分為海階和河階兩種(Huggett, 2011)。如第二章所述，前人研究表示本研究區 域內的階地堆積物以河道礫石堆積物為主，顯示這些階地主要是河流沖積所 流沉積物與底岩的關係，分為岩床型河階(strath terraces)和沖積型河階(fill terraces)（圖 3-1）。
．岩床型河階（圖 3-1a）
當階面上的河流沉積物不厚，且沉積物底下的岩床(bedrock strath)有露出 地表，這樣的河階稱為岩床型河階。其形成原因為侵蝕基準面(base level)相對 降低，造成河流持續下切(incision)並侵蝕底下的岩床，原本的河床以及沖積平 原便形成我們所見的階地。從上述描述可以了解，這類型的階地系統當中，每 個階面都指示某個時期古河床的所在位置，將其與現生河床高度做比較，可以 指示該階地形成以來河流的下切量，若是在河道下切作用較劇烈的地方，甚至 可以在河床當中看到底岩的露頭。
．沖積型河階（圖 3-1b）
與岩床型河階相反，沖積型河階上的階面沉積物相對較厚，且沉積物底下 沒有岩床的出露。這樣的階地形態是源自於過去的沉積事件所留下的厚層河 道沉積物，在事件結束後河流下切至原本的高度，這些厚層沉積物的頂部便成 為階地。這樣的河階系統顯示以長期而言，岩盤可能沒有相對於河道的抬升，
圖 3-1：岩床型河階(a)與沖積型河階(b)的示意圖。岩床型河階之下以底岩為主，只有階面 頂部有薄層的沉積物，河床本身下切至底岩；沖積型河階之下以河流沉積物為主，圖中不 同顏色代表不同事件的沉積物，現生河床未必切穿至底岩。
若有不同高度的階面，通常代表著不同的沉積事件所留下的沉積物，因此階地 沉積物可用於了解沉積事件的發生年代。
根據本研究在野外所觀察到的階地露頭，區域內階地沉積物不超過 10 公 尺，且在許多階地之下都可觀察到泥質或砂泥互層的底岩（圖 3-2），因此本研 究認為這個區域階地皆為岩床型河階。以下則說明岩床型階地與構造活動之 間的關係。
3-1-2.岩床型階地與活動構造的關係
如前所述岩床型階地是由於侵蝕基準面相對下降，造成河流下切底岩所 致 ， 而 侵 蝕 基 準 面 下 降 的 原 因 有 地 殼 抬 升 以 及 海 水 面 下 降 兩 種 可 能 性
（圖 3-3），因此在使用階地分析活動構造之前，必須先確認海水面變化對階 地的影響程度。
圖 3-3：岩床型階地的兩種形成過程，分別以河流縱剖面以及橫切面做對照。(a)河流（藍 色曲線）隨著侵蝕基準面（紅色虛線）下降而下切至底岩當中，過去的沖積平原（橘色及 綠色虛線）留下形成階地。(b)岩床因為構造活動而抬升，河流為維持原本的平衡高度而侵 蝕底岩，使過去的沖積平原高於現在的河床。
圖 3-2：礫石為主的階面沉積物覆蓋在泥質或砂泥互層的底岩之上。露頭位置分別位於(a)西湖鄉僑文國小附近（附錄二 a 點 1）(b)通霄鎮媽祖田（附 錄二 f、g 點 2）(c)西湖鄉下埔村（附錄二 b 點 3）(d)通霄鎮雙洽水（附錄二 d 點 4）。
（摘自 Google, 2013）
根據世界各地的海階以及其他海水面指標紀錄所示，第四紀(Quaternary) 以來最高海水面出現於距今 118-125kyr 之前，高於現今海水面約 6-9 公尺 (Neumann and Hearty, 1996; Hearty et al., 2007; Burbank and Anderson, 2012)；
另外根據氧同位素紀錄對全球海水面變化所做的模擬（圖 3-4），當時最高海 水面高於現在約 9.8 公尺(Hansen et al., 2013)。
而前人對苗栗地區的研究表示，此區域階地比高介於 40-150 公尺之間
（張瑞津等，1998），顯然海水面變化並非河流下切的主要原因，因此本研 究認為這個區域的階地形成主要是受到地殼抬升影響而形成的。然而為了得 到更精確的構造抬升速率，本研究在計算抬升速率的時候，仍需將階地形成 時的海水面高度納入計算當中。
綜合以上對階地的初步分析，本研究區域的河川下切主因是受到構造抬 升所影響，階地與現生河床的高程差主要反映階地形成以來所受到的抬升量。
藉由繪製現生河床以及階地的剖面並比較兩者的高程差，可以了解各階地形 成以來所受到的構造變形，做為估算構造抬升量的依據。
圖 3-4：近 5 百萬年以來的海水面變化（摘自 Hansen et al., 2013）。第四紀以來最高海水 面出現在約 12 萬年前，相當於 MIS（marine isotope stage，海洋同位素階段）5e 的時候，
其高度約比現在海水面高 9.8 公尺左右。
3-2.地形影像分析
本研究使用 5 公尺解析度數值高程模型(digital elevation model, DEM)地 圖，搭配由美國環境系統研究所公司(Environmental Systems Research Institute, ESRI)所開發的 ArcMap 10.4 軟體進行階地判釋以及繪製。以下分別介紹 detection and ranging, LiDAR)的技術發展，藉由空載光達掃描地面，計算其 回傳訊號，可較有效率的取得大範圍的高程資料。本研究所使用的 5 公尺解 析度 DEM 屬於規則網格(grid)資料，其記錄方式以邊長 5 公尺的方格為一個 資料點，紀錄每個點的高程資料。
3-2-2. ArcMap
ArcGIS 是被開發用於地理資訊系統（geographic information system，簡 稱 GIS）的一系列軟體，本研究主要以其中的 ArcMap 作為輔助，以利階地
本研究在進行判釋階地工作前，利用坡度(slope)以及山體陰影(hillshade) 兩個工具來分析 DEM，以得到更方便判釋河階的地圖（圖 3-5）。坡度工具 是利用 DEM 上各資料點的高程，計算出各點的坡度大小，與 DEM 疊加之 後，有助於分辨階面的範圍（圖 3-5b）。山體陰影則是利用 DEM 的高程，模 擬在特定一個方向的平行光源之下，地形的明暗狀況，與 DEM 疊加後可以 製作具有立體感的地形圖（圖 3-5c、2-1）。
另外本研究所繪製所有地形剖面，其中包含河流、階地以及構造的剖面，
皆是使用此軟體當中的三維分析功能進行繪製。階地剖面的繪製是將各階之 地形剖面資料匯出，在 Excel 當中將階地投影至河流剖面上並計算河拔高，
或是將階面投影至指定方向的剖面。
圖 3-5：在 ArcGIS 輔助下製作的 DEM 地圖。(a)單純的 DEM 分層設色圖，(b)結合了坡 度的 DEM 地圖，可以明確辨認出階崖以及階面的位置；(c)結合山體陰影的 DEM 地圖，
地形在模擬的光影之下顯得更加立體，但階面及階崖的差異就沒有坡度圖來得銳利。
3-3.階面沉積物定年
3-3-1. 放射性碳元素定年(radiocarbon dating)
放射性元素指的是自然界當中存在的不穩定原子核，這些原子核在經過 一段時間後，會有一定比例衰變成其他較穩定的元素，衰變前的元素稱為母 元素(parent element)，衰變後產生的元素稱為子元素(daughter element)。習慣 上我們會以半衰期(half-life)表示元素衰變的速率，其定義為母元素含量衰變
必須考量上述因素，將儀器所測得的放射性碳年代(radiocarbon age)，校正為
日 曆 年代 (calendar age)，其數據 才能接近 樣本真實的年 代(Burbank and Anderson, 2012)。
河流沉積物當中有時會找到漂木碎片，這些漂木隨著沉積物被埋藏並保 將挑選之碳樣本送至美國 Beta Analytic 公司，利用加速質譜儀(accelerated mass spectrometry, AMS)分析樣本之年代。
3-3-2. 光螢光定年(optically stimulated luminescence dating, OSL)
石英和長石礦物顆粒在受到長半衰期的放射性元素以及宇宙射線照射 之下，部分價帶(valence band)電子受到激發而遷移至導帶(conduction band)，
這些電子會被晶體結構缺陷(defect)造成的電洞(hole)所捕捉(trapped)，隨著 時間增加，礦物中的缺陷會持續累積電子。而當礦物受熱或被適當波長的光 線照射時，這些缺陷當中的電子會吸收能量而回到價帶並以光的形式釋放能 量，產生螢光(luminescence)的現象，礦物中缺陷累積量越大，螢光訊號越強。
沉積物當中石英與長石顆粒的缺陷，在自然情況下會因陽光照射而重置，
必須在被埋藏而脫離陽光影響後，才會開始累積電子。在實驗室中可利用特 定波長的光照射沉積物樣本中的石英顆粒，促使缺陷中的電子回到價帶，並 偵測其螢光訊號強度，藉此推算該礦物顆粒受到埋藏的年代。由於石英與長 石廣泛分布於沉積物當中，且化學性質較為穩定，不易受風化作用影響，適 合作為沉積物的定年工具。理論上其定年極限為距今約 1,000-1,000,000 年之
樣本，然而考慮沉積物可能來自較高輻射量的原岩，會使礦物顆粒受額外的 輻射照射，使礦物的缺陷更快飽和，因此一般認為可靠定年上限約在 200,000 年以內(Burbank and Anderson, 2012)。
在野外選擇光螢光樣本時，以粒徑為細砂的均勻砂層為佳，且為保證其 周圍的沉積物成分均勻，不會有異常大量的放射性元素，目標層必須盡可能 遠離礫石。
由於採樣過程中必須盡可能地避免樣本受到光線照射，以免沉積物當中 的缺陷被重置，本研究於採樣開始前先以黑色塑膠袋遮擋採樣目標附近的陽 光，接著用塑膠袋將採樣用的鐵管一側堵住，將其打入沉積物中，待整根沒 入沉積物內，將鐵管拔出並迅速以塑膠袋包覆鐵管，再以不透明膠帶包覆並 固定塑膠袋（圖 3-6）。樣本採集完畢後，將樣本委託本系 Alexander Kunz 博 士進行定年作業。
圖 3-6：以不透光膠帶包覆之光螢光定年樣本。
3-4.構造剖面
本研究的目標是希望能夠了解地表附近構造的活動特性，因此需要了解 地下構造的幾何形貌。利用前人針對斷層相關褶皺(fault-related fold)所建構 出的模型為基礎，搭配野外對底岩位態的測量以及 DEM 提供的地形資料，
以底岩位態決定褶皺兩翼的地層傾角，以地形決定兩翼的寬度，藉此重建此 區域主要構造的地下形貌。斷層相關褶皺分為斷層彎曲褶皺(fault-bend fold) 和斷層生長褶皺(fault-propagation fold)兩種。
3-4-1.斷層彎曲褶皺
當岩層沿著非平面的斷層面滑動時，斷層附近的地層會順應斷層的形貌 變形、彎曲，在這個機制下形成的褶皺稱為斷層彎曲褶皺。這樣的褶皺常見 於褶皺逆衝帶中，受到滑脫面(décollement)階梯狀的形貌所影響，上盤的地 層沿著斷坡(ramp)爬升而形成褶皺(Fossen, 2010)。根據 Suppe (1983)提出的 模型，在上盤沒有內部變形的情況下，褶皺後翼的地層傾角會相當於斷坡的 傾角（圖 3-7）。上盤岩層在地層爬升至斷坡頂部後，會順著滑脫面的傾角變 化而打平，隨著滑脫面上累積的錯動量增加，褶皺的寬度會隨之增加（圖 3-7）。
然而若上盤岩層有內部變形時，上述的模型會與現實狀況有差異，因此 Suppe et al. (2004)提出剪切斷層彎曲褶皺（shear fault-bend fold，以下簡稱
然而若上盤岩層有內部變形時，上述的模型會與現實狀況有差異，因此 Suppe et al. (2004)提出剪切斷層彎曲褶皺（shear fault-bend fold，以下簡稱