結果與討論

本計畫工作在成果上分作(1)濁水溪流域自賀伯颱風至桃芝颱風後之崩塌地發生特 性及其趨勢之變化，與(2)桃芝風災觸發之坡面形土石流發生特性，兩部分說明。

1. SPOT 影像判釋 A. 崩塌地發育趨勢

就濁水溪流域而言，八張SPOT 衛星影像判釋結果(表二)顯示研究區域在地震前之 崩塌地面積自賀伯風災前(G09619)至集集地震前(G12561)穩定的由 9.6 平方公里增加至 35.5 平方公里，但在九二一震後增至 57.4 平方公里(G14162)，而在其後之豪雨(G14525) 與桃芝颱風(G14806)時，崩塌面積進顯著擴大至 100.4 平方公里與 148.8 平方公里(圖三、

四)。如考慮不同影像間新增加之崩塌面積(表二)，則賀伯颱風後濁水溪流育新增 9.7 平 方公里之崩塌地，其後至集集地震前，不同期影像所之新增崩塌面積逐漸降至2.7 平方 公里，但在集集地震後之首張影像新增崩塌面積增加至21.9 平方公里，其後在後續降雨 與桃芝颱風後新增崩塌面積更進而增加至43.0 與 48.4 平方公里，顯示集集地震在濁水 溪流域觸發之新增崩塌地遠較震前颱風豪雨觸發之崩塌多，且震後之颱風豪雨更加劇崩 塌面積之擴大。

分析過程中若將舊有崩塌地範圍視為持續存在，將前後期影像判釋之崩塌地疊加，

並將每幅影像中與前一時期的崩塌地範圍有交集位置之崩塌地視為沿舊有崩塌地擴大 之崩塌地，其餘部分則歸類為此時期新生之崩塌地(圖五)。計算之結果由表二得知在賀 伯颱風前至集集地震前，新生崩塌地面積在賀伯颱風時增加6.4 平方公里，其後依序遞 減至集集地震前之0.7 平方公里。集集地震後新生崩塌地面積則由震後的 7.5 平方公里 增加至桃芝颱風後之14.1 平方公里(表二)(圖六)。

圖三、研究區域地理位置圖。紅色框線範圍為研究區域，集集震後判釋之崩塌地標示於 上圖，桃芝颱風後崩塌地標示於下圖。

表二、濁水溪流域SPOT 崩塌地判釋資料 G09619 1996/06/05 9.6

G14166 1996/11/08 19.3 9.7 3.3 6.4

1996/6/5 1996/11/8 1997/12/15 1998/10/12 1999/1/5 2000/1/8 2001/3/5 2001/8/12

G09619 G14166 G14475 G13804 G12561 G14162 G14525 G14806

年

面積(單位：平方公里)

崩塌總面積

圖五、崩塌地分類示意圖。新增崩塌：B+C、新生崩塌：C、舊有崩塌擴大：B

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55

1996/6/5 1996/11/8 1997/12/15 1998/10/12 1999/1/5 2000/1/8 2001/3/5 2001/8/12

G09619 G14166 G14475 G13804 G12561 G14162 G14525 G14806

年

面積(單位：平方公里)

新增崩塌面積 舊崩塌擴大面積 新生崩塌面積

圖六、八張SPOT 衛星影像判釋之新增崩地、舊崩塌地擴大面積與新 生崩塌面積地分布統計

結果顯示較多之崩塌地是沿舊有崩塌地持續擴大發育。表二與圖六顯示除賀伯颱風 外，賀伯颱風至桃芝颱風後沿既有崩塌持續大所造成之崩塌面積均較新生崩塌之面積為 大，此點在集集地震之後尤為明顯。在震後之降雨(G14525)與桃芝颱風(G14806)所觸發 之崩塌中，沿既有崩塌地擴大之崩塌面積分別達30.4 與 34.3 平方公里。

2. 崩塌發生區位

除了崩塌面積顯著之改變外，崩塌發生之區位亦明顯不同，將不同影像判釋之崩塌 面積對地形坡度投圖(圖七)，可見在集集地震之前，崩塌地發生位置之邊坡坡度主要分 布在20

^o

-50

^o

區間，未見在某特定區間內崩塌地發育特別集中。而在集集地震及其後之 颱風與豪雨觸發之崩塌則可見崩塌發生區位之集中趨勢均轉換至40

^o

-50

^o

度之區間，顯 示除了地震觸發之崩塌發生在較陡之邊坡位置外，震後豪雨觸發之崩塌亦發生在較陡之 邊坡上。

3. 崩塌與地層岩性及坡度之關係

當同時考量崩塌、坡度與地層岩性之關係時，由圖八中一系列影像判釋結果的投圖 分析得知，在集集地震前發生之崩塌地主要分布在板岩、變質砂岩與中新世之砂岩與頁 岩分佈之地層，板岩與變質砂岩崩塌地主要分布在40-50 度之邊坡上，中新世早期之砂 岩與頁岩中發育之崩塌地多分布在30—40 度之邊坡上，其餘分布在年青地層砂岩、頁 岩、礫岩與現代堆積物之崩塌地主要集中在20-30 度之邊坡上。但在集集地震之後，除 了震後首張影像(G14162)中之上新世砂岩與頁岩有明顯之崩塌地發育集中在 20-30 度之 邊坡外，其餘震後影像所判釋崩塌擴大趨勢由大至小依序分布在中新世早期之砂岩與頁 岩、板岩與變質砂岩且坡度在40-50 度之邊坡，發育在年青地層分佈範圍之崩塌地則相 對甚少。

0 5 10 15 20 25 30 35 40

0 10 11 20 21 30 31 40 41 50 51 60 61 70 71 80 81 90 邊坡坡度(度)

崩塌面積(公里)

G09619 G14166 G14475 G13804 G12561 G14162 G14525 G14806

圖七、不同時期崩塌地分類結果之坡度分布變化

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

Fromation Index of [G14166]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

Fromation Index of [G14475]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

Fromation Index of [G13804]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

Fromation Index of [G12561]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

圖八、不同地層及坡度分區下之崩塌地擴張面積 (各分區下之崩塌地面積 – 前期影像 同分區下之崩塌地面積)，縱軸為：各分區下之崩塌地面積，單位為 km

²

。

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 0

1 2 3

Fromation Index of [G14162]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

Fromation Index of [G14525]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

Fromation Index of [G14806]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

圖八、不同地層及坡度分區下之崩塌地擴張面積 (各分區下之崩塌地面積 – 前期影像 同分區下之崩塌地面積)，縱軸為：各分區下之崩塌地面積，單位為 km

²

。(續)

4. 崩塌與坡度及地表加速度之關係

將判釋所得崩塌地同時對地形坡度與集集地震之地表加速度投圖，並與震前影像投 圖資料比對(圖九)，顯示在地震後崩塌地之發育隨地表加速度值之增加其崩塌比增加，

且在同一PGA 與坡度區間之崩塌比較震前增加近乎 5-10 倍，且在震後豪雨與颱風時崩 塌比持續增加。

200-300

B.坡地型土石流特性

1. 坡面型土石流溪流長度和坡度統計結果

根據中部災區桃芝風災後之水保局調查資料率定之結果與涵蓋溪頭圖幅區域之航空 照片判釋所得坡地型土石流如表三所示。水保局資料在考慮具有保全對象之條件下，重 新檢核後計有坡地型土石流 130 條(圖十)，而在溪頭圖幅涵蓋範圍之含空照片中共既判 釋坡地型土石流315 條(圖十一)、溪流型土石流 385 條(圖十二)、崩塌地 4404 處(圖十三)。

利用數化完成之坡面型溪流，於農林航測所40m DTM 計算溪流長度、平均坡度與坡度 比，得其以下結果：坡面型土石流之坡面溪流長度多分佈於100 至 300 公尺之間(表四)(圖 十四)，其平均值為 300 公尺；此較溪流型土石流之平均長度為小(表四)，但與 Lewkoicz A.G..等(1998)結果相當接近。

表三、桃芝風災後之水保局資料與涵蓋溪頭圖幅區域之航空照片判釋所得坡地型土石流 統計資料

災害類型 災害個數

中部災區坡地型土石流(水保局) 130

溪頭圖幅坡地型土石流 319

溪頭圖幅溪流型土石流 385

溪頭圖幅桃芝災後崩塌地 4404

圖十、水保局桃芝災後中部地區調查所得坡地型土石流分布圖

表四、溪頭圖幅坡地型與溪流型土石流水平流動長度統計 溪流型 坡面型

溪流水平長度(m) 溪流數目 % 溪流數目 % 0-100 2 0.5 155 48.6 101-200 34 8.8 122 38.2 200-300 64 16.6 33 10.3 301-400 44 11.4 8 2.5 401-600 80 20.8 1 0.3 601-800 52 13.5 0 0.0 801-1000 25 6.5 0 0.0 1001-1200 19 4.9 0 0.0 1201-1400 17 4.4 0 0.0 1401-1600 5 1.3 0 0.0 1601-1800 9 2.3 0 0.0 1801-2000 6 1.6 0 0.0

>2000 28 7.3 0 0.0

總數 385 100 319 100

平均長度 786 117

圖十一、桃芝災後溪頭圖幅坡地型土石流分布圖

圖十二、桃芝災後溪頭圖幅溪流型土石流分布圖

圖十三、桃芝災後溪頭圖幅航照判釋崩塌地分布圖

0

或已達到崩塌發生的坡度範圍。因此，我們可以從坡度將坡面型土石流與溪流型土石流

<10 11-15 16-20 21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 >50 坡度（度）

溪

0

表六、中部災區坡地型土石流與921 水平加速度之關係

0 5 10 15 20 25 30 35 發 生 頻 率 (

％ )

351-400 401-450 451-500 501-550 551-600 601-650 >650

水平地表加速度(Gals)

圖十九、坡地型土石流分佈與921 水平加速度關係圖 6. 坡地型土石流發生條件初探

檢視上述針對坡地型土石流發生特性之說明，崩塌地之發育是坡地型土石 流發生與否之重要影響因素，而由濁水溪流域崩塌發生之趨勢與特性中得知，九二一地 震不但造成震後降雨觸發之崩塌面積之大量增加，亦將崩塌發生之區位由降雨次發崩塌 之20-30 度邊坡改變至 40-50 度之邊坡上。因此以一簡化之塊體滑動模式(圖二十)可用 以說明崩塌發生位置由20 度之邊坡變至 40 度之邊坡，觸發滑動所需之孔隙壓力急劇降 低。考量塊體滑動之臨界條件

W sin  　

> ((W cos 

　

P) ×

　

，可將其改寫為

1/

　

  = cot P/

　

(W sin

　

)，因此當 

　

由　度增加至 　　度時，觸發崩塌發生之孔隙壓力將  急劇降低，此點反應觸發崩塌發生之降雨臨界值亦將降低。

圖二十、簡化之塊體運動模式用以說明滑動邊坡角度增加時，觸發滑動所需之孔隙壓力 急劇降低

由桃芝陶風在濁水溪流域之降雨分布情形(圖二十一)得知溪頭地區在桃芝風災之累 積降雨總量約在400-700 mm 之間，此降雨量遠不及賀伯颱風再此區之降雨量，而其崩 塌與土石流發生之規模與數量卻遠較賀伯風災時為大，此點除反應地震造成地表鬆動因 而導致崩塌之發生外，崩塌發生區位之改變亦是造成坡地型土石量發生之關鍵因素。

圖二十一、桃芝颱風於溪頭地區累積降雨亮等值線圖

陸、結論

九二一地震造成濁水溪流域崩塌面積增加高達六倍，而在後續之豪雨與桃芝颱風，

崩塌面積進而明顯之擴張，且崩塌發生之邊坡坡度在震前主要集中在20-30 度之邊坡，

而在震後及後續之降與與颱風期間，崩塌發生區位變至40-50 度之邊坡上。坡面型土石 流基本地形特徵與溪流型土石流有很大的差異與區別。溪頭地區坡地型土石流主要發生 在中新世砂岩與變質砂岩的地層及集集地震時地表加速度在400-500 gal 之區域。與溪流 型土石流相較，坡地型土石流具有坡度陡與溪流短之特性，而在桃芝風災時大量之發生 主要是因九二一地震後，地層鬆動且崩塌發生區位轉至40-50 度之邊坡所致。

七、計畫成果自評

本計畫蒐集桃芝颱風災後崩塌與坡地型土石流資料並選定1:25000 比例尺地形圖溪 頭圖幅區域作較詳盡的的分析工作。透過地理資訊系統進行的地文因子分析，初步了解

本計畫蒐集桃芝颱風災後崩塌與坡地型土石流資料並選定1:25000 比例尺地形圖溪 頭圖幅區域作較詳盡的的分析工作。透過地理資訊系統進行的地文因子分析，初步了解

在文檔中 土石流災害預警空間、時間基準訂定之研究－子計畫:崩塌對土石流發生條件之影響 (I) (頁 17-0)