2-1 土石流之定義與特徵
土石流(Debris flow)乃是土石與水混合一體，具備高流動性，沿 坡地或溪床向下快速移動之土砂災害。地質與地形為影響發生之基本 因素，豪雨與足夠之土砂來源則為促成土石流發生之最大誘因。整體 而言，土石流是泥、砂、礫及巨石等固態物質與雨水之混合物，受重 力作用後所產生之流動現象。（何敏龍 1997）
關於土石流的定義及特徵，有許多專家學者說明，茲摘錄國內外 專家學者之論述如下：
1.土石流流動時由於土砂量與水混合之比例不同，及溪床坡度大小之 影響，將使其流動狀態與流動特性有所差異，一般若粗礫含量較高 時，可稱之為礫石型土石流，其流速可達3～10m/sec 以上；而細砂 等含量較高時，在日本以 0.1mm 以下之細粒土砂含量在 10％以上 者，稱之泥流型土石流，其流速在2～20m/sec 左右。通常礫石型土 石流一發生後，其流速較快，但泥流型土石流在含水量較多，亦即 流動之土體濃度較小時反而愈快。至於流動時之流體密度大約在 1.2
～2.1t/ml 左右。而在中國大陸所謂之泥石流，其流體之土砂礫含量 可達 70～80％。（游繁結 2000）
2.堆積土體處於陡坡時，因含水量高，產生部分液化、流動，常沿溪 谷往坡趾崩移。破壞區幾何形狀為長且窄，且在發生之坡頂處留下 鋸齒狀或 V 型溝槽。土石滑動轉換至土石崩塌之發生，是由於堆積 土石之凝聚力下降、含水量升高及坡度之變陡。
(Polubarinova-kochina, 1962)
3.土石流發生的過程包括發生部、流動部及堆積部。土石流之發生區 大都在 15°～22°之間，流動區大都在 6°～15°之間，當坡度小於 6°
以下則為土石流之堆積區。坡度若是大於 40°，其溪床之堆積物則 多是以崩落的型式落入溪床，可歸納於土石崩落區。其土石流之發 生、流動、堆積型態與溪床坡度的關係如圖 2.1 所示。(謝正倫、施 邦築, 1998)
2-2 土石流發生模式
關於土石流發生模式，列舉前人研究如下；分別就土壤液化、滲 流侵蝕等等方面做一個介紹。
Well (1987) 認為邊坡上小溪流的形成與流路之發展，其侵蝕作 用為造成土石流發生的主要原因之一。尤其邊坡經過火災燃燒後之 有機物質滲入堆積層中，而形成不透水層。當豪雨來臨，雨水入滲 後遭遇不透水層，使土體中之孔隙水壓上升，造成邊界處土體因不 穩定向下坡崩動，使侵蝕擴大，有引發大型土石流之可能性。
圖2.1 溪床坡度與可能發生之土石現象(謝正倫、施邦築, 1998)
Baldwin Ⅱ (1987)將土石流破壞、運動過程劃分為五個階段，
如圖 2.2 所示。
a.發生階段，土體沿破壞面滑動，而沿已存在之張力裂縫產生分 離作用，如圖 2.2(a)。
b.發生部之土壤發生攪動行為，使強度迅速降低，初始流動開 始，如圖 2.2(b)所示。
c.液化發生，土體向下坡流動，如圖 2.2(c)；流動漸進加速(主 流槽內)，流動範圍內之草木皆被剝除，如圖 2.2(d)。
d.堆積期，如圖 2.2(e)。
Takahashi (1991)以天然土石壩之破壞來說明三種土石流發生 之不同型態，如圖 2.3 所示。圖 2.3(a)，壩體本身滲透性低，高強 度，蓄水位高使溢流量大且溢流速度快於滲流速度。溢流之侵蝕作用 將帶走壩頂處之土石材料，若坡度夠陡則終將導致土石流之發生。圖 2.3(b)，壩體具有較高之滲透性且強度低於圖 2.3(a)情況，壩後水 位如上升與水之滲流同時進行，當達到臨界水位時，壩體突然滑動。
由於滑動之土體未完全飽和，而堆積在坡趾，尚未形成土石流，但受 潰壩後，大量水之釋放的沖擊，將形成大型土石流。圖 2.3(c)，壩 體之滲透性非常高，使滲流遠達壩之下游面，造成壩趾處土體軟弱而 破壞，破壞一直沿壩頂方向發展，若破壞延伸至潰壩發生瞬時釋放的
圖2.2 土石崩落之發生過程(Baldwin II, 1987)
圖 2.3 天然土石壩之三種破壞型式(Takahashi, 1991)
蓄水將引發土石流。
2-3 滲流對土石流發生之影響
土石流發生機制中，較少討論到滲流對於土石流發生的影響，依 照 Takahashi(1991)所用天然土石壩崩潰來說明三種不同土石流發生 型態(圖 2.3)，其中一種便是討論到當壩體的滲透性高並且強度較低 的時候，隨著壩體後方水位的升高，便在壩體裡產生滲流的現象，隨 著滲流現象的發生，土體之細顆粒便會被滲流所帶走，造成土體的不 穩定，產生管湧(piping)的現象。首先，會產生局部性的破壞，隨著 破壞越來越大，發生全面性崩潰，土石流因此而發生。
范正成、朱嘉政(2001) 選取土石流發生頻繁的豐丘野溪及神木 村出水溪上游萬年神木附近的土壤為樣本。經過實驗室之滲流箱試驗
（其尺寸為 100cm × 30cm × 30cm，如圖 2.4）後，得到臨界水力梯 度、最高滲流線，其結果發現豐丘與神木土樣之臨界水力梯度皆為 0.288，而豐丘及神木之臨界滲流角分別約為 35 及 37 度。
范正成、梁魁麟(2002) 以南投縣為主要研究區域，選取土石流 發生頻繁的豐丘野溪的土壤為樣本。探討臨界水力梯度，以及計算臨 界管湧公式，其結果發現坡度為 45、60、75 度之臨界水力梯度分別 為 0.416、0.413 及 0.383，而臨界滲流角約為 26.4 度。
閥門 閥門
進水口 出水口
濾網與進水孔洞 側邊壓力量
測孔洞 底部壓力量測孔洞 可拆卸之前擋
100cm 30cm
30cm
圖2.4 朱嘉政之試驗滲流槽(范正成、朱嘉政, 2001)
范正成、楊晁晟(2003)以南投縣為主要研究區域，選取豐丘野溪 上游附近土壤為樣本。探討土體崩塌時地下水電導度之變化。經過室 內滲流箱試驗（其尺寸為 100cm × 30cm × 30cm，如圖 2.5）後，結 果發現在電導度上升趨勢後，不久土體即會發生崩塌，且SO42-濃度在 土體崩塌後有明顯上升，HCO3-濃度則與電導度值成正比之關係。
2-4 地下水離子濃度及電導度之觀測
對於土石流研究，土石流發生之預測甚為重要。若能夠在土石流 發生前做出評估，預測土石流潛在發生時間及地點，並設法因應，可 以因此減少許多災害。國外學者的研究曾指出，當有崩塌發生時，該 區域之深層地下水有上升的趨勢，使得地下水離子濃度及電導度值產 生變異。
青木滋(1998) 在日本新瀉縣虫 進行長期的地下水監測，發現 當地滑災害發生前，深層地下水位會開始上升，而深層地下水中的碳 酸氫根離子(HCO3-)、氯離子(Cl-)及鈉離子(Na+)使得EC(電導度)值提 高，約(5.09 ~ 5.13 ms/cm)；也就是說，若是地下水中EC提高的話，
便有可能發生地滑現象。
門
4號EC 3號EC
圖2.5(a) 楊晁晟之試驗滲流槽(范正成、楊晁晟, 2003)
Tsunogai and Wakita (1995)對日本神戶一帶以該地水源製造之 礦泉水，進行地下水化學物質的監測(1993~1995)；發現Cl-與SO42-離 子濃度在 1994 年 8 月突然地上升，於 1995 年 2 月 17 日震度 7.2 級 阪神大地震發生後，水中Cl-與SO42-濃度達到最高值。他們認為離子濃 度的改變應該與地震發生有所關連，如圖 2.6 所示。
Li (1985)於 1979 年中國大陸天津寧河地震(M=6.9)，SO42-離子 濃度在 2 個月前開始緩慢上升至地震發生，Cl-離子濃度則緩慢下降 至地震發生，且在地震前一個月，鎂離子和鈣離子濃度震盪走高。
Toutain (1997) 於 1996 年 法 國 西 部 Pyrenees 東 部 的 地 震 (M=5.2)，在地震發生前約十天，顯示礦泉水中的氯離子濃度有明顯 的增加，至地震發生達最高值，然後再急速的下降。
Ibe (2000)在Nigeria的Cross河，在土石流發生後，於不同河段 及深度採集水樣與土樣，做一連串的環化實驗，結果發現由上游至下 游Mg2+離子濃度與SO42-離子濃度呈現遞增的現象；而土壤的分析結果 指出土壤中存在鉀(K+)、鎂(Mg2+)、鈣(Ca2+)以及氯離子(Cl-)。
宋聖榮 (2002)以埔里地區為研究區域，88 年 3 月時，在當地所 製之礦泉水水中發現硫酸根離子濃度和硝酸根離子濃度已開始有異 常情況出，離子濃度上昇，但到六月中，離子濃度則有明顯下降，到 發生南投埔里 921 地震時離子最低。
1994年8月開始
圖2.6 地震發生與Cl-之關聯(Tsunogai and Wakita,1995)
2-5 地下水離子濃度變化之因素
宋聖榮(2002)對於地下水離子濃度改變原因說明如下：
1.因季節的不同，所區域內所發生降雨量也不同，相對的雨水滲入地 下水至地下儲水層，使地下水中的離度子濃度發生改變。
2.因構造作用造成應力累積，使地層產生裂縫，或地震所產生的岩層 破裂，都會使離子濃度不同的兩層地下水體發生混合現象，造成水 中離子濃度發生異常改變。
3.因構造作用造成應力累積，造成地層中微顆粒間的孔隙發生崩塌，
使原離子含量較高的孔隙水被排出，造成水中離子濃度發生異常改 變。
4.因地層中有其他異常的作用，如地震波、應力累積所產生的超音波 和微烈隙的發生露出新鮮的岩石表面，使地層中水體與岩石作用的 溶解度增加，也會造成地下水離子濃度發生異常改變。
2-6 模擬現地級配方法
本研究實驗所用土樣採自現地，現地之土樣含有巨大之礫石，這 些巨大礫石常常成為土石流發生時，造成災害的主因。但是我們在進 行室內實驗時必須考慮實驗室與現地之間尺寸的差距，在客觀條件 下，無法利用巨大之礫石，從事室內實驗室之試驗，因此，在從事室 內實驗時除了必須將實驗室裡的條件控制與現地相同之外，更須使現
地與實驗室土樣之性質差距達到最小。一般研究常用來縮小尺寸之方 法，有下列三種。
2-6-1 剝除法
Zeller and Wullimann (1957)為了估計瑞士 Goschenenalp 壩殼 之剪力強度，配合實驗儀器與試體要求之限制，將所需最大粒徑以上 之顆粒剝除，而後在不同之最大粒徑與孔隙率下進行一系列之三軸試 驗，最後將孔隙率、強度與最大粒徑繪成關係圖，如圖 2.7 所示。在 已經知道現地最大粒徑與孔隙率，即可經由外插的方式推得現地強 度。
劉啟鋒(1990) 以剝除法進行大型直剪試驗保持與現地相同之乾 密度及含水量，剪力槽之間距與試體之最大顆粒粒徑相同。由試驗結 果可以得知，對於粗粒料（大於#4）而言，其摩擦角隨著最大粒徑之 增加而增加；對於細粒料（小於#4）而言，並無明顯的關係存在。
2-6-2 平行級配法
此法又稱為粒徑縮尺法，為Lowe(1964)為台灣設計石門水庫時所 提出的方法。當時水庫壩殼所選用的材料最大粒徑為 12 英吋，為了
此法又稱為粒徑縮尺法，為Lowe(1964)為台灣設計石門水庫時所 提出的方法。當時水庫壩殼所選用的材料最大粒徑為 12 英吋，為了