第一章 緒論
1.2 文獻回顧
天然河川總是處在不斷地變化與發展的過程中，在空間上主要以兩種型態呈現：
縱向變形和側向變形。縱向變形為泥砂與水流交互作用下的底床沖淤行為，側向變形 為近岸流速的改變導致河岸淤長(riverbank advance)或河岸退縮(riverbank retreat)。造成 河岸淤長主因如：主流偏離、近岸為緩流或局部渦流致使泥砂沉滓落淤，而造成河岸 退縮主因通常是河岸邊坡土體與近岸水流相互作用下的結果，河岸邊坡表土與坡趾遭 受沖刷，再者使其坡度變陡或岸高增加，最終因重力作用而產生崩塌或滑動破壞，河 岸退縮即為如此反覆循環作用下之結果。河岸邊坡受河川水流作用的受蝕程度與其組 成的材料性質相關，Johnson and Stypula (1993)依據河岸所構成的材料將其分為岩床 (bedrock)、非凝聚性(cohesionless)、凝聚性(cohesive)與層狀(stratified or interbedded)等 四類。岩性河岸大多將之視為河床整體的一部份進行探討，而岩床的侵蝕是眾多因素 交互作用下的結果，如：磨蝕(abrasion)、塊體抽離(plucking)、穴蝕(cavitation)、顆粒 彈跳沖蝕(saltation)、風化侵蝕(weathering)等(Whipple et al., 2000；Sklar and Diereich, 2004；Stock, et al., 2005)，其過程與機制非常複雜，欲進行完全定量之預測確有其困難。
因此，目前主要分析方法依其破壞機制大致分為水力沖蝕(hydraulic scour)以及泥砂磨 蝕(sediment and rock abrasion)等兩種類型進行岩床侵蝕速率的評估(Annandale, 1995；
Sklar and Diereich, 2004, 2006；Lamb et al., 2008)。相較於其他河岸材料，岩性河岸一 般相對穩定而不易發生大規模的河岸退縮。
相對於岩性河岸，Julien(2002)將沖積型河川(alluvial river)的破壞依其邊坡材料性 質分為非凝聚性、凝聚性與層狀等三種，並指出非凝聚性河岸其坡趾遭受沖刷而使其 坡度大於其安息角(angle of repose)時將會產生滑動破壞。Johnson and Stypula (1993)則 描述非凝聚性河岸多由粉砂(silt)、砂(sand)或礫石(gravel)所摻混組成，由於該類型的材 料顆粒間缺乏鍵結能力，因此，其破壞型態可視為多個單一顆粒受水流沖刷作用而脫 離的行為，其破壞程度主要是受材料特性(顆粒的大小、形狀、級配、含水量與相對密
度)以及水力條件(近岸流速、紊流強度與剪應力)而定。Thorne and Tovey (1981)發現此 類型的河岸邊坡多為粗顆粒所組成而透水性較佳，其穩定與否受土體內的孔隙水壓 (pore water pressure)變化影響較小，河川水流的作用才是造成破壞的主因。Thorne (1991)則提出非凝聚性材料的破壞類型其一為平面或圓弧形的淺層剪力破壞，其二為 河川水流挾帶泥砂顆粒的表層剝離。Terzaghi and Peck (1996)則指出隨著深度增加，因 剪力增量較剪應力大，使得此類型的破壞面大多發生於淺層。上述文獻僅對非凝聚性 河岸破壞的特性與行為進行論述，而 ASCE Task Committee (1998)則綜合相關研究後指 出此類型的河岸穩定分析方法，主要分為兩種：Pizzuto (1990)與 Li and Wang (1993, 1994)假設當河岸邊坡坡度大於其安息角時，則土體將沿破壞面產生滑動；Wiele (1992) 與 Kovacs and Parker (1994)則建構泥砂連續方程式，以側向通量處理河川水流侵蝕的 過程。然而，Thorne (1991)則認為天然河岸邊坡通常摻雜具有凝聚性的土壤，並且須 考量由植物根系或未飽和土層所提供額外的凝聚性，因此，非凝聚性河岸邊坡的應用 範圍因實用性而有所限制。
對於凝聚性河岸邊坡而言，Johnson and Stypula (1993)說明此類型的河岸因富含黏 土(clay)，相較於非凝聚性河岸，其滲透性較差，因此其破壞機制與土體內的地下水息 息相關，如：滲流(seepage)、管湧(piping)、凍脹(frost heaving)作用等，並提出此類型 的河岸邊坡破壞常發生於河川水位洩降的過程。Hagerty (1991)則根據河岸邊坡土質特 性與坡度差異提出不同的破壞類型，如圖 1.1 所示。圖 1.1(a)與圖 1.1(b)分別為發生於 均質土壤且陡峭邊坡的平面型(planar)以及低緩邊坡的圓弧型(rotational)塊體破壞(mass failure)，並且指出破壞常發生於降雨或河川水位的漲退變化過程中，河岸土體濕潤而 增加其自重並減少土壤顆粒間的鍵結強度則為其肇因。而圖 1.1(c)所示則為河岸底層 土壤受水流侵蝕作用下，致使上方土層形成類似懸臂樑形式之土塊並因重力作用而發 生懸臂型破壞(cantilever failure)，Thorne and Tovey (1981)則依據不同的破壞機制，提 出三種形式及其分析方法，後續則有 Amiri-Tokaldany and Samadi (2007)、Langendoen and Simon et al. (2008)、Simon et al. (2009)與 Simon et al. (2010a)等研究結合此類型的破
壞機制建構其分析模式，並指出欲探討完整的河岸退縮過程，此類型的破壞機制必須 加以考量方能符合實際情形。
前述針對凝聚性河岸之塊體破壞，依據破壞面的類型大致可分為平面與弧面的破 壞(見圖 1.1(a)與圖 1.1(b))，然而根據許多現場調查資料顯示凝聚性河岸的破壞型態大 多為沿平面破壞面滑動的塊體形式(Thorne, 1982；Osman and Thorne, 1988；Darby and Thorne, 1996)，因此相關研究多採此種破壞型態進行解析。分析方法則多參照大地工 程邊坡穩定的理論架構，亦即在均質土體且不考慮其變形下，以莫爾-庫倫破壞準則 (Mohr-Coulomb failure criterion)建立河岸土體沿破壞面之正向應力與剪力強度關係，並 依據土體的抗剪力與驅動力，採用極限平衡分析法(limited equilibrium analysis)評估其 穩定性。基於上述分析理論，Lohnes and Handy (1968)以坡度與剪力參數建立臨界坡高 的關係式。Chen (1975)同樣以臨界坡高來評估邊坡的穩定性，並依不同河岸坡度彙整 結果如圖 1.2 所示。Osman and Thorne (1988)則結合 Arulanandan et al. (1980)所提出的 水流剪應力與臨界剪應力關係式，計算河岸邊坡受河川水流沖蝕作用下的退縮長度，
並據以評估河岸受水流沖蝕後對河岸穩定之影響。然而，上述研究均未考量河川水位 變化以及河岸土體孔隙水壓之影響，其研究結論顯示河岸破壞發生與否僅與邊坡的幾 何條件以及土壤強度有關。因此，後續學者則致力改善前述分析理論不足之處，Huang (1983)根據破壞土體內地下水位的分布比例提出孔隙水壓比(pore pressure ratio)，據以 評估其對邊坡穩定的影響。Springer et al. (1985)則分析一砌形土體受河川水位與地下水 位對其穩定之影響。Simon et al. (1991)在簡單的河岸幾何形狀條件下，將河川水位與 地下水的影響機制同時納入其分析模式。Darby and Thorne (1996)則基於前述的研究，
並進一步考量河川水流沖蝕作用下對河岸穩定之影響，且與前人分析方法比較其差異 性。然而，上述分析方法對於河岸土體內之孔隙水壓，僅考量地下水面線以下飽和區 域所產生的上舉力(uplift force)，而忽略未飽和區域形成基質吸力(matric suction)的影 響。為釐清土壤未飽和狀態之機制，Casagli et al. (1999)與 Rinaldi and Casagli (1999)依 據 Fredlund et al. (1978)所提出之廣義莫爾-庫倫破壞準則(extended of Mohr-Coulomb
failure criterion)，進一步結合基質吸力分析義大利 Sieve River 河川水位與河岸土體內 孔隙水壓的變化情形，研究結果顯示基質吸力對河岸邊坡穩定的貢獻甚大，尤其在地 下水位偏低的狀況下。然而，天然沖積型的河岸，其土壤性質多呈現非均質的層狀分 布，Simon et al. (2000)遂將不同的土壤強度參數建構至所發展的模式以反映層狀土壤 的效應，另依據美國 Goodwin Creek 長期監測的資料，評估河岸穩定程度隨時間的變 化情形，並探討基質吸力在河川水位漲退過程中的變動及其對河岸穩定的影響，最後 在 結 論 中 強 調 基 質 吸 力 對 河 岸 穩 定 的 重 要 性 。 而 由 美 國 農 業 部 農 業 研 究 局 (USDA-ARS)所發展並被廣為應用之河岸邊坡穩定分析模式(Bank Stability and Toe Erosion Model, BSTEM)亦以上述分析理論為其主要架構，爾後相關研究大多以該模式 或依循上述分析理論進行現地案例之分析與應用，如：Simon et al. (2002)以美國 Missouri River 為例，探討不同河川水位條件下河岸的臨界穩定狀況；Simon and Thomas (2002)在美國 Yalobusha River 以不同地下水位高度的條件下，建立河岸高度與臨界坡 度的關係；Amiri-Tokaldany et al. (2003)則以美國 Hotophia Creek 為研究對象，探討河 岸的長期破壞趨勢；Amiri-Tokaldany and Darby (2006)則分別分析義大利 Sieve River 與美國 Goodwin Creek 的河岸穩定情形。然而，上述研究僅針對塊體破壞在河川水位 變化單一機制下進行分析與探討。
後續學者則進一步結合 Partheniades (1965)所提出的沖蝕率計算方法探討河岸破 壞與退縮行為，如：Langendoen and Simon (2008)模擬美國 Goodwin Creek 河岸幾何形 狀受破壞而變化的過程；Simon et al. (2009)則評估美國 Blackwood Creek、Upper Truckee River、Ward Creek 等多條河川受蝕的情形；Shields el at. (2009)則分析美國 Little Topashaw Creek 河岸在不同的地下水位條件下的穩定狀況；Simon et al. (2010a)在美國 Big Sioux River 進行不同重現期距流量下泥砂產量之計算。然而，前述研究的分析理 論架構，皆將地下水面線簡化為一水平狀態，並使地下水位維持在河川水位上升歷程 的最高水位以評估河岸塊體破壞的臨界條件，此假設雖可快速分析河岸穩定與否，但 卻無法真實反映河川水位升降、土壤特性或降雨因素造成孔隙水壓變化對破壞的影
響。有鑑於此，Chiang et al. (2011)藉由求解一維非穩態 Boussinesq 地下水流方程式，
將河川水位視為邊界條件以考量河川水位與地下水位的互制關係，利用求得之地下水 面線計算孔隙水壓分布情形，據以評估河岸之穩定性。另有部分學者為能更精確掌握 孔隙水壓的變化情形，則利用商用軟體 SEEP/W(Geo-Slope International Ltd)模擬河岸 土體內孔隙水壓的分布情形進行現地案例的分析，如：Dapporto et al. (2001)與 Dapporto et al. (2003)評估義大利 Arno River 因河川水位變化的河岸穩定狀況，並歸納最高河川 水位與河岸穩定之關係；Rinaldi et al. (2004)模擬一場完整的洪水事件探討義大利 Sieve River 河岸穩定隨時間變化的情形，並提出河岸穩定條件與洪水型態、河岸土質及其幾 何形狀有關。然而，上述研究皆僅限於塊體破壞之分析與預測，且降雨的影響亦未加 以考量與探討。
影響河岸退縮的因素眾多，Thorne (1982)、Lawler (1995, 1997)認為河岸退縮主要 包含三個破壞機制之集合：表面侵蝕(subaerial processes)、塊體破壞(mass failure)與水 流沖蝕(fluvial erosion)。其中表面侵蝕係指因各種氣候因素造成土壤表面弱化、風化等 過程，相較於其他兩個機制，表面侵蝕對於河岸退縮的影響甚微，如：Lawler (1993) 指出英國 River Ilston 年侵蝕率約 27 mm；Prosser et al. (2000)調查澳洲 Ripple Creek 年 侵蝕率為 13
2 mm；Couper and Madock (2001)於英國 River Arrow 數個監測點發現年影響河岸退縮的因素眾多，Thorne (1982)、Lawler (1995, 1997)認為河岸退縮主要 包含三個破壞機制之集合：表面侵蝕(subaerial processes)、塊體破壞(mass failure)與水 流沖蝕(fluvial erosion)。其中表面侵蝕係指因各種氣候因素造成土壤表面弱化、風化等 過程，相較於其他兩個機制，表面侵蝕對於河岸退縮的影響甚微，如：Lawler (1993) 指出英國 River Ilston 年侵蝕率約 27 mm；Prosser et al. (2000)調查澳洲 Ripple Creek 年 侵蝕率為 13