第一章 緒論
第二節 文獻回顧
第二節 文獻回顧
氣候、地質、水利設施、集水區面積等等都是與河川輸砂量特性息息相關的 重要因子，而本研究欲透過 M-K(Mann-Kendall)趨勢檢定探討蘭陽溪上游之水文 及降雨變化趨勢，為了瞭解不同因子對於河川輸砂帶來的影響以及 M-K 檢定之 相關應用，故文獻回顧針對相關因子以及 M-K 檢定進行回顧。
一、 氣候
在陸域環境中，逕流為形塑地表主要的作用力之一，而降雨型態直接影響逕 流，近來由於氣候變遷造成降雨型態逐漸改變，逕流型態則是首當其衝受到影響，
林孟龍（2003）、李亮廷（2008）均透過氣候的角度探討流量與輸砂量關係，降 雨的多寡、歷時、強度都會影響河川的流量以及夾帶沉積物的能力。
林孟龍（2003）分析了颱風期間蘭陽溪集水區的輸砂特性以及流量與輸砂關 係，透過乘冪迴歸方程式分析重建蘭陽溪集水區的輸砂量，分析後發現颱風所造 成的輸出量佔觀測期間的 59 %，但颱風時間卻只有總觀測時間的 6.47 %。
李亮廷（2008）分析了陳有蘭溪的流量、輸砂量與降雨特性的關係，透過趨 勢分析集水區中的三個氣候測站的降雨資料，發現雨量並無太大的變化，但降雨 時數有減，而降雨強度有增加之趨勢，大抵係以 1990 年為分界線，而流量亦係 如此，年最大日平均流量與年最大瞬時流量有上升的趨勢，透過率定曲線（乘冪 迴歸方程式）分析發現 1990 年後在相同的流量下輸砂量更多，而降雨沖蝕指數 也有提高的趨勢，故由此可知 1990 年後因為極端降雨而造成更多的輸砂量。
Wang et al.(2012)、Kling et al.(2012)、Chang and Jung(2010)、Li(2013)等人 皆提出了氣候變遷造成了河川逕流的改變。
首先，Wang et al.(2012)以長期的水文、氣象資料，透過主成分分析與線性 迴歸，探討 1954 年至 2009 年這段期間，黃河中游流域的頭道拐水文測站以及花 園口水文測站之間流域的流量變化，並發現流量持續減少，而氣候因素佔整體流 量衰退的 40 %。
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接 著 ， Kling et al.(2012) 指 出 逕 流 受 氣 候 條 件 的 強 烈 控 制 ， 並 透 過 Delta-Change Method使用HISTALP資料庫的氣候資料重建1961至1990年多瑙河 流域的氣候狀況，並模擬該流域2021至2050年以及2071至2100年的氣候狀況，再 以HBV-Model模擬這三個時期的水文情況，透過重建的1961至1990年水文資料與 當時實際觀測資料交相比對，並加以校正模型，最後推估之結果顯示多瑙河流域 在2071至2100年年逕流會減少15 %以上，而夏季的逕流則會減少40 %，而冬季 的逕流則是些微的增加。
此外，Chang and Jung(2010)透過降雨逕流模擬系統（Precipitation－Runoff Modeling System, PRMS）降雨逕流模式結合GCMs(Global climate models，GCMs) 重建1973年至2006年之逕流，並模擬2040至2080年俄勒岡州威拉米特河流域的冬、
夏兩季節之逕流以及年總逕流，並以1973年至2006年之間的資料作為校正和檢驗，
其結果指出，在21世紀末威拉米特河流域的總逕流量的變化幅度為±5 %，但夏季 之逕流卻會到融冰量的減少而導致逕流下降，而冬季則是受到降雨量增加，造成 逕流量亦隨之增加。
最後，Li(2013)透過GCMs推估出未來雅魯藏布江的氣候狀況，再以SIMHYD 以及GR4J兩種水文模式重建1962年至2002年並模擬2002至2030年期間雅魯藏布 江 的 逕 流 變 化， 並 透過 納 許 - 史 托 克利 夫效 率 係 數 (Nash-Sutcliffe Efficiency Coefficient，NSE)檢定1962年至2002年期間，這兩種水文模式模擬值與實際觀測 值之間契合度，結果顯示SIMHYD、GR4J兩種模式模擬結果的NSE值均超過0.8，
顯示其模擬值與觀測值非常契合，作者最後指出雅魯藏布江在2030年時年逕流量 會增加12 %。
綜合以上所回顧之文獻，可以發現氣候變遷對於河川逕流特性具有一定的影 響力，隨著逕流特性的改變，河川之侵蝕、搬運能力勢必也會受到影響，Mouri et al.(2013)、Zhu et al.(2008)、Gomez et al.(2009)等人則是指出氣候變遷具有影響河 川輸砂之能力。
首先，Mouri et al.(2013)透過MIROC、MRI－GCM兩種模式模擬1990年至
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2090年這段期間全日本的氣候資料，並以TOPMODEL模式推估日本1990年至 2090年的懸移值的變化量，最後兩個模式皆指出日本懸移值會呈現增加的趨勢，
MRI－AGCM模式呈現2090年時日本全島的懸移值會增加8%，而MIROC模式則 是呈現24 %的成長，而作者認為以這個增長的幅度會對於未來的日本造成許多水 資源方面管理上的問題。
其次，Zhu et al.(2008)以1960至1990年此期間的資料作為基礎，透過GCMs 的氣候預估模式以及類神經網絡（artificial neural networks）推估25種不同水文-氣候背景下探討氣候變遷與輸砂量變化的關係，結果顯示當溫度不變時，降雨增 加會造成輸砂量的成長，而雨量不變時，溫度越高，輸砂量亦會增加，反之亦然，
但尚有許多交互因素是作者研究未討論到的。
此外，Gomez et al.(2009)透過 TUGS 以及 HydroTrend 模式推估位於紐西蘭 的 Waipaoa 河未來 2030 年以及 2080 的流量以及輸砂量，並指出，在 2030 年時 Waipaoa 河的平均流量可能會減少 13 %，而輸砂量變動的幅度會是每年減少 6.3±16.1×103 t，2080 年時流量可能會減少 18 %，而輸砂量每年減少的幅度會增 加到 9.4±20.1×103 t，伴隨著輸砂量的變化，河道的縱剖面也會受到影響，並影 響到河岸邊相關的水利設施。
綜合以上所述之相關文獻可以發現，氣候變遷所產生的雨量變化會影響流量、
輸砂量，且影響之趨勢不僅只是單純的增加或減少，可能會是季節性的變化但整 體不變，這顯示極端事件出現的頻率可能增加，伴隨而來可能是更多災害出現，
因此對於氣候變遷所造成流量、輸砂量變化是更需重視的一個大事件。
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二、 地質
Ma et al.(2010)探討了位於陝西省北部的無定河流域的有效流量，無定河流 域主要可以分成兩個不同的區域，分別是黃土丘陵區以及風沙區，研究發現，受 到地質的影響，這兩者的有效流量有很大的區域性差異，在黃土丘陵之地層主要 多為稍有膠結的土石，故有效流量平均為 35 cms，而風砂區，由於沉積物粒度較 小，河流的有效流量出現 3 至 6 cms 時，主要受到沉積物的差異所影響，在風砂 區的沉積物粒徑較小，而在黃土丘陵區的沉積物粒徑較大，造成不同區域有效流 量之差異。
Schmidt and Morche (2006)則是指出流域內不同的地質條件會造成不同的輸 砂方式，並導致河川的有效流量也產生差異，此篇研究主要是針對德國境內的兩 條河流做比較，分別是 Partnach 流域以及 Lahnenwiesgraben 流域，Partnach 流域 由 於 集 水 區 主 要 以 石 灰 岩 為 主 ， 因 此 河 流 的 溶 解 質 相 當 高 ， 而 在 Lahnenwiesgraben 流域主要以泥岩為主，因此河流輸砂主要以懸移質、推移質為 主，Partnach 主要是以溶解質為主而懸移質較少，因此有效流量為 4.5 cms，而在 Lahnenwiesgraben 河則是以推移、懸移質為主，因此其有效流量為 22 至 25 cms，
由此可以看出不同河川輸砂方式所造成的有效流量差異。
三、 集水區面積
李建堂（1997）討論了集水區面積與沖積物輸送率（sediment delivery ratio, SDR）的關係，SDR 為集水區出水口所量測到的沖蝕量與整個集水區的估算值 的比值，在 Robinson(1977)的研究中發現，SDR 基本上係與集水區面積成反比，
當集水區越大沖積物在運輸的過程中越有可能滯留，在 Walling(1983)的研究中 探討了世界某些集水區的面積與 SDR 的關係，並發現在研究的案例中集水區的 面積大致上與 SDR 成反比，集水區面積越大，SDR 就越小，圖 1-1 所示。
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圖 1-1 不同區域之沖積物輸送率與集水區面積關係圖（Walling, 1988）
四、 水利設施與土地利用
隨著產業的發展、都市的擴張，勢必反映到民生、經濟用水量急速增長，因 此相關大型水利設施勢必成為發展經濟的重要設施之一，且隨著土地越來越稀少，
河川下游的河床地、高灘地以及河川中游的坡地勢必成開發的重點，而相關的土 地開發、水利設施勢必造成流域環境許多條件的改變，例如土地開發對於土壤沖 蝕、雨水下滲的影響，以及對於流量的影響等等，在陳翰霖與張瑞津（2003）、
Wu et al.(2012)、Zhang et al.(2008)、Miao et al.(2011)以及黃伊凡（2010）皆提到 了土地開發及水利設施對於河川水文型態的改變。
首先，陳翰霖與張瑞津（2003）透過乘冪公式重建曾文溪每日輸砂量，並比 較曾文水庫完工啟用前、後不同時期輸砂量與逕流量之變化，結果發現由於烏山 頭水庫平均每年自 2009 年引水約 8.7×108 m3，造成下游河道流量減少 25 %。同 時水庫區也阻截了上游的河道搬運物，累計至 2000 年底止庫底共淤積約達 1.6×108 t，年平均淤積 5.7×106 t，並造成水壩下游河道輸砂減少。
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其次，黃伊凡（2010）則是自氣候變遷、土地利用變遷等角度著手，透過雨 量變化、流量輸砂量率定曲線、單位面積輸砂量、含砂量、沖積物加以分析法，
發現在濁水溪的中段尚有暫存的沖積物，最後發現因集集攔河堰造成上游大量的 沖積物無法被運送到下游河口，造成泥砂量大幅減少。
Kuo and Liu(2002)利用蘭陽溪流域西元 1950 年至 1994 年水文資料探討人為 開發對於水文形態的影響，透過流域中兩個測站所重建的資料顯示，大致以西元 1980 年為分界，1980 年以後蘭陽溪流域的極端事件強度越趨增強、頻率增加的 變化趨勢，其導因於蘭陽溪上游流域人為開發所致。
接著，Wu et al.(2012)透過 M-K 檢定分析珠江流域的流量與輸砂變化，並劃 分出三個階段，分別為：1954 至 1983、1984 至 1993 以及 1994 至 2009。在 1954 至 1983 年雖然在集水區有部分開發活動，但土地覆蓋變遷所造成的影響被水庫 抵消，因此無顯著的改變；1984 至 1993 年大量開發所造成的影響超過水庫所能 負荷的程度，導致河川輸砂快速增加；1994 年至今由於新的水利設施陸續竣工，
且開始實施相關水土保持政策，珠江流域的輸砂快速地減少，如圖 1-2 所示。
圖 1-2 珠江流域流量與輸砂變化圖(Wu et al., 2012)
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此外，Zhang et al.(2008)透過Pettitt以及M-K檢定討論珠江流域的變化，並發
此外，Zhang et al.(2008)透過Pettitt以及M-K檢定討論珠江流域的變化，並發