：脊樑山脈、雪山山脈
中央山脈地形可以分為脊樑山脈與雪山山脈，脊樑山脈位在雪山山脈東側，出露台灣最古老的岩層稱為大南澳變質雜岩（大南澳片岩與疑似中生代地層）。大南澳變質雜岩出露於脊樑山脈東斜面，岩性由古生代至中生代的片麻岩、大理岩、綠泥石片岩、泥質片岩與矽質片岩；西斜面出露較年輕的早第三紀低變質度的板岩，不整合覆蓋在大南澳變質雜岩之上（Suppe et al., 1976）。?滄波（Yen, 1954; Yen et al., 1956）發現兩層變質礫岩（E礫岩，M礫岩），認為屬於中生代兩次構造運動產生的不整合構造。從變質度分析，大致在兩層礫岩的上下可區分為三個不同變質程度的地層，一、大南澳片岩，位在M礫岩以下，岩性有片麻岩、厚層大理岩與片岩；二、疑似中生代地層位在M礫岩與E礫岩之間，岩性以片岩為主，偶夾有薄層大理岩，或變質基性火成岩塊；三、第三紀變質岩位在E礫岩之上，岩性為板岩。從泥質變質岩的劈理組構分析，此三套岩層的組織度（texture grade）絕然不同，被認為可能代表不同的變質事件（Yang, 1985; Yen and Yang, 1991; 楊昭男, 1986）。
第三紀沉積岩因受到晚第三紀蓬萊造山運動作用形成低度綠色片岩相的板岩，而位於E礫岩之下的大南澳變質雜岩在運動之前即已變質為角閃岩相與高度綠色片岩相（Yang, 1985）。另外從定年結果分析，大南澳變質雜岩的變質時代可能有兩次，一為早於晚侏儸紀（南澳運動, Yen et al., 1956 ; Yang, 1985；長春運動?, Yui et al., 1998），另一為早白堊紀（Yui et al., 1998）。兩次造山運動被認為與古太平洋板塊向西的隱沒作用有關，屬於安地斯型隱沒模式（圖7; Yui et al., 1998; Chen et al., 2003）。大南澳變質雜岩中部分中生代岩層（天祥層、玉里層）中夾有海洋地殼岩塊，被視為隱沒作用產生的混同層（Lin et al., 1984; Ernst, 1984; Wang Lee and Wang, 1987; Yui et al., 1998）。中國東南沿海早燕山期的岩漿活動即屬於此隱沒作用在早白堊紀形成的火山島弧（Uyeda and Miyashiro, 1974; Jahn et al., 1976; 福建地質誌, 1985; Zhou and Wu, 1994; Chen et al., 2003）。由於大南澳變質雜岩受到多次的變質事件，許多地質現象已遭受破壞或改造，因而增加了大南澳變質雜岩層序對比、地層年代與變質年代解釋（同位素定年）的困難性與的複雜性。以致對於形成環境與構造環境的解釋有許多爭議，並也增加未來對於大南澳變質雜岩研究與討論的空間。
晚白堊紀之後，早第三紀沉積不整合堆積在大南澳變質雜岩之上，並於晚第三紀弧陸碰撞初期，脊樑山脈曾經一度隱沒到菲律賓海板塊之下，之後又隆起形成山脈。碰撞作用造成沉積在脊樑山脈的第三紀泥質岩層產生低度變質作用形成板岩層（陳與王, 1996; ?與羅, 2002）。從大南澳雜岩的同位素定年資料來看，變質年代可能為8-14 Ma（Jahn and Liou, 1977; Jahn et al., 1981; Lan et al., 1990; Lo and Yui, 1996）。
雪山山脈位在脊樑山脈的西側，雪山山脈出露的岩層為早第三紀的輕度變質沉積岩，從第三紀變質岩的分布來看，山脈似乎成背斜的構造，軸部出露最老的岩層為始新統石英砂岩（四稜砂岩），厚約1000-1500公尺，沉積環境由內遠濱至濱面環境。背斜兩翼的岩層為漸新統泥質岩，西翼為變質度較低的硬頁岩，東翼的變質度稍高為板岩；厚度亦可達1500公尺，沉積環境屬於外遠濱環境，岩相主要由暴風沉積的砂頁岩互層（Teng et al., 1991; Chen, 2004）。晚白堊紀至新生代，東南沿海地區轉變為隱定大陸的張裂構造環境（passive continental margin），因此各時代都有零星產生玄武岩岩漿的噴發活動（Chung et al., 1994, 1995），厚達數千公尺第三紀的淺海相沉積層中夾有數期的玄武岩質火山岩。張裂作用在東亞地區形成數個南北走向的半地塹盆地，雪山山脈早第三紀沉積層就是堆積在最西側的雪山槽之中（圖8, Teng et al., 1991），這些半地塹盆地中堆積新生代沉積物最厚可達8千公尺以上。
晚第三紀以來弧陸碰撞過程中，山脈逐漸由北向南形成，現今山脈抬升速率最快的區域位在中央山脈中段，也是中央山脈最高的區段。從中央山脈碎屑鋯石的核飛跡定年結果亦顯示山脈向南擴展的現象，北段雪山山脈的鋯石核飛跡年代約為6.0±1.6、6.4±1.6百萬年，中段雪山山脈約為3.3±0.6百萬年，南段脊樑山脈約為2.4-0.9百萬年（Liu et al., 2001）。晚上新世以來，脊樑山脈平均每年約1公分的速度隆起，但是也受到非常快速的侵蝕，侵蝕速率約每年2.5-4.6公厘（Liu et al., 2000）。經由大地測量以及定年資料分析，無論長期以來或目前中央山脈都持續在抬升，但由兩個碰撞板塊的關係來看，中央山脈是府衝到海岸山脈之下，為何還造成隆起的現象。此現象可從兩個來思考，一是位在中央山脈東側沿著縱谷接壤處有一傾向朝西的逆衝斷層（中央山脈斷層），造成中央山脈的抬升；但是從大地測量結果分析，中央山脈東側並沒有向東位移現象。二、受到弧陸碰撞造成中央山脈地殼增厚，厚度約40-50公里（Rau and Wu, 1995; Wu et al., 1997; Lin et al., 1998），因重力造成中央山脈地殼反彈而助長了抬升作用（Wu et al., 1997; Lin et al., 1998）。目前對於中央山脈抬升現象僅限於推論的階段，未來期待更多研究深入探討這個問題。