棲蘭檜木林的地景生態與歷史地理
文/圖 雷鴻飛■私立中國文化大學地理系助理教授
棲蘭及其周邊地處雪山山脈北段主稜，地 層形成於始新世至中新世的近岸巨厚泥質沈積 物(參見王鑫，2000)。區域變質程度由西向東增 強，但是輕度變質的沉積岩並不意味較強的抗 剪強度。四稜砂岩經常構成醒目的山嶺，而這 層堅硬的岩體在整座雪山山脈，只出現在相對 狹窄的主要山嶺附近，其餘多是富含泥質的岩 體。砂岩蓄水，硬頁岩、硬泥岩難透水，加上 向斜構造控制，使中高部位山體能蓄積多量地 下水。本區四季有雨，山勢超過海拔1,000公 尺，山谷輕風以及海陸輕風在副熱帶季風影響 下的島嶼東岸，幾乎日日帶來雲霧沉降，為此 地提供溫和濕潤的氣候條件，使得此一地體能 夠為其依附的地景生態提供充足的水熱，以及 透過旺盛風化作用所產出的礦物質和營養鹽。
四稜砂岩岩石本身抗剪強度高，保津寒山 沿線、15k工作站的西北方山嶺，以及130線道
沿線都可以看到四稜砂岩構成的高大崖壁(圖 1)，但是板塊運動創造的裂隙，嚴重破壞岩體強 度，加上充足雨量維持的地下水壓，以及高溫 多雨促成的化學風化，使得看似堅挺、高大的 四稜砂岩崖面，成了本區風險極高的潛在崩塌 地。風化作用一方面為地景生態提供充足的礦 物質和營養鹽，另一方面則提高崩山風險。從 衛星影像可以看出這些因為強大板塊作用而被
圖1 四稜砂岩構成的高大崩崖，下方即是巨大的溝壑。
高舉的山嶺四周滿布蝕溝與崩塌。15k工作站所 在的山坳本身就是潛在崩塌地，其下方石頭溪 的溝蝕發達，溝頭與河道兩側更因坡腳侵蝕，
造成解壓與自由端，引發較密集崩塌；留茂安 對岸的大型複合式崩山，是本區崩山的最好釋 例(圖2)。
如果台灣檜木和台灣扁柏只是森林演替過 程的先驅淺根植物，並且和50年或100年一週期 的強降雨引起的崩塌共生共演，以蘭陽溪源頭 小集水區1/10的面積遭遇崩塌或溝蝕來看，本 區小集水區內每塊坡地每1,000年就必須輪流被 摧毀1次，根本沒有機會創造年齡高於1,000年 的成群神木。正因為神木群即是地理事實，也 是清領、日據、民國以來許多自然學者的筆 記、素描或照片所記錄的歷史事實，當前本區 大面積崩塌和溝蝕，是除林與人類破壞環境的
長期直接產物，或者氣候變遷產物，而非穩定 環境下的自然演替產物。地史近期是地震相對 不活躍的時期。小林村下游的五里埔階地上數 千年前洪水帶來的橢圓巨礫，其直徑可以高達 1.5公尺，但是88水災帶入位於小林村和五里埔 之間的角埔溪的礫石直徑卻不超過此一規模，
顯示現代人類活動出現之前的第四紀期間，台 灣強降水規模應不小於今日所見。自然災害不 是消滅台灣原始林的原因。
根據棲蘭及雪山山脈北段四周20座雨量站 過去幾十年的資料推知，10年一週期的日雨規 模在多雨山地就可以超過1,000公釐(圖3)，而週 期越長，此一數值是以指數函數遞增。自然地 理與地景生態的首要驅動力就是日照以及它在 地表環境所建構的溫度分布。根據中央氣象局 的主要氣象站的資料，台灣本島從南到北跨距 大約3個緯度，緯度每上升1度，年均溫下降1度 (圖4)。如果趨勢不變，從台灣北部向北延伸到 北緯65度的北極圈附近，年均溫就應該從台灣 北端的攝氏22.5度，下降到攝氏-17.5度。實際 上佔有地表70%以上的海洋對於平衡高低緯度
圖2 圖左是2009年到2010年之間的冬季福衛2號棲蘭影像，遠處 河灣為獨立山，它的對面即為石頭溪，上游是15K工作站位 置。圖幅近處河岸裸露地即為留茂安對岸複合式的大崩塌，
圖右照片是該崩塌地於2011年3月的景象。
圖3 根據棲蘭及雪山山脈北段四周20座雨量站過去幾十年資料，
推知10年一週期的日雨在多雨的山地可以超過1,000 mm。圖 中細虛線表示3月週期的日雨規模，細實線表示1年週期的日 雨規模，粗實線表示10年週期的日雨規模。
給定週期的日雨量
( 公
釐日)
平均雨日量(公釐 日) 1,200
10 15 20 25
800
400
0
的能量起了非常強大的作用，從而使得挪威南 部到加拿大中央的極圈附近擁有攝氏-5到+5度 的年均溫，維持了北方冷溫帶針葉林的生態。
台灣本島山區海拔2,500公尺處的年均溫為 攝氏10度，3,500公尺處再降至攝氏5度，而根 據中部氣象站的海拔高度來看，台灣本島每上 升200公尺，年均溫下降1度(圖4)。因此，接近 400公尺的玉山年均溫約在攝氏5度以下。此一 氣溫隨海拔高度增加而降低的規則，在台灣本 島隨著海拔高度從低到高，給出了副熱帶季風 雨林到冷溫帶針葉林的序列垂直分布。實際 上，台灣中央山脈頂部附近經常出現大面積的 高山草甸，而非冷溫帶針葉林，顯示此一水熱 條件適合冷溫帶針葉林的棲地，曾經遭遇強大 干擾。此一干擾是來自於因為高度而被放大的 地震－崩山效應？相對短期的劇烈氣候震盪？
抑或人類活動？值得探究。
圖5顯示棲蘭四周海拔高度每上升100公 尺，年均溫只下降攝氏0.46度，略低於台灣一 般趨勢，顯示此地較易受到海洋水氣調節。最 近的一次冰川侵蝕以及隨後1.2萬年的暖化，決
定了台灣高山土壤與地景生態發育的進程，但 是3,000公尺以上的草甸，高山稜線旁的溝壑中 集中出現的喬木群，以及南湖大山等高峰四周 山谷的局部季節性凍土指出，1.2萬年的土壤發 育和地景生態演替，應可使得冷溫帶針葉林覆 蓋台灣山脊。高山的疾風和災變(火災、山崩)，
及其伴隨的缺水環境，可能是阻止冷溫帶針葉 林覆蓋台灣山脊的主因，它並且解釋了為何疾 風趨緩、水土集中保全的山坳、溝壑之中容易 發現喬木群，例如合歡山。有關災變一項，日 治文獻顯示它與原住民的生活不無關係；稍後 將根據相關的歷史地理知識，討論此一議題。
儘管目前對於高山水文仍然缺乏實際觀測，即 有的測站資料和最近有關高山雲霧沉降的研 究，在現有坡地水文知識下給出了一個複雜有 趣的地理空間圖像。
葉青峯(2004)根據2003年3月到2004年2月 的連續觀測，指出棲蘭15k工作站下方面向東南 坡地上的台灣扁柏人工密林(海拔1,650公尺)的 雲霧覆蓋時數，佔全年總時數37.9%，其中6到 8月每日雲霧覆蓋時間為中午過後到入夜之間，
圖5 棲蘭一帶海拔高度每上升100公尺，年均溫只下降攝氏 0.46度，略低於台灣一般趨勢，顯示此地較易受到海 洋水氣調節。
年均溫(
℃)
海拔高度(公尺)
圖4 根據中央氣象局主要氣象站的觀測資料，台灣本島緯度每增加 1度，年均溫下降攝氏1度(圖左)，海拔高度每上升200公尺，
年均溫也下降攝氏1度(圖右)。
年均溫(
℃) (年均溫
℃)
海拔高度(公尺) 緯度
26
20 25
21 22
T=46.8–1.0×L T=23.6–(1/200m)×H
23 24 25 2,000 4,000 6,000 500 1,000 1,500 2,000 2,500 25
15
24 10
23 5
22 10
12 14 16 18 20 22
0 0
其他季節平均每日雲霧覆蓋時間都在8小時以 上，2003年11月的平均每日雲霧覆蓋時間高達 14.2小時。葉青峯(2004)更進一步推估該觀測年 的雲霧捕獲之降水當量為328mm，而直接雨量 為2,940mm，因此雲霧捕獲之降水當量約佔年 總雨量10.0%，台灣大學大氣科學系林博雄的研 究團隊在觀霧也得到類似結果。
賴冠良等(2009)利用FDID研究觀霧的雲霧 捕獲，推估有霧無雨的雲霧捕獲之降水當量佔 觀霧年雨量7%，他們更進一步把雨霧共存期間 的雲霧捕獲也列入雲霧降水當量，估計觀霧每 年有625mm的降水來自雲霧，佔年雨量21%。
隨後根據持續觀測資料，林博雅重新計算雨霧 共存期間的雲霧捕獲，得到觀霧的雲霧降水當 量佔直接降水的34%。如果面對東北季風，並 且地勢更為開闊的棲蘭在雲霧降水比例上不低 於34%，那麼棲蘭雲霧捕獲降水當量可達829 mm(＝2,439mm×0.34)，而直接降水應為 2,439mm。
根據氣象局宜蘭站資料，葉青峯觀測期間 宜蘭平地直接降水是1,591mm，以海拔高度 1,650公尺量得的直接降水2,439mm，與宜蘭平 地直接降水的1,591mm比較，推得宜蘭山地每 上升100公尺增加53mm直接雨量，如果加上 34%雲霧捕獲之降水當量，則為71mm。根據海 岸山脈周圍41座雨量站記錄，推得年均雨量估 算模式為
R=1715+9.6×Y+E-17.7×D 公式1 其中，R代表年均雨量(以mm計)，Y代表從 台東起算向北移動的距離(以公里計，緯度北增1 度大約北移110公里，近乎海岸山脈135公里全 長)，E代表海拔高度(以公尺計)，D代表距海遠
近(以公里計)。儘管此一經驗迴歸模式的推估誤 差可以高達750mm之譜(圖6)，顯示年雨量可能 顯著受制於坡向與季風雨的相對關係等其他未 計因素的影響，它已經足夠說明在緯度跨距3 度，短軸半徑150公里的島嶼上，4,000公尺的 海拔高度是造成區內降水地理分布差異的最重 要因素。如果海岸山脈周圍年均雨量的空間變 化趨勢也適用於棲蘭一帶，海拔每上升100公 尺，年均雨量就增加100mm，這和前面53或71 mm的推估結果是同一個級數。葉青峯(2004)研 究更指出此一雲霧沉降規模顯著，對大氣養份 輸入必定有影響。
理論上，顯著雲霧捕獲具有兩個更為重要 的地景生態意義。第一、每日發生的山谷輕風 以及海陸輕風，為面向東南的棲蘭帶來穩定的 水源供應，此一顯著穩定的供水規模，可以緩 和行星風系決定的雨量變率，增強植被覆蓋的 穩定性和根墊系統的發育。如果除掉34%每日 穩定雲霧降水供應，季風與颱風降水的巨大變 率將不利棲蘭山檜木林的發育。第二、此地降 水隨著海拔高度的增加而顯著增加，但是海拔
圖6 海岸山脈周圍41座雨量站記錄，年均雨量觀測值和推估值的 比較。
推估年均雨量
( 公
釐)
觀測年均雨量(公釐)
1,000 2,000 3,000 4,000 0
1,000 2,000 3,000 4,000
高度增加同時意味坡地集流面積的入滲供水減 少，以及地下水面遠離地面。隨著海拔高度增 加，觀測資料指出前者大約呈線性遞增(圖6)，
而後者根據Kirkby的坡地水文函數(Kirkby，
1978)可能呈指數遞減，於是創造出亞熱帶季風 島嶼上特殊的山地水資源生態景象(圖7)。
根據劉益昌(2000: 3)，台灣中北部高山地 帶史前以來，都一直有人居住及活動；長期居 住聚落的高度至少在海拔1,700公尺以上，短期 居住聚落的高度則可達海拔2,950公尺。然而，
劉益昌調查報告提及的考古遺址多為低地者，
所引用的泰雅族聚落資料則是來自森丑之助 1917年出版的《台灣蕃族志》，該資料顯示日
本集團遷移政策之前的原本聚落位置八處，他 們的海拔高度都在1,000公尺以下(圖8)。森丑之 助的資料不應視為完整的記錄，而其後的日治 資料因為嚴重受到入侵壓力和原住民島內遷徙 的影響，也很難作為山地原住民原本適應山地 環境所構成的歷史地理實況，前述矛盾論述還 需要更多資料和分析才能釐清。
但就上述雪山山脈高山土壤水文的海拔分 布概念圖來看，一個穩定的原住民生活空間極 可能發生在土壤水文相對穩定的中海拔山地，
也就是海拔高度500公尺到1,500公尺之間，而 非海拔1,700公尺以上的地方。更何況此地出現 許多緩坡、高岡，免去洪水、崩山威脅，又可 以就近取用1,500公尺以上霧林帶豐富的自然資 源，並以上部山嶺和下部深谷作為部落的天然 屏障。進一步整理舊部落空間分布，估算人 口，重建原住民的人類生態實況，是我們進一 步規劃、發展台灣山岳生活的重要地理與地景 生態知識基礎。
如果台灣霧林帶的地形降水中有一半來自 森林自身貢獻，那麼除林後果將是在海拔高度 上消滅圖7中的過渡帶，同時山地生態賴以維持
圖8 日人森丑之助1917年出版的《台灣蕃族志》記載日本集團遷 移政策之前的原本聚落位置八處，他們的海拔高度約在500公 尺到1,000公尺之間，與劉益昌(2003:3)的說法不合，但與圖7 高山坡地土壤水文分布的概念圖示相映。
圖7 台灣霧林帶海拔高度與單位面積入滲供水當量的關係以及除 林效應之理論模式。
單位面積的入滲供水當量
( 公 釐)單位面積的入滲供水當量
( 公)釐
海拔高度(公尺)
部落社名 海拔高度(公尺)
海拔高度
( 公 尺) 500 1,000 1,500 2,000 2,500 0
700 600 500 400 300 200 100
500 1,000 1,500 2,000 2,500 0
1,200 1,000 800 600 400 200 0 700
600 500 400 300 200 100
台灣山地原住民原本聚集於500公尺到1,500公 尺之間的山地，其理由是土壤水的穩定以及物 種豐度，並且後兩者條件是水文地形、高山氣 候以及地形發育所給定的土壤水文以及海拔面 積分布所造成的。原住民並未增加物種豐度，
反過來說應該是原住民「逐水草而居」，遷就 資源豐富且安全的地點作為文化居所，才造成 文化地景與物種多樣的關聯。
坡度的尺度效應非常顯著；測量單元愈大 (解析度越小)，坡度越小。據此反推本區一般 10×10公尺的地景單元上之的崖面最大坡降，
其數值大約300，相當於坡度71.6度。如果此一 坡度代表本區裸露的新鮮岩體所能維持的初始 平均崖面坡度，再假設本區輕微風化岩體的平 均內摩擦角為17度，根據Carson的簡化公式：a
＝ (i+φ)/2(詳見Carson and Kirkby, 1972)，本區 平均次生坡度應為44.3度。此一次生崖面如果 繼續頻繁崩壞，過程中因岩體暴露時間短暫而 維持相同的平均內摩擦角，其所生成的崖堆坡 或岩幕坡的平均坡度為30.4度。
坡地一旦處於崖堆坡或岩幕坡，除非坡腳 侵蝕，一般風化岩屑都會長期滯留地面，風化 成土，在台灣高溫多雨的環境中與植物共同建 的霧林帶因為有效供水的顯著減少而遭破壞，
而低地顯著提升的入滲供水當量，將增加洪水 規模與頻率，從而增加溝蝕、坡腳侵蝕、自由 端掏空，提高崩塌風險。這也就是前面討論石 頭溪、埤南溪以及附近溝蝕與崩山和除林關係 的理論基礎。
本區地形深受地史近期板塊運動以及海平 面變化的影響，使得海拔高度明顯集中在500公 尺到1,500公尺之間。在圖9所示的範圍內，500 公尺到1,500公尺之間的地區佔了全區56.6%的 面積(圖中紅線段所示區間)，但是它只代表全區 3,520公尺總起伏度的28.4%；這一個地理事實 對於地景生態，特別是近年熱衷討論的生物多 樣性，有決定性的影響。
根據島嶼生物地理理論，物種多樣性正比 於棲地面積。如果此一規則試用於棲蘭，並且 物種多樣性的空間密度不變，那麼我們幾乎可 以推定雪山山體此段海拔高度界於500公尺到 1,500公尺之間的地區，雖然只佔總起伏度的 28.4%，其物種豐度應是其他海拔位置物種豐度 的3倍以上。近年學者在討論物種多樣性與海拔 高度和文化地景的關係時，因為沒有考慮此一 生物地理規則，而誤判物種多樣性實況。推測
圖9 棲蘭的海拔高度頻率分布有4個關鍵高度，分別是70、450、1,500、2,350公尺。
構根墊系統，穩定邊坡，從而形成主要坡群。
因此，此一穩定坡群進一步的崩壞必須依賴外 部擾動，而最常見的兩種是：一、坡腳侵蝕，
使得坡面累積的風化材料失穩；二、充分風化 的土石浸入飽和水分，內摩擦角歸零。根據此 一假設，本區崖堆坡或岩幕坡在經歷較長的風 化作用之後，會因為地形災變和外部擾動，進 一步推生出材料內摩擦角為零的水砂坡，其平 均坡度應為15.5度，或者更為低緩，卻容易被 河流侵蝕與堆積作用摧毀、取代的地形單元，
它在坡度頻率圖上出現在極小值的位置。
圖10是以40×40公尺解析度的DEM推算出 本區的坡降(100×tanθ)頻率分布，其重數在 60，極小出現在8，另有24和96分別是低坡群
和高坡群的分布轉折點，4個特徵坡降的坡度從 大到小分別是43.8度、31.0度、13.5度及4.6 度，標誌著本區岩體材料、崩壞作用與坡度的 關係。以此為基礎，本區地形依坡降可分為4以 下的平原或台地、4-16的水砂堆積坡、16-42的 土石堆積坡、42-78的崖堆或岩幕坡，以及78以 上的主坡或崖面。將本區以天然海拔轉折點和 山坡梯度天然斷點區分地形單元，再疊上河網 參考，我們看見了雪山主稜線附近高而平坦的 棲地，那正是孕育台灣大片高山森林的地方，
雖然如今它們多已被砍伐。
最陡的坡地多分布於河道邊或者山嶺邊，
歷史上形成漢人或日人侵入泰雅生活圈的天 險，也是地理上如今現代化生活引入山區的最 大災難所在地。造成本區大量輸砂的 重要原因之一是高溫多雨。本區高溫 多雨，風化速率快。若有森林保護，
廣被巨大的根墊系統將可有效減少輸 砂規模。但是，高差大、地形切割嚴 重的雪山山脈，棲地與地景生態的複 雜度高，一旦除林將造成輸砂規模激 增，而這已是實況。
根據本區山坡梯度分布的天然轉 折來分類，我們可以看出最陡的坡地 幾乎多半集中在河道兩岸(圖10)，而 中、高海拔處有非常顯著的部分是緩 坡地。此一地形樣貌在台灣山地和低 地之間，建立了天然障礙。它不但說 明 了 為 何 原 住 民 很 晚 才 進 入 部 分 山 地，例如18世紀末才進入南勢溪流域 (參見鄭安晞和許維真，2009)，也說明 了日據時期控制山地的困難。儘管現
圖10 以40×40公尺解析度的DEM推算出本區的坡降(100×tanθ)頻率分布，其 重數在60，極小出現在8，另有24和96分別是低坡群和高坡群的分布轉折 點，4個特徵坡降的坡度從大到小分別是43.8˚、31.0˚、13.5˚及4.6˚，標誌著 本區岩體材料、崩壞作用與坡度的關係。
代交通遍布台灣山地，進出山地卻等同於上下 必經陡坡區，這造成巨大的風險，並且不時發 生的公路邊坡崩塌，幾乎成了下游水庫淤沙的 主要來源。
有趣的是鄭安晞和許維真(2009)根據日人記 錄的原住民口述歷史，指出泰雅族是在18世紀 末從南邊進入南勢溪定居，隨後向東、向北擴 張。但是根據清治文獻，18世紀上半泰雅與漢 人即在今天大坪林和青潭一帶發生衝突。隨著 漢人南進開墾，19世紀上半葉的衝突地點出現 在青潭以南、北勢溪以北。鄭安晞和許維真的 想法是，18世紀上半此地就已經是泰雅的狩獵
場所，所以此地與「原漢」的接觸時間比口述 歷史所載時間早了50年左右。然而，根據地形 分析，烏來以北進入青潭之前的原始地形障礙 極大，四周山稜線切割崎嶇，也不利於交通。
日後泰雅的卡奧灣群更利用此一天然地勢頑抗 日軍，造成日人巨大損失。日人記錄的原住民 口述歷史和清治文獻之間的時空差錯，應是意 味著兩次所記的人並非「同一群人」。建構在 有限史料上的歷史想像，必須考量具體地理條 件，才有機會揭露人類社會發展實況。畢竟，
「現在是過去的一把鑰匙」。
參考文獻(請逕洽作者)
