2 航照中的土石堆積體

註記。判釋的航空照片有黑白與彩色兩種，根據過去經驗，一般狀況下 可判釋到的最小崩塌地面積約為 300 平方公尺。

照片 1-1 航照上的崩塌地 照片 1-2 航照中的土石堆積體

(二)崩塌的屬性

1. 將崩塌的圖層疊上 5mx5m 的 DTM 資料，應用 ArcGIS 中「Spatial Analyst」裡的「Surface Analysis」，計算出崩塌的坡度、坡向、高度 分布，從等高線讀出崩塌的坡長，註記崩塌發生區的邊坡位置(圖 1-3)，

並記錄崩塌末端是否已經進入河道等等的屬性資料。

2. 疊上自中油公司嘉義圖幅數化的地質圖，將崩塌的屬性加入地層以及距 離構造線的距離。

圖 1-3 崩塌發生區的邊坡位置示意圖(虛線表示崩塌的位置)

(三)崩塌的變遷

1. 利用前後兩次事件之崩塌地圖層進行疊圖分析，將同一位置在後一版航 照上可判釋出崩塌，但在前一版沒有，視為「新增」的崩塌地；前後兩 版航照上均可判釋出崩塌時，歸類為「重疊」，範圍可能是擴大或縮小；

上邊坡

下邊坡

中邊坡

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前一版有崩塌，後一版沒有判釋出崩塌時，則視為崩塌地「復原」(圖 1-4)。

2. 對於上述三個種類的崩塌進行統計，分析其崩塌特性。

圖 1-4 崩塌在兩事件間的變遷分類(灰階為前一事件，橫線為後一事件)

(四)記錄河道的土石侵淤狀態

1. 利用立體鏡以及數值航照系統判釋河道內河床上的堆積狀況。利用河床 高度與邊坡的相對高度來記錄不同年度間，河床中土石移動的相對狀況，

並記錄侵蝕與埋淤的河段位置分布(圖 1-5)。

2. 製作各子集水區各年度河道侵淤分布圖，以利比較與分析討論。

圖 1-5 航照判釋河道侵淤狀況示意圖(B 圖箭號位置因河中洲受掩埋，記錄為「淤埋」)

C.復原 B.重疊

A.新增

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量崩積層及河道豐富的土石堆積，都可顯示本區各子集水區地質的破碎狀 況。

在氣候上， 依 據 望 鄉 測 站 資 料 顯 示 ， 年 平 均 雨 量 為 2509.4mm (1961-2002 年)，雨量集中 5-9 月份，佔了全年雨量的 76％，主要的大型 降雨為春雨(5-6 月)及颱風雨(7-9 月)其中颱風雨的雨量及強度又超過春雨。

冬季每月平均降雨量不及 50mm，為乾濕分明的流域。本研究利用經濟部 水利署位於流域外下游側的望鄉測站 (1961 年設立)，用以統計本區的長 期降雨趨勢；以及交通部氣象局位於流域內的神木村測站(1999 年設立)，

可作為 2000 年後之雨量比較(表 1-3)。

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圖 1-7 研究區地質圖 (整理自中油地質圖－嘉義圖幅，1986、謝有忠，1999)

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自然的河流可被視為能量與物質流入與流出的開放系統(Leopold and Langbein, 1962)。這種觀點強調河流行為的重要性，包括對加諸在系統身 上的外在限制或控制(external constraints)，以及系統以調整內部幾何形態 (internal geometry adjustments)作為對這些控制的反應。地形學者尤其對 調整是否有趨向系統均衡(system equilibrium)有著濃厚的興趣。因有效外 部 事 件 ( 跨 越 界 檻 值 ， 通 常 指 降 雨 形 成 的 洪 水 ) 的 影 響 而 有 地 形 作 用 (geomorphic work)，使河道形態有所改變，河道將會在隨後的外部事件中 進行調整，回復之前的河道狀態。至於地形作用的定義有兩種說法：1. 洪 水所搬運的懸浮質的量(Wolman and Miller, 1960)；2. 地景的變動，又作 地 形 有 效 性 (geomorphic effectiveness) ， 或 作 回 復 時 間 (recovery or relaxation time)的長短(Wolman and Gerson, 1978)。台灣的山區河流遇 大型外部事件地景變動快速，較適合第二種定義。所謂的有效的外部事件，

根據 Kochel(1988)的定義，指再現頻率(recurrence interval)超過 50 年頻 率的洪水。河道調整的主因為流量與沉積物負載(sediment load，尤其指 底質)，同時須配合氣候、植被、土壤、地質、流域的自然特性(Knighton,

16 Knighton(1998)提出穩定均衡(stable equilibrium)及不穩定均衡(unstable equilibrium)，前者即為地形系統受到干擾後，會回到接近事件前的相對穩 定的狀況，干擾因子會被去除；後者則由系統一個形態的改變會引發其他 形態的改變，使系統處於不穩定的狀態。Renwick(1992)將均衡分三類：

均衡(equilibrium)、不均衡(disequilibrium)、非均衡(non-equilibrium)。

1. 均衡：非靜止狀態，但在調整過程中，回復時間短，很快回復穩定狀態。

2. 不均衡：河道持續向均衡狀態調整，但反應時間長，在下一次事件來臨 前，可能沒有時間回到均衡。

3. 非均衡：沒有朝向均衡的趨向，因而無法判定其特徵。

Knighton(1998)則從河道反應(channel response)來看河道均衡的動態 過程，提出 5 種狀態。其中 state1,2 通常在潮濕氣候的沖積河道中出現，

對事件不反應或快速回復。state3 則是在半乾燥地區，因為水流能較不穩 定，會延遲回復的時間。state4,5 則是單一或連續事件超越內部界檻值，

無法回復，只好到另一個新的均衡狀態，其中 state5 通常 TF>1，沒有足 夠的時間回復之前的狀態。(TF = 平均回復時間 / 平均事件再現時間)

二、影響河道回復的控因

影響大洪水後的地形反應與河道回復有許多因素，包括影響河道與氾 濫原外部(external)的流域因素(drainage basin factors)、河道自然特性內 部 控 制 的 河 道 因 素 (river channel factors) ， 再 加 上 洪 水 的 時 間 序 列 (temporal ordering of floods) (Kochel,1988)，最後為沉積物的輸入。

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（一）流域因素

1. 氣候要素(climate)：山區及沿海發生的大規模、歷時短及高強度降 雨，都有可能形成洪水，配合低強度但高頻率的降雨，可改變地景 或協助河道回復。

2. 水文要素(hydrologic factors)：

a. 有效集水面積：流域面積越大，洪水的相對規模越小，因此對 洪水的地形作用力控制有限，但若雨場遍佈全流域，會有相當 驚人的作用力。流域面積較小的流域，由於逕流的路徑較短，

在一次大的降雨中會出現 flash-flood，可能超越界檻值而有明 顯的河道變動。

b. 洪峰流量與 FFMI(flash-flood magnitude index)：對河道調整 的有效水流有許多學者討論。Baker(1977)認為在邊界抗力大 (底岩)、高流量環境下，罕見的大洪水為有效的水流。Pickup and Warner(1976)則認為比較頻繁(但要大於滿岸水流)，約 3-5 次/年的水流才是有效的水流。Ashmore and Day(1988)、

Nash(1994)and Batalla and Sala(1995)則認為有效的水流需 視 流 域 內 不 同 河 段 流 量 及 沉 積 物 而 有 相 當 的 變 異 。

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3. 流域形態(basin morphology)

a. 流域形狀：圓形比長形流域易生 flash-flood。

b. 崎嶇數(ruggedness number)加上流域規模加上一級河的水流 頻度可用以解釋相似氣候及地勢，不同流量原因。

c. 植被覆蓋：比例越高，逕流集中趨勢越低，沉積物產出也較少。

(Hooke, 2003)

d. 土壤厚度：土壤越薄，易生 flashy flood，洪峰流量也會較高。 and Marron, 1995)。

2. 河 道 幾 何 形 態 ： 洪 水 影 響 河 道 變 動 能 力 的 因 素 有 水 深 及 流 速 (Kochel, 1988)。在底岩河道，水受限在河道中，水深、流速增加(以 德州 1954 年洪水為例，河水深達 25 公尺，流速達每秒 12 公尺)，

1. 過去：比較不同氣候、不同流域。Wolman and Gerson(1978)認為 洪水的時間序列是不同氣候區不同回復速率的主要控因，潮濕地區 在洪水中變化有限，容易恢復；乾燥地區則會有劇烈的變化，需要 百年以上的時間才會恢復。

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2. 近期：比較同一流域不同事件的河道反應及調整。Kochel(1980) 提出德州的 Pecos 河，經歷 1954 及 1974 年大洪水，前者變化很 大，後者只有一點侵淤，因為間隔只有 20 年，前者的事件未調整 完，沒有新的物質進入河道，後者不會有明顯的變化。Newson(1980) 則是討論 1973 及 1977 年的洪水，前者崩塌多，變化少，後者相 反。1973 年很久沒洪水，邊坡風化程度高，崩塌很多，但 1977 年崩塌雖少，卻有 73 年物質可進行再作用，變化很大。Bevan(1981) 則提出事件的序列對兩種系統有重要的影響。1.TF>1 的流域，2.

對 降 雨 的 反 應 強 烈 受 內 部 界 檻 影 響 的 系 統 。 Calver and Anderson(2004)也提到 1952 年洪水所發生的明顯地形變化在維持 50 年後改變有限，就是因為 50 年來沒有與 1952 年同等規模的洪 水發生。

（四）沉積物由邊坡輸入至河道

1. 主要發生在山區型的河流，由於邊坡為流域沉積物的主要來源，因 此與邊坡的關係非常密切，且受大顆粒(large particles)的影響深，

巨石的堆積可能造成水流能的消散，而影響地形的變化程度。且邊 坡與河道的耦合程度也會影響崩積物是否進入河道作用的重要因 素(Schrott L. etc.,2003)。

2. 大型洪水也會造成邊坡的不穩定，產出大量崩塌物質輸入河道，使 流量與沉積物負荷的比率(discharge-load ratio)會隨河段有很大的 差異。該次洪水的效應將隨沉積物輸入量的增加而持續更久，後續 洪水無法沖走崩塌物中較大的顆粒，而形成 state4 或 state3(如果 有恢復)。Wohl(1992)舉出澳洲北部的例子，極端事件可以移動 5 公尺以上的巨石，後續洪水無法繼續移動這些巨石，使環境無法恢 復，而到達 state4 的新狀態。

3. 即使是在大家普遍認同回復快速的潮濕地區，都會因為大量沉積物

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的輸入而延遲其回復時間(Nolan and Marron, 1995)。Hassan 等人 (2004)以加州西北海岸溪流為例，說明這些未立即輸出的沈積物儲 存在河道中，沙或細礫在低水流就會移動，比表面中徑還大的顆粒 在高流量時也不一定移動，推遲了回復的時間。

4. 大流域的山崩來源比較多，接收許多一級河川的沈積物質，土石流 發生的間隔比較短。相對的，小流域要累積一段時間才發生土石流，

重現期比較長(May and Gresswell, 2004)。

三、山區河道回復的河床指標地形及其應用

河道在高頻率、低規模的一般水流調整時，會有選擇性的搬運，一般 水流可以搬運粒徑較小的顆粒，造成床質加粗(bedload coarsing)或甲冑化 (armouring)的現象，增加河床搬運的界檻值，河道暫趨穩定，要在下次大 洪水才會被搬運，反應河道在短期是平衡的。若形成 pavement(半永久的 堆積，覆瓦緊密)，需大於 100 年再現頻率的洪水才能搬運，反應的是河 道在此期間是不平衡的(Richards and Clifford, 1991)。在底岩河道中，河 床及谷壁的底岩出露(bedrock exposure)比例增高都說明了上次大洪水存 在河道中的記憶被消除，達到穩定均衡的狀態(Kasai et. al, 2004)。梯狀潭 (step-pool)的出現也代表了河道相對穩定的狀況。梯狀潭的形成多是主體 巨石因坡度或河寬而停滯在河中(debris obstacle)，小巨石或粗礫填充其間 或在後面覆瓦排列，為陡峭山區河流的代表(Korup, 2005)。梯狀潭只會在 極端事件(再現期>50 年)、沉積物供應減少、寬深比降低時才會移動。就 因其穩定的特色，梯狀潭為一個有效的均衡地形指標(Knighton, 1998)，但 若深潭填滿大量細粒物質，會削弱其消散能量的角色，反而會加速侵蝕、

流速增加，進而成為不穩定的地形代表(Richards and Clifford, 1991)。

台灣的山區河道有沉積物負荷多，河道坡降陡峭，流能集中的特色，

因此每遇到高強度降雨時，河道都會有高濃度的挾沙水流或土石流的發生，

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Thorne 等人(1996)提及將地形分類為 3 類，1. 不穩定(unstable)，表示有 連續的侵淤，河寬的調整、平面形態的改變，容易造成災害。2. 動態穩定

Thorne 等人(1996)提及將地形分類為 3 類，1. 不穩定(unstable)，表示有 連續的侵淤，河寬的調整、平面形態的改變，容易造成災害。2. 動態穩定