行政院國家科學委員會專題研究計畫 成果報告
總計畫暨子計畫：邊坡破壞引發土石流之機制研究-以土石
流源頭為對象(2/2)
計畫類別： 整合型計畫 計畫編號： NSC92-2625-Z-002-009- 執行期間： 92 年 08 月 01 日至 93 年 07 月 31 日 執行單位： 國立臺灣大學土木工程學系暨研究所 計畫主持人： 陳榮河 報告類型： 完整報告 處理方式： 本計畫可公開查詢中 華 民 國 93 年 9 月 21 日
I
摘要
土石流由於發生快速及破壞力極強之特性，往往造成居民生命財產的 損失，而為避免土石流的再度發生，必須對當地發生土石流之原因進行了 解，才能選擇適當的防治方法以防止土石流的再度發生。 土石材料之特性是影響土石流發生的重要因子，而土石材料之特性又 因地域之不同而顯示不同之特徵；本研究選定之區域為民國 89 年象神颱 風造成土石流之災害地點，包括台北縣金山鄉重和地區及瑞芳鎮侯硐地 區，兩地皆屬於北部地區，地質條件與以往之研究區域在中部及東部有所 不同。 本研究首先透過室內試驗，對土石材料之基本力學性質、透水性質以 及保水特性進行試驗，並探討土石材料在不同飽和度下之力學性質，以對 土石材料之特性有更完整之了解。同時，利用程式 ABAQUS 進行數值分 析，對降雨入滲邊坡的現象進行模擬，並改變降雨強度、降雨延時、土壤 的滲透係數、邊坡坡度等參數，以了解各因子對土石流源頭之邊坡穩定的 影響；此外，也利用極限平衡分析邊坡破壞的原因。 最後，針對台灣北、中、東部各地區土石流之不同特性加以了解，並 依據土石流潛勢溪流資料中，找出有災害歷史的溪流，再利用地理資訊系 統軟體 ArcView 進行資料庫之建立，包括溪流長度、溪床平均坡度、集水 區面積、有效集水區面積、集水區平均坡度、集水區形狀係數、及地質分 區等影響因子。再將各影響因子應用統計方法進行整理討論，並進一步利 用商用套裝軟體 SPSS 做多變量分析，對發生及未發生之潛勢溪流進行分 別群集加以區別分析，以瞭解台灣北、中、東部土石流的發生特性，及建 議其所應採用之防治方法。II
ABSTRACT
In recent years, debris flows have caused tremendous damages and loss of life as well as properties in Taiwan. In order to prevent reoccurrence of debris flows and to reduce damages by suitable methods, it is very important to understand the causes and the conditions as flows occurred.
The engineering properties of debris-flow materials, which show distinctive characteristics in different regions, are important factors that
influence the occurrence of debris flows. In this research, two areas selected to study are in Taipei County: the Chongher area, located at Chinshan, and the Houtong area, located at Rueifang. These two sites were attacked by debris flows during typhoon Xangsen in 2000. Moreover, the geological conditions of the two sites are distinct from the regions studied in previous researches which focused mainly on the middle and eastern parts of Taiwan.
The work of this study includes laboratory tests, numerical simulation, and statistical analysis. The tests are to examine the engineering properties of the materials, including mechanical and hydraulic properties, for stability analyses under saturated and unsaturated conditions. The numerical simulation of the infiltration process utilizes ABAQUS computer program to investigate the change in slope stability from unsaturated into saturated conditions. The influencing factors examined are rainfall intensity, rainfall duration,
permeability of soil, gradient of slope, etc. Additionally, numerical results are compared and comparable with those from limit equilibrium analysis
performed by STABL program.
Finally, the characteristics of debris flows in three regions of Taiwan, the north, the central, and the east, are examined based on the information of debris-flow cases in these regions. A software of geographic information system (GIS) ArcView8.X, is used to establish the database of influencing factors such as topographic factors, etc. Then, using a statistical software SPSS and making multivariable analysis on the happened and not happened cases, the difference in conditions for debris flows to occur is distinguished. Accordingly, suggestions based on the results of this study for various regions of Taiwan are also proposed.
III
目錄
摘要………..……….Ⅰ ABSTRACT………..Ⅱ 目錄………...…..………Ⅲ 表目錄………...Ⅴ 照片目錄………...…Ⅷ 圖目錄………...…Ⅸ 第一章 緒論………...1 1.1 前言………...1 1.2 研究方法與內容………...2 第二章 研究區域概述與土樣之基本物理性質………...5 2.1 研究區域概述………...………...5 2.1.1 重和地區………..………...5 2.1.2 侯硐地區………..………...5 2.2 現地採樣與基本物理性質………..………...8 2.2.1 昇福坑之物理性質………..………...9 2.2.2 大粗坑之物理性質………..………..10 2.3 消散耐久性試驗……….………...11 第三章 試驗結果與討論………..………...12 3.1 昇福坑之試驗結果……….………...12 3.1.1 飽和均向壓密不排水三軸試驗結果………...12 3.1.2 三軸壓密透水試驗結果………...15 3.1.3 土壤水份特性曲線試驗結果………...16 3.1.4 不飽和排水三軸試驗結果………...17 3.2 大粗坑之試驗結果……….…………...20 3.2.1 三軸壓密透水試驗結果………...20 3.3 綜合討論 ………...………...21 3.3.1 飽和壓密不排水三軸試驗之討論………...22 3.3.2 三軸壓密透水試驗之討論………...22 3.3.3 土壤水份特性曲線試驗之討論………...23 3.3.4 不飽和排水三軸試驗………...23 第四章 分析方法之建立與驗證………..……...25 4.1 極限平衡法………...25 4.1.1 分析區域之地形剖面………...25IV 4.1.2 分析參數之選定………...26 4.1.3 分析項目及方法………...26 4.2 有限元素法………...27 4.2.1 分析軟體 ABAQUS 簡介………... ...27 4.2.2 分析模式與控制方程式………...28 4.2.3 水壓供給之模擬………...31 4.2.4 簡單不飽和邊坡之驗證………...33 4.2.5 現地數值模型之建立………...37 4.3 分析結果與討論………...……...39 4.3.1 極限平衡法之分析結果與討論………...39 4.3.2 有限元素法之分析結果與討論………...42 4.3.3 分析結果之綜合討論………...44 第五章 土石流影響因子之統計及特性分析………..………...45 5.1 影響因子之研究範圍………..…45 5.2 基本數值資料蒐集………..………46 5.3 影響因子選取與計算………..………47 5.3.1 影響因子之選取……...………...47 5.3.2 影響因子之求取………...………...49 5.4 資料之架構與建立………...………...52 5.5 影響因子之分區特性………...54 5.6 假設檢定………...………...57 5.7 區別分析………...………...60 5.7.1 區別分析結果………...60 第六章 結論……….………... ...67 6.1 試驗部份 ………...………...67 6.2 程式分析部份………...69 6.3 由地理資訊系統判別之影響因子………...69 參考文獻………...71
V
表目錄
表 2-1 侯硐地區歷年雨量月記錄………..75 表 2-2 明坑採樣結果………..75 表 2-3 比重試驗結果………..76 表 2-4 昇福坑土樣指數性質試驗結果………..76 表 2-5 粒徑曲線分析結果………..77 表 2-6 消散性試驗結果……….….77 表 2-7 消散耐久指數之分類………..78 表 3-1 昇福坑飽和不排水三軸試驗結果………..79 表 3-2 昇福坑飽和不排水三軸試驗前後試體級配之變動情況………..79 表 3-3 昇福坑三軸透水試驗結果………..80 表 3-4 土壤透水係數分類………..80 表 3-5 昇福坑之土壤水份特性曲線資料………..81 表 3-6 昇福坑之土壤水份特性曲線試驗結果………..81 表 3-7 昇福坑土壤不飽和三軸試驗之控制條件………..82 表 3-8 不同基質吸力下試體破壞時之狀態………..82 表 3-9 基質吸力─土壤總凝聚力─ψb 之對應關係………83 表 3-10 大粗坑三軸透水試驗結果………83 表 3-11 各土石流源頭發生處剪力強度參數之比較………84 表 3-12 各土石流源頭發生處透水係數之比較………84 表 3-13 三和坑基質吸力─土壤總凝聚力─ψb 之對應關係………..85 表 4-1 三和坑穩定分析之參數………..86 表 4-2 兩湖坑穩定分析之參數………..86 表 4-3 簡單模型分析中所使用之飽水曲線………..87 表 4-4 簡單模型分析之各參數………..87 表 4-5 分析值與理論值之比較─無基質吸力時………..88 表 4-6 分析值與理論值之比較─表層飽和度=75%……….88 表 4-7 分析值與理論值之比較─表層飽和度=62.5%……….89 表 4-8 分析值與理論值之比較─表層飽和度=50%………89 表 4-9 水壓改變量─分析值與理論值之比較………..90 表 4-10 現地邊坡分析之各參數………90 表 4-11 中央氣象局三和測站每小時降水記錄………91 表 4-12 兩湖坑之分析結果(象神颱風前) ………92 表 4-13 兩湖坑之分析結果(象神颱風後) ………92 表 4-14 三和坑之分析結果(象神颱風後) ………93 表 4-15 昇福坑之分析結果(象神颱風後) ………93VI 表 5-1 各地土石流潛勢溪流分佈………94 表 5-2 分析溪流之區域分佈………94 表 5-3 基本資料表………95 表 5-4 影響因子資料表………96 表 5-5 分區土石流各影響因子之最大、最小及平均值………97 表 5-6 潛勢溪流地質區分佈………98 表 5-7 崩坍地之分佈………98 表 5-8 K-S 檢定表……….…99 表 5-9 台北地區影響因子獨立性檢定………99 表 5-10 南投地區影響因子獨立性檢定………100 表 5-11 花蓮地區影響因子獨立性檢定………..100 表 5-12 台北地區 t 檢定輸出結果……….101 表 5-13 南投地區 t 檢定輸出結果……….101 表 5-14 花蓮地區 t 檢定輸出結果………..102 表 5-15 東部海岸山脈影響因子獨立性檢定………102 表 5-16 廣域變質岩地區影響因子獨立性檢定………103 表 5-17 亞變質岩地區影響因子獨立性檢定………103 表 5-18 沉積岩地區影響因子獨立性檢定………104 表 5-19 紅土台地影響因子獨立性檢定………104 表 5-20 火成岩地區影響因子獨立性檢定………105 表 5-21 平原台地影響因子獨立性檢定………105 表 5-22 東部海岸山脈 t 檢定輸出結果………..106 表 5-23 廣域變質岩 t 檢定輸出結果……….106 表 5-24 亞變質岩 t 檢定輸出結果……….107 表 5-25 沉積岩 t 檢定輸出結果………107 表 5-26 紅土台地 t 檢定輸出結果………..108 表 5-27 火成岩 t 檢定輸出結果……….108 表 5-28 平原台地 t 檢定輸出結果………..109 表 5-29 所有 t 檢定輸出結果……….109 表 5-30 台北地區有災害歷史與無災害歷史之判別結果………..110 表 5-31 南投地區有災害歷史與無災害歷史之判別結果………..110 表 5-32 花蓮地區有災害歷史與無災害歷史之判別結果………111 表 5-33 東部海岸山脈有災害歷史與無災害歷史之判別結果………...….111 表 5-34 廣域變質岩有災害歷史與無災害歷史之判別結果………112 表 5-35 亞變質岩有災害歷史與無災害歷史之判別結果………..…112 表 5-36 沉積岩有災害歷史與無災害歷史之判別結果 ………..113 表 5-37 紅土台地有災害歷史與無災害歷史之判別結果………113 表 5-38 火成岩有災害歷史與無災害歷史之判別結果………114
VII
表 5-39 平原台地有災害歷史與無災害歷史之判別結果………114 表 5-40 各分區區別函數值之比較………115 表 5-41 各地區之最終平均正判率及其影響因子………116
VIII
照片目錄
照片 2-1 昇福坑之採樣位置………121 照片 2-2 大粗坑採樣位置………....121 照片 2-3 消散耐久試驗儀………122 照片 2-4 昇福坑土樣消散性試驗之結果………122 照片 2-5 大粗坑土樣消散性試驗之結果………123IX
圖目錄
圖 1-1 重和地區之交通位置圖………117 圖 1-2 侯硐地區之交通位置圖………118 圖 1-3 重和地區之地形圖……….119 圖 1-4 侯硐地區之地形圖………120 圖 2-1 重和地區之地質圖……….124 圖 2-2 侯硐地區之環境地質圖………125 圖 2-3 源頭部與堆積部現地粒徑分布曲線之比較………126 圖 2-4 昇福坑與大粗坑之粒徑分布曲線………126 圖 3-1 昇福坑土樣飽和三軸試驗之軸差應力與應變關係圖………127 圖 3-2 昇福坑土樣飽和三軸試驗之孔隙水壓變化曲線………127 圖 3-3 昇福坑土樣飽和三軸試驗之有效應力路徑圖………128圖 3-4 Banding sand 於相同孔隙比，不同圍壓下之 CIU 試驗結果………129
圖 3-5 Banding sand 於不同孔隙比，相同圍壓下之 CIU 試驗結果………130
圖 3-6 昇福坑土樣飽和三軸試驗之破壞包絡線………131 圖 3-7 昇福坑土樣透水係數與圍壓關係圖………131 圖 3-8 昇福坑土樣之土壤水分特性曲線(飽和度-基質吸力) ………...132 圖 3-9 昇福坑土樣之土壤水分特性曲線(體積含水比-基質吸力) ………...132 圖 3-10 昇福坑土樣於不飽和三軸試驗中軸差應力-軸向應變曲線……….133 圖 3-11 不飽和土壤廣義莫耳庫侖破壞包絡面………..133 圖 3-12 破壞面投影在(σ- ua)-τ平面………134 圖 3-13 昇福坑土樣於不同基質吸力下之摩爾圓………..134 圖 3-14 昇福坑土樣投影摩爾圓至(σ- ua)-τ平面之破壞包絡面………135 圖 3-15 昇福坑土樣ψb 之線性迴歸………135 圖 3-16 昇福坑土樣ψb 之二次式迴歸………136 圖 3-17 昇福坑土樣ψb 最佳之非線性迴歸結果………136 圖 3-18 昇福坑土樣 tanψb 與體積含水比之關係……….……137 圖 3-19 昇福坑土樣總凝聚力與體積含水比之關係………..137 圖 3-20 大粗坑土樣透水係數與圍壓關係圖………..138 圖 3-21 金山三和坑土樣之軸差應力與應變關係圖………..138 圖 3-22 南投神木土樣之軸差應力與應變關係圖………..139 圖 3-23 南投豐丘土樣之軸差應力與應變關係圖………..…139 圖 3-24 三和坑土樣之土壤水分特性曲線………...140 圖 3-25 三和坑及昇福坑試驗結果與 Vanapalli（1996）等人試驗結果之比較…140 圖 3-26 三和坑土樣不飽和三軸試驗之軸差應力-軸向應變曲線………141 圖 3-27 三和坑土樣 tanψb 與體積含水比之關係圖………141
X 圖 4-1 三和坑分析剖面示意圖………142 圖 4-2 兩湖坑之地形剖面示意圖………...…….143 圖 4-3 基質吸力與體積含水比之關係─mw………..144 圖 4-4 非拘限含水層水位變動情形………145 圖 4-5 以水壓激發速率模擬水壓之供給………146 圖 4-6 神木地區之分析模型………146 圖 4-7 以滲流速度模擬水壓之供給………147 圖 4-8 孔隙水壓隨時間變化圖 (tm=4000sec) ………...147 圖 4-9 孔隙水壓隨時間變化圖─以流速模擬 (tm=4000sec) ………...148 圖 4-10 滲透係數 k 改變之影響─以流速模擬 (tm=4000sec) ……….148 圖 4-11 水平位移隨時間變化圖 (tm=4000sec) ……….149 圖 4-12 水平位移隨時間變化圖─以流速模擬 (tm=4000sec) ……….149 圖 4-13 塑性應變隨時間變化圖 (tm=4000sec) ……….150 圖 4-14 塑性應變隨時間變化圖─以流速模擬 (tm=4000sec) ……….150 圖 4-15 簡單模型之示意圖………..151 圖 4-16 簡單模型分析中所使用之飽水曲線………..151 圖 4-17 靜水壓力曲線與各模型之理論水壓曲線示意圖………..152 圖 4-18 不同飽和度下的有效應力隨深度分佈圖………..152 圖 4-19 現地分析之網格示意圖………..153 圖 4-20 兩湖坑邊坡整體滑動分析結果(象神颱風前) ………..154 圖 4-21 兩湖坑邊坡淺層滑動分析結果(象神颱風前) ………..155 圖 4-22 兩湖坑邊坡整體滑動分析結果(象神颱風後) ………..156 圖 4-23 兩湖坑邊坡淺層滑動分析結果(象神颱風後) ………..157 圖 4-24 三和坑邊坡穩定分析結果(象神颱風後) ………..158 圖 4-25 昇福坑邊坡穩定分析結果(象神颱風後) ……….159 圖 4-26 三和坑初始地下水位面示意圖(僅取模型上半部) ……….160 圖 4-27 分析之降雨強度隨時間變化圖……….160 圖 4-28 分析中選取節點之位置示意圖(僅取模型右邊上半部) ………..161 圖 4-29 三和坑現地模擬所得之孔隙水壓變化與時間關係圖………..161 圖 4-30 三和坑現地模擬所得之水平位移與時間關係圖………..…162 圖 4-31 三和坑現地模擬所得之垂直位移與時間關係圖………..162 圖 4-32 三和坑現地模擬所得之塑性應變與時間關係圖………..163 圖 4-33 三和坑現地模擬所得之應力路徑圖………..164 圖 4-34 三和坑現地模擬所得之塑性區分佈………..165 圖 5-1 台北地區之潛勢溪流分布圖………..166 圖 5-2 南投地區之潛勢溪流分布圖………..166 圖 5-3 花蓮地區之潛勢溪流分布圖………..167 圖 5-4 台灣工程地質分區概圖………..168
XI 圖 5-5 集水區形狀係數與流量歷線之關係………169 圖 5-6 東、北、中三區土石流溪流長度之分佈………..170 圖 5-7 東、北、中三區土石流溪流上游坡度之比較………..171 圖 5-8 東、北、中三區土石流溪床平均坡度之比較………..172 圖 5-9 東、北、中三區土石流集水區面積之比較………..173 圖 5-10 東、北、中三區土石流有效集水區面積之比較………174 圖 5-11 東、北、中三區土石流集水區邊坡平均坡度之比較………175 圖 5-12 東、北、中三區土石流溪流形狀係數之比較………176
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第一章 緒論
1.1 前言
土石流由於發生快速及破壞力極強之特性，往往造成居民生命財產損 失，而為避免土石流的再度發生，必須對當地發生土石流之原因進行了 解，才能選擇適當的防治工法，以防止土石流的再度發生。 土石材料之特性是影響土石流發生的重要因子，而土石材料之特性又 因地域之不同而顯示不同之特徵；本研究選定之區域為民國 89 年象神颱 風造成之土石流災害地點，包括台北縣金山鄉重和地區(圖 1-1)及瑞芳鎮侯 硐地區(圖 1-2)，兩地皆屬於北部地區，地質條件與以往研究區域為中部及 東部不盡相同。 象神颱風發生時，重和地區兩天之累積雨量高達 700 公釐以上，其中 民國 89 年 10 月 31 日之降雨量達 395 公釐，為該地歷年來最大單日降雨 量；故造成兩處主要的崩塌地：一處位於三和溪支流之兩湖坑(圖 1-3)，土 石沿著陡坡大量滑下，但沒有形成土石流；另一處位於三和溪之上游，崩 塌之土石引發土石流順著三和溪衝向下游之三和國小，導致民房以及建物 的毀損。 而侯硐地區兩天累積雨量約 600 公釐，豐沛之水量也造成嚴重之災 情，其災變過程大致如下： (1) 水位高漲─民國 89 年 10 月 31 日以來連日降雨，大粗坑溪及基隆河水 位暴漲，河口水位提昇超過5 公尺，並溢流至九芎橋面高程(圖 1-4)。 (2) 出現堰塞湖─侯硐國小東南東方之昇福坑發生坍塌；崩塌之土石阻塞了 昇福坑及大粗坑主流河道，並形成堰塞湖。 (3) 堰塞湖潰決─89 年 11 月 5 日堰塞湖潰決，觸發土石流宣洩而下，巨石２ 直徑達2 公尺。暴漲水位推估超過 4 公尺，致溪水溢流，並擴及沿整治 河道北鄰之舊河道漫流。 (4) 土石流災害發生─侯硐國小及民宅聚落正位處舊河道出口，直接受到土 石流衝擊；加上正值基隆河水位暴漲，造成十分嚴重的災害。
1.2 研究方法與內容
本研究首先將透過室內試驗，對土石材料之基本力學性質、透水性質 以及保水特性進行探討，並探討土石材料在不同飽和度下之力學性質，以 對土石材料之特性有更完整之了解。同時，將利用程式分析，對降雨入滲 的現象進行模擬，並改變降雨強度、降雨延時、土壤的滲透係數、邊坡坡 度等參數，以了解各因子對土石流源頭之邊坡穩定的影響。 在試驗方面，為使土壤處於某一飽和度的狀態下，本研究主要控制基 質吸力之大小，並進行三軸排水試驗，觀察礫石土壤在不飽和狀態下之力 學行為，及求取剪力強度參數。本期選用之土樣為侯硐地區之土石流堆積 材料，以等重量替代法模擬現地之粒徑分布曲線，控制試體乾密度與現地 密度相同，進行一系列之試驗： (1) 土壤基本物理性質試驗─如粒徑分析、塑性分析、比重試驗。 (2) 消散性試驗 (3) 三軸透水試驗 (4) 土壤水分特性曲線試驗 (5) 飽和均向壓密不排水三軸試驗 (6) 土壤於不飽和狀態下之排水三軸試驗 藉由上述之試驗以了解土石材料之特性，並與前人研究區域(包括三和 坑、神木、豐丘、銅門)（陳榮河等人，1999，2000，2001，2002，2003） 之試驗結果進行比較，探討各地材料之不同特性。另一方面，藉由三和坑 及昇福坑所得不飽和土壤試驗結果，說明土石流材料之不飽和特性，並提３ 供未來試驗之方向及依據。而試驗所得之剪力強度參數與透水係數將用於 現地之穩定性分析與破壞機制之分析。 在程式分析方面，分成兩部分來進行降雨入滲對邊坡穩定影響的探討： (1) 安全係數之探討─利用極限平衡分析程式 STABL，探討降雨延時及 入滲深度對邊坡穩定性之影響。 (2) 應力變化與水壓變化之探討─利用有限元素分析軟體 ABAQUS，探 討現地在降雨入滲下之土壤應力與水壓的變化機制。同時也探討土 壤滲透性、降雨強度、降雨延時，及邊坡坡度等因子對邊坡穩定的 影響。 最後針對本省北、中、東部各地區不同特性之土石流加以分類，並依 據土石流潛勢溪流資料中，找出有災害歷史的潛勢溪流，再利用地理資訊 系統軟體ArcView 進行建立資料庫，包括溪流長度、溪床平均坡度、集水 區面積、有效集水區面積、集水區平均坡度、集水區形狀係數，及地質分 區等影響因子。再將各影響因子應用統計方法進行整理討論，並進一步利 用商用套裝軟體SPSS 做多變量分析，對發生及未發生之潛勢溪流進行分 別群集加以區別分析，以瞭解各種不同條件下的土石流發生特性，及建議 其所應採用之防治方法。
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第二章 研究區域概述與土樣之基本物理性質
本研究區域有兩處：一為台北縣金山鄉重和地區、另一為試驗採樣地 點之台北縣瑞芳鎮侯硐地區。本章首先探討其地形地質概況，以了解當地 環境與坡地災害發生的相關性。其次，對採樣地點（侯硐地區）之昇福坑 及大粗坑所得之土樣，進行相關之基本試驗，以作為重模試體之依據。2.1 研究區域概述
2.1.1 重和地區
重和地區之地質概述詳見莊鴻榜[10]之介紹，在此僅做一簡要的說明。 本區主要位於大屯火山群延伸至沖積平原的過渡帶，故三和溪沿線之 地質環境呈現出不同的特性。各地質分布中較重要的為上部凝灰岩及安山 岩，屬更新世時所噴發的安山岩漿與火山碎屑；順著地形之高低起伏，以 不整合之方式堆積而成。上部凝灰岩包含安山岩塊、泥砂與火山灰，而安 山岩則屬於兩輝石安山岩。 鄰近此區域之地質構造主要有金山斷層及向斜構造，相關位置如圖 1-3、2-1 所示。 本區年平均雨量達5000 公厘以上，整體而言，並無明顯的乾季和雨季。 三和溪在河流級序上為一級溪流，溪流長度約為 3 公里，流域面積為 1.61 平方公里，河床之平均坡度為 13°。2.1.2 侯硐地區
侯硐地區之相關環境特徵分別從地理及地質概述進行說明。６
2.1.2.1 地理概述
(1) 位置及交通 侯硐大致位於基隆的東方，屬於台北縣之北部（圖1-2）。 侯硐對外交通主要是經由省道台2 線及縣道 102 及 106 前往，也可利 用北迴鐵路到達。由於此處早年採礦十分發達，故礦產道路繁多，加上多 條產業道路，故交通還算便利。 (2) 土地利用 侯硐曾是個礦業名城，歷經長達五十年的開採，礦苗終於枯竭；至今 大粗坑溪上游僅剩昇福坑金礦、瑞三煤礦及定福煤礦仍在開採。在其它土 地利用方面，較多的為農業用地。大多是利用沖積平原闢為水稻田，而較 陡之山坡地則多為相思樹林或竹林。 (3) 地形 本區包括沉積岩及火山岩之山地地形。小粗坑及侯硐一帶山嶺多為沉 積岩地形；沉積岩所構成之山地是由中新世砂岩及頁岩組成，因兩者強度 差異極大，易形成層階地形，故在地貌上多有單面山或同斜山脊的產生。 此區之火山岩地形則分佈在九份、九芎橋(即侯硐國小附近)一帶，屬於基 隆火山群的一部分。由於火山岩體會侵入鄰近的沉積岩體，產生許多小規 模之斷層，以致構造繁複。鄰近之基隆山與金瓜石本山即為代表。 (4) 水文 侯硐位於基隆河流域，屬於中上游段(平溪至侯硐)。基隆河在十分寮 到侯硐的河段，流經狹窄的山谷；到了侯硐和瑞芳之間，河道改以河階的 方式呈現，河寬也驟增至 60~100 公尺。在河床結構方面，平溪至十分寮 段流速不大，形成局部的砂泥沉積河床；經過十分寮後，水流加快，河床７ 中佈滿了壺穴蝕洞，形成基隆河獨有的壺穴地形景觀。由於水流湍急，細 小的泥砂和礫石無法留駐，所以在進入瑞芳前的河段，只有重逾一噸以上 的大石散佈在河床上。 (5) 氣候 本區典型的特徵是全年有雨，無特別的乾旱季節，但以冬季雨量較高， 故野外工作以夏秋兩季較宜。氣象局離侯硐最近的測站為瑞芳氣象站，表 2-1 為 1996 年~2002 年的雨量逐月記錄表，單位為公釐。
2.1.2.2 地質概述
(1) 地層 本區之地層包括中新世紀初期至晚期之沉積岩及第四紀之火山岩流。 中新世紀地層由古而新依序為木山層、大寮層、石底層、南港層、南莊層 及桂竹林層。大寮層、南港層及桂竹林層為純海相之地層，以厚層亞硬砂 岩及灰黑色頁岩為主，屬地槽相沉積物；木山層、石底層及南莊層均屬濱 海相，為海陸混合相之沉積物。主要地層之特性如下─ (a) 木山層─中世紀最老的含煤層。本區的木山層出露於侯硐背斜之軸 部附近，至瑞芳逆衝斷層之西北側，呈帶狀分佈。主要岩性特徵為 白色粗粒或中粒砂岩特別發達，多呈厚層或塊狀。 (b) 大寮層─出露位置主要分佈於侯硐背斜之兩翼，直接位於木山層之 上，長度達12 公里；主要走向為北 70°~80°東。侯硐背斜在小粗坑 附近向東北傾沒，大寮層兩翼亦在此處合圍。 大寮層主要岩性為青灰色細粒砂岩與黑色頁岩及粉砂岩，分成三 段。上段與下段為砂頁岩互層，砂岩呈碎塊狀；中段為厚約 50 公 尺之鈣質砂岩，遇水易形成侵蝕孔穴。８ (c) 石底層─即通常所稱之中部含煤層，出露於深澳至瑞芳間之山地、 侯硐背斜傾沒部、及金瓜石地區。主要岩性為砂岩與頁岩；砂岩多 白色中粒至粗粒之原石英砂岩及亞長石砂岩，有時富含炭質。 火山岩流則分佈於九份、濂洞、九芎橋等區，主要為石英安山岩及火 山凝灰岩。石英安山岩為淡灰色風化後呈深灰色至黃灰色，具斑狀結構， 常受強烈熱液變質作用，為金瓜石及九份一帶金銅礦床之主要母岩。（陳 孝慈，2002） (2) 地質構造 本區之中新世地層受到來自東南方之地體壓力，形成若干兩翼不對稱 之褶皺及數個逆衝斷層，故主要構造線之方向為北東或東北東。本區地質 構造益見繁複，主要的構造如圖1-4、圖 2-2，包括─ (a) 侯硐背斜─本構造向北以瑞芳斷層與四腳亭向斜隔開。背斜之軸線 呈東北東向，西北翼較陡，傾角約 70°~80°；東南翼上地層出露甚 少，被三貂嶺斷層所切。侯硐背斜在基隆河附近向東傾沒，其東南 翼傾沒部被九芎橋斷層所分割。 (b) 石底向斜─在九芎橋附近，地層局部近乎直立甚至倒轉，走向為東 北向。軸部地層以南莊層為主，至東北被九芎橋斷層所截。 (c) 九芎橋逆斷層─位於侯硐背斜之東南翼傾沒部。走向為西北，經過 大寮層及石底層至南港層，已見長度約一公里。斷面傾向北東，傾 角在60°~80°，為高度之逆斷層。（陳孝慈，2002）
2.2 現地採樣與基本物理性質
為了解研究區域土石材料之特性，於現地採樣並量測現地密度，以便 進行相關室內試驗。採樣的方式乃於現地進行明坑挖掘採樣，以達到下列９ 之目的： (a) 獲取足夠之土樣以進行相關試驗。 (b) 求得土壤之現地密度、含水量以及粒徑分布曲線，以作為室內試驗 試體之依據。 現地採樣所得之土樣攜回後，隨即進行基本物理性質試驗，包括含水 量試驗、比重試驗、粒徑分析試驗以及阿太堡試驗，而試驗方法與步驟均 依據ASTM 與材料試驗手冊之規定；此外，並利用粒徑分布曲線與阿太堡 試驗之結果進行土壤分類。 由於侯硐地區先於小集水區(昇福坑)發生崩塌，土石堆積於較大之河 道(大粗坑)後，才引發土石流。因此，為分別探討兩溪流材料不同之性質， 故分別至昇福坑及大粗坑進行採樣。 Johnson 等人(1971)調查美國加州之土石流之結果（間接引用 Johnson, et. al., 1984），其發現土石材料在源頭部與堆積部之粒徑分布曲線近似(圖 2-3)，即土石流在傳輸過程中，粒徑分布的改變很小。由於源頭崩塌處地 形起伏大，相關採樣以及土樣之搬運皆有困難，故大粗坑採樣地點之選 取，乃依據上述的原則。昇福坑採樣處為多道潛壩上方靠近邊坡處，如照 片2-1 所示。而大粗坑之採樣處為靠近下游梳子壩處，如照片 2-2 所示。
2.2.1 昇福坑之物理性質
昇福坑之試驗結果整理如下列各表。表 2-2 為明坑採樣結果，表 2-3 為比重試驗結果，表 2-4 為指數性質結果，表 2-5 為粒徑曲線；圖 2-4 為 粒徑分布曲線。綜合討論如下： (1) 由現地採樣結果，可得知昇福坑之現地密度為 2.05 t/m3，含水量為１０ 12%；故可得現地之乾密度為 1.83 t/m3。 (2) 土樣之細粒含量達 15.2%，由塑性試驗分析結果，可得塑性指數為 23， 屬於CL 的範圍。而銅門、神木、豐丘、三和坑等先前之土石流研究區 域之土石材料皆無塑性。 (3) 昇福坑土石材料之平均比重為 2.70，與銅門、神木、豐丘相近，但較三 和坑(2.51)大；主因在其岩性包括沉積岩與火成岩，故比只含火成岩之 三和坑土石材料比重為大。 (4) 由粒徑分佈曲線得知，昇福坑礫石含量為 52.4%，較三和坑來的低，故 其材料之孔隙比也較小，故孔隙比為0.47。 (5) 根據統一土壤分類法(USCS)，昇福坑之土樣屬於 GC，為以礫石為主體 之土壤類型，但具有一定程度之塑性。由粒徑分布曲線可知土樣顆粒大 小分布廣泛，從數十公分之礫石至黏土顆粒皆有，而這也是土石流的特 點之一。
2.2.2 大粗坑之物理性質
大粗坑之物理性質試驗結果同樣見表2-2、表 2-3、表 2-5 及圖 2-6；綜 合討論如下： (1) 由現地採樣結果，可得知大粗坑之現地密度為 1.78 t/m3，含水量為8%； 故可得現地之乾密度為1.65 t/m3。 (2) 土樣之細粒含量僅約 2.3%，故與銅門、神木、豐丘、三和坑等地土石 材料相似，皆無塑性之行為。 (3) 大粗坑土石材料之平均比重為 2.65，與昇福坑接近。 (4) 由粒徑分佈曲線得知，昇福坑礫石含量為 73.4%，與三和坑粒徑相似， 孔隙比為0.61；故其粒徑與昇福坑有明顯的不同。１１ (5) 根據統一土壤分類法(USCS)，昇福坑之土樣屬於 GW，為以礫石為主 體之土壤類型，且級配程度良好。粒徑分布曲線同樣顯示其顆粒大小分 布廣泛。
2.3 消散耐久性試驗
由於在進行粒徑分析時，發現土壤材料有消散之傾向，故進一步進行 消散耐久試驗，以了解兩處土石材料之消散耐久性。 根據ASTM D4644-87 的規定，以消散耐久試驗儀進行試驗(照片 2-3)， 以每分鐘20 轉之速度，持續 10 分鐘共 200 轉，如此為一個循環；將試驗 後留於滾桶中之質量除以試驗前之總質量，所得比值即為消散耐久指數 Id。一般常用之Id為Id(2)，即連續進行兩個循環所得之 Id值。 昇福坑與大粗坑之試驗結果如照片2-4、2-5，所得之 Id值如表2-6。 消散耐久指數Id與土體耐久性的關係，則有Gamble(1971)加以定義與 分類，他將試驗儀循環一次後與循環二次所得之Id都加以分類，包括六個 等級(表 2-7)。所得之實驗結果綜合討論如下： (1) 對照分類表，無論是試驗儀循環一次或是循環二次後，昇福坑土樣皆屬 於中等之耐久性；而大粗坑之土樣皆屬於中高之耐久性。兩者相比較， 昇福坑土樣有更明顯的消散行為。 (2) 三和坑、神木、豐丘之土石流材料之耐久指數 Id皆達 0.99，無消散之 行為；與侯硐地區之土石材料特性不盡相同。 (3) 消散性表示土壤會有遇水弱化之行為，往後在進行試驗時，消散性對試 驗結果之影響，應特別加以討論。１２
第三章 試驗結果與討論
本章分別對於飽和壓密不排水三軸試驗、三軸壓密透水試驗、土 壤水份特性曲線試驗以及不飽和排水三軸試驗之結果，逐一進行探 討；試驗地區包括侯硐的昇福坑與大粗坑。由試驗結果，歸納土石材 料之力學特性。以及土樣之透水性、保水特性以及土樣於不同飽和度 下之力學行為。3.1 昇福坑之試驗結果
昇福坑之試驗結果包括壓密不排水三軸試驗、三軸壓密透水試 驗、土壤水份特性曲線試驗以及不飽和排水三軸試驗；分述如後：3.1.1 飽和均向壓密不排水三軸試驗結果
本節主要探討在等重量替代法的級配條件下，模擬材料於不同圍 壓下之力學行為，其中包括應力－應變曲線、應力路徑及孔隙水壓激 發情形；試驗結果整理如表3-1，並討論如下：3.1.1.1 圍壓的影響
(1) 應力與應變關係 (a) 昇福坑土樣之試驗結果如圖 3-1 所示，整體而言，其軸差應力均隨 圍壓增加而增加。 (b) 如圖 3-1 所示，在不同的圍壓下，軸差應力之轉折點約在軸向應變 達 2%前發生；而後隨著軸向應變增加，呈現出部分應變硬化 (strain-hardening)的行為，直到試體軸向應變達 15%，此種趨勢仍未１３ 停止。軸差應力在經過轉折點後，爬升行為並不明顯，僅隨著應變 之增加而緩慢增加。 (2) 孔隙水壓激發情形 (a) 孔隙水壓對軸向應變之關係如圖 3-2 所示，整體而言，所激發孔隙 水壓之大小均隨圍壓增加而增加。 (b) 如圖 3-2 所示，初始圍壓大者，其所激發之孔隙水壓值越高，且達 相位轉換狀態所需之軸向應變愈大，這個情形在圍壓愈大時愈明 顯；所謂相位轉換點是指激發水壓不再有明顯變化之點。 (3) 應力路徑圖 (a) 昇福坑土樣試驗之應力路徑如圖 3-3 所示；在不同圍壓的條件下， 其最後之破壞包絡線仍趨於一致。Mohamad 及 Dobry(1986)藉由 Castro (1969)之試驗資料(如圖 3-4)，比較相同孔隙比之 Banding 砂 在不同圍壓作用下，試體編號1、2、3 分別表現出壓縮、部分壓縮 以及膨脹三種不同的力學行為，但其破壞包絡線最終仍趨於一致； 本試驗結果與其相近。 (b) 將試驗結果與 Castro 之試驗資料(如圖 3-5)作比對，可發現昇福坑 土樣之行為與Castro 試驗資料中的 2 號試體較接近，在土樣收壓至 轉折點(elbow)後，試體開始約略有膨脹的趨勢，但不明顯；此一轉 折點在應力路徑圖中各曲線都可發現。將此轉折點對應至孔隙水壓 變化與軸向應變關係圖中，約略是孔隙水壓曲線之相位轉換點。 綜合以上試驗結果，軸差應力之轉折處與孔隙水壓的相位轉換點 (或曲線斜率之變換點)大致相同；在應力-應變曲線中，軸差應力並無 明顯的尖峰值，故依 ASTM D4767-88 中之建議，取軸向應變 15%時
１４ 之應力態繪製莫爾圓，如圖3-6 所示。
3.1.1.2 粒徑分佈改變的影響
由於昇福坑試體具有一定程度之消散性，故在進行飽和均向壓密 不排水試驗後，將土樣重新進行篩分析，可得圍壓 156.8kPa、196kPa 兩組試驗後的試體粒徑分佈，如表3-2 所示。 由表 3-2 可發現，在試驗後土樣的粒徑分佈有明顯的改變，土樣 在4 號篩以上的比例下降約 9%，介於 4 號篩至 200 號篩的比例減少約 2%~3%，而小於 200 號篩的比例則增加約 10%~12%，整體粒徑的曲 線向下移動。當圍壓愈大，級配改變的比例也略為增加。 造成粒徑分佈改變的原因，推測為下列幾個因素： (1) 夯實時造成礫石破碎 (2) 剪動時造成礫石破碎 (3) 土壤飽和浸水後，土壤有消散的行為 經由試驗中觀察夯實或是剪動造成之破碎主要以顆粒較大的礫石 為主，破碎後之粒徑皆約大於10 號篩，另外，小於 200 號篩增加之部 分為主，改變的原因，推測以(3)為主。 土壤粒徑改變會影響模擬現地的符合度，不過也反應出現地之土 石材料特性；當現地土壤遇到降雨入滲使其處於潮濕狀態時，土壤的 消散行為可以反應出土壤遇水弱化的程度與結果。3.1.1.3
剪力強度參數c’、 ψ’之討論 在最大粒徑 25.4mm 之級配條件下，對試驗所得之莫耳圓進行迴１５ 歸，可得有效內摩擦角ψ'為 30.2o，有效凝聚力c’為 9.6kPa，如表 3-1 所示。因凝聚力所提供之強度已接近 10kPa，對土壤之力學性質已有 明顯的影響。
3.1.2 三軸壓密透水試驗結果
三軸壓密透水試驗進行了一組。在試驗控制上，分三階段逐步提 高有效圍壓(即圍壓與反水壓之差值)，分別為 39.2kPa、78.4kPa、 156.8kPa，由壓密過程之排水記錄，可推算各階段壓密完成後之孔隙 比，整理如表3-3，而試驗結果如圖 3-7。 試驗結果顯示透水係數隨有效圍壓增加而略為上升(說明於後)， 但有效圍壓的增加造成孔隙比降低。透水係數之變化範圍在8.1× 10-6 ~ 1.6× 10-5 cm/sec，孔隙比變化範圍在 0.47 ~ 0.38，屬於非常低透水性之 材料(表 3-4)。 昇福坑土樣之細料含量所佔比例約15%，在統一土壤分類法中屬 於 GC，故主要材料仍以礫石等顆粒性材料為主；因此，材料本身之 礦物成分對透水試驗結果影響應不大；而影響透水性質之主要關鍵包 括土壤內部之孔隙大小與分布。 由本試驗之結果可發現，孔隙比會隨著試體體積縮小而變小；而 滲透係數並不如預期，會隨著圍壓的增加而略為增加，與理論不符。 推測與理論不符的原因可能為： (a) 量測系統略為不穩定 (b) 體積變化儀遲滯太大 而主要原因應為(b)，本體積變化儀為向和揚公司訂做之體積變化 儀，其最大容積為 500ml，主要是為配合本試驗的大尺寸所需，在設１６ 計上要達到傳統體積變化儀精度較為不易；因此，在啟動時必須克服 一定之機械摩擦阻力，當圍壓較小時，能提供之水頭差較小，故在推 動上較為困難，所得滲透係數會略為偏小；當圍壓較大時，這個情況 就比較不明顯。因此，隨著圍壓增大，滲透係數會略為上升，不過上 升的程度很少；故整體而言，滲透係數隨著圍壓改變的程度並不明顯。
3.1.3 土壤水份特性曲線試驗結果
昇福坑土樣之土壤水份特性曲線試驗結果整理如圖3-8、圖 3-9， 而土樣之進氣吸力值、飽和體積含水比和殘餘體積含水比，整理如表 3-5。 由試驗結果得知昇福坑土樣在基質吸力為 24kPa 時，其含水量即 有明顯的下降，從 18.5%大幅下降至 7.2%（而體積含水比也從 32.0% 下降至12.4%）。當基質吸力超過25kPa 後，體積含水比之變化較為緩 慢，在基質吸力達200kPa 以上時，已逐漸趨於一定值，試驗完成時的 含水量為4.5%（殘餘體積含水比為 7.8%）。 以上結果顯示昇福坑土樣之保水能力並不佳，在小基質吸力下， 空氣即開始進入土壤孔隙中。其主要原因為土樣屬於礫石土壤，孔隙 較大，利於空氣之進入與孔隙水之排出；但由於細粒料的含量約佔試 體的15%，故孔隙水的排出並不快，花費的時間甚長(表 3-6)，每一階 段所花費時間至少都要約3 天以上的時間。然而並非含細料多之土壤 都會有較高的殘餘含水量，一般級配良好之土壤會有較高的殘餘含水 量；此外，若所含細料為黏土，殘餘含水量也會比沉泥之土樣高。１７
3.1.4 不飽和排水三軸試驗結果
不飽和排水三軸試驗總共進行4 組(如表 3-7)，試體之各控制條件 與飽和三軸試驗相同，試體最大粒徑為25.4mm，乾密度為 1.83t/m3； 另外，為引用飽和三軸之試驗結果，固定本試驗之有效圍壓(σ3 −ua) 為98.0kPa，並施加基質吸力(ua −uw)分別為 20kPa、60kPa、120kPa、 200kPa。試體之剪動速率為 0.03mm/min，剪動過程中允許排水、排氣， 可得試驗結果如下： (1) 應力應變曲線 圖3-10 為試體在有效圍壓 98.0kPa 下，施加不同基質吸力所得之 軸差應力─軸向應變曲線。由於軸差應力-軸向應變曲線並無明顯之尖 峰值，因此視軸向應變達15%時之應力態為試體破壞時之應力態。由 圖中可發現： (a) 在固定有效圍壓的狀況下，試體破壞之軸差應力會隨著基質吸力之 增加而增加。 (b) 在不同的基質吸力作用下，其應力-應變曲線大致呈現相同的趨 勢；即軸差應力在開始時有明顯的上昇，於軸向應變約達 3%時形 成一轉折點，但此轉折點不甚明顯。而在轉折點後，隨著應變增加， 軸差應力持續增加，呈現出應變硬化之現象；整體而言，本試驗曲 線與飽和壓密不排水試驗的結果略有差異。 (c) 試體破壞時之軸差應力整理如表 3-8，由表中可發現隨著基質吸力 之增加，試體破壞時之軸差應力雖然也跟著增加，但增加的幅度卻 有減少之趨勢，其原因與土壤之水分特性曲線有關；在基質吸力小 時，試體之飽和度下降很快，含水量差別較大，但是當基質吸力較１８ 大時，土壤之飽和度卻差別不大，故因而造成基質吸力雖然增大許 多，但試體破壞時之軸差應力卻變化不大的實驗結果。 (2) 不飽和土壤剪力強度參數之決定 (a) c'、ψ’─決定有效凝聚力 c’與有效摩擦角ψ’為定義不飽和土壤剪力 強度參數之第一歩。由廣義莫爾庫倫破壞包絡面(圖 3-11)可得知， 欲決定 c’與ψ’，須先固定基質吸力。因此，乃利用飽和壓密不排 水三軸試驗之結果(基質吸力為零)，可得 c'與ψ’分別為 9.6kPa 及 30.2°。 (b) ψb─經由固定有效ψb 圍壓(σ-ua)，改變基質吸力(ua-uw)來決定ψb (圖 3-11)。其具體做法是將不同基質吸力作用下之莫爾圓投影到(σ- ua)-τ 平面上，以斜率等於tanφ 之直線切於莫爾圓，截距即為此基' 質吸力作用下之土壤總凝聚力(total cohesion)；而由不同之基質吸力 與其所對應之總凝聚力進行迴歸分析，可求得ψb，如圖3-12 所示。 因此，根據以上兩原則，可得不同基質吸力作用下之莫爾圓，如 圖 3-13 所示，而將試體破壞時之莫爾圓投影於淨正向應力-剪力強度 平面後，可得結果如圖3-14；其截距即為土壤之總凝聚力，整理如表 3-9。 (3) ψb之迴歸分析 圖3-15 為土壤總凝聚力與基質吸力線性迴歸之結果，可發現相關 性並不佳；若改採用二次式來迴歸(圖 3-16)，則相關係數可高達 0.99。 這也說明了在土壤剪力強度的關係常呈現出非線性的行為。Ho 和 Fredlund(1982)也驗證了這點。 因此，整理各組基質吸力所對應之ψb，如表3-9 所示，並採用非
１９ 線性迴歸，可得基質吸力與ψb之較佳之關係式如下： 12 . 1 ) 53 . 110 ) (( 25 . 4467 + + − = w a b u u φ (3-1) ) (ua −uw ：基質吸力(kPa) 結果如圖 3-17 所示，其相關係數高達 0.993，因此昇福坑土樣之 基質吸力與ψb間關係，可由上式適切的表示。故昇福坑土樣之不飽和 剪力強度如下式： ) 1 . 1 110 ) ( 4470 tan( ) ( 2 . 30 tan ) ( 6 . 9 + + − × − + × − + = w a w a a u u u u u D σ τ (3-2) τ：剪力強度(kPa) ) (ua −uw ：基質吸力(kPa) ) (σ −ua ：淨正向應力(kPa) (4) 經驗公式之比較 由於不飽和剪力強度試驗試驗費時與量測不易，因此Vanapalli 等 人 (1996)便發展了一套經驗式，以飽和土壤之剪力強度參數（c'、ψ’） 和體積含水進行推估，公式如下： ' tan ) )( ( ' tan ) ( ' φ θ θ θ θ φ σ τ r s r w a a u u u c − − − + − + = (3-3) θ：體積含水比(%) θr：為殘餘體積含水比(%) θs：土壤在大氣壓力下飽和時的體積含水比(%)
２０ 將本試驗所得土壤水分特性曲線中之相關資料及剪力強度參數ψ’帶 入經驗式中，可得下式： 186 . 0 024 . 0 tanφb = θ − (3-5) 將試驗所得結果與經驗公式(3-4)式進行比較，結果如圖 3-18。圖 上顯示各試驗資料點與經驗公式有很大的誤差，如果將經驗公式所得 之tanφb 換算成土壤之總凝聚力 C 時，會發現經驗公式所得之結果相 當不合理(圖 3-19)；隨著含水量下降、基質吸力上昇，經驗公式所得 之C 值都沒有增加，甚至還出現下降之情況。因此，當現地之土壤之 基本性質與昇福坑相似的話，並不適用經驗公式。
3.2 大粗坑之試驗結果
大粗坑之試驗結果為三軸壓密透水試驗，敘述如後：3.2.1 三軸壓密透水試驗結果
三軸壓密透水試驗共進行一組。試驗控制分四階段逐步提高有效 圍壓，由壓密過程之排水記錄，可推算各階段壓密完成後之孔隙比， 整理如表3-10，而試驗結果如圖 3-20。 試驗結果顯示，透水係數大致隨著圍壓增加而略為下降，而圍壓 的增加也造成孔隙比略為降低。透水係數之變化範圍在 1.8× 10-3 ~ 2.4× 10-3 cm/sec，孔隙比變化範圍在 0.57 ~ 0.61，屬於中等透水性材料 (表 3-4)。２１
3.2.1.1 影響因子之探討
昇福坑土樣之細料含量所佔比例約2.3%，依統一土壤分類法屬於 GW，主要材料以礫石為主；故影響透水性質之主要關鍵仍在土壤內 部之孔隙大小與分布，可分別由以下幾點進行探討： (1) 孔隙比與圍壓 由本試驗之結果可發現，孔隙比會隨著試體體積縮小而變小；而 透水係數大致上也隨著圍壓而略為降低，不過在圍壓較小時，此現象 不甚明顯，至圍壓大於 98kPa 時，透水係數隨圍壓降低的趨勢較為穩 定。 本次實驗改採用由Wykeham Farrance 製作的體積變化儀，容量為 100ml，且改以控制固定的水頭差來控制排水速率。當水頭差值足以推 動體積變化儀時，即可穩定的進行試驗，並儘量以較慢的速率進行排 水，以方便記讀；故本次試驗的效果明顯較昇福坑試驗的結果為佳。 由於孔隙比改變不大，故整體而言，滲透係數隨著圍壓改變的程 度也並不明顯。 (2) 礫石含量與細粒料含量 本地試體仍採用等重量替代法，礫石含量與細料含量保持一定， 而礫石含量達到73.4%，故透水性質相差不大。3.3 綜合討論
茲分別討論飽和壓密不排水三軸試驗、三軸壓密透水試驗、土壤 水份特性曲線試驗以及不飽和排水三軸試驗的試驗結果。２２
3.3.1 飽和壓密不排水三軸試驗之討論
將昇福坑試驗結果與金山三和坑(圖 3-21)及南投神木(圖 3-22)、豐 丘(圖 3-23)之試驗結果進行比較，昇福坑之行為略有不同；昇福坑之 應力與應變關係的轉折點，發生在應變為1%~2%，其他兩試驗地點皆 發生在1%之前；由此可知昇福坑土樣之彈性模數略低。 由應力與應變關係，昇福坑土樣在轉折點後的行為與神木地區之 結果較為相似，試體之剪脹行為較不明顯；而神木地區土樣之黏土含 量約佔8%，同樣屬於細粒含量較多之地點。 另外，比較各土石流源頭材料之剪力強度參數，如表3-11 所示。 昇福坑之 c’值達到了 9.6kPa。而所得之ψ’值為 30.2°，與其他試驗所 得值差距達6°~10°；整體而言，雖然 c 值略有提昇，但是昇福坑之剪 力強度仍然較低。 值得一提的是，昇福坑為侯硐土石流發生之源頭，為小集水區的 崩塌，而真正土石流之發生處位於大粗坑。3.3.2 三軸壓密透水試驗之討論
透水試驗進行了兩處地點，包括昇福坑與大粗坑。前人研究之結 果如表3-12 所示；大粗坑試驗所得之透水係數與三和坑、神木、豐丘 之結果相近，約為10-3 cm/sec，屬於中等透水性；由上述之結果，可 以反應出土石流現地材料的特性。土石流發生之材料必須具有一定之 透水性，才可能形成土石流。如果透水性太低，水不容易入滲，超額 水壓會集中於土層表面，可能只會形成表面破壞；反之，如果透水性 太高，入滲之水容易排除，則形成之流體濃度不夠。因此，適度透水 性為土石流發生的重要條件之一。２３ 昇福坑土壤之透水性較其他各試驗地點低，主因在於昇福坑之土 壤含有較高比例的黏土，由於其滲透性較差，故邊坡發生淺層的破壞。 另外，昇福坑與大粗坑之土壤都具有消散性，尤其昇福坑的消散 情況更為明顯，這是金山三和坑、南投神木、豐丘等地所沒有的現象。
3.3.3 土壤水份特性曲線試驗之討論
將昇福坑試驗結果與三和坑試驗結果(圖 3-24)進行比較，兩者曲 線的趨勢十分接近。 將三和坑與昇福坑之試驗結果與 Vanapalli 等人(1999)之試驗結果 進行比較，如圖3-25。三和坑與昇福坑之曲線為 Vanapalli 圖中介於沉 泥與砂土之間，飽和度與基質吸力的關係以低基質吸力的部分為主。3.3.4 不飽和排水三軸試驗
(1) 應力應變曲線 將昇福坑試驗結果(圖 3-10)與三和坑之試驗結果(圖 3-26)進行比 較，兩者在應力-應變曲線上的趨勢略有不同，主要的差別還是在應力 轉折點發生的位置。昇福坑試體之轉折點發生約在應變達3%~4%時， 較三和坑慢(約 2%)。不過兩地的試驗結果均顯示，在不飽和狀態時， 試體的應力轉折現象並不明顯。 再將昇福坑之飽和不排水試驗(圖 3-1)與不飽和排水三軸試驗(圖 3-10)進行比較，兩者最大之差別在於轉折點後之行為。飽和試體之剪 脹行為並不明顯，但是飽和試體有明顯的應變硬化的現象。２４ (2) ψb之影響 在昇福坑試體中，所得之ψb約在 15°~35°之間，與三和坑之結果 (表 3-13)進行比較，可發現昇福坑在不飽和狀態下，基質吸力對土壤 強度的提高更為明顯。且由於現地之含水量為12%(表 3-6)，基質吸力 影響有限。 (3) 與土壤水份特性曲線之比較 在不飽和三軸試驗中，當基質吸力大於某一特定值時(在此稱 mt)，含水量變化很少，故基質吸力的變化對試體的力學行為之影響會 越來越小； 由於不飽和三軸試驗之土壤試體受到軸差應力、水壓、氣壓的同 時作用，試體之行為當然與土壤水份特性曲線有所差異。而由試驗結 果得知，mt值均較水分特性曲線轉折點之基質吸力來的大，在昇福坑 中，不飽和三軸試驗之mt為60kPa，而水份特性曲線轉折點之基質吸
力為25kPa；在三和坑中，所對應之值分別為 75kPa 與 40kPa。。
(4) 與經驗公式之比較 昇福坑之試驗結果與經驗公式( (3-3)式)差距很大，經驗公式有明 顯低估的現象；三和坑之試驗結果與經驗公式差距較小(圖 3-27)，但 在低基質吸力會略有高估的現象。整體而言，並無法歸納出試驗結果 與經驗公式的關係。 在土石流源頭處，現地之土石材料以礫石為主，故土壤水份特性 曲線在低基質吸力下即有明顯之轉折點，這與經驗公式曲線為線性的 的假設不符；而經驗公式之線形受到土壤之體積含水比影響很大，更 容易有誤差產生。
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第四章 分析方法之建立與驗證
本章進行之分析方法，包括極限平衡法與有限元素法。在有限元 素法中，先進行模式中加水方式之改進與土壤不飽和性質之引入，並 驗證分析之正確性與適用性。同時，針對金山重和地區的三和坑與兩 湖坑。4.1 極限平衡法
極限平衡法是採用分析軟體 STABL 進行分析；STABL 是由普渡 大學(Purdue University)所發展出的一套軟體，主要是以切片法的觀念 來進行邊坡穩定分析。4.1.1 分析區域之地形剖面
分析區域包括金山重和地區的三和坑及兩湖坑，詳細位置請參照圖1-1 及圖1-3。 參照農林廳航測所之區域相片基本圖，可得三和坑之下游至上游的地 形剖面如圖 4-1；三和坑之坡度約界於 8°~36°之間，下游段的坡度較緩， 平均約10°；而上游段大致可區分為兩部分，坡度分別約 20°、30°左右。 兩湖坑之地形剖面仍參照同一相片基本圖，並對照陳孝慈(2001)對本 區域所進行的研究，可得本區之剖面圖如圖 4-2。兩湖坑之坡度較陡，上 方主崩部之坡度達60°~75°，而下方堆積部之坡度約 30°。圖中並區分出不 同年份之地形剖面。 由於並無地下水位之資料，故兩區之地下水位線由現地資料判斷，將 地表有滲水流出之位置加以延伸而得。２６
4.1.2 分析參數之選定
三和坑之土壤參數如表 4-1 所示，主要參考莊鴻榜(2002)所進行之試 驗，可得現地土壤單位重 γ 為 16.7kN/m3；飽和時的剪力強度參數為 c’為 4kPa，ψ’為 36.9°。而水位面以上之不飽和區則依據現地之含水量，推估 剪力強度的參數c 為 20kPa，ψ為 36.9°。 兩湖坑之土壤參數如表 4-2 所示，主要參考陳孝慈(2001)所進行之試 驗，可得上方熔岩流之單位重γ 為 26.0kN/m3，剪力強度參數c’為 16kPa， ψ’為 53.7°；下方之凝灰角礫岩之單位重 γ 為 22.0kN/m3，剪力強度參數c’ 為20kPa，ψ’為 34.5°。4.1.3 分析項目及方法
分析項目主要包括兩部分： (1) 破壞前之穩定分析：主要為分析象神颱風前之坡體穩定性。由於並無 三和坑之資料，故以兩湖坑之資料為主。 (2) 破壞後之穩定分析：主要為分析象神颱風後之坡體穩定性，包括三和 坑及兩湖坑。 在上述兩項分析中，分別討論沒有降雨的狀況與有降雨入滲的狀 況；降雨入滲的狀況的模擬則是採用一切片內孔隙水壓比ru的觀念： ru = s s w w s w w s w w h h b h b h A A γ γ γ γ γ γ = × × × × ≈ × × ≈ 土壤重 水重 (4-1) b：切片寬度 w γ ：水單位重 s γ ：土壤單位重２７ w h ：切片內水位之平均高度 s h ：切片內土壤之平均厚度 本研究採用之理論為Bishop 所提出之簡易法，適用於圓弧滑動分 析。
4.2 有限元素法
4.2.1 分析軟體 ABAQUS 簡介
ABAQUS 是由美國 Hibbitt, Karlsson & Sorensen (HKS)公司所發 展的有限元素軟體（ABAQUS, 2001）。它的應用範圍相當廣泛，從大 型線性結構分析到極度非線性的材料變形反應等各種力學問題，都可 以用ABAQUS 解決。 ABAQUS 之分析原理即是將一連續的物理區間，分割成有限個數 的元素，再引入形狀函數的觀念，使得所求解之物理量能以內差的形 式表示。控制方程式以轉換為聯立方程式型態表示，解此聯立方程式 求得區域內各節點之物理量，及獲得整個區域之數值解。ABAQUS 可 視為一種高階語言之程式，以 ABAQUS 分析問題，必須建立一輸入 檔，此輸入檔之使用語法必須按照 ABAQUS 所限定之描述方式。輸 入檔可以分為以下幾個部分：首先建立元素網格，包括節點座標、元 素種類等；再給予各元素之材料組成模式與相關參數；接著定義初始 狀態與邊界條件或束制條件；最後輸入分析歷程即可。
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4.2.2 分析模式與控制方程式
4.2.2.1 不飽和土壤之滲流理論
土體應力的變化情況會受到滲流的影響。而滲流是由於水力梯度 不同所導致，亦即水壓有從高值往低值傳播的現象。所以本研究的數 值分析模式即包含滲流問題的控制方程式。 由於土體中的水力梯度不同而導致滲流的發生，由水流速度的大 小和方向是否隨時間變化，流場可分為穩態流(steady-state flow)和暫態 流(transient flow)。穩態流表示在流場中，水流速度的大小和方向並不 隨著時間改變。而暫態流則表示在流場中，水流速度的大小和方向會 隨著時間改變。 Lam 等人(1987)提出不飽和土壤之滲流控制方程式，與飽和土壤 相似，其方程式主要由達西定律(Darcy’s law)所控制，而與飽和土壤不 同之處，在於不飽和土壤的水力傳導係數 k 並非一固定值，而是一與 飽和度及基質吸力有關的函數。不飽和土壤之滲流控制方程式如下： ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ = − ⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ ∂ ∂ − ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ ∂ ∂ − t Q y h k y x h k x w y x θ (4-2) 式中 h 為水頭高，kx與ky分別為 x 與 y 方向的水力傳導係數，Q 為邊界流量，θw為體積含水比，t 為時間。其中 θw之曲線變化與土壤 之總應力 σ、孔隙氣壓 ua、孔隙水壓 uw 有關，故∂θw可改寫為一與 ) (σ −ua 及(ua −uw)有關之函數： ) ( ) ( a w a w a w =m ∂ −u +m ∂ u −u ∂θ σ (4-3) 式中ma表示(ua −uw)變化率為零時，θw對(σ −ua)之斜率；而mw２９ 示表(σ −ua)變化率為零時，θw 對(ua −uw)之斜率。由上述之定義， mw 可代表基質吸力與體積含水比之關係(圖 4-3)。在滲流分析中，只 要 沒 有 外 加 載 重 ， 土 壤 之 總 應 力 與 孔 隙 氣 壓 均 可 保 持 不 變 ， 即 0 = ∂ ∂ t σ 、 =0 ∂ ∂ t ua ；則(4-3)式可改寫為： w w w =−m ∂u ∂θ (4-4) 將(4-4)式代入(4-2)式，可得到下式： t u m Q y h k y x h k x w w y x ∂ ∂ = + ⎟⎟ ⎠ ⎞ ⎜⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ ∂ ∂ + ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ ∂ ∂ (4-5) 由Darcy 定律，假設土體為均質等向(kx=ky=k)，且 Q=0 時，(4-5) 式可再改寫為： ) )( ( 2 2 2 2 t h k m y h x h w w ∂ ∂ = ∂ ∂ + ∂ ∂ γ (4-6) 上述的理論是在暫態流(transient flow)的情況。若為穩態流時，則 右端項 ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ t w θ 恆為零。則(4-6)式變為： 0 2 2 2 2 = ∂ ∂ + ∂ ∂ y h x h (4-7) 此即拉普拉斯方程式(Laplace’s equation)。
4.2.2.2 邊界水量流動引致土體孔隙水壓變化關係
在 ABAQUS 程式中，是將土壤視為孔隙材料，以考慮水壓的傳 遞與材料的應力、應變的關係；孔隙材料即是假設具有固體架構(solid skeleton)中均佈空隙的多孔介質，如果孔隙材料為飽和，即孔隙中充３０ 滿了水。Biot(1941)以此理論為背景，將孔隙水壓視為一個自由度，考 慮孔隙水壓力對土體的影響。 因此，當外界供水透過邊界所流入或流出土體的水量，會引致孔 隙水壓的改變與傳遞。圖 4-4(a)表示一三向度非侷限含水層內水流變 動情形，N 為外界的供水來源，如取向下流動為正，則單位土體流入、 流出之水量，如圖4-4(b)所示，可計算如下： )] ( ) ( [ y) , ( } )] 2 , ( Q ) 2 , ( Q [ )] , 2 ( Q ) , 2 -( y[Q { ' ' ' ' t h t t h x S N y y x y y x x y x x y x x t y y − − + + = + − + + − δ δ δ δ δ δ δ δ δ δ χ χ (4-8) 式中 ' x Q 、Qy' 分別表示在單位時間δt內的供水量N 變化下，單位 長度x、y 方向的水流量；h(t)為時間 t 的水位高；而 S 與 mw定義相似， 為由保水曲線可得到的比流率(specific yield)： % 100 × = V W S (4-9) 其中W 為水量變化之體積，V 為土壤之總體積。 將(4-8)式同除以(δxδyδt)，並使 δx、δy、δt 趨近於零，同時假設土 體為等向性，則可由Darcy 定律，得到等向性土壤的滲流方程式： ) ( ) ( ) ( t h k S k N y h h y x h h x ∂ ∂ = + ∂ ∂ ∂ ∂ + ∂ ∂ ∂ ∂ (4-10) 假設在一無限寬廣地域，水流經x、y 方向導致的水位增量很小而 忽略不計，即 ≅0 ∂ ∂ x h 與 ≅0 ∂ ∂ y h ，水壓的改變主要由垂直向的水流入滲所 致，整理(4-10)式可得： I t h S N =(1−α) ∂ ∂ = (4-11)
３１ I 表示外界的供水率，通常為降雨強度；(1−α)表示折減因子，因 降雨可能會因為植被、地表人為設施的阻隔而無法完全入滲；破碎地 層所湧升的地下水，也可能由於周圍地層的滲漏(leaking)或沿岩石裂 隙發生水量流失，故實際進入土體的水流量可能少於外界的供水量。 整理(4-11)式，由孔隙水壓(u=γwh)的關係，可得水壓激發速率： S I t h t u w w ) 1 ( α γ γ = − ∂ ∂ = ∂ ∂ (4-12) 式中S 可由保水曲線中壓力與飽和度變化的關係而得；由此可明 瞭土壤保水曲線與土體內的滲流傳遞，及土體間的含水量變化。
4.2.3 水壓供給之模擬
降雨使水入滲至邊坡內，造成土壤內部水壓上升，是外界供水主 要來源之一。因此，如何利用程式模擬水壓的激發行為，為本分析之 重點。 曾泓儒(2001)利用(4-12)式，換算出水壓激發速率，以模擬水壓激 發之行為；其水壓供給隨時間之變化如圖 4-5 所示，圖中 tm表示水壓 激發至最大值之時間，tf 表示水壓激發結束之時間。此模擬方式的最 大優點，在於水壓輸入十分簡易，而單位時間內水壓變化量已知，使 分析所得之數值容易評估。不過諸如水壓激發速率之計算資料缺乏、 不易反應真實的入滲行為等問題，皆使此模擬方法受到限制。 因此，在本研究中，參考呂斌豪(2002)對入滲之模擬方式，直接 以滲流速度 v 來模擬降雨入滲之行為： i k v= s× (4-13)３２ 其中k 為滲透係數， i 為水力坡降；將此滲流速度加於欲輸入水s 量之模型邊界，並將地下水位面設定成水壓最終流入之邊界，以完整 模擬水壓從邊坡表面往地下水位面傳遞的過程。 為驗證以滲流速度模擬水壓供給之適用性，故引用曾泓儒(2001) 對南投神木地區之分析模型(圖 4-6)及參數，對照其模擬之水壓大小， 改以流速的方式模擬(圖 4-7)；其中 tm為4000 秒，tf為8000 秒。分別 比較模型中a~f 各點之數值： (1) 水壓隨時間之變化 分析結果如圖4-9，對照曾泓儒(2001)之結果(圖 4-8)。在 t 為 3000 秒~(tm)時，各點水壓都還在緩慢上昇，不會有突然下降的情況出現； 而使用流速模擬時，更可以反應水壓隨時間變化之行為。在真實的降 雨入滲過程中，由於水壓需要時間累積，故水壓激發的最大值會在降 雨強度最大點(tm 對應處)過後才發生，而當降雨結束時，激發之水壓 不會立刻降為零，需要時間消散。本模型可以適當表現出這個現象。 (2) 滲透係數 k 的影響
茲分別討論k 為 10-3 m/sec、10-5 m/sec、10-7 m/sec 時之結果，如
圖4-10 所示。觀察模型中 f 點之圖形，可發現當 k 為 10-3 m/sec、10-5 m/sec 時，由於滲透性較高，故水壓有明顯的激發，在 tm附近激發值 達到約100kPa；同時水壓消散的速度也很快，至 tf時水壓已大部分消 散。而當k 為 10-7 m/sec 時，由於滲透係數甚小，在 tm時水壓激發量 不大，而至tf時，水壓激發量仍有緩慢增加，激發速度相當緩慢。 模型中的b、d 點也都有相同的趨勢。由此可知，當滲透係數甚小
３３ 時，水壓傳遞的行為有明顯之不同。 (3) 水平位移隨時間之變化 曾泓儒(2001)之結果如圖 4-11，本分析結果如圖 4-12。兩者所得 結果大致相同；在 3000 秒前各點位移差距不大，3000 秒後由於模型 底部有塑性區產生，故 f 點之水平位移有明顯增加；以流速進行模擬 時，在時間點tm後，由於水壓逐漸消散，水壓的影響驟減，故各點之 水平位移僅再略為增加，變化不大。 (4) 塑性應變隨時間之變化 曾泓儒(2001)之結果如圖 4-13，本分析結果如圖 4-14。兩者所得 結果也大致相同；隨著水壓逐漸增加，模型底部f 點在 3000 秒左右開 始有塑性應變產生，過了時間點tm後，塑性應變也僅再略為增加。 整體來說，以滲流速度模擬之結果與以水壓激發速率模擬之結果 大致相同。然而以水壓激發速率模擬時，模型在時間tm後會發散，而 ABAQUS 不能模擬發散後的行為，故無法得到 tm~tf時之水壓、位移、 應力的變化；而以滲流速度來模擬入滲之行為時，則可以得到整個降 雨歷時內的各種記錄，在分析上更為便利。故本研究決定採用後者進 行模擬。
4.2.4 簡單不飽和邊坡之驗證
在進行案例的數值分析前，先以簡單幾何形狀、邊界條件單純的 簡單數值模型進行驗證。現說明如下：３４
4.2.4.1 模型之建立
本研究的簡單數值模型如圖4-15 所示： (1) 模型長、寬各為 1m，每邊分割成 20 等分，建立 0.05m× 0.05m 的單位 元素。 (2) 模型下邊界設為輥接，使底部僅沿水平方向移動。而左、右兩邊界亦 使用輥接，僅能垂直向移動。 (3) 地下水位面位於中央 0.5m 處，模型之坡度為 30°。 (4) 採用的分析元素種類為平面應變的 8 節點縮減積分點之孔隙材料元素 (CPE8RP)。 (5) 引入飽水曲線，以定義模型中不飽和區含水量與基質吸力之關係。 其中坡度之模擬方式如圖4-15(b)所示，分別在垂直與水平方向給 予重力(gravity)之分量 gv、gh；此二分量之合向量代表重力g 之真正方 向，而圖中θ 為 30°，即表示本模型的坡度為 30°。因此雖然分析之網 格為水平放置，其實卻是表示本模型在傾斜30°下的分析情況。 為了定義土壤之不飽和性質，乃自行輸入一飽和度與基質吸力關 係的飽水曲線，如表 4-3、圖 4-16 所示，並將此曲線對應之理論值與 分析所得之值進行比較與驗證。由於相鄰各點間之水壓分佈必須要連 續，故不飽和區飽和度採用線性變化之方式；即坡頂之飽和度最低， 再漸變至地下水位面。本模型之基本參數如表4-4。4.2.4.2 分析結果與比較
本段討論不飽和區無基質吸力、或坡頂飽和度各為75%、62.5%、 50%之狀況。在 ABAQUS 中，土壤應力與水壓間的計算可用有效應力 的觀點來表示：３５
![表 2-7 消散耐久指數之分類 [34]](https://thumb-ap.123doks.com/thumbv2/9libinfo/8773713.213130/89.892.155.746.321.772/表27消散耐久指數之分類34.webp)
![圖 3-4 Banding sand 於相同孔隙比，不同圍壓下之 CIU 試驗結果 [Lam ,1987]](https://thumb-ap.123doks.com/thumbv2/9libinfo/8773713.213130/140.892.264.618.142.494/圖34Bandingsand於相同孔隙比不同圍壓下之CIU試驗結果Lam1987.webp)
![圖 3-5 Banding sand 於不同孔隙比，相同圍壓下之 CIU 試驗結果 [Lam ,1987]](https://thumb-ap.123doks.com/thumbv2/9libinfo/8773713.213130/141.892.270.619.199.540/圖35Bandingsand於不同孔隙比相同圍壓下之CIU試驗結果Lam1987.webp)
