文獻回顧

地表抬升為河階生成的必要因素 (Bridgland, 2000)，惟地表抬升為主要控因所生 成的往往是侵蝕型階地而與氣候變遷生成的堆積型階地不同，為沉積物厚度較薄 的岩石階地 (Bull, 1990; 2007)。促使河階生成的地表抬升可肇因於大尺度的造山 運動，例如英國南部 (Maddy, 1997) 以及日本本州北部 (Matsu’ura et al., 2008) 的階地。小尺度的構造線沿線抬升也是局部河段階地階數與崖高的重要控因，這 種例子在臺灣相當多 (例如蘇惠貞，2007；黃珮瑜，2008；范舜侑，2008)，其 中當背斜斜交過河谷時，於背斜通過的河段容易出現岩石河階，其上游與下游河 Schreve, 2009)，但此因素目前尚未見於臺灣。

(2)氣候變動

氣候變動對於河道坡度、水量、沉積物顆粒大小與供應量、以及底岩相對的 可侵蝕性皆有影響，與河階地形的生成有很大的關係 (Gibbard and Lewin, 2009)。不少研究顯示階地堆積物形成的時間為地表植生稀疏而河谷沉積物供應 量較大的冷期 (Bull and Kunepfer, 1987; Sugai, 1993; Molnar et al., 1994; Starkel, 2003; Litchfield and Berryman, 2005; Litchfield and Rieser, 2005; Clement and Fuller, 2007; Bridgland and Westaway, 2008; Kock et al., 2009; Wang et al., 2009; Wegmann

2011)，少數則認為是在暖乾期 (Pierce et al.,2011)；對於造成下切而形成階崖的 氣 候 時 期 在 不 同 的 研 究 區 而 有 冷 期 (Hanson et al., 2006) 、 冷 期 轉 至 暖 期 (Bridgland, 2000; Ho, 2006; Wang et al., 2009; Wegmann and Pazzaglia, 2009; Yang et al., 2011; Olszak, 2011)、暖期轉至冷期 (Bridgland and Westaway, 2008)、冷暖 期轉換時期 (Starkel, 2003; Bridgland and Westaway, 2008)、以及暖期 (Molnar et al., 1994；Litchfield and Berryman, 2005) 等不同推論結果。在喜馬拉雅山山脈南 面山麓，沉積物堆積或河道下切尚與印度夏季季風 (Indian Summer Monsoon, ISM) 強度的震盪導致降水的多寡有關 (Bookhagen et al., 2006; Suresh et al., 2007; Dutta et al., 2012)。

氣候階地常出現在中緯度的河谷中上游於冷期為冰河或冰緣地區的河段，然 而也有生成於河谷中上游但非冰緣區河段的例子 (Sugai, 1993; Litchfield and Berryman, 2005; Hanson, 2006; Yang et al., 2011)，Ishimura and Kakiuchi (2011) 強 調非冰河及冰緣區的流域，受氣候波動的反應與冰河及冰緣區者類似。此因素成 的通常為堆積型階地 (Bull, 1990)，但也有生成岩石階地的例子 (Wegmann and Pazzaglia, 2009; Ho, 2006; 何立德，2007)，關鍵在於某種氣候期之內河水流量與 相應的沉積物供給量。中─晚更新世以來這種河谷大量積夷而成的堆積型階地，

雖然有時因所遵循的氣候循環，其時間尺相異，以致階數未必均與米蘭柯維奇循 環¹ (Milankovitch cycles) 吻合 (Bridgland, 2000)，但許多例子仍顯示相鄰階序之 間大致為10⁵ yr 的時間尺度 (Bridgland and Westaway, 2008)，不過兩次加積事件 之間或一次加積事件之後因河流沉積物供應減少，使河流側蝕與下切沉積物而成 的埋切階地 (fill-cut terrace) (Starkel, 2003; Wang et al., 2009) 或是在冰期中冷暖 期交替時期形成岩石階地 (何立德，2007)，其生成的時間尺度會比 10⁵ yr 小得多。 逐漸向上游積夷，形成往後河階面上的堆積物 (例如 Litchfield and Berryman, 2005; Robustelli et al., 2009)；海平面下降，河流的基準面 (base level) 降低，造 成河流下切 (例如 Claessen et al., 2009; Robustelli et al, 2009)，臺灣西部高位階地 (LT) 最低階下切至低位階地 (FT) 最高階也被認為與 30,000 年前海準面大幅下 降有關 (廖俊言，1995；劉明錡，2004；蔡衡，2004；Sung et al., 1997)；海平面 長期穩定，有助於河流側蝕與河谷加寬 (Huggett, 2007: p. 239)。海準面的上升或

1 米蘭科維奇循環為時距10 ka至1 Ma的氣候循環，肇因於太陽─月球─地球之間複雜的軌道關 係，由三種軌道的擾動以及五種週期所構成：偏心率 (eccentricity) (400與100 ka)，來自地球繞 行太陽的軌道由近圓形至橢圓形的轉變；傾角 (obliquity) (41 ka)，來自地軸與黃道面夾角於22.1

°至24.5°之間的變動；進動 (precession) (或曰歲差) (23與19 ka)，來自地球自轉時，週期26 ka的 晃動轉圈 (引自Yu et al. 2008)。

下降各自將為河谷內近海河段之地形演育帶來什麼樣的影響，仍須參考河谷近海 段與河谷外地形之相對坡度 (例如 Hsieh et al., 1994; Pazzaglia, 2010)，當下游因 坡度因海平面下降而增加，才會驅動向上游的下切。多數的河階序列主要反應的 是第四紀，甚至僅是全新世的環境變遷過程 (Pazzaglia, 2010)，而臺灣河谷內階 地的年代僅數千年至數萬年，且東部近期普遍屬於海平面相對下降的情況，因此 晚更新世以來的海平面 (相對) 的變化可能是重要的因素。

2.內部因素

(1)河流能與抵抗能的關係

河流系統內部變數的變化往往表現在河流受到外部的獨立自變數影響後，流 域內河段之間所產生的反應，有時這種反應是一連串的連鎖反應，所以在系統中 多屬於影響河流地形演育或控制河階生成的中介變數 (mediator, intervening variable)。

河流某河段是侵蝕或堆積決定於河流能 (stream power) 與抵抗能 (resisting power) 相對的大小 (Bull, 1979; 1991; 2007)，前者大於後者，產生侵蝕，河床高 度降低，反之則堆積，增加河床高度，河階地形就在河床高度升高或降低之間生 成。河流能與河道坡度、河流流量；抵抗能與沉積物顆粒大小、推移載 (bedload) 等變數量的大小呈正向的關係 (圖 1-2)，這些變數會透過流域系統中邊坡與河道 二個次系統間的交互作用以及河流侵蝕基準的變動來影響抵抗能與河流能彼此 的相對高低，而前文提到的各項獨立變數，例如氣候變動影響河流流量、沉積物 供給；地表抬升與海平面升降影響河道坡度等，則是驅動河流內次系統間互動時 參數的變動進而影響抵抗能與河流能相互變化的動力 (Bull, 1991) (圖 1-3)，因此 河流能與抵抗能的比值 (Bull, 1979; 1991; 2007)。

圖1- 2 河流在積夷與蝕夷之間的平衡示意圖。Bull (1991: 15)

圖1- 3 河流系統的基本元素。Bull (1991: 5) 圖中粗的灰箭頭表示回饋機制。

河流能與抵抗能比值的變動意味著河流系統對外部因素的反應與調整，這個 反 應 與 調 整 有 時 是 呈 現 在 一 連 串 的 連 續 反 應 之 中 ， 例 如 河 流 的 複 雜 反 應 (Schumm and Parker, 1973; Schumm, 1977)，這在臺灣有類似的實例 (齊士崢，

1994; 1995)，或是可能發生在河流堆積物增加河道坡度至超過某一門檻值後自我 調整地下切 (Schumm, 1973; 黃珮瑜，2008；范舜侑，2008)。有例子顯示河流下 切 堆 積 物 的 過 程 中 ， 堆 積 物 表 層 可 能 因 淘 選 作 用 產 生 礫 石 構 成 的 甲 冑 曾 (armor)，間歇地阻礙河流下切而生成崖高較小、局部性分布的數階埋切 (fill-cut) 階地 (Bull and Knuepfer, 1987)。此外，來自支流河谷的沉積物 (如沖積扇) 大量 堆積後，也能因堵塞河道而改變其上游的臨時侵蝕基準，進而影響主流沉積物的 堆積與階地的演育，例如蘭陽溪主流河谷支流扇的堆積 (傅炯貴，1998)。連續 反應的過程通常不會擴及整個集水區且各河段通常不會一致，因此不論其生成的 河階為堆積、侵蝕、或埋切型，多是「次要」的，較為零星狹小 (Bull, 1990) 而 不易與其他河段對比的階地。

(2)岩石碎屑的工具與覆蓋效應

近期的研究開始重視岩石碎屑由集水區邊坡或上源進入河道後，在河床底岩 上的磨蝕與覆蓋對河床遭受侵蝕與否的影響。Sklar and Dietrich (2001, 2004, 2006) 的跳躍磨蝕模式 (saltation-abrasion model) 認為當河道中沉積物供給速率在某個 數值以下且底岩未完全受沉積物覆蓋時，河床上底床載 (bed load) 的顆粒將以跳 躍移動的方式磨蝕底岩，此謂推移載顆粒的工具效應 (tool effect)，期間底岩被

侵蝕的速率將隨推移載供給速率的提高而增加。透過野外研究 (Cowie, et al., 2008)，認為當底岩河流 (部分或全為底岩河道) 面對地表抬升而以提高侵蝕速率 作回應時，整個反應的效果 (侵蝕速率提高) 固然獲得自河流坡度增加所帶來的 剪應力增加，但部分也來自底床載供給速率增加所驅動的工具效應。然而當推移 載供給速率不斷提高，以致在底岩上不斷堆積，至大量覆蓋底岩而難以搬運，此 時推移載顆粒的覆蓋效應 (cover effect) 開始出現，也就是推移載多到對底岩產 生了保護的作用，那麼工具效應將逐漸減小，推移載磨蝕底岩的速率降低，甚或 因推移載的完全覆蓋而讓底岩免於被侵蝕 (圖 1-4)。Finnegan et al. (2007) 的實 驗認為當河道底岩尚未大部份受推移載覆蓋時，工具效應的效果受到推移載供給 速率與河道搬運負載力的控制，而覆蓋效應的發生則不完全是因為推移載的供給 速率過大，工具效應磨蝕之下造成河床粗糙度的增加也能驅動覆蓋效應而降低侵 蝕速率。

圖1- 4 工具效應與覆蓋效應造成之侵蝕速率。Sklar and Dietrich (2006) 圖中最粗的黑線為兩種效應雙重影響下侵蝕速率隨沉積物供給速率不斷增加下的變化。

岩石碎屑工具與覆蓋效應的相互消長造成侵蝕速率的升降，與河流中某河段 之河流能與抵抗能 (Bull, 1979; 1991; 2007) 的概念密切相關，也就是當河流能大 於抵抗能，推移載才能被水流搬運，才有機會磨蝕底岩，工具效應也才能發揮，

反之當推移載供給速率過大，河床多被推移載沉積物覆蓋，礫石之間相互制約，

抵抗能佔優勢，侵蝕速率便逐漸降低。此外，底床載工具效應的侵蝕速率也會因 磨石工具的抗蝕性提高而提高 (Sklar and Dietrich, 2001; Cowie, et al., 2008)，而 在底岩性質的控制下使一集水區屬於風化限制 (weathering-limited) 或運輸限制 (transport-limited)，也會影響岩石碎屑供給與搬運的狀況，進而影響推移載的供 給速率足以產生的是工具或覆蓋效應 (例如 Wegmann and Pazzaglia, 2009)。

3.各因素的共同影響 上、中、下游生成的河階形態也不同 (Starkel, 2003)，或是因侵蝕基準下降的向 源侵蝕以及隨冷期而來的加積發生於同時期，其中於向源侵蝕較強盛的河段以下 切為主，階面狹小，但氣候效應與向源侵蝕對峙的較上游河段則是進行側蝕而出 現岩石階地，阻止了向源侵蝕的上溯 (García et al., 2004)；(3)彼此在空間上非全 然重疊，例如氣候波動雖遍及各河段，但水面升降對河階演育的效應卻只有在下 游段可看見 (Litchfield and Berryman, 2005)。

由於研究區內普遍是較小的流域，各種因素空間上影響，在有限的流域範圍

黃祥慶，1995；周淑文，1997；張瑞津等，2000)、中港溪與頭前溪流域 (張瑞 津，1999；蔡怡真，2002)、後龍溪流域 (張瑞津等，1998)、大安溪流域 (Chen et al., 2007)、大甲溪流域 (Wenske et al., 2012; 石再添等，1986；蔡衡，2004)、大 肚溪流域 (楊貴三等，2007；黃珮瑜，2008；范舜侑，2008)、濁水溪流域 (石再 添、楊貴三，1985；趙秋益，1993；蔡衡，2004)、急水溪流域 (蘇惠貞，2007)、

二仁溪流域 (Hsieh and Knuepfer, 2001)、高屏溪流域 (黃美璇，2001；齊士崢、

黃美璇，2001；龔琪嵐，2002；龔琪嵐、齊士崢，2004；林名璟，2008)、蘭陽 溪流域 (陳邦禮，1996；傅炯貴，1998；齊士崢等，1998；趙偉智，1999；蔡衡，

2004)、立霧溪流域 (劉志學，1989；齊士崢，1994；齊士崢，1995)、花蓮溪流 域 (楊貴三，1992)、豐濱溪流域 (Ho, 2006)、秀姑巒溪流域 (Shyu et al., 2006)、

以及馬武窟溪流域 (鄧國雄與沈淑敏，1990) 等。另外也有跨流域的區域尺度研 究，例如臺灣北部主要流域 (吳麗娟，2000；劉明錡，2004)、花東縱谷 (張瑞津 等，1992a、1992b)、海岸山脈東翼的部分流域 (Hsieh et al., 1994; 高鵬飛，1990；

張瑞津等，1991) 及全域 (劉平妹、謝孟龍，2006)、流經中央構造線的流域 (Hsieh and Chyi, 2010; 齊士崢、宋國城，2000)、臺灣西南部山麓地帶 (Hsieh and Knuepfer, 2002)、以及臺灣多處的紅土台地 (Sung et al. 1995; 1997) 等。