化學的觀點都認為這片麻岩原是由再熔融之岩漿凝結而成，然後再經變質者。其中部份葉理顯著之岩石做這認為可能是侵入體邊緣之流層構造以及夾雜片麻岩化之沈積岩。
至於立霧溪口之開南岡片麻岩，葉理薄而明顯，不含包裹體（捕虜石），在礦物成份上含有綠色黑雲母、綠色角閃岩與矽線石、石榴子石等高度變質礦物。可相當角閃石相之矽線石變質帶（王執明，1982），這表示開南岡與溪畔二岩體在成份上或成因上有所不同。至於燕子口片麻岩體之葉理也很發達，頗似開南岡型片麻岩，但其中不含角閃石也缺綠色黑雲母，是其所不同的地方，該處特別發達之葉理，可能與斷層作用有關，在其與大理岩接觸邊緣有斷層帶存在由斷層磨碎而產生磨嶺岩（mylonite）之結構所致。
溪畔片麻岩因是侵入於大南澳群變質岩，所以他的年代應比大南澳群較新，可能與福建之侏羅紀花崗岩屬於同一時期之產物（江博明、陳培源、顏滄波，1976）。開南岡與燕子口之岩體均以斷層與大南澳群之大理岩接觸，其時代關係一時尚難確定。
綜合上列說明作者暫將太魯閣地區之岩層系統做如中所示的分劃和排列。
因天祥片岩可能是長春層之砂頁岩相，即當時海面漸降（或往西側趨近陸地邊緣），原來沈積石灰岩或石灰岩和砂、頁岩互層的位置漸為單純砂、頁岩層所替代，變質後成為石英絹雲母或含碳質之千枚岩，而當時時有火山運動，所噴出之基性熔岩流和火山碎屑物質（或凝灰岩）落入沈積盆地中與普通泥沙交間成層，變質之後即成綠色片岩。
茲將各地層之岩石性質簡述於下：
九曲大理岩
本層岩石以厚層至塊狀之大理岩為主，呈灰色或白色，也常有黑白相間之層帶或斑紋。層理不顯著，欠平整之裂開面。岩石組成以中粒或細粒之方解石晶粒集成，顯微鏡下呈沙糖狀或鑲嵌式結構（mosaic fabric）。在有些地方含有細晶之白雲母或燧石之瘤塊。本層中不常見有片岩之夾層。在本地區之九曲洞一帶為其標式之露出地點，精確厚度不祥。
在九曲洞以東地區常有層理明顯而平整之平板狀大理岩，顏色灰黑至白色，各層厚度多在半公尺以下，在有些層面間有可能由源於縫合線構造（stylolitic structure）之槽脊相間之線理（lineation）。此層大理岩可視為九曲大理岩之上部，或為介於長春層與九曲大理岩間之另一地層。
本層岩石主由顏色深淺不一，呈累帶狀（banded）之薄層大理岩與鈣質石英片岩（或矽質大理岩交間組成。本層中也常夾有數十公分以至數公尺之白雲岩層或變質燧石層。以及數公尺以至一、二十公尺厚之綠色片岩和灰黑色片岩層。
鈣質石英岩大多數是由石英細晶組成，在其間隙中有方解石細晶充填，也有石英和方解十分別成極薄層，而相間成條紋狀。其中含有黃鐵礦細晶者，風化之後多顯褐黃色，含綠泥石者為灰綠色。大理岩多白色與灰黑色。在本層底部有些地方層見有一、二公尺至數十公分厚之硬綠泥石岩（含硬綠泥石在50％以上）成莢狀之夾層，斷續分佈。在東西公路之長春橋附近（隧道079-080之間）也曾有此種岩石之露頭。岩石黑綠色，石質緻密而沈重（比重較大），因常含有黃鐵礦，風化面常有鐵銹色之皮層。
本層岩石除成累帶狀之外，也常有複雜之小型褶皺唯一特徵。並顯示有經二次以上之褶皺作用之現象（，）。此種常有較複雜之小型褶皺之形成也和長春層之薄層狀之岩性有關，即代表一種弱質岩層（incompetent bed）之可塑性變形。
天祥片岩：
本層以灰色至灰黑色片岩為主間夾綠色片岩，灰黑色片岩多由石英、絹雲母片岩和黑色千枚岩或含碳質千枚岩質片岩交間成層。在有些地方也有變質砂岩、礫言石英片岩或再結晶燧石層。綠色片岩成份以綠泥石、絹雲母和綠簾石為主，也有間夾塊狀綠色岩，此外也常有大理岩夾層，厚數公尺至十許公尺，或則大理岩和片岩成薄層互相交間。本層中小型褶皺及石英脈甚為頻見。在天祥稚暉橋下河灘上出露之片岩中含有許多以壓扁之外來岩塊，包括砂岩和大理岩等，可能示沈積當時山崩之產物，亦可見片岩使比大理言較年輕之岩層。
溪畔片麻岩
此片麻岩呈灰色，風化厚表層顯鐵銹色。岩石構造呈粗糙片麻岩，以至近於塊狀（等粒變晶狀），部份也顯有較薄葉理。部份岩石含有捕虜之圍岩石塊。岩石結晶中粒至細粒，局部也有粗粒結構。組成礦物以石英、酸性斜長石與褐色黑雲母為主，此外有較少數白雲母，局部地方含有微斜長石。岩石之副成份有綠簾石、黝簾石、石榴子石、榍石、磷灰石、硞石等等。在成份上屬於花岡閃長片麻岩至石英閃長岩質片麻岩。
燕子口片麻岩成份與溪畔相似，但含細晶石英較多，長石較少。岩石之葉理較為發達。
開南岡片麻岩
位在立霧溪口兩岸的此種片麻岩有明顯葉理，淺色與暗色層次成較為規則之交間排列，一劈開。岩石有小型褶皺，多石英脈，有呈腸狀構造（ptygmatic fold）者。礦物成份以石英最多，此外有酸性至中性斜長石、絹雲母或白雲母、綠色和褐色黑雲母（前者佔多數），還有綠色角閃石。副成份包括綠簾石、黃鐵礦、硞石、方解石、磷灰石等等。在結構和成份上和溪畔片麻岩稍有不同（見前述片麻岩問題），可能是較古時期之片麻岩，過去亦曾解釋為由來於砂質岩變成之「副片麻岩」，也可能受到斷層磨碎之影響。在其西邊與大理岩之接觸可能是以斷層接觸。
變質基性岩（綠色岩與角閃片岩）
在長春橋之西北約半公里有綠色岩出露兩處。一在西拉岸站西邊河灣處<，是黑綠色的緻密質岩石，由塊狀（在野外可稱為綠色岩）以至略顯片理者。此處岩石均向西北傾斜，夾於多小型褶皺之長春曾與厚層狀九曲大理岩層之間，在河床上之露頭中一層呈熔岩流狀之變質玄武岩，中有壓扁之氣孔，厚十餘公尺，但其組成礦物均已改變。現今成份含有多量角閃石和較次以至少量之石英、褐色黑雲母、綠泥石、方解石和鐵礦。所以在成份上已是角閃岩，但結晶甚細微。
在西拉岸西北也有另一綠色岩露頭，範圍較小，呈莢狀體與綠色片岩相伴夾於大理岩層中。
上述夾於長春層和九曲大理岩之間之玄武岩質岩石，其層位可能與前述之可指示不整合面所在之硬綠泥石岩屬於同一岩層，即代表該時期之玄武岩中，未受風化之殘餘部份。
乙、行程沿線地質說明
第一站：太魯閣東西橫貫公路入口
公路傍立霧溪南岸，立霧溪自天祥以下穿行大峽谷，經18公里至此出峽口，溪水過錦文大橋往下游奔瀉，河床頓形開闊，約5公里至河口，形成一小型三角洲。在河口南北兩岸山坡均有高為河階兩級至三級，在南岸富世村附近之階地較寬廣，高出河床近100公尺地面往東傾斜，至新城附近高不過10公尺。在錦文橋東北山坡，有寬廣石灰岩崩積之崖錐。
在太魯閣口之岩層均為層面平整之層狀大理岩向西北傾斜（請在入口附近測量岩層走向與傾角），有些地方在大理層面間有凹凸之槽紋或條痕可能是大理岩中之縫合面（stylolite）之變相。在河口北向之崇德至南方富世以南之一列低山即開南岸片麻岩之出露地帶參閱。立霧溪沿岸之砂礫層中過去曾發現含有沙金，在颱風之後，因經過大風波淘選，有時在河口沙灘上保留有富集之沙金出現，在民國70年間在一次颱風過後，曾發生過一次掏金潮。
第二站：神祕谷招呼站之西200公尺（187.5Km）（沙卡礑溪口之東南岸）
在隧道083西口崖壁上有斷層擦痕，斷層下盤有小褶皺之片岩露出並夾不純白雲岩一層。自路旁小徑下坡至河灘（即往神祕谷之小徑）可見塊狀之方解質白雲岩一層（含白雲母80%，方解石20％，滴鹽酸僅有微弱起泡），厚3～5公尺風化面現許多細溝紋。在此白雲言語片言接觸面上有許多黃鐵礦變晶，其周圍片岩和大理岩層中有急轉折褶皺，而在此西北之沙卡礑溪口，有已經受傾蝕切割之古沙卡礑溪沖積扇。
第三站：春暉橋（187.6km）至長春橋（186km）
自春暉橋以西至長春橋附近露出地層以長春層為主，亦即長春層標準露出地點之一。在河床上及路旁可見有複雜褶皺之薄層狀至層狀之大理岩與矽質片岩之互層，也時夾有綠色片岩和黑色片岩，在停車場西邊（西拉岸），長春層中夾有燧石一層。
在春暉橋以東以大理岩為主，多呈平整之板狀層理，在187km程牌處之長春層中夾有一層近兩公尺厚的硬綠泥岩。
在長春橋南面之長春祠建造於山溝瀑布之旁，處於長春層和九曲大理岩交接地帶，76年7月6日上午在山溝頂部之峭壁發生大山崩，部份長春祠建築被落石所毀。在山腹至立霧溪河床間，形成一大片山崩之碎石坡。
第四站：長春橋西北之拉西岸招呼站至寧安橋間（185.5km）
自長春橋往西北大理岩夾有黑色片岩與綠色片岩，岩層大體向西北傾斜，薄片狀大理岩有小型褶皺多呈偃臥型。夾在片岩間有灰黑色至黑綠色之變質岩一層，厚十餘公尺，岩石片理不顯，近於塊狀，實質堅硬緻密。自此路旁循河崖邊上小徑往下走到河床（在河灣處）有層狀之變質基性岩露頭，岩石有有氣孔構造，有些呈長形排列，而部份氣孔被白色之方解石等次生礦物充填。這些基性岩和附近綠色片岩之原岩應是玄武岩質火山岩及其碎屑岩，經變質作用而變成。其中所礦物各部份不甚一律，包括有角閃石、透閃石、綠泥石、綠簾石、黝簾石和雲母等，有些也含微晶石英或少量斜長石。
自西拉岸至安寧安橋間之大理岩，似一向斜構造，請沿途測量其走向與傾斜，以判定向斜軸部之位置（在西拉岸招呼站西邊）但在近向斜軸部地方以受斷層截切故非完整向斜。過斷層之後（西邊）也有一呈莢狀之綠色岩體出露，厚度較薄，伴有綠色片岩，也許可和東翼之變質基性岩相對比。
第五站：白沙橋（183K）
由長春橋沿中橫公路往西約2.5公里，越過白沙橋，在橋下之露頭中，可以觀察到溪畔花岡片麻岩與九曲層大理岩接觸情形，白沙橋東邊是大理岩，橋之西邊就是片麻岩，同處立霧溪河谷之東岸為九曲層之大理岩，西岸為花岡片麻岩，兩者之間交界面呈交指狀。自白沙橋上下望或沿橋旁之崖坡往下到立霧溪河灘，可見在白沙橋下有片麻岩兩層穿入大理岩層之中。又在河灘東邊也可見另一大理岩與花岡片麻岩之接觸露頭，兩者接觸面有一不規則之換質作用帶，呈肉紅色，主要係由金雲母等礦物所組成。溪畔花岡片麻岩，常含有片岩與大理岩之包裹體（捕虜石）內常呈環狀反應帶，因此可證，溪畔花岡片麻岩岩漿侵入時代，應晚於大理岩層。依岩石學及地球化學之研究結果，此一花岡片麻岩之原岩係以地殼深部經深熔作用造成之花岡閃長岩（granodiorite）。溪畔花岡片麻岩係由斜長石、石英、微斜長石、黑雲母、石榴子石、白雲母極微量之榍石和硞石所組成。九曲大理岩，則係由石灰岩變質而來，主要是由方解石所組成，故滴上稀鹽酸後起氣泡，大理岩常含碳質物而呈灰黑色。大理岩內亦常可發現白雲岩之透鏡體，白雲岩不與稀鹽酸起反應，故滴上稀鹽酸氣泡甚微弱或不生氣泡，此法是野外鑑定大理岩與白雲岩最簡單的方法。在白沙橋邊之大理岩中原夾有白雲岩薄層，經過變質擠壓之後，形膨縮相間之串腸構造，如所示。
第六站：上溪橋（180.8K）
自白沙橋沿公路向北1.2公里至溪畔是發電廠的水壩所在，在溪畔片麻岩即以白沙橋至溪畔一帶為標準地點。在溪畔至上溪橋間在片麻岩中有頗發達直立節理。再往西南兩公里，過上溪橋約200公尺即有溪畔片麻岩之西緣與大理岩接觸處（隧道076）。大理岩呈平板狀之層里巷東南傾斜與片麻岩沿層面接觸，層面附近為發現有接觸變質之徵象。大理岩層在此厚近30公尺，但往北岸厚度減少。在大理岩層之底部又和有顯著葉理之片麻岩接觸（大理岩夾在兩層片麻岩之間）。此片麻岩往西邊連續，露出約500公尺後，又與層狀大理岩相接，界面在隧道070之西口，但有浮土遮覆，關係不清。此處大理岩也是向東傾斜，自此往西即燕子口。
這一段片麻岩之葉理甚為發達，在最西側接觸邊緣幾近片岩狀之葉理，各片薄（1～2）而較平整，其中雲母薄膜甚細，肉眼不能分辨其各別之顆粒。自此往東，葉理較粗，淺色礦物（石英與長石）分凝成團粒或條紋，厚2～3公厘與結晶較細之暗色（多黑雲母）紋層相間，構成帶有小皺紋之片麻狀葉理，至於溪畔片麻岩在中心部份，其結構近於花岡岩狀（粒狀變晶結構granoblastic fabric），此處雲母片結晶較粗，肉眼可辨認，而成點佈狀或聚成波狀之短紋。在邊緣三片狀片麻岩或為磨稜岩所演變而成，即其與大理岩之間可能是斷層接觸。
第七站：流芳橋（176.8K）至九曲洞
自燕子口往西至九曲洞沿途均厚層狀至塊狀之大理岩，即九曲大理岩。在燕子口一帶河岸岩壁上常見有大小洞穴（即為燕子窩），這些洞穴之成因，可能有二：其一，因大理岩經地下水溶解之結果（即地下水出口所在），另有可能是古時立霧溪磨蝕和溶解之結果，即遠古河床尚未切入現在深度，洞穴所在代表古時河流的水位高度（峽谷崖壁常留有水蝕之凹穴）。附近河崖上可見到大理岩層有小型斷層群之存在。燕子口之西，在靳珩橋招呼站下望（向西），大理岩崖壁受溪流侵蝕與崩落之結果，河岸之崖壁稜線顯出參差凹凸之曲線（輪廓），恰似戴有羽冠之印第安人頭之側影。更東方再過靳珩橋，接隧道083，在隧道口陡立岩壁上有擦痕，可能是一斷層面。自此往西經安通橋至流芳橋（178K），附近大理岩層層面都向東北東傾斜，過流芳橋轉向北北東傾斜而至九曲洞，這一帶應是一背斜構造（九曲背斜或三錐背斜）所在，背斜部份已被兩斜向左移斷層切過（在九曲洞招呼站旁）。沿斷面有角礫岩（<，）。在175公里東邊在南岸有小溪匯入立霧溪，岩此小溪可能是另一斷層線。自此往西至慈母橋之東邊，厚層之九曲大理岩均傾斜向西北。
九曲洞附近是沿途公路攀高地段，下臨筆直深谷，由於地殼之上升與立霧溪快速之侵蝕切割作用，使此段溪谷（自溪畔至慈母以東）形成陡峭壯麗的太魯閣峽谷，一由於大理岩膠結之緻密，中橫公路於此鑿穿危崖峭壁而行，使中橫公路工程之艱鉅與自然之美，得以齊名。觀察這段露頭，是使我們能夠了解地殼上升運動與河川侵蝕力量之驚人。
第八站：慈母橋（173.1K）
慈母橋附近為長春層之綠色片岩與九曲層大理岩交界觸，其接觸面經後期之變形作用，呈偃臥褶皺（recumbent fold），慈母橋旁之「青蛙石」即位處此一偃臥褶皺之中心位置似蹲伏之青蛙，其腹部以下部份出露之大理岩與綠色片岩接觸面，可清楚地觀察到此一偃臥褶皺之位態。如仔細勘察此處露頭上及橋下諸巨礫所顯示之褶皺疊置現象，可推定本層以經過兩次以上變形作用與褶皺，因之部份岩石顯有劍鞘褶皺（sheath fold）及其他複雜小褶皺（與）。
在174K里程牌處（隧道西口）大理岩層構成一寬緩褶皺有連續之背斜與向斜，其軸部完整可見。
第九站：天祥稚暉橋（170K）
沿稚暉橋旁之小徑，部下立霧溪與陶塞溪匯流處，出露之岩層為天祥層灰黑色之石英絹雲母片岩，片理十分發達。依各期變形作用造成之片理面間的疊置關係，也可看出此處岩層曾受二期以上之變形作用（，）。石英雲母片岩係由泥岩或頁岩變質而來，主要是由石英、斜長石、絹雲母及少量之黑雲母和綠泥石組成，其中常夾有已被褶皺之石英薄層及石英脈。溯小瓦黑爾溪而上，行約40公尺處，可發現一變質礫岩之透鏡體，長約80公分。河床中，亦常可發現粗粒之變質輝長岩與變質燧石之滾石。在稚暉橋下河灘露出之片岩中含有許多已壓扁之礫塊，包含砂岩和大理岩等，可能是沈積當時發生山崩的產物。
天祥（山地語稱他比多）位在陶塞溪與立霧溪合流處之河階上，附近河階共有四段分別高出現代河床120，100，85與65公尺，最高段之標高為540公尺。
第十站：泰山隧道與文山溫泉
在泰山隧道南口有一層層狀大理岩連接於黑色片岩之上，岩層傾斜往西北，表示沈積相之變化由淺水之泥沙相遞較深水之石灰岩相。自此至天祥間即天祥片岩（層）之露頭，片岩包含石英絹雲母片岩，綠泥石英片岩等。在隧道口路旁沿欄杆有石階沿崖壁下山，然後過陶塞溪吊橋（陶塞溪為立霧溪上源之一，往南流至天祥匯入立霧溪），到北岸即達溪邊。此處溪岸上出露岩層與泰山隧道口者屬同一層，即順沿其傾斜方向而下達谷底，此層狀大理岩層（厚約10公尺）傾向西北在其中有一破裂面，走向北西—南東，傾斜西南約40度，溫泉即由裂隙流出到河灘上，現經圍堵成小池（，與）。大禮玵層大部接連片岩層，片岩中甚多小褶皺（有些屬引曳褶皺）表示多次褶皺。注意溫泉旁之大理岩層面間也有似縫合線之齒形槽痕。
丙、參考資料
王執明（1979）東臺灣洛韶至太魯閣地區變質沿生成時間順序之初步探討。中國地質學會專刊第三號，p.249～252。
王執明（1982）新釋「大南澳片岩」。中國地質學會專刊第二十五號，p.5～12。
王執明、王源、嚴滄波（1982）臺灣東部花蓮縣和平至溪畔地區片麻岩體內之多次變質作用。臺灣大學地質學系研究報告第21期，p.122～139。
江博明、陳培源、嚴滄波（1976）中國南方之花岡岩Rb/Sr年齡及其在大地構造學上之重要性。Geol. Soc. Amer. Bull. v. 86,p.763-776。
李春生（1984）臺灣立霧溪以北的大南灣群之地層研究。中央地質調查所特刊第三號，p.1～10。
陳汝勳（1977）三錐山及百髮山片麻岩之成因-----地球科學之探討。中國地質學會會刊，第二十號，p.36～45。
陳培源（1963）臺灣花蓮沙卡礑溪及老西溪產硬綠泥石岩之礦物學與岩石學性質。臺灣大學地質學系研究報告第十期，p.11～27。
陳培源（1975）概論喀斯特型鋁土礦床，並論在臺灣可能存在之化石礦床及其地層學上之意義。地質第一卷第2期，p.21～31。
陳培源（1979）東臺灣產之硬綠泥石岩；可能為高鋁磚紅壤之變質產物。南斯拉夫研究院報告第十五號，世界ICSOBA會議專刊，P.223~235。
陳肇夏（1979）臺灣中部橫貫公路沿線地質。中國地質學會專刊第三號，p.219～236。
羅清華、王執明（1981）臺灣花蓮地區溪畔花岡片麻岩之大理岩包體。中國地質學會專刊第二十四號，p.137～140。
譚立平（1981）花蓮豐田地區之多次變質及變形作用之研究。中國地質學會專刊第二十四號，p.87～98。
盧佳遇、王執明（1981）臺灣東部洛韶至慈母橋地區大南澳片岩之地質構造研究。地質，第三卷，p.121～133。
顏滄波（1954）臺灣之片麻岩。臺灣省地質調查所彙刊第五號，p.1～99。
顏滄波（1960）臺灣北部大南澳片岩之地層學的研究。臺灣省地質調查所彙刊第十二號，p.53～66。