第五章 現地採樣及粒徑影像分析
6.5 孔隙水壓傳遞機制模式之應用
一般而言，影響土石流的發生有三大要素：充足的土石料源、足 夠的水量和適當的坡度。土石流作用的過程是一種物質與能量不斷傳 遞和轉變的過程，在上游形成區，土與水混合，將位能轉變為動能並 開始移動；隨著向下搬移的過程中，不斷帶進土石材料並增加能量，
更加速向下游運動；一直到下游地形平坦地區，才逐漸停止並開始堆 積。
水因重力及毛細管力而進入土中，大致上以垂直的方向向下，因 此當降雨直接或間接落於地面，不論雨量是否足以聚集成地表逕流，
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皆會影響土壤水份的狀況。雨水由土壤間的孔隙向下入滲，並因土體 結構之不同，而有不同之入滲量，也使得地下水位的變化情形亦不 同，本節將土石流發生孔隙水壓傳遞機制模式作一分析探討。
本模式首先考慮土石流材料性質，並以粒徑分佈曲線代表土石流 材料性質。若現地土石材料大部分為細顆粒材料(最大顆粒尺寸<
4.75mm)，可以現場或採回實驗室進行傳統篩分析。若大部份材料為 大顆粒(尺寸>4.75mm)，則以 3.3 節與 3.5 節之影像方法進行粒徑影 像分析，換算出粒徑分佈曲線。再將粒徑分佈曲線之座標軸改為雙對 數座標。在雙對數座標系統中，粒徑分佈曲線會改變成較接近直線，
而該直線斜率即為該材料所代表之碎形維度D 值。本研究已成功將 影像分析模式應用於真實土石流材料中。利用影像之分水嶺演算後經 二值化處理，再以軟體 IPTK 進行判識及分析。最後統計影像分析結 果，並與土石真實篩分析曲線與比對繪製完整粒徑分佈曲線，並得到 該材料所代表之碎形維度D 值。
獲得土石流材料基本性質後，代入3.4 節所建立之土壤保水曲線 碎形模式，以推求土體之初始含水量。同時，亦代入3.5 節中之滲透 曲線碎形模式，可推估土體孔隙中水流傳遞速度。
本研究初步探討土壤材料與水分傳遞之關連性。土體達飽和狀態 前主要是土體內蓄積水流的過程，此是本研究探討的重點。在實驗設
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置上水流係以單向度傳遞為主此實驗裝置也無法觀察到土體達完全 飽和至啟動土石流之過程；且水流只限制於有效降雨入滲量（不考慮 雨水逕流量）。雖然以上的缺點於土石流之流槽試驗中都可以一一克 服，但這些流槽試驗所欠缺的正是缺乏土體達飽和狀態前，蓄積水流 過程之探討。此過程可以透過土體體積含水率，量測了解不同土壤蓄 積水流之能力，也可透過滲透係數之推估，了解水流傳遞之速率。因 此，將本研究之成果結合其他水文與地文因子將有助於土石流潛勢之 判定。
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第七章 成果自評
本計劃預定執行及完成之項目包含下列各項，說明如下：
7.1 現地採樣
本年度已進行另二處土石流發生區域採樣工作，並將所採土樣進 行材料試驗與影像分析。合計前期採樣地點共有三處，目的在於比較 材料差異性條件之影響。其中，現地採樣地點仍位於北部橫貫公路（省 道台七線）復興至巴陵段榮華壩上游土石流發生地。由於北橫公路通 車多年，但沿途崩坍及土石流常造成交通中斷，故選擇此路段發生土 石流區之材料進行物理模型試驗。此研究區屬於雪山山脈地質區的北 部，區內大部分的沈積物是經過變堅或變質的泥質岩石，在西部以硬 頁岩為主，向東漸漸變為板岩或千枚岩。此外，本研究區域的地層為 中新世至漸新世的地層，包含木山層、大寮公館層、媽岡層、石底層、
大桶山層、粗窟砂岩及乾溝層等。
此次採樣範圍集中於高義與高坡之間，因其中常有堅硬的砂岩構 成突出的山脊，形成顯著的交切山腳；以位於北橫公路30.5～31 k、
41～45 k 間者最為顯著。至於峽谷的南、北兩端，即巴陵到蘇樂之間，
以及高坡到羅浮之間，露出來的地層是由砂、頁岩互層所構成，使得
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大漢溪在這兩段的河谷，擁有較不穩定的邊坡，河谷因而比較開闊，
並且出現河階地形，例如巴陵、高坡、義興、合流等地。合流又稱羅 浮或拉號，是霞雲坪以南面積最大的河階。從巴陵到合流的大漢溪河 谷，明顯表現出岩性與河流地形之間的密切關係。本項工作已完成現 地採樣、拍攝、土樣分析等，如圖7.1 所示。
(a) (b)
(c) (d)
圖7.1 北橫公路復興至巴陵段沿途採樣地點(a)地理位置示意圖(b)採 樣地點一(c)採樣地點二(d)採樣地點三
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Grain size (cm)
Percentage finer by weight (%)
(a) (b)
圖7.2 影像分析結果示意圖：(a)IPTK 分析所得之顆粒編號之標註，
(b) 影像分析與篩分析結果比較
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7.3 物理模型試驗進行
本研究製作一模擬單向度降雨入滲之模型試驗，以量測土體水壓 及含水量變化的情形。由此簡易之物理試驗可清楚地了解在不同雨量 情況下土體之反應情形。並透過保水曲線之碎形模式（圖7.3），以同 時考慮毛細現象之影響，如此可針對降雨入滲導致土體破壞之土石流 發生機制進行探討。結果包含不同採樣區域之基質吸力與深度之關 係，與體積含水率與深度之關係，詳細結果討論如下。
由實驗結果顯示（圖7.4，圖 7.5），就平均粒徑而言在採樣一處 之No.1 ~ No.3 實驗中，No.3 土樣之平均粒徑 d
50
= 3.9 mm，相較於 No.1 土樣（d50
= 1.3 mm）及 No.2 土樣（d50
= 2.5 mm），入滲速度明 顯快許多。而在考慮碎形維度值方面，No.1 實驗（D = 2.47）、No.2 土樣（D = 2.45）與 No.5 實驗（D = 2.49）碎形維度值接近，土體內 部水分變化情形較為類似。另外，No.3 土樣(D = 2.24) 與 No.4 土樣（D = 2.27）也因碎形維度值接近，土體內部水分變化情形亦較為類 似。雖然，各實驗之顆粒分布及入滲速率各不相同，但淺層基質吸力 以接近負值（壓力）為主，深層土壤以正值（吸力）為主，且在土層 深度約一半處出現明顯較大值。
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Volume water content (%)
圖7.4 No.4 實驗之基質吸力與深度及體積含水率與深度之關係圖
Volume water content (%)
圖7.5 No.5 實驗之基質吸力與深度及體積含水率與深度之關係圖
（h : 小時）
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7.4 土石流發生孔隙水壓傳遞機制模式建立
一般而言，影響土石流的發生有三大要素：充足的土石料源、足 夠的水量和適當的坡度。土石流作用的過程是一種物質與能量不斷傳 遞和轉變的過程。於上游形成區，土與水混合並由位能轉變為動能開 始移動；隨著向下搬移的過程中，不斷帶進土石材料並增加能量，加 速向下游運動；直到下游地形平坦地區，才逐漸停止並開始堆積。
水因重力及毛細管力而進入土中，大致上以垂直方向向下流動，
因此當降雨直接或間接落於地面，不論雨量是否足以聚集成地表逕 流，皆會影響土壤水份的狀況。雨水由土壤間的孔隙向下入滲，因為 土體之結構不同，會有不同之入滲量，使得地下水位的變化情形亦不 同。
本模式首先考慮土石流材料性質，並以粒徑分佈曲線代表土石流 材料性質。若現地土石材料大部分為細顆粒材料可以現場或採回實驗 室進行傳統篩分析。若大部份材料為大顆粒，則以影像方法進行粒徑 影像分析，換算出粒徑分佈曲線。再將粒徑分佈曲線之座標軸改為雙 對數座標。在雙對數座標系統中，粒徑分佈曲線會改變為直線，而該 直線斜率即為該材料所代表之碎形維度D 值。本研究已成功地將影 像分析模式應用於真實土石流材料中。利用影像之分水嶺演算後，經
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二值化處理，再以軟體 IPTK 進行判識及分析。最後統計影像分析結 果，並與土石真實篩分析曲線比對繪製完整粒徑分佈曲線，並得到代 表該材料之碎形維度 D 值。
此外，本研究由土壤顆粒之孔隙分布進而推導出非飽和土壤之相 關水力滲透係數，以得到滲透曲線之碎形模式。藉由輸入重要相關參 數，得到相關水力滲透係數與正規化之體積含水率之關係，及相關水 力滲透係數與水力勢能之關係，如圖 7.6 所示。
(a) (b)
圖 7.6 利用滲透曲線碎形模式得到不同碎形維度相關水力滲透係數 與(a)水力勢能及(b)正規化體積含水率之關係圖
7.5 成果報告彙整
本年度已將三年之研究成果彙整與本成果報告中。
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