自從民國八十五年賀伯風災及八十七年瑞里地震以來，地震及颱風豪雨引發之崩 塌與土石流等災害即開始受到國內相關研究者之重視，然而國內多數學者未將二者連 在一起討論，亦未對二者發生之相互關係進行有系統之研究。此外，國內學者對於土 石流之相關研究中，多從水土保持與流變學或工程治理之觀點切入討論，而由地質之 觀點從事相關研究則相對較少。而自集集地震以來，國內相關研究學者亦極重視地震 引發之邊坡災害，但就個人所知，目前尚未曾有系統的針對地震引發之邊坡破壞進行 持續性與系統性之追蹤分析九二一地震以後,降雨觸發之崩塌與土石流之發生特性與 九二一地震之前之差異。
就台灣的自然環境而言，地震與颱風豪雨是造成台灣山區發生崩塌與土石流的主要 兩個外在之觸發因子。國內外相關研究之資料顯示降雨引發之崩塌其面積通常較地震引 發之崩塌為大，且多發生在山腹及邊坡之坡址，地震引發之崩塌其崩塌地之規模較小，
多數發生在陡峭之邊坡，且多位於凸坡之坡頂(e.g., Keefer, 1984; Jibson and Keefer, 1994;
沖村孝,1996; Polemio and Sado, 1999; 王文能, 2000; 中村浩之,2000; Weissel et al., 2001)。
就國外之相關研究而言，大地震對崩塌發生影響之研究多注重在地震本身所造成之 崩塌。以近二十年國外發生較大規模之地震所觸發之崩塌如 1987 年 Ecuador 地震 (Schuster et al. 1996; Tibaldi, 1995), 1989 年美國加州之 Loma Prieta 地震(Harp et al., 1991), 1994 年之 Northridge 地震(Harp and Jipson, 1995), 1995 年日本之阪神地震(沖村孝,1996;
奧西一夫, 1996)，1999 年台灣之集集地震(Weissel et al., 2001)多為震後進行地震觸發崩 塌之相關研究。其成果多顯示地震引發之崩塌多為淺層崩壞，單一崩塌範圍較小，且多 發生於山脊陵線。
Weissel et al. (2001)利用衛星影像疊合 DTM 資料，選擇震央附近區域進行崩塌地之 判事，指出集集地震發生之崩塌多位於山脊陵線，此與日方學者沖村孝(1996),奧西一夫 (1996)等人在阪神地震之後於六甲地區所得結果相似，指出地震造成之邊坡破壞多發生 在30
o
-50o
之邊坡上，此與國內諸多學者在集集地震後判視之結果相同。Harp and Jipson(1995)針對北嶺地震觸發之崩塌所作之研究指出於震央 70km 半徑內 之地區，才有明顯崩塌地之發育，此與ｋeefer(1984)針對世界各地災害性地震所觸發崩 塌之統計資料相吻合。外此，在 Keefer(1984)統計不同規模之地震與崩塌發生之關係，
指出可能誘發崩塌之最小地震規模為ML=4.0。此外，針對義大利 Umbria-Marche seismic
sequence 對崩塌發育影響之研究中，Espositoet al. (2000)提出除了地表加速度之外，岩性 與地質構造是影響崩塌發生與否之重要因素，Harp and Jipson (1995)針對北嶺地震所作 之研究，也得相似之結論。而針對中南美洲過區百年來地震觸發崩塌之相關資料，
Bommer and Rodriguez (2002)指出崩塌之類型與地形、地理環境、及土壤之種類、厚度、
及其母岩有密切之關係，其並根據邊坡組成岩性及其風化土層之組成，將邊坡破壞分為 以火成岩風化物質為主要組成之陡坡破壞，及以紅壤為主之大邊坡破壞。Keefer(1984) 在其分析研究中指出，地震引發之山崩多發生在交結不良或結裡面發達之岩層。而Harp and Wilson (1995)在 Whittier Narrow 地震又發之山崩中發現，較堅硬之岩層有較多崩塌 之發生，其將此現象歸因於較老地層雖然較為堅硬，但也具有較多之張裂開口，因此容
之調查及整治。(6)林美聆與陳榮河(2000)在集集地震震後公路邊坡之調查中，得知崩塌 之型態已岩石滑移及岩屑崩落佔大多數，破壞之邊坡有60%以上的坡度超過 60
o
，崩塌 位置多在坡腹。(7)林美聆(Lin and Tung，2003)並利用九二一集集地震震後之崩塌資料利 用Jade and Sarkar(1993)提出之模式架構，建構地震觸發崩塌之預測模式。除了九二一震 後相關之調查資料外，桃芝颱風過後，農委會水保局委託工研院能資所重新針對中部災 內外已有甚多之相關文獻(e.g., Coussot, P., Meunier, M., (1996), Cenderelli and Kite, J.S., 陳宏宇，1995﹔李錫堤,1996; Lin and Chang,1997; Chen et al.,1999; Chen, 2001; Chen et al., 2000; Lin et al.,2000)，相對而言，坡地型土石流之研究則相對較少(e.g., Wieczorek, 1987;Wilson, Wieczorek, 1995; Parechi et al., 1998; Lorente et al., 2001)。
於國內相關之研究中,由地質特性討論對土石流的影響方面，主要有陳宏宇(1995)及 Chen et al. (1999)以花蓮銅門村為例，藉由土石流發生之現場調查的地貌表徵及地質特性 的探討，可以瞭解土石流產生之初使機制，並由現地調查中所瞭解現地兩側溝谷有發達 不連續面，尤其所組合成具潛在性之順向及楔形破壞之岩坡，為提供土石流堆積地質材 料之主要的土石來源之一。另外土石流的初始運動是由堆積材料中突增的孔隙水壓，導 致土體變得不穩定所產生，其主要是受破碎岩體中所含地下水上升，造成孔隙水壓突增 而發生土石流，而非降雨時的瞬間滲透。此外Chen(2001)與 Chen et al. (2000)亦由地質 因子與地形條件討論和社地區之土石流發生,而 Lin et al., (2000) 亦由地質因子之觀點討 論陳有蘭溪中不同岩性與地質構造對土石流發生與否之影響，而李錫堤(1996)則從地形 之觀點討論賀伯風災時陳有蘭溪流域土石流之發生。另外Lin and Chang(1997)以航照判 釋、地質調查、現地與室內試驗等方法來研究東興土石流的特性，由粒徑分析得知東興 土石流屬泥流型土石流，並以地形變化及地貌特徵瞭解溪床的變化，並推斷流動過程中 可能曾經形成天然壩，潰霸後大量土石衝洩而下，造成高流速及流量的主因。
就坡地型土石流而言，Sharp (1942) 對發生於坡地型土石流進行地形描述提及此類土
石流呈帶狀，流動區形成側堤，流動區底部有土石扇的堆積。Brunsden 等(1979)對坡地 型土石流描述為”土石運動發生在 30 度甚至更陡峭的坡面上；自源頭區開始，沿著一個 狹長新生河道向下運動，在河道兩側形成側堤(lateral levees)，土石材料則於溪流末端散 開，形成土石扇”。 Takahashi(1981)，根據發生區區位，將土石流分成：slope type（亦 即坡地型土石流）、valley type（溪流型土石流）兩大類。Vandine (1985)提到：發生於 開放或不受限制之坡面的塊體運動，加拿大通常稱此運動型態為「Debris flow」，或稱 為「Planar debris flow」。Lewkoicz A.G.等(1998)在 Sawtooth Valley 利用 1:12000 地形圖 配合野外調查，將35 條土石流危險溪流進行地形計測，並利用扇狀地沉積物進行定年。
其研究結果，土石流依其特性可分成溪流型土石流 (channelized debris flow) 與坡地型土 石流 (hillslope debris flow)兩大類。坡地型土石流具有長度短(<300m)，坡度陡(10°- 35°)，土石量小(10–10
3
m3
)，土石流再發的週期短( 3 年)等特性。Ballantyne (2002) 提到：蘇格蘭以土石流所攜帶的土砂量，將土石流分成坡地型（<60 m
3
）與溪流型(>1000 m3
) 兩大類。此外，坡地型土石流發生坡度在32 至 42 度之間。Van Steijn H.等(1988)，針對法國阿爾卑斯山進行坡地型土石流研究，提到陡峭的邊 坡、不同組成的岩屑與高孔隙水壓等條件，有利於坡面型土石流的發生。Lorente A.等 (2001、2002)，針對西班中部山區之坡地型土石流特性、空間分析與影響因子進行研究，
進一步命名為「主動崩落型土石流」。詹錢登(2000) 沿襲 Takahashi(1991)觀念，在「土 石流概論」一書中將土石流按照發生的地貌條件，分成河谷型土石流及山坡型土石流兩
土砂材料達臨界破壞條件時，施以落石撞擊，無法順利土石流化，原因為實驗坡度不足 (15 與 25 度)，撞擊力多被試體吸收。何明憲（2002）蒐集桃芝颱風災後中部災區調查 的坡地型土石流，將其重新調查劃分災害類型。將180 條坡地型土石流，修正為 76 條，
並與溪流型土石流與岩屑崩落進行區別比較分析，找出重要的區別因子。結果顯示：形 狀係數與殘土率為主要的區別因子；此外，將岩性皆可提高提高不同災害類型之間的判 別準確率。呂岡侃（2002）針對集集地震後，南投縣九九峰地區所發生的土石流進行研 究。他依據土石流發生區位與規模大小，將土石流分成坡地型與溪流型土石流兩大類，
並利用野外與室內航照及地形圖比對，以統計方法建立土石流發生的臨界地形條件。結 果顯示：坡地型土石流發生區地形特徵：1.坡面內聚凸坡。2.崩塌地呈碗狀。3.坡地型土 石流的崩塌地其主軸長度、崩塌深度、面積，皆較岩屑滑崩和岩屑崩落大。4.集水面積 1000 平方公尺以上，崩塌比達 0.33 至 0.5 時，發生坡地型土石流的可能性相當高。
從對坡地型土石流的界定，整理坡地型土石流具有的特性，建立判別坡地型土石流 的依據準則。
1.溪流流動長度通常很短。
2.無明顯溪谷地形。
3.坡面坡度陡峭，約 30 度左右。
4.溪流縱剖面呈近乎直線。
5.有流動的河道(channel)。
7.河道有側堤存在。
8.溪流底部通常有土石扇的堆積。
坡地型土石流示意圖<引自 Lorente A.等 2001>