造構作用和水系發展
16.1主動的和被動的造構控制對水系的影響
( Active and passive tectonic controls on
drainage )
造構控制以兩種方式影響水系的發展（表16.1）(中)(英)。主動的造構控制( active tectonic controls )是指河流系統對進行中的造構活動做反應。這類控制在造構作用活躍的環境中最顯著，但即使是在看來造構靜止的地區( tectonically quiescent regions )，水系仍然可以受到主動造構控制的顯著影響。這些控制包括斷層作用和地表的傾斜與變形。
被動的造構控制( passive tectonic controls)，有時也被稱為構造控制( structural controls )，是指以前的造構作用對後來的水系發展所造成的影響。這些控制通常比主動造構作用所產生的影響還難以捉摸，也更不易釐清，因為後來的侵蝕會移去之前存在的多數構造證據。被動的造構控制通常是藉由先前的造構活動對不同抗蝕力岩性的構造組織（傾向與配置）的影響來運作。有些世界上最壯觀的區域尺度的地形就是被流水部份侵蝕的褶皺地形（圖3.17）。
雖然區分出主動和被動控制之間的差異很有用，但更要注意的是這兩種控制經常一起作用影響流域發展。位於正受到褶皺作用影響的沈積岩層的水系網，會直接對「進行中的地面變形」和「被侵蝕出露的軟硬互層的地層配置」二者作反應。
16.2 被動的造構控制 ( Passive tectonic controls )
水系形態 ( Drainage patterns )水系形態受到很多因素影響，包括氣候、岩性變數，但地質構造是最重要的因素。水系形態是如此顯著地受到被動造構控制的影響，以致於水系形態本身常應用在判讀航空相片及衛星影像等資料時，作為釐清地質構造的基礎。
圖16.1列出和造構控制有關的主要水系形態，表16.2(中)(英)則列出它們的主要特徵。列出的是最常發生在中尺度和大尺度的形態。但是大陸的水系通常較複雜，而且可能包含各種特定類型的水系形態。
樹枝狀的( dendritic )類型是用來做和構造有關的水系形態的比較基礎。這種水系是由不規則支流形成像樹一樣的形態，支流以不同的角度相會，但是通常遠小於90o。樹枝狀水系發展在沒有顯著岩性或構造控制影響的地區。它們通常出現在水平的或幾近於水平的沈積岩層或巨大的火成岩層區。它們也可能會出現在複雜的褶皺岩層或扭曲變質的岩層，但是從抵抗風化和侵蝕的能力來看，它們岩性的變化還不足以改變樹枝狀的形態。
在沈積岩傾斜的地區，可能會有一系列相對較弱或較硬的岩性露出。河道下切在抗力較弱的岩性處較為活躍，而導致走向河谷( strike valley )的發展（圖16.2），其上坡處為順向坡（dip slope，圖中走向河之左側）而下坡處為斷崖（圖中走向河之右側）。這就造成格子狀(trellis)的水系形態 － 短的順向河( dip streams )或逆向河( anti-dip streams )以大角度連接大致平行的走向河谷（圖16.3）。當這個河流系統向下切割，它也會側向移動，這個過程叫做同斜移動( homoclinal shifting )。這是由於走向河是沿著向下傾斜的軟弱岩石發展，而加強了走向谷的不對稱性，這可明顯由反向支流比順向河短而得證。
軟硬交互之岩層的傾斜角可以明顯的改變，而有關的地表形態也會隨之改變（圖
16.4）。河流侵蝕到水平地層中抗蝕力強的夾層時，會造成邊坡陡峭而頂部平坦的方山( mesas )地形的發展，以及與此相似但規模較小的小方山( buttes )地形（圖16.5）。當地層傾斜較緩時，會形成不對稱的單面山( cuesta )；當地層坡度傾斜近45°時，則會形成大體上對稱的山嶺，稱為豬背嶺( hogback )（圖16.3）。褶皺地層在最簡單的情況是由一對傾斜角度大致相等的側翼所組成。河流在一系列的褶皺地層上切割，最初會產生格子狀水系的形態
－ 幹流沿著向斜軸( synclinal axis )流動。但是主要河谷通常是沿著背斜軸( anticlinal axes )發展，而向斜軸形成山脊。對這種地形倒轉( inversion of topography )的一種可能解釋是：地層延展橫過背斜軸促使節理( joint )加寬，沿著背斜軸的節理系列成為有助於風化侵蝕的位置。但是，有很多例子可以證明，在一個特定的背斜構造出露到地表之前，厚達數公里的岩石曾受河流侵蝕而消失；在地景逐漸低降的漫長期間很可能發展過多次地形倒轉及「正常」地勢的階段。一背斜構造是否與正的或負的[譯者按：指高的或低的]地表形態有關，很可能反應的是在某段時期出露在背斜軸部之岩性的抗蝕力。很顯然的，褶皺地層
( folded strata )不會沿著地層走向無限延伸。在某些情形中，褶皺沿著走向在短距離內就發生傾沒。在這些情形時，單純的格子狀水系會因為幹流繞著褶皺翼部彎曲而發生改變。除了是相對較近期才發生褶皺的地區，褶皺地層的河流侵蝕會產生連續的向內面向褶皺軸的單面山和豬背嶺的地景。在褶皺規模很大但擺幅( amplitudes )低的地區，會發展出單面山和走向谷的地景；像法國北部的巴黎盆地和英格蘭南部的Weald都是被充分研究的例子。巴黎盆地是一個大型的向斜構造，由一系列面向外側的斷崖組成。Weald則是一個複雜的、被侵蝕的背斜構造，由面朝內的斷崖組成。 裂面與節理控制 ( Fracture and joint control )即使是均質的
( homogeneous )岩性，節理也足以發展完好而產生較易受風化和侵蝕的線狀區帶。在這些情況下，下切的河流傾向於利用這些線狀弱帶，進而改變它的水系形態。這樣的節理控制在有直交節理的花岡岩( granitic rocks )上通常很明顯，其上的矩形水系形態反映了它的節理系統，其特徵是眾河道匯流點近乎90°。節理或裂面的方位不是與早期的應力場
( stress field )有關，就是與岩石圈( lithosphere )近期的壓力形態有關（新期造構作用壓力場( neotectonic stress field )），從最廣的尺度來說也和地殼造構作用有關。例如，長久以來就有爭論瑞士的河谷發展趨勢是與主動的造構控制有關，或者它們只是代表最初在中新世時發展在向北往先成的( ancestral )萊因河傾斜的坡面上之水系的殘跡。統計分析指出，河谷方位的非隨意分佈大致符合主要節理方向，所以對水系形態有強有力的造構控制〈圖16.6〉。在世界許多其他各地的研究已展現水系方位及壓力場之間的符合性，這種造構控制似乎也延伸到某些冰河谷中。在西北歐有一個關於裂面和節理系統及水系之關係的有趣例子。在英格蘭南部及法國北部晚白堊紀和曉新世( Paleogene )地層一個大尺度西北走向的裂面系統，顯然是由與阿爾卑斯山在新第三紀( Neogene )和第四紀( Quaternary )岩石圈擠壓階段有關的壓力場所創造。在法國北部，裂面和節理系統與矩形水系一致。然而，在英格蘭南部沒有像這樣明顯的相關，很可能是因為河道的方位受到其他地方性的裂面系統影響更大，而此地方性系統傾向於和主要的西北走向的裂面系統斜交。
新期造構作用壓力場和水系形態之間的關係在大尺度或巨大尺度上最明顯，在小尺度上地方性控制對節理系統較佔優勢。重要的是，任何一個大尺度或巨大尺度的水系形態偏離隨機的（樹枝狀）水系形態時，都應該引導我們至少去思考造構控制的可能性。（雖然像鼓丘脊( drumlins )和沙丘脊( dune ridge )等沈積地形，也會對水系形態的非隨機性有重要的影響。）
河川襲奪 ( River capture )水系發展受到構造控制的一個重要作用是河川襲奪（或稱stream piracy）（要強調的是沒有這種控制時這種作用也會發生）。河川襲奪發生在一條河流比其鄰近的河流更具侵略性時，前者切斷後者的河道並截取它的流量。襲奪河的侵蝕速率較快也許是因為它的坡降較陡，或者它實際上是在抗力較弱的岩層上侵蝕，或者是上述原因的綜合（圖16.7）。在大尺度時，另一個可能原因是山鍊( mountain chain )兩側降水規模的差異，位在較濕潤側之高流量的河流向較不濕潤的那一面襲奪。
襲奪發生的地點通常可由河道方向的突然改變（可達90度，稱為襲奪彎的位置）來顯示。被襲奪的那條河（即所謂的斷頭(beheading)）意味著它的源頭將往下游移動；上游的舊河道會被河流沈積物填埋，被放棄的河谷則會形成風口( wind gap )。
河川的襲奪只有透過向源侵蝕( head erosion )的媒介才可能發生 － 河谷向分水嶺擴張，最後並越過分水嶺。這個過程在小尺度的溝谷系統記錄的很清楚，但在較大尺度上的運作則不太清楚。關鍵問題是地表逕流如何在河谷源頭與流域分水嶺之間的小區域造成河道侵蝕及河谷下切，而促使向源侵蝕。
橫斷水系 ( transverse drainage )要闡明有關水系發展的最困難問題之一是橫斷水系( transverse drainage )。這樣的水系形態（也被稱為不諧和水系discordant draining）發生在河道切穿地質構造時（圖16.8）。這樣的水系在褶皺造山帶中很普遍，通常被視為不正常的( anomalous )（儘管這不是一個適當的描述）。大部份早期有關橫斷水系方面有影響力的研究集中在美國東部的阿帕拉契山。但不幸的是此地是十分古老的山地（古生代的Palaeozoic），而且它們已經歷了長期的侵蝕，而且從二疊紀( Permian )以來就沒有重大的褶皺作用，所以很難決定它早期的詳細歷史。這也許就是為什麼有好幾個相互抗衡的假說被提出來解釋它的水系特色，以及為什們這些假說可以維持到現在，因為沒有足夠的證據去推翻它們。
對橫斷水系最簡單的解釋是河流沿著橫向斷層( transverse faults )向源侵蝕。這是河川襲奪機制的一種變形，因為在切過山帶時，這些河流會與和諧的走向水系( strike drainage )相交錯( intersect )。以現存的野外證據這個假說是可以加以驗證的。這個假說雖然特別不適用於中部阿帕拉契山脈，但是在發育中之造山帶的水系發展上應該扮演著重要的角色（見16.6節）。
另一個對橫斷流域的解釋是「先成」( antecedence )。這個概念在這裡指的是河流比山脈帶的抬升先存在，而且隨著山脈抬升河流能保持充足侵蝕力與上升率相抗衡，最後橫切山脈。「先成」是最常被用來解釋世界上許多新生代造山帶的橫斷水系的說法，例如阿爾卑斯山，喜馬拉雅山，和西北美的Cascade山。有利於這個機制的證據包括遠離位在變形擴張帶之最古老構造之水系的一般流向 ( Evidence favouring this mechanism includes the general direction of drainage away from the oldest structures in an expanding zone of deformation )。這種機制的一種變形是水系承繼( drainage inheritance )。這種情況出現在當一個位在缺乏沉積物覆蓋之侵蝕地表的水系發生回春，河流向下侵蝕到下伏的構造，而此構造與承繼的水系走向呈不諧和關係。
第三種機制是「疊置」( superimposition or superposition )。發展在沈積物覆蓋層上的水系可能會接觸到(let down)下伏的構造，這樣的疊置水系至少在最初會與構造不諧和。同樣的，在垂直（上下）鄰接的地殼單位可能有顯著的構造差異，特別是發生過主要逆衝( thrusting )和滑移( sliding )作用之處。雖然疊置作用是個可能的機制，但是「疊置」很難確認，除非是在很年輕的造山帶，原來的沉積物覆蓋層殘餘仍然保留著。在古老的造山帶，剝蝕作用會將所有先前存在的沈積物覆蓋層移除。
造構作用和水系調節
分析水系演育歷史的傳統取向是假設，在逐漸調整適應地質構造之前，水系原來是在初始的坡面上形成。然而，現在普遍了解這種水系發展的模式與事實不符。除了一些罕見的情況 － 即水系幾乎與一塊處女地表同時形成〈像新形成的火山島嶼〉－ 都是現存的地形影響著後來發展的水系。位在因海準面下降而新出露之地表上的水系發展就是一例。在這些情況下，先存的(pre-existing)海底地形會露出水面，其中些部分可能在更早的海退期就形成了。在鄰近沿海的現存陸上水系也會擴展到新近出露的海岸地帶。所以，與其討論水系發展的假設性的起源，倒不如討論它的逐漸改變和調節反而更有助益。造構變形( tectonic deformation )、侵蝕和堆積之間是不斷相互作用的。「水系的承繼比起源重要( drainage systems have a heritage rather than an origin )」的看法貼切地總結了這個論點。
撓曲的效應 ( Effects of warping )撓曲作用的效應很清楚的展現造構運動和水系之間的交互作用。如果上撓曲軸( upwarp axis )的隆起速率超過河流下切的速率，水系就會被干擾。這種作用可以相當的複雜（圖 16.9），但是在某些情況下，所產生的特定水系形態反而具有足夠的診斷性，可以藉此證據來重新建立一個地區的造構歷史。在地表起伏很小、河流坡降非常低的地區，和緩的造構運動也能對水系形態產生深刻的影響。一部分是因為在這種情況時只要地表非常輕微的傾斜（或許只有不到一度），就足以造成水系反轉( drainage reversal )。另一因素是一條坡度非常小的河流（尤其是流量也小時），沒有足夠的下切速率來維持它原來的流路。
近期相當快速的撓曲對水系的影響可以在東非大裂谷( East African Rift System )看到( 圖16.10(A) )。地面沿著北北東方向的軸線到西裂谷( Western Rift )的東邊發生高速的隆起，並使早更新世的地表變形。原來流入裂谷的河流停止( defeated )，而且水系發生反轉，同時產生魚鉤狀( barbed )的水系形態（匯流點角度大於90度）。維多利亞湖( Lakes Victoria )和Kyoga湖由於此反轉水系蓄水成池，直到現今的維多利亞尼羅河( Victoria Nile
)突破障蔽，才又和西裂谷連接起來，河水注入Albert湖。Kyoga湖的特殊形狀就是早更新世地表被撓曲，原來的樹枝狀水系沈沒所造成的結果（圖16.10(B)）。這個特別的例子不只說明了地殼撓曲作用對水系的影響，而且也指出水系形態隨著時間發展如何能夠用來闡明造構活動的發生順序和區位。 斷層作用的效應（Effects of faulting）雖然和撓曲作用相比斷層作用的影響通常較為局部，但是它也能造成水系顯著的改變。在河流的下游側發生相對上撓運動，會形成的斷層崖，如果有足夠的規模，會切斷河流並且形成斷層線湖( fault-line lake )。如果在下游側的地區相對運動是下降的，則將形成瀑布。
橫移斷層作用( strike-slip faulting )也常伴有一些垂直方向的移動，而且可能會造成類似正斷層和逆斷層所產生的改變。然而，橫移斷層的主要影響是沿著斷層線造成錯動水系( offset drainage )（圖 3.25）。（美國加州）聖安德魯斯斷層系統( San Andreas Fault System )就是很典型的例子，在這裡一連串的地殼變動使得橫過斷層的河流重複的錯移，造成不同的水系類型，包括直角的錯動、Z形和格子狀（圖16.11）。這種水系調節對於橫移斷層的運動規模能提供很有價值的證據，但是解讀時必須留意，因為沿著斷層上只要幾公分垂直運動的差異就足以使小河流轉向，產生假錯動( false offsets )，而幾公尺的垂直位移就能夠使更大的河道錯動。
水系在裂谷的發展（Drainage evolution in rift valleys）傳統上，水系在裂谷中的演育是植基於裂谷構造的典型對稱模式( classical symmetric model )。這些觀點強調沿著裂谷之軸線水系( xial drainage )的重要性和穿越兩側斷層崖（在裂谷兩側形成沖積扇）的周緣河流(marginal streams)的角色。如同第四章所言（參見4.3節和圖4.9），裂谷發展之對稱模式的觀點已經受到挑戰，因為根據震測資料顯示，至少有一些裂谷是不對稱的半地塹構造。
裂谷構造的半地塹模式( half-graben model )所造成的一個重要結果就是水系在斷層崖坡後面的後傾( back-tilting )現象（圖16.12A）。這種情況的發生是透過「經常伴有張裂的區域性穹窿( regional doming )」和「伴隨主要匙狀邊界斷層( major listric boundary fault )運動的移位( displacement )」兩者的結合。如果沿著幾個主要邊界斷層( boundary fault )都有發生運動，那麼就會形成好幾個後傾地塊，阻撓河流直接注入裂谷，而且使其改向轉而沿著構造的走向流動。這些河流最後可能注入至位於轉移斷層( transfer faults )的裂谷，或者注入介於兩組對立的半地塹單元之間的其他斷層系統( other fault systems which accommodate the movement between half-graben units of opposite polarity )。在這些被改向河流進入裂谷時可能形成大規模的三角洲，像肯亞( Turkwel )境內Turkana裂谷的Turkwel的三角洲。
東非的Tanganyika湖水系提供了一個極端的例子，在此處匙狀邊界斷層( listric boundary fault )是水系的障壁〈圖16.13〉。在東非大裂谷的其他部分，轉向河流(diverted rivers)和軸線水系比較普遍。但是，在Tanganyika湖水系大部分供應半地塹裂谷的沉積物（不考慮它們的構造細節）通常不是來自陡峭的斷層崖坡的河流，而是來自軸線水系或者裂谷另一側之翻轉地段( roll-over section )的較大流域。因此，座落在斷層坡的沖積扇通常比發展在翻轉地區的廣大沖積錐來得小。
科羅拉多河的歷史（History of Colorado River）美國西部的科羅拉多河( Colorado River )是大規模水系演變和造構歷史密切關聯的一個很好的例子（圖16.14）。沿著科羅拉多高原( Colorado Plateau )南緣，過去河道裡第三紀礫石堆積的組成和構造顯示出它們是源自南部和西南部。在當時，亞利桑那州中部遠比現在大峽谷所在的位置為高。這些礫石堆積物中玄武岩小礫的輻射定年指出，此種情況至少持續到距今一千萬年前。科羅拉多高原的隆起作用促使科羅拉多河切割大峽谷（圖16.15）。這顯然是發生在距今一千萬至五百萬年之間，因為填積河谷的玄武岩礫的年齡顯示，Verde河在距今五百萬年前開始離開隆起地區，往南流動。
從更寬廣的角度來看這些改變，科羅拉多高原至少到距今一千八百萬年前都比西邊的盆地山嶺區( Basin and Range Province )要低。在距今一千八百萬年與一千萬年之間，科羅拉多高原西部的斷層作用造成其與盆地山嶺區的差異和其內流水系的發展。在距今一千萬年與三百萬年之間，當科羅多高原相對於盆地山嶺區的坍陷而抬升時，古科羅拉多河開始向西流動。到三百萬年前，大峽谷已經發展良好，而且科羅拉多河的下游端也幾乎達到目前的深度。
主動造構運動和河道的調節
如同我們在第九章看到的，沖積河道對於流量和沉積物負荷特徵的變化非常敏感，許多河道形態隨著時間發生的改變，可以歸究於這些變數。然而考量主動造構運動在影響河道性質上所扮演的可能角色也很重要。就如前文所述，活斷層對河流系統有戲劇性的衝擊〈參見16.3.2節〉；然而，緩慢、垂直的變形也會導致河道形態較隱晦但仍然很重要的調節。可能指示主動造構運動的異常河流形態包括局部發展的網狀水系或曲流、池塘或沼澤的生成、沖積物的堆積和河段的變寬或變窄。河道的變形能夠以多種型式呈現，但是主要的影響通常不是局部河道坡降的增減，就是河道側向傾斜造成的埋積或切割。
實地例子（Field examples）在美國密士失必流域( Mississippi Basin )有好幾個記載良好的關於持續緩慢變形對於河道特徵影響的例子。在路易西安那州( Louisiana )、阿肯色州( Arkansas )和密西西比州( Mississippi )邊界地區，所謂的Monroe隆起運動從第三紀就已經開始活動，1934-1966期間多次水準測量顯示至少在隆升軸南側地表至今仍然持續隆起。第四紀的隆升運動可以從該時期河階的凸型縱剖面表現出來，而且現今谷底剖面的凸出部分顯示出隆升運動仍然持續〈圖16.6〉。沖積河道對於這種緩慢地殼變形的反應，可以由Big Colewa溪來說明（圖16.6之中的一條河）。有好幾個影響很明顯，包括河道坡降在隆升軸突然向下游增加三倍，因而導致河道切割，而且河岸高度平均從2公尺增加到6公尺。河流曲流率從隆升軸上游側的1.2立刻增加到隆升軸下游側最大抬升河段的1.7，然後逐漸下降到1.5。
主動造構運動也對河道形態有重要的間接影響。1812年發生在密士失必河流域中央的新馬德里地震( New Madrid earthquake )就是一個很顯著的例子。這個大地震顯然促使密士失必河下游段不穩定河岸大規模崩塌，並導致大量沉積物進入河流。此種情形進而造成下游河道形態產生調節，包括曲流的降低、島嶼和突洲( point bars )的形成。這些改變非常顯著，以致於地震之後依然持續好幾十年。
實驗研究 ( Experimental studies )在野外，由於各組變因之間複雜的交互作用，很難將分主動造構作用(active tectonics)對於河道形態的影響從「流量和沉積物特徵」的變化中區分出來。做實驗研究時，水文的和沉積的變數可以被控制，實驗研究可以提供有效的方法來隔離這些影響，而且能夠展現出受到河床造構變形所造成的河道特徵變化。
至今，這類研究中最複雜的實驗之一是由（美國）科羅拉多州立大學的S. Ouchi完成。他使用一個大型的實驗流槽(laboratory flume)來研究垂直變形( vertical deformation )對於沖積河道的影響。他發現河道所產生變化不只取決於位移的速率和總量，也受河道形態和沉積物特性的影響〈表16.3〉。在因應背斜抬升時，網流河道無法改變它的曲流率，而是以河道下切來調節，進而造成河階的形成。相對地，曲流河道在變陡的下游河段是以增加曲流率（使得河長增大）、侵蝕河岸和形成突洲來調節，在隆升軸上游側的平坦河段則是以淹沒沙洲來調節。地盤下陷會導致網流河道在向斜軸兩側的河段堆積，而且在下游側發展橫沙洲；在曲流河道則是觀察到最大下陷量的下游側沙洲淹沒，上游側曲流率增加。
這些實驗研究顯示，雖然和其他影響河道形態的因子相較主動變形( active deformation )的速率通常比較緩慢，但是如果這樣的變形能持續數十年，所造成的位移量將足以對河道形態產生顯著的改變。因此，假定非造構因素可以被明顯的隔離，那麼河道形態顯然提供了一個非常敏感的方法來偵測進行中的地殼變形。在確認主動造構運動的存在與否之時，有很多種河流系統的反應可以考慮〈表16.4〉(中)(英)。
全球性造構運動和大陸水系
世界上主要河流在地形上的意義可以由下列的事實來說明，扣除大部分被冰雪覆蓋的格陵蘭和南極洲，大陸有47%的面積僅屬於50個流域的範圍。確實，單單五個最大的流域亞馬孫河( Amazon River )，剛果河( Zaire River, Congo River ),密士失必河( Mississippi River )，尼羅河( Nile River )和葉尼塞河( Yenisei River ) 就佔了10%的面積，其中亞馬孫河佔5%。對這樣大小的流域，很顯然造構運動對流域本身的大尺度形態和隨時間的發展有強烈的影響。
從全球的尺度來看，與造構位置有關的流域系統可以分為五大類（表16.5）(中)(英)。在圖16.17中可以很清楚地看到造構配置和水系特徵的關係。被動邊緣的流域( passive margin basin )是從缺乏中生代和新生代山脈帶的古陸內部流向被動大陸邊緣。這種水系類型在非洲大陸特別普遍，所以有時也被稱為非洲式水系( Afortype drainage )。被動邊緣─造山帶末梢的流域( passive margin-distal orogen basins )顧明思義是指河流流向被動大陸邊緣，但是有一定比例的支流發源於流域邊緣的造山帶中。亞馬孫河是此類流域最典型的例子，但是美洲大陸東側的多數地區也屬於這類水系，因為代表複雜板塊交互作用美洲的山脈( American Cordillera )位在此大陸的西緣；而這類流域有時也被稱為美洲式的(Amerotype)。由於有高大山脈帶出現在流域盆地的末端，所以與較呈向心性特徵的非洲式( Afortype )流域相比較，美洲式( Amerotype )流域較呈單向性( unidirectional )。
這兩類被動（大陸）邊緣流域通常流域面積頗大，這也是為什麼三角洲較常出現在被動（大陸）邊緣和（大陸）緣海的原因之一（圖13.2）。這兩類被動（大陸）邊緣的流域也可能受到沿大陸邊緣出現的古代「造山帶」（在大陸張裂之前的大陸碰撞時期形成）的影響而有變化。它們可能形成地形阻隔，防礙主要大陸流域的出口沿廣大的被動邊緣發展。美國東部的阿帕拉契山( Appalachian Mountain ) 就是其中一，它的出現顯然使得密士失比流域改向往南流向墨西哥灣( Gulf of Mexico )。
另外三種流域類型和山脈帶有關。造山帶內的流域( intra-orogen basin )主要位在山脈帶之中，而且水系網與山脈的走向平行。流向平行於走向也是造山帶外的流域( extra-orogen basin )的特徵，但它的流域是位於山脈帶的邊緣。橫切山脈帶的流域( Trans-orogen basins )則有別於前兩者，它的流向橫切山脈的走向。
以上的分類方案雖然有用，但是卻過度簡化了全球造構運動與大陸流域的關係。有些流域可能包含一種以上的類型；例如，布拉馬普得拉河( Brahmaputra River )的上游段在其成直角轉向橫切喜馬拉雅山( Himalayan )東部到孟加拉灣( Bay of Bengal )頭注入恒河( Ganges )之前，其流向是與喜馬拉雅山的走向一致。另外，也需要考慮其他的造構運動。非洲古陸內部的流域（如查德( Chad )和Okavango流域），斷塊山地的河系（如位於美國西南部的河流），還有在中國西部位於活躍橫移斷層作用的河系，都反映了特定的造構運動控制。
造山帶的水系發展
構造控制的三個要素( components )在造山帶中的水系發展上非常明顯的。第一個是被逆斷層截然分開的山體侵蝕區和鄰近的積夷盆地( aggradational basin )。第二個是在造山帶中的縱向斷層系統( longitudinal fault systems )使得水系同樣沿著走向而流動；此外，除了侵蝕劇烈的較短溪流直接從山緣下注外，鄰近造山帶之積夷盆地中的水系也傾向於縱向的流動。第三個關鍵的構造要素是沿著山體和鄰接盆地的邊界會有扇狀間地( salients )及凹角( reentrants )的出現。
沿著喜馬拉雅山，像這樣的不規則性可能可以追溯到印度板塊和歐亞板塊碰撞時。凹角( reentrants )是構造上的低區，在本區的水系發展上很重要，因為它們提供了來自鄰近山體廣大流域進入沖積平原的焦點。這些廣大流域所提供的沉積物遠比介於其中的較小扇狀間地所提供的沉積物多。喜馬拉雅山的水系中，印度河佔據的Punjab凹角和布拉馬普特拉河佔據的阿薩姆( Assam )凹角就是佐證（圖16.18）。在這兩個主要河系之間，只有相對較小的河流沿著印度河-恆河平原( Indo－Gangetic plain )縱向流動注入恆河( Ganges )。
札格洛斯山脈的水系（Drainage of the Zagros Mountains）那些正活躍發展、而且主要構造還沒有被侵蝕消失的當代造山帶提供了研究山脈帶之構造( structure )和造構作用( tectonics )關係的最理想狀況。伊朗( Iran )的札格洛斯山脈（代表大陸間的碰撞造山帶）是極佳的例子。這座山脈的某些部分直到上新世( the Pliocene )還發生過重大的褶皺和抬升作用。發源於高地東北緣的河流在流向美索不達米亞-波斯灣( Mesopotamian- Persian Gulf )的槽谷時完全穿過造山帶（圖16.19（A））。學者T. Oberlander曾對札格洛斯山脈的水系做詳細的分析，並指出沒有任何單一橫向水系( transverse drainage )的假說可以解釋該山脈所有觀察到的水系形態。在本區域內的每一種異常水系依然可以被分類為一種或他種橫向水系發展的一般模式的變形（圖16.19（B））。
在本區，疊置水系( superimposed drainage )是侷限於特定的構造區( structural associations )，而且沒有發現任何證據顯示遼闊的疊置水系或水系承繼( drainage heritage )在整個區域或侵蝕面上發展。同樣的，先成( antecedence )河系也是地方性的而非區域性的。造成橫向水系( transverse drainage )最普遍的機制顯然是向源發展的溪流延伸到（當褶皺被侵蝕而逐漸暴露出來的）抗蝕力相對較弱的地層。對Oberlander而言，札格洛斯山橫向水系多成因發展所創造出的不諧和水系形態，不但不是異常，反而是河流在大陸間碰撞造山地帶「正常」發展的必然結果（圖16.20）。
喜馬拉雅山的水系（Drainage of Himalayas）傳統上認為包含印度河( Indus )和布拉馬普特拉河( Brahmaputra )的喜馬拉雅山的橫向河( transverse rivers )是先成的( antecedent )；它們在喜馬拉雅山主要抬升之前就已經發源自西藏高原。印度河和布拉馬普特拉河的上游段（雅魯藏布江）緊密的沿著印度-雅魯藏布( Indus－Tsangpo )的縫合線，這條縫合線是印度和歐亞大陸最初的碰撞線。這些河流穿越過壯觀的峽谷橫切喜馬拉雅山的中心軸線，印度河離開喀什米爾( Kashmir )時，它的海拔高度只有1000公尺，但是卻被超過8000公尺的世界第四高山 Nanga Parbut 所俯瞰。其他一些從喜馬拉雅山流向南方的大河流都有源自西藏高原和喜馬拉雅山北坡的支流。喜馬拉雅山水系的先成河模式的前提是它的水系必須是古老的，因為他們必須在造成喜馬拉雅山的斷層作用、逆衝和褶皺之前就已形成。
但是如果仔細觀察喜馬拉雅山的河道和地質構造的關係，可以發現他們並非如簡單先成模式(simple antecedence model)所預期的完全不和諧( complete discordance )。舉例來說，印度河和布拉馬普特拉河正巧是在山脈走向改變的地方通過喜馬拉雅山的軸線（圖16.18）。至於其他的橫向河流(transverse rivers)，有許多是與橫向的背斜軸( anticlines )一致，也就是這些背斜結構與喜馬拉雅山的主要軸線呈橫向關係。源頭與雅魯藏布江只距離幾公里，而且通常被認為是先行河的Arun河是沿著這些構造中的一個而流動（圖16.21）。Arun橫向背斜，位於聖母峰東側，它的振幅達1000公尺。因為剝蝕卸載( unloading )引發了地殼均衡的反彈，所造成的地殼顯著抬升使得Arun河切割這個構造可達15000公尺深。橫向撓曲顯然在喜馬拉雅山的晚期發展，所以如果它們真的控制了橫向水系的區位，那麼這些必定是在近期才發生的。
這些喜馬拉雅山的橫向河流系統，並非如它們所看起來的是先成河系，而是代表了一種構造控制的疊置水系形態。在喜馬拉雅山的橫向背斜有夠厚的易受侵蝕地層的條件下，當這些地層的上層覆蓋物被去除，流域系統就會優先出現在這些背斜軸部。適當的軟質岩性確實出現在喜馬拉雅山，但是廣泛的侵蝕使得吾人無法確定河流是否出現在假設的位置。不過橫向構造和河道之間的一致性依然是任何簡單的先成模式的強力反證。
與被動（大陸）邊緣有關的水系發展
我們已經提過非洲的主要流域是如何受到被動大陸邊緣，但是這些流域的大尺度形態以及它們出海口的區位顯然也深受造構的控制( tectonic control )。非洲主要流域的整體形狀和大小顯然與大陸的「盆地和隆起地形」( basin and swell topography )的特徵密切相關。除了主要河流到達海岸外，河流切穿隆起（swell，地殼上撓處）的情形很少見。水系的出口顯然不是位於穹丘上撓地區間之邊緣的構造低點（如橘河和Zaire river 的例子），就是位在構谷（aulacogens，熱柱所造成的穹丘所形成）。位於Benue槽谷( Trough )的尼日河( Niger river )是後者的典型例子，這個構谷是在南大西洋形成時所造成的。另一個沒那麼顯著的例子是三比西河( Zambezi )，它的河口位於複雜的裂谷構造中，此構造和馬達加斯加島( Madagascar )與非洲大陸的分離有關。
也有人用類似的構造控制來說明亞馬孫河。它的河口也位於構谷，這個構谷呈瘦長的構造低地顯然繼續向內陸延伸，可達安地斯山。這種大陸尺度的構造源起於岡瓦納古陸( Gondwana )分裂時，而且也可能影響南美洲其他流向大西洋之河流的河道（如Parana和Sao Francisco）。
圖16.22說明非洲與南美洲造構運動和流域形態之間的關係。圖中是兩個大陸在距今一億四千萬年古陸張裂之前大致的相對位置。這樣的重建是要強調當今南大西洋兩側的水系形態和造構配置之間的相似性（當然，張裂之前的水系必然非常不同於現今的水系）。但是水系如何對應大陸張裂所造成的重大干擾做調整呢？這是一個很重要的問題，因為現今世界上許多流向被動大陸邊緣的主要流域盆地是開始於距今二億年前的原始大陸( Pangaea )張裂時。
非洲大陸的水系史非洲提供了研究大陸分裂對水系發展之影響的最佳起點。這是因為在非洲大陸邊緣沒有重要的殘餘造山帶阻礙水系出海，而且---不像南美洲----它的邊緣幾乎完全是被動邊緣。
即使是粗略的檢視非洲地形圖，都可以看出非洲大陸的水系有一些明顯異常的特徵。例如，幾個主要盆地的水系形態都是呈向心狀的( centripetal )。這在薩伊盆地(Zaire basin)特別明顯，那兒多數的主要支流是流向盆地的中心，而不是流向它的出口。其他的主要河流，例如尼日河，有很長的河段是從鄰近的海岸線附近直接流向內陸。非洲和澳洲內陸水系佔總面積的比例也特別值得注意。
毫無疑問的「氣候因素」尤其是乾燥與濕潤氣候狀況的擺動，在這些水系特徵的發展上扮演很重要的角色。但是造構控因似乎也有決定性的影響；不僅是造構運動所造成的流域-隆起( basin and swell )地形全面的限制流域盆地的發展，而且沿著大部分大陸邊緣的地殼上撓很可能對大陸之後岡亙納( post-Gondwana )水系的發展有極重要的影響。
當我們檢視非洲大陸主要流域的面積高度積分曲線( hypsometric curves )時，大陸邊緣上撓區的影響就變得非常明顯(圖16.23)。最明顯的是每一個流域中低高程( low elevations )所佔面積的比例很小。這個面積高度積分曲線的形狀與成熟流域的情形呈明顯的對照，後者低高程地形的面積應占總面積很大的比例。要記得非洲的水系在岡瓦納古陸分裂後有超過一億年的時間來演育。
河道的縱剖面也引發了有趣的問題。沿著薩伊河中游約2000公里的河段的坡度平均只有0.05 m km-1，然而從金夏沙到接近河口的麥塔迪( Matadi )。當河道穿過在Stanley Pool因急湍形成的遷急點時，平均坡度增加超過15倍，達到0.78 m km-1，其他非洲河流也有重要的遷急點，像三比西河上的維多利亞瀑布和橘河上的Augrabies瀑布(圖16.24)。
對這些異常的面積高度曲線以及縱剖面的一個可能的解釋是，在近期的過去非洲的邊緣曾經歷過顯著的抬升，也許在上新世晚期到更新世。這個觀點確實被許多研究員以一種或其他形式提出，但是地質及地形上的證據並非完全支持，再者，這也很難符合我們所知道的被動（大陸）邊緣的抬升機制。正如我們在第四章所見，被動邊緣的顯著抬升很可能不是立即發生在大陸張裂之前(在主動張裂模式( active rifting model )中，穹丘狀的抬升先於張裂)，就是立即在其之後(在被動張裂模式( passive rifting model )中，抬升張裂造成的結果)。因此，對我們今日所看到影響流域的（大陸）邊緣上撓的可能解釋只剩下「在被動（大陸）邊緣出現時、或者之後的數百萬年間發生的」。在多數的例子中，任何後來的地表抬升很可能大部分都是受限於（這些被動邊緣的周圍海岸逐漸被侵蝕之）被動地殼均衡補償( passive isostatic compensation )有關的彎曲效應( flexible effect )。
這個被動邊緣造構運動模式( model of passive margin tectonics )立即為非洲大部分地區的水系演育提出了一個激進的替代模式。這個模式提出圍繞非洲邊緣的上撓很顯然延遲了非洲大陸大部分地區完全發育成外流的水系。對今日的水系形態最好的解釋是內流的流域被大陸邊緣上撓區之海洋側的河流大規模的襲奪了。這個觀點並非完全是新的，因為沿著這樣的思路以前就曾提出多種的解釋，包括一直到中新世非洲大部分是內流流域的觀點(圖16.25)。水系襲奪模式的其他版本則主張（同意）襲奪事件較早發生的。的確， Stanley Pool急湍所代表的主要遷急點以及流域中央部分極低的坡度，都建議薩伊流域在相當近期才發展為外流水系。更往南，有一些證據顯示古代橘河河口的位置有重大的移動，以及在非洲南部流到東部邊緣的河流系統的組織有戲劇性的改變。
被動邊緣水系發展的模式
雖然大規模的流域襲奪尚未被證實，但是它確實符合當前被動邊緣造構演育的觀點。針對這個主題需要更多的研究，但即使是現在也可能提出一個可信的「巨大規模流域襲奪如何進行」的模式。
圖16.27是表現水系在大陸張裂及後來的被動邊緣下沉過程中可能順序的概要圖。這個模式假定抬升先於張裂，而且不考慮構谷( aulacogen )的可能發展(參見4.5節被動邊緣造構演育的說明)。這個模式也特別侷限於張裂邊緣而不是剪切邊緣( sheared margins )的演育。
另一個在被動邊緣水系發展必須被考慮的因子是構谷( aulacogens )的角色，因為它們是大陸水系的重要焦點。特別重要的是它們可以在大陸張裂不久之後迅速建立(例如:尼日河三角洲可以回溯到六千萬年前)，因此為大陸水系流到新發育的海洋提供了一個早期的出口。構谷( aulacogens )對水系發展的可能影響以及沿著被動邊緣的構造變化性的其他要素都在圖16.28中說明。此圖是以在第四章中討論的被動邊緣發展的「平面觀點」( plan view )為基礎 (視圖4.16)。
16.7.3
被動邊緣流域發展之變化
( Variation in passive margin drainage evolution )
雖然有可能從被動邊緣的造構演育來預測水系歷史的大致輪廓，但小心檢視實際的被動邊緣的水系顯示有相當多的變化。在非洲被動邊緣，主要河流系統深入其邊緣上撓區( marginal upwarps )；但在印度次大陸上，在Western Ghats 之陡峭西翼的水系與向東流的水系是完全分開的。這兩個系統的分水嶺為一大斷崖，它大多座落在沿著西海岸邊緣100公里之內。由於印度的東岸也是被動邊緣，這個次大陸上戲劇性的不對稱水系可能是因為西岸的抬升發生較早之故。
澳洲東緣更進一步的提供了一個被動邊緣水系演育的例子。在此地，分水嶺（分開向東流向Tasman Sea的溪流和向西流向澳洲內陸的溪流）並不符合大致發展良好的大斷崖( great escarpment )，而是座落在它以西不等的距離處。此外有証據顯示大陸分水嶺從晚漸新世至早中新世以來並沒有任何顯著的橫向移動。很明顯的，沿被動邊緣之水系演育的歷史有許多的變化，這將會是reconcile水系演育變異性與被動邊緣發展的造構模式之研究上重要的挑戰。