研究區概況

（一）範圍

海岸山脈位於臺灣東部的中段，以花東縱谷與臺灣其他地區相隔而緊臨太平 洋，區域尺度下其地形自成一體。自日治時期以來各文獻提出的臺灣地形分區多 將整個海岸山脈獨自劃為一區 (楊貴三、沈淑敏 2010: 9-17)。山脈長約 150 km，

寬16.5 km，整體南寬北窄。中段海拔最高，高峰多在 1,300 m 以上，最高可達 1,600 m；南段稍低，高峰平均約 1,000 m；北段最低，高峰多 700 至 600 m 之間 (楊貴三、沈淑敏 2010)。研究區為海岸山脈東翼，即海岸山脈主要山脊以東，其 內河流向東注入太平洋的範圍。其中豐濱溪、秀姑巒溪、馬武窟溪因河流級序高、

主流長、流域面積廣、水系複雜，與東翼內其他流域差異較大，河流地形演育的 影響因子很可能異於其他較小、較單純的流域，所以本文所指東翼的範圍不包括 這三個大流域 (圖 1-5)。此外，最南端近臺東市的加路蘭溪流域一帶，由於為密 圖而無法閱讀航空照片之故，也未包含於研究區中。

圖1- 5 海岸山脈東翼 (研究區) 範圍

此範圍不包括豐濱溪、秀姑巒溪、馬武窟溪三流域以及最南端密圖的範圍。

（二）地形

Chang, 1996; 許民陽，1988；石再添等，1988)，然而同階序者由北至南的高程 差異頗大 (Liew et al., 1990; Chang, 1996)，而且若就局部海岸段落詳細劃分，常 常不只三階 (例如 Yamaguchi and Ota, 2004; 賴政國，1987)。階序較高的海階，

形成時為海進時期，其後的階序則在海平面相對下降時生成 (謝孟龍，1990；劉 平妹、謝孟龍，2006)。日治時期已有學者 (大塚彌之助，1928) 調查部分海階的 高程及闡釋其代表的構造意義，近來有研究指出部分小海階階序可能起自百年至 千年週期的同震 (coseismic) 抬升 (Liew et al., 1993; Yamaguchi and Ota, 2004;

Hsieh and Rau, 2009)。從各海岸段海階不同的幾何特徵與抬升速率，推測影響海 階生成的抬升機制是不盡相同的 (例如 Liew et al., 1990; Hsieh et al., 2004;

Yamaguchi and Ota, 2004)。

整體而言，海岸山脈東翼河階及海階眾多，可視為地殼抬升的痕跡，能據此 推測海岸山脈各處地殼抬升量的相對多寡 (例如徐鐵良，1954；Chen et al., 1991;

Shyu, et al., 2006)。

依照 1/5000 像片基本圖中具藍色實線 (常流河、時令河) 者方計入流域的原

圖1- 6 研究區流域總覽

圖中共207 個流域，A 至 E 的方框分別顯示圖 1-7 至 1-11 各圖幅的範圍與位置

圖1- 7 流域分布之一 圖幅範圍與位置如圖1-6 的 A。

圖1- 8 流域分布之二 圖幅範圍與位置如圖1-6 的 B。

圖1- 9 流域分布之三。圖幅範圍與位置如圖1-6 的 C。

圖1- 10 流域分布之四。圖幅範圍與位置如圖1-6 的 D。

圖1- 11 流域分布之五。^{圖幅範圍與位置如圖}1-6 的 E。

（三）地質

海岸山脈在臺灣弧陸碰撞的地體架構中為菲律賓海板塊前緣的新第三紀島 弧，為呂宋島弧的一部分 (何春蓀，1997: 118)，東翼的岩層主要為沉積岩、火 成岩，分布較廣的地層有都鑾山層 (中新世至上新世) 與八里灣層 (早上新世至 早更新世)；分布較局部的有蕃薯寮層 (早上新世) 與利吉層 (中新世到晚更新 世)，其他尚有零星分布的港口石灰岩 (早上新世到晚上新世) 以及位於海岸的全 新世沖積層 (王源、陳文山，1993a、1993b) (圖 1-12)，東翼各沉積岩地層皆未變 質 (陳肇夏，1994)。海岸山脈內遍布與山脈走向大致平行的構造線，其中研究 區周邊及研究區內較活躍的為縱谷斷層及奇美斷層 (圖 2-8)，分別為晚更新世及 全新世的活動斷層 (中央地質調查所，2010²)，各自影響了局部地區東西向與南 北向地殼的變形、抬升速率以及河階地形的幾何形貌 (Chen et al., 1991; Shyu et al., 2006)。

2 中央地質調查所網頁中之〈台灣活動斷層分布圖，2010〉，網址：

圖1- 12 研究區地質圖

岩層部分改繪自王源、陳文山 (1993a、1993b)，奇美斷層位置：中央地質調查所 (2010)；

縱谷斷層位置：Shyu et al. (2006)。

由河階與海階地形發達，可知本區大致為地表抬升的區域。全新世期間的抬 升速率，有研究利用山區河谷內河階的比高推算局部的地表抬升速率 (例如 Ho, 2006; Shyu et al., 2006)。海岸的定年材料較多，地表抬升資料較豐，但範圍多較 局部 (例如 Peng et al., 1977; Wang et al., 1990; Liew et al., 1990; Chen et al., 1991;

Pirazzoli et al., 1993; Vita-Finzi and Lin, 1998)。以範圍較廣泛的資料 (Hsieh et al., 2004; 謝孟龍、劉平妹，2010) 來看，海岸抬升速率由 1 mm/yr 至 11 mm/yr 不等。

海岸的抬升速率一般被認為大致有南高北低的趨勢 (例如 Peng et al., 1977; Liew et al., 1990; Chen et al., 1991)，而較新的研究 (謝孟龍、劉平妹，2010) 認為抬升 速率呈現了海岸地帶兩個北緩南陡的不對稱大型背斜。至於現代的地表抬升速

率，近數十年來 (1914-1979) 由 0 至 30 mm/yr 不等，且尚有零星的沉降區 (陳 惠芬，1984) (圖 1-13)，而更近期 (2000-2008 年) 的測量結果，南半部固然抬升 快速，但北半部為沉降區 (Ching et al., 2011) (圖 1-14)。

圖1- 13 臺灣 1914-1979 年各三角點升降率等值線分布圖。陳惠芬 (1984) 圖中海岸山脈東翼抬升速率由0 至 30 mm/yr 不等，尚有零星的沉降區。

圖1- 14 臺灣2000-2008年一等水準點及GPS連續觀測站測得之垂直移動速率。

(Ching et al., 2011)

圖中海岸山脈東翼南半部為抬升區，北半部為沉降區。

由於地層的向隨主要山脊呈北北東─南南西走向而近垂直於多數流域的長

http://envgeo.moeacgs.gov.tw/geoenv/default.asp

中央地質調查所以岩石強度 (即單壓強度) 及不連續面間距二者作為劃分岩體強度的參數，根

圖1- 15 流域與地層分布圖。改繪自王源、陳文山 (1993a、1993b)

圖1- 16 流域與岩性組合圖。改繪自中央地質調查所。

圖1- 17 流域與岩體強度圖。改繪自中央地質調查所。

（四）河流侵蝕基準面、古氣候、植生

本區的流域均獨流入海，因此這裡所指的河流侵蝕基準面為海平面。根據謝 孟龍、劉平妹 (2010) 的整理，花東海岸的海平面資料可整合引用自其他地區的 研究，即海水面約於14 ka 至 7 ka 快速上升，約自 7 ka 後趨於穩定而近似於今日 的海平面 (圖 1-18)。目前已知花東海岸晚冰期大規模海進開始的時間點為一萬 四千多年前 (Hsieh et al., 2004; Pirazzoli et al., 1993)⁵，而從10 ka 開始，海水面約 以10 mm/yr 的速率上升，高於地殼上升速率 (謝孟龍、劉平妹，2010)，待海水 面上升速率趨緩，現今最高的海階面方露出水面。古氣候方面，根據包粉研究，

14 ka 以來，在 14 ka 至 11 ka 為較乾燥的時期；11 ka 至 8 ka 以及 7 ka 至 6.5 ka 為較濕潤的時期 (Liew et al., 2006) (圖 1-19)。

圖1- 18 花東海岸的絕對海水面曲線圖。Hsieh et al. (2011) 縱軸為與現今海水面高程 (現今海水面高程為 0) 之比較

圖1- 19 頭社盆地沼澤沉積物孢粉百分比圖。(Liew et al. 2006) 圖中百分比 (花粉與孢子總和的百分比) 越高，表示氣候越潮濕。

海岸山脈的植生，以林帶而言，可劃分為櫟林帶上層 (高程 1472-1682 m)、

櫟林帶下層 (高程 700-1420 m)、楠櫧林帶上層 (高程 400-1645 m)、楠櫧林帶上 層 (高程 75-900 m) 以及榕楠林帶 (高程 310-585 m) (劉宇軒，2004)；以植群型 及其分布之地形位置，可歸納為圖1-20 (劉宇軒，2004；陳文明等，2006)。根據

筆者野外調查，相對於臺灣中西及西南部山區，此區植生繁茂，河谷邊坡崩塌而 成的裸露地不多，坡度平緩的地形面 (海階面、沖積扇面或河階面，以後二者佔 多數) 多分布聚落 (或農寮)、農地以及零星的墓地。

圖1- 20 海岸山脈的植群分布。(陳文民等，2006。參考自劉宇軒，2004)

第二章 研究方法

因素，增加地形面生成的機會，如此方能成就現今海岸山脈東翼河階地形普及的 狀況。是以本文假定海岸山脈東翼河流地形受各因素影響與影響的系統為圖 2-1，這個是本文進行前假想的概念系統。圖 2-1 中將研究區的河流地形演育分 為河床的下切與拓寬，兩者可同時進行：下切來自地表抬升驅動的侵蝕基準下 降，包括地表抬升本身以及6-7 ka 以來海水面相對下降的背景；河床的拓寬來自 沉積物供給速率變動造成對持續下切的干擾，也就是岩石碎屑 (推移載) 堆積或 對協助侵蝕谷床 (Sklar and Dietrich, 2001; 2004; 2006) 而促成的河床或谷底的側 向發展。沉積供給速率變動可能來自氣候、極端事件或集水區地形地質特性等因 素，但在本文進行之前均不確定。這種河床持續下切且同時具側向發展潛力的系 統，利於研究區發展地形面，進而生成今日遍布的河階地形。此假想之概念系統 只是依初步的架構，其內的元素並不完整，而本文後續的部分工作 (研究目的第 二、三、四項) 即需在檢視及增修此概念系統為基礎之下進行。

圖2- 1 本文研究前假想之概念系統

本文假想河階之生成，需齊備下切與加寬河谷的過程與條件。圖中灰色的元素與虛線箭 號，表示此初步假想的概念系統圖中，尚有不確定或仍未知的過程與條件，待本文討論。

承接這個理念，本文的研究架構為圖 2-2，包含各項起始工作，其從事之原 因、目的以及方法在本節下文第三部分的「操作方法」說明之。其中河階分布、

河階對比、流域地質地形、河階露頭、河床礫石岩性、山麓沖積扇分布、海階崖 分布等七項為本文實際操作的項目；階地年代、地表抬升速率、海平面變動、階 地年代等則是回顧自前人的研究成果。而該圖中由各項起始工作延伸的三大項 目，即 1.解河階分布特徵；2.河流堆積、側蝕、下切過程；3.河流堆積、側蝕、

下切的可能因素則是架構中完成研究目的的三個最主要中介項目，當中前兩項由 起始工作獲得的事實資料直接認定，第三項則是由起始工作的結果間接推測或解 讀而來。最後透過這三個中介項目才能探討沉積物供給速率與侵蝕基準變動是否 為，以及如何為河階生成的影響因素，從而達成本文的目的。

圖2- 2 本文之研究架構 圖中加灰底者為操作方法中所列之項目

第二節 研究流程

研究流程從提出研究問題開始，而後依序為確立研究目的、了解研究區自然 環境背景、蒐集文獻、推測影響河床堆積、下切與加寬的原因、形成研究理念與 架構、建立研究流程、確定操作方法、資料蒐集、資料分析、建立研究區河流地 形演育的模式，最後再回過頭來檢視研究理念 (圖 2-3)。操作方法為圖中左側各 項，說明如下：

圖2- 3 本文之流程

圖中加灰底者為操作方法中所列之項目

（一）河階分布─河階判釋

判釋河階地形是本文最基礎的工作之一，這樣才能知道研究對象的位置。判 釋方法為以反光立體鏡觀看航空像片構成的立體像對。總計各區塊用於地形判釋 的航空照片拍攝於民國 67 年至 89 年，像片平均的比例尺約為 1:20000 至 1:17000。為了能較精準地描繪河階面的輪廓與分布，立體鏡再接上 3×的目鏡，

判釋河階地形是本文最基礎的工作之一，這樣才能知道研究對象的位置。判 釋方法為以反光立體鏡觀看航空像片構成的立體像對。總計各區塊用於地形判釋 的航空照片拍攝於民國 67 年至 89 年，像片平均的比例尺約為 1:20000 至 1:17000。為了能較精準地描繪河階面的輪廓與分布，立體鏡再接上 3×的目鏡，