自然伽瑪射線係以偵測鑽孔內地層釋放的自然伽瑪射線強度，地 層中的自然伽瑪放射源主要來自鉀(K-40)、釷(Th-232)或鈾(U-238)等蛻 變之放射性元素，顆粒較細的頁岩或泥岩層中之黏土因吸附較多放射 性元素，所以伽瑪射線強度較高；反之，砂或礫石層吸附之放射性元 素較少，伽瑪射線的強度則相對較低，如圖 2.1.4-6 所示。此外，泥的 風化程度會影響伽瑪強度，灰色新鮮泥之伽瑪強度會較黃棕色風化泥 為高，而砂或礫石的成分亦會影響伽瑪強度值，板岩質砂或礫石往往 會比石英質砂或礫石還要高。就水文地質觀點而言，井測之伽瑪值高 表示地層含黏土量高，可判定為低透水性之頁岩或泥岩層；相反的，
伽瑪值低表示地層含黏土量少，可能為透水性較佳之砂岩層。因此根 據自然伽瑪射線的偵測結果，可用以界定砂岩及頁岩層之分布並進而 判定地層之透水性。
圖 2.1.4-6 自然伽瑪射線強度及粉土與黏土含量關係
Figure 2.1.4-6 Relationship between natural gamma radiation and silt and clay content
(3) 孔內地下水流速與流向調查
地層之透水性為地下水資源不可獲缺之調查項目之一，而透過現地試 驗的施作，可評估研究區域地層的透水性及地下水流動特性。本計畫使用 熱脈衝式流速儀定點量測鑽孔內地下水流速及垂直流向分布，其結果係為 鑽探解壓後各個含水層單元間地下水的動態平衡(dynamic equilibrium)反
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應，可用以判定地層之滲透性、裂隙連通性、含水層型態及地下水的循環(補 注或流出)潛勢等。
熱脈衝式流速儀係利用內部之柵狀發熱線圈發熱以加熱附近流體，由 於流體的流動將帶動熱緣產生一向上或向下的運動，而發電圈上下方之熱 感應器可偵測其溫度之差異，並以熱脈衝曲線顯示。熱脈衝式流速儀運用 急速加熱配合熱感應之原理來量測地下水流速變化，其量測機制可以圖 2.1.4-7 熱脈衝流速儀示意圖說明。
資料來源：本計畫整理 圖 2.1.4-7 溫度感應器周圍溫度流動示意圖
Figure 2.1.4-7 Schematic drawing of heated fluid movement between grid and thermistor
圖 2.1.4-7 中圓點 A 為溫度感測器，L 為加熱線圈(Wire)至溫度感測器 之距離，u 為流速而箭頭方向為流向。操作時首先使內部柵狀加熱線圈(Wire) 升溫來加熱附近流體，由於流體的流勢將帶動熱源產生沿著 X 軸的熱對 流，藉由溫度感測器偵測溫度差異隨時間之變化，亦即熱脈衝曲線，即可 換算區段的地下水流速。由於儀器的吊放會在量測區段的水體中產生紊 流，因此在量測前需先將探測儀靜置一段時間，待水流穩定、熱感應器與 周遭流體溫度達到平衡後方可進行施測；若熱脈衝曲線向上，反應上方熱 感應器感應到溫度上升，表示流體向上方流動，反之，若熱脈衝曲線向下，
則代表流體向下方流動，如透過溫度差異的傳導時間可計算流速，如圖 2.1.4-8 所示。
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(a) 熱脈衝曲線(水流向上) (b)熱脈衝曲線(水流向下) 圖 2.1.4-8 熱脈衝式流速儀調查結果
Figure 2.1.4-8 Response of heat-pulse flowmeter measurement (L) upward flow; (R) downward flow
(4) 孔內井徑調查
井徑探測係利用探測儀上之彈簧臂在孔內拉升的過程連續記錄井孔的 直徑。一般而言，固結岩層因膠結良好、岩盤完整，故井徑井測通常呈現 平緩且一致的結果，其測錄值與鑽孔尺寸相當；反之，於未固結或破碎岩 盤測錄時，則多有井徑擴大之情形，因此井徑資料可作為岩層破碎程度判 釋之依據(如圖 2.1.4-9)。由於井徑井測可推算鑽孔之截面積及體積，可協助 其他井測調查結果的判釋，例如在進行地下水流速調查時可藉由井徑資料 換算孔內流體的通量，以修正孔徑不一所造成之誤差，並研判具連通性裂 隙位置；如搭配孔內攝影調查可更切確的將開口裂隙所在位置指定，進而 計算空穴或破碎帶的體積。此外，地物井測訊號(電阻、自然伽瑪及波速) 會受井徑大小影響，因此調查結果亦可協助物理訊號之判釋，提升調查結 果的精度。
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圖 2.1.4-9 鑽孔井徑調查結果
Figure 2.1.4-9 Integration of various borehole diameter profile (5) 封塞水力試驗
本試驗係參照 ASTM D4630 或 ASTM D4631 之標準試驗方法求取地層 之透水係數及蓄水係數，作為水文地質概念模式之建立及地下水流場模擬 分析之主要依據。雙封塞試驗係於試驗過程中，利用兩個或多個封塞去分 離鑽孔試驗區段(如圖 2.1.4-10 所示)，試驗區段的長度會依據不同試驗目的 而不同，封塞可以阻隔一個裂隙或是多個裂隙，甚至整個岩體結構。一般 雙封塞水力試驗有四種試驗方法：(A)定流量 (constant-flow tests)；(B)定水 頭 (constant-head tests) ； (C) 微 水 試 驗 (slug tests) ； (D) 壓 力 脈 衝 試 驗 (pressure pulse tests)。試驗方法之選擇則依據：(A)試驗區段的水力傳導能力 (地質條件)；(B)水文地質參數代表的岩石體積；(C)可支配時間(計畫費用考 量)；(D)儀器設備。綜觀四種單井水力試驗方法，本計畫整理各種方法的優 缺點比較如表 2.1.4-2，同時整理出各種試驗各自適合施作的地質條件狀 況，如表 2.1.4-3 所示。本試驗適用於 HQ 鑽孔(孔徑 98mm)，試驗時應先確 認井內是否添加皂土、超泥漿或水泥等添加劑，並確實要求鑽商配合洗孔，
試驗過程應有鑽機、鑽探領班及操作人員配合，必要時須在試驗段以上之
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孔壁加套管保護，如鑽孔過度破碎有坍塌或孔壁內縮之風險，則需視現場 狀況分段施作。
現地水力試驗所得資料可利用現有理論方法解釋現地試驗所紀錄試驗 資料，包括壓力或流量的歷時曲線(如圖 2.1.4-11 所示)，藉以計算裂隙岩體 含水層水文地質參數，包括透水係數(Hydraulic conductivity, K)及蓄水係數 (Storage coefficient, S)。每種理論模式代表水力試驗過程中在某種地質構造 條件下可能出現之地下水流動行為，綜觀目前理論模式包含的含水層型態 除裂隙含水層外，尚有侷限、自由、滲漏含水層等型態。此外，試驗資料 可能隱含孔徑、孔壁和邊界效應之影響，在模式選擇上必需一併考慮，因 此試驗資料分析重點在辨識含水層型態及孔徑、孔壁和邊界等效應存在與 否。
為分析本計畫現地水力試驗所獲得之試驗資料，本計畫以數值分析程 式 (AQTESOLV) 自動進行理論曲線與試驗觀測資料匹配工作，匹配過程係 找出某一理論模式與觀測資料具最小誤差，求解過程將以自動化行之，故 可迅速利用不同之解析解得到應對水力參數值，取代傳統利用手動之圖解 法，如圖 2.1.4-12 所示。
圖 2.1.4-10 雙封塞水力試驗系統及施作示意圖
Figure 2.1.4-10 Schematic drawing of double-packer test equipment
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表 2.1.4-2 封塞水力試驗方法簡介及優缺點比較
Table 2.1.4-2 Types of different injection methods for packer test and their advantages and disadvantages
方法
Table 2.1.4-3 Geological conditions suitable for different injection methods of packer test
方法種類 水力試驗合適之地質狀況
定流量試驗 高滲透性含水層
定水頭試驗 最適低滲透性含水層，其他亦可
微水試驗 中及低滲透性含水層
壓力脈衝試驗 非常低滲透性的含水層
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圖 2.1.4-11 定水頭注水試驗試驗記錄(左為壓力歷線、右為流量歷線) Figure 2.1.4-11 Real-time data of constant head injection test, (L)pressure
duration curve; (R)flow rate duration curve
圖 2.1.4-12 封塞水力試驗資料與理論曲線匹配結果
Figure 2.1.4-12 Results of packer test analyzed by curve fitting method 5. 地電阻剖面法
地電阻探測法是在地表上利用兩根電極棒將直流電灌入地下，而後在 地表上量測另兩根電極棒間的電壓差，此法是量測大範圍的電阻值，此電 阻與土層的組成、飽和度以及土層孔隙中流體的導電度有關，透過反算技
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巧可獲得電阻之深度 2D(或 3D 剖面)，藉著所得之剖面可應用於地層、壩體 含水特性之變化調查。此法於高電阻環境中亦能有效量測，可探測較大孔 洞，但於高導電性環境下效果較不佳(尤其是表面高導電)。此外，量測需確 保電極與地表有良好耦合以免獲得錯誤數據，亦要注意反算所得之結果於 深層有較差解析度。
二維地電阻影像探測的量測原理為藉由外加低頻電流經由圖 2.1.5-1 中 電流極 C1、C2 流入地層中，再利用電位極 P1、P2 量測地層所反應的電位 差值，由該量測的電壓值與電流值經由靜電學理論計算受測土層之視電阻 率（apparent resistivity）。量測空間影響範圍視電極間距而定，展距越大所 能探測深度越深，但相對上對深層電阻率之敏感度會有所降低。量測過程 藉由改變不同電極間距與位置，獲得不同幾何空間位置上的視電阻率值，
稱為視電阻率剖面（Pseudo-Section），經由反算分析獲得真實電阻影像剖 面，藉以了解地層構造。不同電極排列的幾何參數影響探測的結果會不同，
常見的電極排列如圖 2.1.5-1 所示。
圖 2.1.5-1 地電阻影像探測的各種排列方式 Figure 2.1.5-1 Common arrangements of ERT
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地電阻量測之視電阻影像剖面(Pseudo-Section)表示每一施測幾何（電極 配置）所得到之視電阻率，必須透過反算分析方能得到地層真正的電阻率 分佈。其反算分析方法主要以正算模式為基礎，若假設一電阻率分佈，量 測之視電阻率可依據靜電學理論與有限元素法或有限差分法模擬預測，若 設法改變電阻率分佈，使得預測值盡量逼近量測值，則可估計出地層之電 阻率分佈。由於資料量大，反算分析通常以結合正算模式之最佳化方法進 行，由實際量測資料（pseudo-section）反算地層之電阻率分佈以獲得現場 電阻率分布(如圖 2.1.5-2 所示)。
地電阻量測之視電阻影像剖面(Pseudo-Section)表示每一施測幾何（電極 配置）所得到之視電阻率，必須透過反算分析方能得到地層真正的電阻率 分佈。其反算分析方法主要以正算模式為基礎，若假設一電阻率分佈，量 測之視電阻率可依據靜電學理論與有限元素法或有限差分法模擬預測，若 設法改變電阻率分佈，使得預測值盡量逼近量測值，則可估計出地層之電 阻率分佈。由於資料量大，反算分析通常以結合正算模式之最佳化方法進 行，由實際量測資料（pseudo-section）反算地層之電阻率分佈以獲得現場 電阻率分布(如圖 2.1.5-2 所示)。