國立交通大學
土木工程學系碩士班
碩士論文
崩積層的地形特徵及崩積層的形成
-以梨山崩塌地為例
Topographic Features of Colluvial Deposit and The
Origin of Colluvial Deposit-Lishan Landslide Area
as an example
研 究 生：唐禎國
崩積層的地形特徵及崩積層的形成
-以梨山崩塌地為例
Topographic Features of Colluvial Deposit and The Origin of
Colluvial Deposit-Lishan Landslide Area as an example
研究生：唐禎國 Student: Chen-Kuo Tang 指導教授：廖志中 博士 Advisor: Dr. Jyh-Jong Liao
國立交通大學 土木工程學系碩士班
碩士論文
A Thesis
Submitted to Department of Civil Engineering College of Engineering
National Chiao Tung University In Partial Fulfillment of the Requirements
for the Degree of Master
in
Civil Engineering
July 2007
Hsinchu, Taiwan, Republic of China
崩積層的地形特徵及崩積層的形成-以梨山崩塌地為例 學生：唐禎國 指導教授：廖志中 博士 國立交通大學土木工程學系碩士班 中文摘要 梨山崩積層主要由破碎板岩及其風化物質組成，經侵蝕產生凹凸 緩起伏地形，具再次滑動之地質與地形條件。本研究旨在探討其滑動 機制與軟弱層成因以及崩積層的地形特徵。本文研究內容及目的，包 括進行地質鑽探取得品質良好之岩心；施作孔內造影獲取劈理位態以 釐清滑動機制；孔內震波量測可輔助岩心判釋分層；以地電阻探查地 層岩性改變；埋設 TDR 監測滑動深度以作為比對；航照判釋則可了 解地形演變；數值地形模型(DTM)分析地形參數，以建立梨山崩塌區 地形特徵參數範圍。 本研究採旋鑽法並搭配鋼索式取樣，輔以超泥漿®高分子穩定液 為循迴水，提高夾大量黏土之破碎板岩岩心提取率，而崩積材料分類 依據黃玉麟(2006)建議並加以修正。依孔內造影之劈理位態變化及過 去資料推測，梨山崩積區研究場址B1、B4及B9滑動體深層之破壞方 式為山崩潛移，而軟弱層成因則為潛移使岩體相互摩擦而成，與黃玉 麟(2006)分析結果相同，但B4滑動體淺層存在一剪裂帶，其存在仍待 釐清。而由破壞機制與軟弱層成因之結果，可推論梨山崩塌地之演變 過程。地電阻與震波量測結果，對崩積層內之不同岩性產生不同反應: 淺層黃色黏土夾板岩之電阻值及波速較低，表此層屬膠結不緊密，故 縫隙大且含水多，反之，灰色黏土夾板岩數值皆較高，表此層較緊密， 可推測黃色黏土其成因為堆積入滲，而灰色黏土則為風化之產物。 地形參數包含：坡度、坡向、曲率及粗糙度之分析，則可顯現地 質與地形上之相關性，且經坡度、曲率及粗糙度三參數分析歸納後， 可呈現一典型崩塌地，由崩落(凹陷陡峭)至堆積處(隆起平緩)之地形 變化，與建立之地形剖面分析結果相似，而利用曲率及粗糙度更可推 測崩積層積厚帶，其地形面起伏程度與崩塌次數的確存在正比關係， 最後整合三參數結果並提出崩塌區地形特徵參數範圍，利用此範圍約 略具有可區分出崩塌地不同之部位(頭部、趾部..等)之功用，若再加 以詳細分析則單純以地形觀點即可定義出崩塌地特徵。
Topographic Features of Colluvial Deposit and The Origin of Colluvial Deposit-Lishan Landslide Area as an example
Student: Chen-Kuo Tang Advisor: Dr. Jyh-Jong Liao Department of Civil Engineering
National Chiao Tung University
Abstract
The Li-shan colluvial deposits are composed by the broken slate and its weathered soils. The ground surface exhibits concave-convex landforms which were formed by weathering and erosion. Thus, the terrain and geology exlpicit that landslide is easy to be triggered by rainfall or earthquake in the area. This thesis aims to investigate the origin of colluvial deposits and the weak layers in the deposits. Then, geological boring, in-situ tests, geophysical investigations, terrain analyzing were carried carried out. In-situ tests includes discontinuity measurement by a Borehole Televiewer (including Acoustic and Optical) and PS wave velocity measurement by a borehole suspension PS Logging system. Geophysical investigation includes electrical resistivity exploring and TDR monitoring. The 5mx5m Digital Terrain Model (DTM) was adopted for analyzing the topographic feature of the colluvial deposits.
To obtain high quality core samples, this study used wireline
coring method with the Neat Vis® as the drilling medium. Based on the results of geological drilling and televiwer measurements, the materials of the colluvial deposits were classified according to Yu-Lin Huang(2006) and the origin of colluvial deposits was infered.
The existed geological data and the results of the discontinuity measurement by televiewer reveal that the Li-shan colluvial deposits may be formed by a large-scale hillslope creep. The weak layer between the fresh slate and the colluvial deposits was caused by the rock formation rub each other. However, the weak layers in the colluvial deposits may be formed by weathering induced by groung water fluctuation. The inference of the origin of colluvial deposits and the weak layers in the deposits are agreed with Yu-Lin Huang(2006).
The results of electric resistivity and wave velocity measurement show that the values of electric resistivity and wave velocity vary with material
yellow clay with slate detritus (YS) are lower than those of grey clay with slate detritus (GS), which indicates that the GS is denser than the YS. We infer that the formation of YS was formed by infiltration and sedimentation, and the GS is the product of weathering induced by ground water.
The parameters of terrain analysis include inclination, curvature and roughness, which can reveal the relationship between geology and terrain. The results of terrain analysis show that the range of the values of inclination, curvature and roughness varies with the locations of a landslide area, such as depletion zone and accumulation zone. It means that the accumulation zone of a landslide can be deduced from the results of terrain analysis. Associated with the mechanism of landslide, it can be found that the stronger of degree of roughness is the more of frequency of slope failure. Finally, a set of topographic parameters was presented to identify the characteristics of colluvial slopes.
Keywords: colluvial deposit, hillslope creep, borehole televiewer, roughness, terrain analysis, landslide, DTM.
誌謝
本論文承蒙指導教授 廖志中博士在學生研讀期間悉心指導與多 方啟發，並教導作學問應有的態度以及適時給予鼓勵與包容，使本論 文能順利完成，學生在此致上由衷的感謝與萬分的敬意。口試期間感 謝 游繁結博士、 李德河博士、 林銘郎博士以及 蘇苗彬博士對本文 費心審閱並提供寶貴意見，特別敬上萬分謝意。 求學期間，承蒙 潘以文教授、 黃安斌教授、 方永壽教授、 單 信瑜教授以及 林志平教授在課堂學識上的指導，致上誠摯的感謝。 本文之完成仰賴諸多人士之大力幫助：工研院楊明宗學長提供鑽 探資料及過去梨山地區研究報告、交大防災中心王慧容學姊及黃明萬 學長指導 GIS 軟體之應用、地質專長的胡賢能工程師輔助岩心判釋、 成大 余騰鐸教授提供梨山地區 DTM 資料以及於梨山鑽探施作的黃 王平師傅與鑽探組員。 另外感謝研究所一起同甘共苦的同學:文鳴、鄭翰、柏翰、崑山、 源昱、价民、煜倫、仕達、皓禎、昱雲、佐憲、佩萱日常生活的幫忙 與陪伴，以及所有大地組學弟及玉麟、忠良、盛華、志忠、俊宏學長 研究期間的幫忙，帶給我許多快樂的回憶，我會永遠記得大家在一起 打球的時光。特別感謝在梨山一起度過許多寒冷日子的文驤及孟修， 謝謝他們毫無怨言的陪我上山下海，以及現地試驗大力支援的奕全、 文欽、仁弘學長、智仁、偉敬。 最後感謝我最愛的父母及兄姐，謝謝他們在精神與生活上的支持 與鼓勵，讓我生活無虞並給我良好教育，求學期間無法幫忙家裡諸多 事情請家人多包容，還要感謝陪我度過五年多求學生涯的女友恩毓， 這一路上給我的照顧陪我一起成長。 歷經兩年研究所生涯，所學得的不僅是研究的方法更重要的是做 學問應有的態度，「時時刻刻秉持著對自己負責的心」將是永遠剔勵 我的一句話!!目錄
中文摘要 ...i Abstract ...ii 誌謝...iv 目錄...v 圖目錄 ...x 表目錄 ...xiv 第一章 前言 ...1 1.1 研究動機...1 1.2 研究目的...2 1.3 研究流程...2 第二章 文獻回顧 ...5 2.1 崩積層概述...5 2.1.1 邊坡形成 ...5 2.1.2 邊坡破壞定義、形式及分類 ...6 2.1.3 邊坡破壞型態與潛移模式...10 2.2 崩塌地地形分析 ...13 2.2.1 地形演變對地貌的改變...13 2.2.2 地形參數及其與崩塌地之相關性 ...152.4 梨山崩塌地過去研究方法及成果...23 2.4.1 研究梨山滑動體的各種方法 ...23 2.4.1.1 鑽探取樣方法與介質材料………….…………22 2.4.1.2 現地孔內造影……….29 2.4.1.3 現地孔內震波量測……….………31 2.4.1.4 地電阻探測技術……….………33 2.4.1.5 時域反射監測技術……….35 2.4.1.6 數值地形模型………...…………..37 2.4.2 梨山過去研究成果 ...40 第三章 研究方法 ...44 3.1 地質鑽探規劃 ...44 3.1.1 研究場址 ...44 3.1.2 鑽探孔位選擇與試驗規劃項目 ...47 3.1.3 鑽探方法 ...50 3.2 現地孔內造影施作方法 ...52 3.2.1 試孔之準備與檢測 ...52 3.2.2 試驗儀器 ...53 3.2.3 試驗方法與過程 ...56 3.2.4 資料分析方法 ...58
3.3 現地孔內震波量測施作方法 ...59 3.3.1 試孔之準備 ...60 3.3.2 試驗儀器 ...60 3.3.3 試驗方法與過程 ...62 3.3.4 資料分析方法 ...63 3.4 地電阻探測技術 ...65 3.4.1 試驗儀器 ...65 3.4.2 現地施作過程 ...65 3.4.3 資料分析 ...67 3.5 電磁波時域反射(TDR)監測技術 ...68 3.5.1 儀器準備 ...68 3.5.2 現地施作過程 ...69 3.5.3 量測方式及分析 ...71 3.6 航空照片判釋 ...73 3.6.1 儀器及資料準備 ...73 3.6.2 資料分析 ...75 3.7 數值地形模型(DTM)分析 ...75 3.7.1 基本模型建構 ...75 3.7.2 分析模組 ...77
3.7.3 粗糙度分析 ...77 第四章 地質鑽探與現地試驗結果 ...80 4.1 鑽探結果...80 4.2 孔內造影結果與討論 ...90 4.2.1 孔內造影結果與岩心比對 ...91 4.2.2 位態資料挑選與分層位態統計結果 ...93 4.3 現地孔內震波量測結果與討論...98 4.4 地電阻探測結果與討論 ... 100 4.5 TDR 量測結果與討論 ... 103 4.5.1 量測結果與分析 ... 103 4.6 邊坡破壞機制與軟弱層形成原因... 105 4.6.1 邊坡破壞機制探討 ... 105 4.6.2 軟弱層形成原因探討 ... 111 4.7 黃玉麟(2006)B9 滑動體之比較 ... 114 4.8 邊坡破壞演變過程 ... 118 第五章 數值地形模型與崩積層地形指標之建立... 120 5.1 現地地形勘查 ... 120 5.1.1 地形特徵 ... 120 5.1.2 滑動體分布及地貌狀況... 122
5.2 航空照片崩坍地判釋 ... 124 5.2.1 判釋成果 ... 124 5.3 數值地形研究成果 ... 126 5.3.1 坡度... 126 5.3.2 坡向... 127 5.3.3 曲率... 135 5.3.4 粗糙度 ... 138 5.4 地形現象之觀察與地形指標之建立... 140 5.4.1 坡度、曲率及粗糙度之統計 ... 140 5.4.2 陷落區與積厚區之地形現象 ... 146 5.4.3 積厚區與崩塌次數之關係 ... 148 5.4.4 地形剖面 ... 150 5.4.5 建議之地形指標範圍 ... 151 第六章 結論與建議 ... 153 6.1 結論 ... 153 6.2 建議 ... 154 參考文獻 ... 156
圖目錄
圖 1.1 研究流程示意圖 ...4
圖 2.1 邊坡發展圖(修改自 Wood，1942) ...6
圖 2.2 典型崩塌地地形示意圖(修改自藤原明敏，1970) ...8
圖 2.3 岩石邊坡破壞模式(Hoek & Bray，1977) ...12
圖 2.4 佳陽地區潛移野外證據說明圖(修改自邱坤豪，2000)...12 圖 2.5 山坡潛移作用類型(Chigira，1992)...13 圖 2.6 山地之侵蝕輪迴(Davis，1899)...14 圖 2.7 粗糙度分類對照圖(Woodcock，1977) ...19 圖 2.8 粗糙度做法流程圖 ...19 圖 2.9 粗糙度原理向量分布圖(Mardia，1972) ...20 圖 2.10 梨山交通位置圖(林光敏，2002) ...21 圖 2.11 梨山地滑分區示意圖(修改自工研院能資所，1993)...22 圖 2.12 鋼索取樣法鑽孔取樣步驟示意圖(侯秉承、黃俊鴻，1995) ...26 圖 2.13 岩心筒種類(劉武志，1979) ...26 圖 2.14 鑽探水洗造成膠結物消失(黃玉麟，2006) ...27 圖 2.15 提取率極高之岩心照片(黃玉麟，2006)...27
圖 2.16 孔內聲波造影原理(Siddans & Worthington，2002) ...31
圖 2.17 孔內聲波造影儀裝置示意圖(黃玉麟，2006) ...32 圖 2.18 懸垂式 P-S 波探測法示意圖(修改自 Ogura，1988)...33 圖 2.19 二維地電阻施測示意圖(尤仁弘，2006)...35 圖 2.20 各種電極施測排列幾何(楊証傑，2005)...35 圖 2.21 TDR 儀器示意圖(葉致翔，2003) ...37 圖 2.22 TDR 變形感測器波形反射示意圖(葉致翔，2003)...38 圖 2.23 數值地形模型的三種模式(黃明萬，2001) ...40 圖 2.24 B9 滑動體剖面圖(黃玉麟，2006)...42 圖 2.25 鑽孔與剖面線位置圖(修改自黃玉麟，2006) ...42 圖 2.26 CH-23 鑽孔 10m~15m 岩心照片(工研院能資所，1996)...43 圖 3.1 梨山滑動體分布圖(修改自劉岫雲，2003) ...46 圖 3.2 新建立之上層軟弱帶延伸線(修改自黃玉麟，2006)...46 圖 3.3 X1 鑽孔位置及深度圖(修改自黃玉麟，2006) ...47 圖 3.4 X2 鑽孔位置及深度圖(修改自富國工程，2001) ...48 圖 3.5 X3 鑽孔位置及深度圖 (修改自富國工程，2001) ...48 圖 3.6 X1 孔鑽探前與鑽孔施作情形 ...49 圖 3.7 X2 孔鑽探前與鑽孔施作情形 ...50 圖 3.8 X3 孔鑽探前與鑽孔施作情形 ...50 圖 3.9 鋼索式取岩心法裝置示意圖(Longyear NQ-3 wireline coring
method)(Clayton, et al., 1995)...51 圖 3.10 岩心筒內外管(黃玉麟，2006) ...52 圖 3.11 三臂孔壁狀態探測器(修改自黃玉麟，2006) ...53 圖 3.12 孔內聲波造影儀與其構造示意圖(修改自黃玉麟，2006)...55 圖 3.13 孔內聲波影像...55 圖 3.14 孔內光學造影儀與其構造示意圖(修改自黃玉麟，2006)...56 圖 3.15 資料擷取裝置(左)與絞盤(右) (修改自黃玉麟，2006) ...56 圖 3.16 三腳架與升降速度控制器架設 ...57 圖 3.17 孔內聲波造影儀資料分析示意圖(修改自黃玉麟，2006)...58 圖 3.18 孔內聲波造影儀鑽孔偏移(左)與孔壁狀況(右)示意圖 ...59 圖 3.19 孔內光學造影儀量測影像資料(Siddans，2002)...59 圖 3.20 震源與受波器組裝前(左)組裝後(右)(修改自林忠義，1999)...61 圖 3.21 震源原理示意圖(林忠義，1999) ...62 圖 3.22 受波器(Geophone)示意圖(林忠義，1999)...62 圖 3.23 P-S 波量測流程(林忠義，1999)...64 圖 3.24 懸垂式 P-S 波系統量測結果 ...64 圖 3.25 IRIS 地電阻探測儀...66 圖 3.26 測線與鑽孔相對位置 ...66 圖 3.27 測線一現場照片 ...67 圖 3.28 測線二現場照片 ...67 圖 3.29 TDR 纜線截面示意圖 ...69 圖 3.30 TDR 表層上保護漆 ...69 圖 3.31 拌合水泥(左)與灌漿(右) ...70 圖 3.32 填砂過程...70 圖 3.33 TDR 埋設完成...71 圖 3.34 量測裝置及面板(Tektronic Inc.，1999) ...72 圖 3.35 量測訊號轉接(左)與 TDR 資料讀取(右) ...72 圖 3.36 TDR 錯動變形感測原理...72 圖 3.37 MS-3 型立體鏡...74 圖 3.38 72 年航照範圍...74 圖 3.39 93 年航照範圍...74 圖 3.40 地形指標建構流程 ...76 圖 3.41 不規則三角網(TIN)示意圖 ...76 圖 3.42 地形剖面示意圖(黃玉麟，2006) ...77 圖 3.43 粗糙度計算範圍 ...78 圖 3.44 法向量示意圖...78 圖 3.45 粗糙度分區圖及顏色對照(修改自 Woodcock，1977) ...79 圖 4.1 岩心分類流程圖 ...82
圖 4.3 B9 滑動體鑽孔與剖面線相對位置圖(修改自黃玉麟，2006) ...86 圖 4.4 B9 滑動體劈理位態剖面示意圖(修改自黃玉麟，2006) ...87 圖 4.5 BH 及 AH 鑽孔相對位置圖 ...87 圖 4.6 藤原明敏地滑地質分類準則(水保局二工所，2003)...88 圖 4.7 B4 滑動體崩體分區圖...89 圖 4.8 B1 滑動體崩體分區圖...89 圖 4.9 B9 滑動體崩體分區圖...90 圖 4.10 X2 孔 49.0~50.0m 之聲波造影與岩心比對...92 圖 4.11 X2 孔 46.0~47.0m 之聲波、光學造影與岩心比對 ...92 圖 4.12 X2 孔 48.0~49.0m 之聲波、光學造影與岩心比對 ...93 圖 4.13 X2 孔 14.4~18.8m(剪裂崩體)劈理位態立體投影圖 ...96 圖 4.14 X2 孔 20.2~30.3m(B4-2 崩體)劈理位態立體投影圖 ...96 圖 4.15 X2 孔 30.6~46.6m(B4-3 崩體)劈理位態立體投影圖 ...97 圖 4.16 X2 孔 48.5-60.0m(新鮮板岩)劈理位態立體投影圖 ...97 圖 4.17 X3 孔 21.2-32.2m(B1-2 崩體)劈理位態立體投影圖 ...98 圖 4.18 X3 孔 32.4-40.0m(新鮮板岩)劈理位態立體投影圖 ...98 圖 4.19 S 波波形與深度對照圖 ...100 圖 4.20 S 波波速與岩心比對圖 ...100 圖 4.21 Pole-Pole 地電阻剖面圖 ...102 圖 4.22 Wenner-Schlumberger 地電阻剖面圖 ...102 圖 4.23 柱狀圖岩層標示 ...102 圖 4.24 X2 孔 TDR 量測結果 ...104 圖 4.25 X3 孔 TDR 量測結果 ...104 圖 4.26 N2 孔 TDR 量測結果 ...105 圖 4.27 梨山地區地形略圖(修改自工研院能資所，1993)...106 圖 4.28 鑽孔與剖面線位置說明圖(下圖為局部放大圖) ...108 圖 4.29 B4 滑動體劈理位態剖面示意圖(上為剖面 1，下為剖面 3) ...109 圖 4.30 葉理高傾角之折彎褶皺型山崩潛移模式圖(Chigira，1992) ...109 圖 4.31 B1 滑動體劈理位態剖面示意圖(上為剖面 2，下為剖面 4) ...110 圖 4.32 剪裂帶(18.8~20.2m)之岩心照片 ... 111 圖 4.33 B1 滑動體地下水位變化圖(富國技術工程，2001)...113 圖 4.34 B1 監測站位置圖 ...113 圖 4.35 潛移破壞-逆向坡之拖曳褶皺型(Chigira，1992) ...116 圖 4.36 邊坡破壞演變過程示意圖...119 圖 5.1 梨山賓館後方崩崖(左)與樹木傾斜(右) ...121 圖 5.2 B 區積厚帶延伸至溪谷...121 圖 5.3 A、B 區間(左)B、C 區間(右)沖蝕溝 ...121 圖 5.4 A 區滑動體分布 ...123
圖 5.6 C 區滑動體分布 ...123 圖 5.7 93 年航照判釋成果(藍線：河道、綠線：山脊、褐線：蝕溝) ...125 圖 5.8 航照比較(左：72 年、右：93 年) ...125 圖 5.9 崩坍前後地形示意圖 ...126 圖 5.10 梨山地區坡度趨勢分布圖...127 圖 5.11 梨山地區坡度分布趨勢圖...130 圖 5.12 GPS 觀測站位置(修改自水保局二工所，2005) ...131 圖 5.13 B1 觀測站資料(水保局二工所，2005) ...132 圖 5.14 B11 觀測站資料(水保局二工所，2005) ...132 圖 5.15 C1 觀測站資料(水保局二工所，2005) ...133 圖 5.16 B11 與 C1 觀測站移動方向 ...134 圖 5.17 推估各滑動體滑動方向...134 圖 5.18 曲率示意圖...136 圖 5.19 梨山地區曲率分布趨勢圖...137 圖 5.20 粗糙度分布趨勢圖(固定視窗模式)...139 圖 5.21 粗糙度分布趨勢圖(移動視窗模式)...139 圖 5.22 複合形地層滑動現地地形特徵示意圖(Varnes，1978)...142 圖 5.23 5m 間距等高線分布 ...143 圖 5.24 滑動體分區結果 ...143 圖 5.25 崩塌地分區坡度柱狀圖...144 圖 5.26 分區坡度分布比較圖(右：正歸化後)...144 圖 5.27 崩塌地分區曲率柱狀圖...145 圖 5.28 分區曲率分布比較圖(右：正歸化後)...145 圖 5.29 B 區滑動體崩積土柵狀圖 ...147 圖 5.30 C 區滑動體崩積土柵狀圖 ...147 圖 5.31 崩塌次數與堆積狀況示意圖...149 圖 5.32 A 及 B 區積厚區曲率柱狀圖 ...149 圖 5.33 A 及 B 區曲率分布比較圖(右：正歸化後) ...150 圖 5.34 地形剖面線位置 ...151 圖 5.35 四剖面合併結果 ...151
表目錄
表 2.1 山崩與地滑之特性(渡正亮，1971)...7
表 2.2 物質運動分類(Sharpe，1969) ...9
表 2.3 邊坡破壞方式(Varnes，1978) ...9
表 2.4 坡角與地滑發生機率關係(Lee & Min，2001) ...17
表 2.5 曲率與地滑發生機率關係(Lee & Min，2001) ...17
表 2.6 鑽探介質材料之比較(修改自黃玉麟，2006) ...28 表 2.7 B 區滑動體滑動型態整理(修改自黃玉麟，2006)...43 表 3.1 鑽探與現地孔內試驗規畫表...49 表 3.2 纜線特性...68 表 3.3 航照清單內容...73 表 4.1 岩心分類方法...82 表 4.2 X1 孔岩心分層 ...83 表 4.3 X2 孔岩心分層 ...84 表 4.4 X3 孔岩心分層 ...85 表 4.5 岩心分類對照表 ...88 表 4.6 孔內造影數量表 ...91 表 4.7 X2 孔位態資料分區說明...94 表 4.8 X3 孔位態資料分區說明...95 表 4.9 X2 與 X3 孔劈理位態分區統計結果 ...95 表 4.10 S 波波速與深度對照表 ...99 表 4.11 X3 孔測線參數表 ...101 表 4.12 TDR 埋設與量測時間 ...103 表 4.13 軟弱層資料整合 ...114 表 4.14 G2 排水廊道地質調查資料(整理自水保局二工所，2003) ...116 表 4.14(續) G2 排水廊道地質調查資料(整理自水保局二工所，2003)...117 表 5.1 梨山崩積地區滑動體地形分析歸納結果(修改自黃玉麟，2006) ...122 表 5.2 地盤伸縮變動準則(修改自藤原明敏，1976) ...131 表 5.3 梨山崩塌地 GPS 觀測結果(整理自水保局二工所，2005)...133 表 5.4 滑動方向與坡向之夾角 ...135 表 5.5 各部位橘色系網格數所佔比例 ...141 表 5.6 B 及 C 區鑽孔崩積土厚度 ...148 表 5.7 A 及 B 區橘色系網格數所佔比例...150 表 5.8 各區粗糙度標準差 ...152 表 5.9 崩塌地地形指標建議範圍...152
第一章 前言
1.1 研究動機
台灣地區位在環太平洋地震帶上，受到菲律賓海板塊與歐亞大陸 板塊相互碰撞擠壓作用下，使得台灣地區造山運動持續進行，年輕地 層不斷抬昇且地震頻繁。加上高溫、多雨的氣候使風化作用激烈、河 川侵蝕作用旺盛，造成山區常發生崩塌及邊坡滑動的情形，而崩落後 的堆積物則形成不同規模的崩積層，不整合覆蓋於原有岩層上。 梨山為一古崩塌地，地質上屬於中央山脈之中新世廬山層，其上 覆崩積層主要由破碎板岩及其風化岩所組成，後經侵蝕作用造成凹凸 之緩起伏地形，因此屬地質不穩定區。近二、三十年由於開發密度增 加及道路之開闢，使得梨山地區常有邊坡崩坍、滑動，道路坍陷、建 物毀損等。例如，民國 79 年 4 月中旬該地區連續暴雨而發生大規模 地層滑動，造成中橫公路台 7 甲線 73K+150 處，長 60 公尺路段下滑 而告交通中斷，崩塌上緣之梨山賓館、台汽客運站等建築物，皆有嚴 重下陷或龜裂現象。 針對上述所造成災害，水保局於民國 80 年委託工研院能資所負 責執行梨山地區之調查與整治規劃，主要以施行鑽孔及監測系統收集 資料，以了解梨山地區地滑之狀況與型態並作為後續排水整治工程等 參考。水保局亦於 84 年施作排水廊道整治，後有中華顧問、富國工 程及中興大學蘇苗彬等，持續對梨山之研究與監測。 梨山地區過去鑽孔數量頗多，但品質不佳，對強風化板岩即黏土 層岩心提取率極低，使得滑動面軟弱層之物理及力學性質，因樣本過 少而無法確定，加上梨山地區岩石多為板岩且岩性單調，又因開發影 響使得露頭之尋找不易，故缺乏風化板岩乃至新鮮板岩之不連續面位 態資料，無法推測形成崩積層的滑動機制及原因。黃玉麟(2006)曾以 鑽探及孔內試驗結果推測 B9 滑動體之滑動機制及軟弱層形成原因， 但僅侷限於 B9 滑動體，能否代表整個梨山崩塌區則須加以進一步研此外地貌為地質演化的結果，若能歸納崩積地層的地形將有助於 瞭解崩積層之形成過程及崩積層的地層組成材料及其分佈。因此本文 亦針對梨山崩積區進行地形分析，建立地形特徵參數，並與上述滑動 體地質研究成果整合，建立崩積層地形指標，提供日後台灣類似之集 水區有關地滑災害評估、分析及整治之建議。
1.2 研究目的
本研究之主要研究目的有三： (1)崩積層組成材料分類 日本學者藤原明敏將崩積層之崩積材料以風化程度分類，黃玉麟 (2006)更提出以地質材料、填充物及裂面等因子作分類來反應崩塌機 制。本研究亦將以岩心判釋及現地試驗調查，將崩積材料之物理與力 學性質作更詳盡分類，並提供室內試驗及數值模擬所需之試體分類。 (2)崩積層形成之崩塌機制與軟弱層之成因 針對過去崩落、位移及堆積之歷史來做崩積層形成之因果關係的 推演，並以震波量測、地電阻調查輔助鑽探岩心判釋，再以現地孔內 造影來收集不連續面位態資料，經統整分析後推測其滑動機制與原 因，最後埋設 TDR 提供滑動面監測資料以確認滑動位置。 (3)崩積層之地形指標建立 地形上的變遷可觀察出崩積層由無至有之發展過程，經崩塌後對 原地貌必產生影響，例如：崩塌處陡峭、堆積處凸起等地形起伏，利 用航照及數值地形模型之分析，可得知許多崩積層地形參數，利用上 述參數建立可代表崩積層此種崩塌後的地形指標，供尋找其他類似之 老崩積層之建議。1.3 研究流程
本研究針對地質部分首先對梨山崩積地區之相關文獻、以往舊鑽 孔 logging、監測資料以及梨山地滑地整治工程之計畫報告等，挑選日後岩心判釋及室內試驗所需之岩樣，施鑽後亦須妥善保護孔壁以供 施作(1)現地孔內造影(2)孔內震波量測，並於試驗完成後進行(3)埋設 TDR 監測系統及(4)地電阻探測，各種試驗及調查目的如下： (1)孔內造影主要於孔內量測岩層之不連續面位態，反應滑動機制 (2)孔內震波量測可求得岩體之 P 波與 S 波，可獲得岩體之組構與基 本力學性質 (3)埋設 TDR 主要為提供滑動深度之資料 (4)地電阻探測則利用不同岩性具不同電學性質，建立鑽孔處之地電 阻剖面與岩心判釋之結果相互配合 並藉由 5m × 5m 解析度之梨山地區數值地形模型(DTM)建立地 形剖面，與上述岩心判釋及現地試驗結果相互搭配，探討梨山地區 崩積層之滑動機制與軟弱層形成原因。 針對地形部分將以梨山地區崩塌前後之航照來比對崩積層地形 之發展概況或地形變遷，亦由 5m × 5m 解析度之梨山地區數值地形模 型之 3D 模組，分析各地形參數並與地質研究成果整合以建立崩積層 之地形指標。本研究流程圖如圖 1.1 所示。
第二章 文獻回顧
本研究先針對崩塌地種類、成因及邊坡滑動形式作概述，並對梨 山崩塌地概況作簡介，而後針對梨山過去研究成果作資料統整，並對 研究方法作說明且提出問題及需改進之處，最後對地形指標應用於崩 積層作文獻整理。2.1 崩積層概述
2.1.1 邊坡形成
Wood(1942)於 Geomorphology(Sparks，1960)書中提出一邊坡發 展觀念，如圖 2.1 為各階段說明如下： A；為一開始未受風化幾乎呈垂直之原始邊坡，稱此坡面為自由面(free surface)。 B：邊坡開始受風化侵蝕並產生岩屑，受重力影響後堆積於坡腳，即 形成一新坡面，稱此坡面為一般邊坡(constant slope) 。 C：受持續風化侵蝕產生岩屑並逐漸往上邊坡堆積。 D：較細之物質風化後受雨水沖刷經搬運並堆積至坡腳，則形成一沖 洗邊坡(wash slope)之坡面。 E：雨水持續沖刷使較細之物質漸朝上邊坡堆積，且自由面受風化而 逐漸消失。 F：自由面消失，一般邊坡亦受沖刷而逐漸向上邊坡後退。 G：沖洗邊坡持續發展直至一般邊坡消失。 因此一般的邊坡可依位置分成上、中及下部，或依坡形分為凸、 平及凹坡。而後受環境影響發生地貌上的改變，例如：凸坡上部土壤 侵蝕主要為雨水沖擊造成，邊坡中部其坡形大多較為平直，時常出現 短暫的堆積現象，下部則主要受漫地流及河岸侵蝕。圖 2.1 邊坡發展圖(修改自 Wood，1942)
2.1.2 邊坡破壞定義、形式及分類
邊坡之物質，例如：岩石、土壤、人為充填的土石或者上述各種 物質的混合物等，因某些因素(地質、氣候等…)產生不穩定現象而崩 坍，這些崩坍物質堆積於坡腳形成一覆蓋斜坡地形，此覆蓋物質即崩 積層，其特性為強度低、變形性高且穩定性差。根據陳信雄(1995)提 出崩塌多發生在較陡之坡面，偶爾亦發生於較緩之坡面，其中運動速 度緩慢且為連續性者，此現象爲了與山崩區別，而定名為「地滑」， 因此崩塌可分為山崩與地滑。兩者差異可由運動型態與機制兩方面探 討：山崩是急速運動，一旦移動後即趨於安定；地滑移動速度較緩慢， 且不只一次的滑動，多半有再發傾向。台灣在地形、地質與氣候條件 下以山崩為主，地滑則多發生於山麓二次堆積帶，由表 2.1 易於了解 山崩與地滑之特性。表 2.1 山崩與地滑之特性(渡正亮，1971) 項目 山崩 地滑 地質 與地質關係較少 多發生於特殊地質之地質構造區 土質 主要發生在山坡地地表下之 不連續面(多半是表土與下 層之交界面) 主要是以黏性土為滑動面而移動 地形 多發生於>20°之傾斜地 多發生於 5°~20°之緩坡面，尤其上 部為台地地形 活動狀況 突發性 連續性、再發性 移動速度 10mm/day 以上，速度快 多在 0.01~10mm/day，速度緩 土塊 土塊被攪亂 攪亂少，多保持原地形移動 誘因 降雨，特別是降雨強度 受地下水之影響大 厚度規模 平均厚度 2m，規模小 平均厚度 20m，規模大，從 1~100ha 徵候 多半無徵候 發生前有龜裂、陷落隆起及地下水 柱之變動 代表地區 中央山脈、東部泥岩地區 西部山麓、紅土台地南部泥岩地 區、二次堆積地區 藤原明敏(1970)提出之典型崩塌地地形特徵，主要依塊體崩落與 堆積位置來區分。崩塌地坡頂一般屬張力區，具張力裂縫與頂部塌陷 之崩崖特徵，而坡頂塊體崩落後，受重力影響往下邊坡移動，直到坡 度減緩而停止，堆積於坡趾處產生隆起的情形。圖 2.2 為典型崩塌地 地形示意圖。此圖有助於後續地形分析時，由等高線判斷崩塌地之存 在可能性，但老崩塌受時間影響其原有地貌易改變，較不易判定。
末端隆起部 頭部滑動崖 壓縮裂縫 張力裂縫 分離小丘 溼地帶 湖沼 等高線 說明 圖例 末端隆起部 頭部滑動崖 壓縮裂縫 張力裂縫 分離小丘 溼地帶 湖沼 等高線 說明 圖例 圖 2.2 典型崩塌地地形示意圖(修改自藤原明敏，1970) Sharpe(1969)以碎屑與水分比例的多寡來區分不同形式的運動， 可分成流動(flowing)與滑動(sliding)，詳細分類如表 2.2。Varnes(1978) 根據坡體運動的速率、材料種類及其破壞的形式，提出邊坡的破壞方 式如表 2.3，此分類將土和岩石兩種材料明確分開，可針對組構單純 的土坡或岩坡破壞來解釋其破壞原因。 梨山地區地層屬中新世廬山層，以板岩為主，若依上述分類方 法，則目前梨山崩塌區之崩塌機制應屬表 2.2 中 sliding 之 C：於主要 滑動面或濕潤區滑動或 slow flow 中之潛移，以及表 2.3 岩石潛變或 滑動為主，而崩積層形成前之機制，則有待探討。
表 2.2 物質運動分類(Sharpe，1969) Earth flow Mud flow 在飽和土移動的意義上與 Soilfluxion 相似，但 Soilfluxion 是覆蓋坡面全體， 而土石流或泥流是沿溪谷流 動，一般移動速度亦較大。 Rapid flow Debris avalanche 岩屑於較濕且具植生的陡坡 移動。 Talus creep Rock creep Rock glacier creep 更緩慢之物質運動，但不至於 發生深層岩石之剪斷及表層 剝離現象，例如：隨土體之凍 結與膨潤化使土體隆起，在融 解及乾燥土體收縮時，因重力 作用移動至較原位置更下方 之現象。 Flowing Slow flow Soilfluxion 於淺融解層下方有永久性凍 結之亞極地區發生，其上方所 承載之表土經水飽和後，呈濕 潤狀態往下邊坡移動。 A：覆蓋物質的運動引發表面裂隙 B：表面岩塊之旋轉 C：於主要滑動面或濕潤介面滑動 Sliding D：於弧面上旋轉滑動 表 2.3 邊坡破壞方式(Varnes，1978) 物質種類 Type of Material 工程土壤 Engineering Soils 運動種類 Type of movement 岩石 Rock 粗粒為主 細粒為主 墜落 Falls 岩石墜落 Rock Fall 岩屑墜落 Debris Fall 土墜落 Earth Fall 傾覆 Topples 岩石傾覆 Rock Topple 岩屑傾覆 Debris Topple 土傾覆 Earth Topple 轉動 Rotational 岩石崩移 Rock Slump 岩屑崩移 Debris Slump 土崩移 Earth Slump 滑動 Slides 移動
Rock Block Slide Debris Block Slide Earth Block Slide Translational 岩石滑動 Rock Slide 岩屑滑動 Debris Slide 土滑動 Earth Slide 側落 Lateral Spreads 岩石側落 Rock Spread 岩屑側落 Debris Spread 土側落 Earth Spread 岩石流動 Rock Flow 岩屑流動 Debris Flow 土流動 Earth Flow 流動 Flows (深層潛移) (Deep Creep) (土層潛移) (Earth Creep) 複合運動 Complex 複合兩種或兩種以上之運動方式
2.1.3 邊坡破壞型態與潛移模式
梨山地層岩性單調為板岩所組成，雖有崩積層不均勻覆蓋，但崩積 層以下之岩層破壞(亦即最早期之岩坡破壞)，似乎可由 Hoek & Bray(1997)提出之岩石邊坡的四種破壞型態圖 2.3，來加以推論： (a)圓弧破壞：大都發生在極破碎或性質近似土壤之岩盤，產生岩塊體 滑動。 (b)平面破壞：主要發生在順向坡且沿層面移動。 (c)楔形破壞：沿著兩個不連續面之交線方向，出露於坡面上方而產生 之岩塊體滑動。 (d)傾倒破壞：一般發生在岩層不連續面傾角接近垂直，或是岩塊重 心向外傾斜已超出岩塊之投影面時而傾倒。 邱坤豪(2000)發現鄰近梨山崩塌地具相同岩性之佳陽地區，近河 谷之板岩劈理位態與邊坡上之板岩劈理位態傾向相反，認為此劈理變 化乃因大規模邊坡潛移造成，非構造上之褶皺作用，其調查結果如圖 2.4。而梨山崩積層是否亦如鄰近之佳陽地區存在邊坡潛移破壞，則 有待求得梨山崩積層板岩劈理位態後方能釐清。部潛移作用不僅影響土壤層，亦影響位於深層之岩體。日本學者 Chigira(1992)依據葉理位態的特性，將岩體潛移作用分成四大類型如 圖 2.5，其分類如下所述：
(1)順向坡之拱彎褶皺型(Buckling folds formed in consequent slopes)： 葉理傾角較緩與坡呈順向關係，受重力影響而產生拱彎型的潛移作 用，並在邊坡外側形成凸起變形。
(2)逆向坡之拖曳褶皺型(Drag folds formed in obsequent slopes)：葉理 位態呈現高角度或與坡向呈逆向時，邊坡外側葉理因重力作用而產 生類似拖曳褶皺狀的潛移現象。
(3)葉理高傾角之折彎褶皺型(Bending folds formed in slopes with steeply dipping foliation)：葉理位態常為高角度，邊坡外側葉理受重 力作用而產生向下或向外折彎的潛移現象，由剖面來看，其葉理型 態呈現「ㄑ」字型。
(4)順向坡之斷層型(Faults formed in consequent slopes)：葉理位態較為 平緩且與坡面平行，在邊坡外側受重力作用而產生類似斷層面的潛 移面。
梨山目前之潛移狀況據黃玉麟(2006)之研究提出，較屬第二型逆 向坡之拖曳褶皺，是否適用於其餘滑動體則將於本研究加以驗證。
圖 2.3 岩石邊坡破壞模式(Hoek & Bray，1977)
圖 2.5 山坡潛移作用類型(Chigira，1992)
2.2 崩塌地地形分析
2.2.1 地形演變對地貌的改變
爲正確的瞭解老崩坍地地貌之特性，首先必須了解地形輪迴學 說。根據 Davis(1899)地形輪迴學說，由造山運動所形成之地表面， 為地形輪迴之出發點即原地形。受外營力作用而逐漸變化，此地形變 化是連續且具一定的順序，可分為：幼年期、壯年期(早壯年期、滿 壯年期、晚壯年期)及老年期，變化期間內之地形稱為次地形如圖 2.6。地形變化至最終期之地形稱為終地形。Davis(1899)提出之各時(1)幼年期：原始地面受沖蝕，其地形特徵為河谷的橫斷面呈 V 字形， 兩條河流之間的分水嶺較為寬廣，且常發生襲奪現象。在河道較硬 之岩石處，有瀑布或急流發生，此現象在早幼年期最為常見，至壯 年期前漸消失。此階段是使原來平坦的地面更加起伏的時期，此期 將結束時，地形特徵為山高谷深且地面極為崎嶇。 (2)壯年期：河流開始進行加寬作用使河階地漸增，亦使河流間之分 水嶺縮減，呈現尖銳的山脊。河流兩側也漸有沖積平原出現，而曲 流於平原間蜿蜒流動。河流多分佈在岩層抵抗力較弱的地區。本期 為整個輪迴中最可能具起伏之地形，除此幼年期中原有的湖泊或瀑 布等，至本期已消失。 (3)老年期：經前兩期侵蝕後，原始面已被侵蝕到接近海平面。此期 的河谷極為寬廣且平緩，地面覆蓋之厚層岩屑已風化成顆粒極小的 黏土或沙土。河流在寬廣而曲折的河道中流動，分水嶺亦較壯年期 平緩。由於岩層性質的差異，使河道發生改變的作用至本期已不明 顯。老年期的最後階段其地面近似平原，且極為接近侵蝕基準面。 圖 2.6 山地之侵蝕輪迴(Davis，1899)
地形輪迴並非一次輪迴即結束，終期之地形若受地殼運動之變 化，即重新形成原地形，以此為原點再行一系列之地形變遷；即從原 地形至終地形之連續變化，稱為一地形輪迴。 根據黃玉麟(2006)梨山下邊坡依河流切割之侵蝕型態，屬壯年期 之河谷地形。沿大甲溪兩岸具東北-西南走向，坡度約為 15°~30°之山 脊交錯排列。河谷兩岸靠近河床之坡面，偶有 30°~50°之陡坡存在且 岩盤裸露，但在河谷上部近山脊處，顯露出幼年期地形特徵，留有前 期侵蝕或沉積的遺跡。山腰則分佈著起伏的大大小小滑動體，為標準 的地滑地形。因此梨山從古至今一直存在滑動現象，而現今之滑動是 否屬古崩塌地的二或三次滑動，則為本研究探討之重點。
2.2.2 地形參數及其與崩塌地之相關性
地形參數是指可以代表一地區地形特徵之地形分析，其值例如： 坡度、坡向、粗糙度及曲率等，因此是野外調查的重要觀測對象。文 獻上相關地形參數如下所述： 蔡宗勳(1994)整理歸納出可以自數值高程模型(DEM)中，量度的 重要地形特徵值，而本研究後續將以單點屬性來探討： (1)單點屬性特徵值(Local Features)：代表單一點的屬性。分成坡度 (Slope)、坡向(Aspect)及曲率(包含坡向方向上的曲率：Profile Curvature(水流在此點的加速情形)以及本研究將採用之直坡向方 向的曲率：Plan Curvature(水流在此點匯集或分散的趨勢)作為坡型 的分類)，局部粗糙度(Local Roughness)、局部起伏度 (Local Relief)。 (2)區域屬性特徵值(Region Features)：A.立體面積(Surface Area)：可用立體面積(地形起伏面之面積)除以 水平面積得到 SHR(Surface to Horizontal Ratio)的地表特徵值，
SHR 為地表複雜度的一個指標(Elghazali & Hassan，1986) B.粗糙度(Roughness)：代表此區高度值的變異程度，表示此點周 圍地形的複雜或單純。 C.起伏度(Relief)：代表此區垂直高度值的差異範圍。 D.單點屬性特徵值：如高度、坡度、坡向及曲率等之統計數(如平 均數、標準差、中位數及眾數等)。
一般發生地滑現象之地形條件，根據Lee & Min(2001)將地滑發生 次數作統計發現，當邊坡角度介於14°~37°時，其b/a值較大表發生地 滑機率高如表2.4(a、b值分別為不會發生及會發生地滑之比例)，而地 形曲度中正值表凸坡、負值表凹坡，當值為負值且越來越小時，發生 機率亦昇高如表2.5。
上述Lee & Min之研究區地質以花崗岩及片麻岩為主，雖地質條 件不相同，但邊坡坡壞時，其坡度範圍相差不遠，梨山地區以板岩為 主之地質狀況是否符合，將後續研究並探討。
McKean & Roering(2003)以數值地形來計算粗糙度之方法，主要 過程為先建立研究區之完整三角網格，選定一所需之地形面範圍，找 出此範圍內之所有網格點且依序找出個別三角形之頂點三維座標，求 出其個別三角形內之單位法向量，經統計學中所提出之向量矩陣如式 2.1(Watson，1966)運算後，可得到三特徵值λ 、1 λ 、2 λ3，將其除以向 量總數以正歸化得S 、1 S 、2 S3，利用此三值計算ln(S1/S2)與ln(S2/S3)， 最後對照由Woodcock (1977)提出之粗糙度分類圖2.7，則可得知此範 圍內之粗糙度型態，圖中各圓圈內為法向量之投影情形，由此觀察聚 集程度，其結果約可分為以下三種： (1)當S1>S2 ≅S3時，表落點越靠近Y軸正向，越往上移動其法向量越密 集屬平坦地形。
(2)當S1≅S2 >S3時，表落點越靠近X軸正向，越往右移動其法向量成帶 狀分布屬山脊或凹谷地形。 (3)當S1≅S2 ≅S3時，表落點越靠近原點，越接近原點法向量越分散屬 崎嶇地形。 其分析過程大致如圖2.8，詳細過程將於第三章研究方法中敘述。 本研究將以梨山地滑區為研究區，製作其數值高程模型了解其地 形上之演變過程，於地理資訊系統上對地形變化作3D分析，以求得 坡度、坡向等地形參數，與地質研究成果結合後找出具代表性之地形 參數作為梨山地滑區之地形指標。
表 2.4 坡角與地滑發生機率關係(Lee & Min，2001)
………. 式 2.1 (Watson，1966) (式中 Xi、Yi、Zi 為各三角形單位法向量之分量) 根據Watson(1966)與Davis(1986)，式2.1乃由投影觀念計算慣量而 來，當空間中所有分佈之向量端點以特定軸投影，則依各點投影距離 平方之總和，可找出兩個軸分別使其總和最大及最小，而第三個軸則 與上述兩軸相互垂直，此三軸方向即為此矩陣之特徵向量而其總和即 為特徵值。表示當某特徵向量方向幾乎與空間中分布向量垂直，其慣 量值(特徵值)大，反之，小則表此特徵向量幾乎與分布向量平行，則 由三特徵值之大小即可知道其向量分佈狀況如圖2.9。 以下針對圖 2.9 各向量分佈狀況做說明，其中 1、2、3 分別為三 特徵向量軸： (a) 以 2 及 3 特徵向量軸之負向為主平面，其向量呈帶狀分布。 (b) 以 3 特徵向量軸之負向為主軸，其向量分佈密集。 (c) 以 3 特徵向量軸為主軸，其向量分佈密集。 (d) 以 2 及 3 特徵向量軸為主平面，其向量亦呈帶狀分佈。 (e) 無一特定向量軸，其向量分佈散亂。
圖 2.7 粗糙度分類對照圖(Woodcock，1977)
圖 2.9 粗糙度原理向量分布圖(Mardia，1972)
2.3 梨山崩塌地區概況
本研究以梨山崩塌地區作為研究場址，以下針對梨山崩塌地區之 基本概況做說明。 (1)地理位置與交通：根據富國工程(2001)，梨山崩塌地區位於中橫公 路(台 8 線)與中橫公路宜蘭支線(台 7 甲線)交會處，行政區隸屬於 台中縣和平鄉梨山村管轄。台 8 線西起台中縣東勢鎮，沿大甲溪河大禹嶺後可達花蓮，其長 137 公里；台 7 甲由梨山向東北經思源啞 口可達宜蘭，長 112 公里如圖 2.10。受 921 大地震影響，台 8 線谷 關至德基路段坍方，至今尚未修復，目前僅能由東勢沿台 8 線至和 平鄉轉接台 21 線，至埔里後接台 14 線往霧社，再由台 14 甲線經 合歡山及大禹嶺至梨山。 圖 2.10 梨山交通位置圖(林光敏，2002) (2)地形：根據黃玉麟(2006)，梨山位於台中市東北東方約 100 公里之 中央山脈中，依徐鐵良(1983)之地形區分類，屬雪山山脈板岩山塊 地形區，地勢由南向北遞降至德基水庫。北部以大甲溪為界，大甲 溪發源於思源啞口附近海拔 2,560m 之山峰，向西南流經思源、勝 光、志良，於環山及松茂之間與合歡溪匯流，沿岸常見曲流、沖積 扇與河階等地形景觀。依河流切割之侵蝕型態，如 2.2.1 節所提出 為一標準的地滑地形。 地滑區面積約 230 公頃呈倒三角形，界於海拔 1,800m~2,100m
間，地勢由南向北遞降，南側稜線為福壽山農場(2,232m)，向北下 降至大甲溪河床(1,400m)。工研院能資所(1993)依現地勘查之地形 特徵，將梨山崩塌地區由西向東劃分為西區(A 區)、東南區(B 區)、 東北區(C 區)三個地滑區如圖 2.11，詳細各滑動體界線如圖 3.1。 圖 2.11 梨山地滑分區示意圖(修改自工研院能資所，1993) (3)地質：地滑區位於中央山脈地質區之脊樑山脈西側邊緣附近，依 何春蓀(1986)之地質分區，屬第三紀輕度變質岩區，其出露之地層 屬中新世廬山層。廬山層主要是千枚岩(Phyllite)、硬頁岩(Argillite) 及深灰色硬砂岩互層所組成，偶夾雜些許泥灰岩團塊，劈理相當發 達。但在地滑區內出露之岩層僅板岩一種。根據工研院能資所(1993) 地質調查結果，梨山地區地層呈 N15°~45°E 走向，向東南傾斜 15°~35°。
研究區內覆蓋於新鮮岩盤上之滑動層，主要由風化板岩塊與板 岩屑夾雜黏土質土壤所構成，岩性較為單調，偶夾 2~8cm 之砂岩 以及石英脈。組織不甚緊密、粒度分佈不均、膠結差、強度低且透 水性極高。富國技術工程公司(2001)進行排水廊道開挖之地質調 查，在崩積層底部量測岩層位態，經統計其劈理平均位態(走向/傾 角)為 N36°E/32°SE，並有三組高角度節理：(1)N32°W/86°SW； (2)N29°E/83°SE；(3)N32°W/86°SW。藉由劈理或節理位態之改變， 可用來判斷是否為受滑動影響，亦可用來推測其滑動機制。 (4)氣象：梨山地區年平均氣溫 15.2℃，月平均氣溫最高為 6 月之 22℃，最低為 1 月 9.4℃，夏涼冬寒。降雨受台灣地區梅雨季節及 本區地形所影響，年平均降雨量 2,152mm(民國 85~91 年，梨山監 測站資料)，2~9 月之月平均雨量均達 190mm 以上，而 5 月及 6 月 可達 514mm，自 11 月至翌年 2 月為乾季，雨量僅為年雨量之 20.2%。
2.4 梨山崩塌地過去研究方法及成果
2.4.1 研究梨山滑動體的各種方法
整理出針對梨山地區過去之研究方法，了解其主要研究目的與施 行過程，並給予適當之改進與修正，以提供日後成果分析所需之更完 整且準確的資料。 2.4.1.1 鑽探取樣方法及介質材料 (1)鑽探方法：地質鑽探工作目的主要有二：一為利用鑚機及岩心管 (core barrel)採取岩心，以供研判鑽探深度範圍內之地下地質情況及 滑動面位置，並將所取之岩心進行各項力學試驗；二為利用鑚孔進 行各種現地孔內試驗如孔內造影等。根據工研院(2005)之成果報告 認為一般地滑調查時，至少應於滑動體的頭、中央及趾部各鑽一孔，若因受現場地形、經費等因素限制，使孔位佈設無法盡如理想， 應選取鑽探資料較缺乏處補鑽，並與鑽探資料較充足具正確性之地 方作連結，佈設時亦須注意日後地物調查所需之工作範圍及限制。
鑽探方法依使用的鑽頭設備、機械操作方式及現地地質狀況， 如地下水的位置、岩層破碎程度等，而有沖洗法(wash boring)、螺 鑚法(auger drilling)、衝擊法(percussion)以及旋轉法(rotary drilling) 等四種方式(謝敬義，1990)。此處針對普遍使用亦為本次研究將採 用之旋轉法做整理如下。 根據劉武志(1995)旋鑽法主要利用鑚機高速旋轉方式，帶動鑽 桿、岩心筒及鑽頭的旋轉鑽入地層中，施工過程中需不斷灌入水或 泥漿，目的除了冷卻鑽頭外，更可藉由循環水的流動將鑽屑帶出， 此外泥漿水的流動可穩固孔壁以防止坍孔，其鑽探深度可達數百公 尺。停止鑽進後即可開始提取岩心，取岩心時，因岩心筒在最前端， 所以需提起所有鑽桿，主要由鋼索經孔架頂端之滑輪連結捲揚機將 鑽桿提升，則可將岩心筒取出。 (2)取樣方法：一般取樣方式有兩種，一為傳統取岩心方式(conventional coring method)，一則為鋼索取岩心方式(wireline drilling system)。 傳統取岩心方式需抽拔所有鑚桿，方能將置於鑚桿底部之取樣器中 的岩樣取出；鋼索取岩心方式則不須抽拔所有鑚桿，只需卸下鑚機 鑚桿接合處，利用鋼索將置於鑚桿底部之岩心取樣器吊掛出，過程 對岩樣擾動程度甚低(劉武志，1995)其鑽孔取樣步驟如圖 2.12。 林忠義(1999)提到取樣用之岩心筒為鑚進時，岩樣儲存之場 所。鑽探時需用水冷卻鑽頭並將岩屑沖出地表，若鑽探深度愈深， 相對循環水之水壓與流速則較大，若與岩心直接接觸，易影響軟弱 岩石，如頁岩、泥岩或劈理發達板岩之提取率，為避免岩心與水過
多接觸，岩心筒可分為單層(single tube core barrel)、雙層(double tube core barrel)及三層岩心筒(Treble tube core barrel)如圖 2.13 所示。
單層岩心筒因水流經鑚桿直接流入岩心管，易與岩心接觸故不 適用於軟弱破碎地層。雙層岩心管則可使岩心管之前端沿外管與內 管間之空隙流入鑽頭之水槽，不致於與岩心直接接觸，因此對軟弱 地層提取率較高。但岩心管提出地面後，因岩心儲存在內管且緊附 於管壁，取出岩心須大力敲打岩心管而損害岩心之完整，故又發展 出三層岩心管，將內管分為兩層，而最內層為可分裂式，岩心可直 接剝開取出，其岩心之完整性最高。 (3)介質材料：鑽探時須使用循迴水，目的為冷卻鑽頭與鑚具，並將 鑽屑排出孔外。循迴水本身的黏性、比重影響鑽探時岩屑排出的效 率。一般以清水作為循迴水即可獲得清除岩屑的良好效果(假定孔 內不漏水)。過去梨山之鑽探取樣即採用清水為循迴水進行傳統旋 鑽法鑽探，並用三套管進行取樣，結果岩心取樣率甚低。工研院 (1993)針對梨山崩積層施作鑽探則採用鋼索取樣，鑽探孔徑為 NX，亦使用清水為循迴水，對軟弱層之提取率仍欠佳。中風化板 岩及弱風化板岩應有少量黏土膠結物存在，但觀其岩心照片研判應 為鑽探水洗消失如圖 2.14。 依工研院(2005)之梨山東北 C 區調查報告及黃玉麟(2006)針對 循迴水之使用做改良，經研究採用超泥漿®高分子穩定液作為循迴 水，超泥漿®是一種含聚丙烯醯胺的細顆粒粉末型高分子聚合物， 用水稀釋後具極佳的黏滯度與潤滑性。由取樣結果圖 2.15 可見提 取率極高。陳賀瑞(1997)曾將數種介質材料之比較並增加黃玉麟 (2006)之改良方法作整理如表 2.6。 本研究取樣方式為鋼索取岩心法取樣，搭配三層岩心筒並採用
超泥漿®高分子穩定液作為循迴水，來克服梨山地區板岩劈理發 達、岩層破碎的特性，確保鑽探岩心品質以供岩心判釋及室內試 驗，與維持孔壁完整性供現地孔內試驗之施作。
圖 2.14 鑽探水洗造成膠結物消失(黃玉麟，2006)
表 2.6 鑽探介質材料之比較(修改自黃玉麟，2006) 介質種類 優點 缺點 適合地質狀況 空氣 1.取得最容易 2.免費 3.最適合鑽孔 1.鑚具嚴重震動影響取樣 2.產生大量塵埃與噪音 3.施鑚深度較淺 任何地層 水 1.取得較容易 2.輔助機具簡單 3.可有效冷卻鑽頭 4.施鑚深度較深 1.容易對地層造成擾動 2.影響地層之含水量 3.對軟弱地層取樣率低 4.套管使用率較高 1.堅硬、完整岩層 2.一般土層 泥漿 1.形成泥壁防止鑽孔崩坍，可省略套管使用 2.適當比重之泥漿，可封閉岩層之裂隙防止漏泥 3.可抑制高壓地層內氣體或流體之突出 4.有黏性，可降低衝擊速度，減少地層擾動 5.施鑚深度相當深 1.泥漿的調配不容易 2.對環境造成污染 3.對人體有害 4.輔助設備設置較複雜 5.價格較貴 1.地熱鑽井 2.含高壓流體之地層 3.海域沖積礦床 4.較破碎之地層 泡沫 1.拌合容易 2.下沖速度低，減少對機具之震動 3.具有穩定孔壁作用，可延緩施加套管的時間 4.減少孔壁摩擦力，使套管之施加或拔除較省力 5.無毒性，不會造成環境污染 6.所需水量較少 1.膠結較緊密地層不適合 1.軟弱地層 2.破碎地層
超泥漿®高 分子穩定液 (Neat Vis) 1.拌合後即達到功效，即半即用且不需設置預拌池 2.比重近於 1，鑽掘土壤不易水解於此穩定液中，因此不易提 高比重 3.利用此穩定液中之膠質黏度，將土壤顆粒縱橫膠結，達到 穩定開挖壁面 4.不產生劣化現象，可無限次重複使用 5.回收液中含砂量極低，可直接置於儲存池中備用，不需設 置沉澱池 1.價格較貴 1.黏土 2.頁岩 3.砂質地層
2.4.1.2 現地孔內造影
現地孔內造影為利用影像擷取設備於鑽孔孔壁內擷取孔壁影像 資訊，此方法可獲得直接的孔內影像畫面或 360°的孔內照片，經影像 分析得到現地岩體狀況，如不連續面之位態。優點在於能夠得到最直 接孔內狀況，可消除岩心取樣過程中，擾動岩心而影響判釋成果。孔 內造影的技術主要有(U.S. Army Corps of Engineers，1982)：
(1)鑽孔內視鏡(Borescope) (2)孔內攝影機(Borehole Television) (3)孔內照相機(Borehole Camera) (4)孔內拓印法(Impression Packer) (5)孔內造影儀(Borehole Televiewer) 此處針對過去常採用之孔內造影儀作資料整理：
孔內造影儀可分為孔內聲波造影儀(Borehole Acoustic Televiewer) 及孔內光學造影儀(Borehole Optical Televiewer)。孔內聲波造影儀原 理是利用聲波探測器於孔內由下而上取得孔壁 360°影像，聲波探測器 為一種可發射聲波及接收孔壁所反射聲波的裝置，擷取孔壁反射聲波 的振幅(amplitude)及來回走時(traveltime)。聲波之傳遞須有孔內水作 為介質，其影像資料為反射聲波的振幅與來回走時所計算呈現的對比 影像，故無論孔內水清澈或混濁皆可施作。 孔內聲波造影儀包括內建數位測傾儀及羅盤儀，可用來判別影像 掃瞄時探測器的傾角與方位，記錄各探測深度傾角與方位，並藉由傳 輸裝置回傳孔壁反射訊號至放置於地表面的資料接收器。進一步分析 探測器之傾角與方位，即可得地層不連續面走向與傾角等資訊。圖 2.16 為聲波造影儀原理說明圖，圖 a 顯示一傾斜平面(incline plane)與 圓柱狀岩心相交的情形，此傾斜平面與水平面(horizontal plane)相交，
其最大角度即為傾角(dip)，傾角所指方向稱為傾向(dip azimuth)。傾 斜平面與水平面之交會線則為走向(strike)。利用簡單幾何與三角函數 關係，可展開圓柱狀正圓在傾斜平面的橢圓投影，圖 b 則為橢圓投影 展開之軌跡圖，軌跡圖含有偏移角(θ)，與傾斜角(dip，ρ)，將其繪 製於直徑為 1 單位的正圓上，可得該傾向與正北旋轉方向(θ)以及投 影量(ρ)，如圖中 c 與 d。
圖 2.16 孔內聲波造影原理(Siddans & Worthington，2002)
孔內光學造影儀以本身發出光源照射孔壁，並同時將孔壁影像掃 描紀錄，此為最直接的影像，接收鑽孔 360°的孔壁狀況，紀錄成數位
影像檔案，可匯入儀器所搭配之分析軟體進行不連續面分析。圖 2.17 為聲波造影儀裝置示意圖，儀器下端為超音波感測元件，而光學造影 儀與聲波造影儀不同處為感測元件部份改為感光元件，即電荷耦合元 件(Charge Coupled Device，CCD)。
本研究將採用之造影設備為孔內聲波造影儀與光學造影儀，來輔 助岩心不連續面之判釋。 圖 2.17 孔內聲波造影儀裝置示意圖(黃玉麟，2006) 2.4.1.3 現地孔內震波量測 現地波速量測方法一般可分為需要鑽孔與不需要鑽孔兩種。需要 鑽孔之探測法雖然單價較高，但可量測到比較精確之波速剖面。本研 究採用需要鑽孔之波速量測，因此以下針對需鑽孔之探測法加以說 明。需要鑽孔之探測法有(林忠義，1999)：
(2)下孔式(Down-hole Velocity Measurement) (3)上孔式(Up-hole Velocity Measurement)
(4)懸垂式 P-S 波量測法(Suspension P-S logging measurement) 此處針對本研究將施作之懸垂式 P-S 波量測法作資料整理：
懸垂式 P-S 波探測法，主要裝置是一含有兩組受波器及一震源產 生器之探測管，兩組受波器間距 1 公尺如圖 2.18。量測方式是將探測 管置於含有液體之孔中，震源產生平行於管壁走向之震波，經周圍岩 層之傳導可由兩組受波器同時接收(Nigbor & Imai，1994)。施作時僅 需一鑽孔及小區域的操作空間，且可不需要套管，由於震源和受波器 乃跟隨著纜線一同下降至鑽孔內部施測，故可量測較深之地層。其資 料擷取及控制監測裝置可將訊號疊合以克服雜訊的問題。每隔 1 公尺 可決定正確之速度，最小可量測 20cm 之地層速度。
2.4.1.4 地電阻探測技術(Electrical Resistivity Image Profiling) 地電阻法為傳統地球物理探測技術之一，不僅可計算出地層之電 阻率值，並間接推測出屬何種地層材料，進而以鑽探資料點輔助解釋 地電阻探測技術所得到之地質材料性質。其方法包括直流電法、電磁 法與透地雷達。以下針對本研究將採用之直流電法作說明： 直流電地電阻法(楊潔豪，2001)的施測方法是將電極插入地表， 傳導直流電或非常低頻交流電進入地底，產生人為電場，經由額外電 位極量測電位差如圖 2.19。依電極排列方式不同，對應到不同的空間 幾何因子，得到之電阻率稱視電阻率(Apparent Resistivity)，經由反算 分析獲得接近實際之電阻率值。 根據楊証傑(2005)直流電地電阻法依探測方式有一維、二維及三 維形式，一維探測可分為垂直探測(Vertical sounding)與橫向探測 (profiling)；二維探測或稱為地電阻影像剖面法(Electrical resistivity tomography，ERT)是綜合一維探測的垂直與橫向之探測結果，組成擬 似剖面(Pseudo-depth)；三維探測是佈設一矩形陣列的電極，得到 3D 似電阻剖面。 電極排列方式甚多，其中常用為施蘭普吉排列法(Schlumberger Array)、溫奈排列法(Wenner Array)、雙偶極排列法(Dipole-Dipole Array) 及雙極排列法(Pole-Pole Array)如圖 2.20，而在野外施測所使用之方 法，須視欲探測目標及施測地點的地形而異，一般建議測線選擇概要 (楊証傑，2005)如下： (1)地勢平坦或略為緩坡地形，降低地形效應(Tsourles et al.，1999)。 (2)遠離地下管線、金屬導電物質等減少造成的雜訊。 (3)選擇測線與層面走向或斷層方向垂直為主。 (4)考慮測深和測線展距比例關係，與橫向涵蓋範圍。
(5)測線盡量避免彎曲，最好保持直線。 本研究採用直流電二維探測(ERT)而電極排列方式則採用 Pole-Pole 來探測深層地層為主，以及 Wenner-Schlumberger 探測淺層 並與 Pole-Pole 作比對。 圖 2.19 二維地電阻施測示意圖(尤仁弘，2006) 圖 2.20 各種電極施測排列幾何(楊証傑，2005)
2.4.1.5 時域反射監測技術(Time Domain Reflectometery, TDR) TDR 應用於大地工程量測為一較新之發展，除了可量測與土壤 基本物理性質相關之土壤電學性質，亦可用於地下水監測及土壤岩石 或滑動面之變形監測。 TDR 是以電磁波為基礎之探測法(葉致翔，2003)，其基本原理與 雷達相同，但電磁波之傳遞侷限於傳輸纜線(Transmission Line)，因此 雷達量測為三維的波傳問題，而時域反射量測則為一維。圖 2.21 為 TDR 儀器之簡圖，包含階躍脈衝電壓產生器(Step Generator)、訊號採 樣器(Sampler)及示波器(Oscilloscope)，脈衝產生器產生電壓脈衝傳至 同軸纜線，訊號採樣器擷取並透過示波器顯示由同軸纜線傳回之反射 訊號。同軸纜線由一組內、外導線所組成，外導線以封閉的方式包圍 內導線；感測器(Sensor)為同軸纜線之延伸，使得電磁波能傳入所要 量測之材料或環境中。 TDR 應用於大地工程監測，其原理可歸為三類(葉致翔，2003)： (1)利用 TDR 反射訊號監測當電纜受到外在環境之影響，造成電纜幾 何形狀或感測器長度之改變，例如：岩石或土壤之相對變位，使埋 置其中之電纜幾何形狀改變(Dowding et al.，1988；Aimone-Martin et al.，1994)。 (2)利用 TDR 之反射訊號量測感測器內不同介質之界面位置，例如： 地下水位之監測(空氣與地下水位界面) (Dowding et al.，1996)。 (3)將所欲量測之材料作為感測器之介質，利用反射訊號量測材料之 介電度與導電度，用以進一步推估材料之基本物理性質，例如：土 層之含水量與土壤顆粒種類(Topp et al.，1980；Lin et al.，2000)。 本研究將利用 TDR 之第(1)原理來輔助對滑動面位置之推測。在 TDR 量測系統與傳輸線的原理中得知，由 TDR 製波器發出之脈衝訊
號，在遇到斷面材質不同(即纜線阻抗不連續)或幾何形狀不同時，會 產生反射訊號，因此可應用此原理來監測岩體變形。首先於所要監測 的岩層鑽孔放入同軸纜線，以水泥漿填塞使其與岩層形成一體，隨著 岩體變形使同軸纜線發生破壞，TDR 反射之波形亦會隨變形增加而 增加，目前許多研究指出變形的大小不僅可量化，且在某些例子我們 亦能分辨其為剪力或張力變形(Dowding et al.，1988；Dowding et al.， 1989；Su & Chen，2000)。圖 2.22 為 TDR 變形感測器反射波形示意 圖。
圖 2.22 TDR 變形感測器波形反射示意圖(葉致翔，2003) 同軸電纜線(楊清良，2004)可提供電磁波一個一維之波傳路徑， 能量在電纜線中則是以橫向電磁(TEM)波的方式傳遞，其基本構造主 要分三部分如下： (1)內導體：為電流流動路徑 (2)非導電絕緣體：提供內外導體間的支撐與電絕緣，需為良好絕緣 且高頻下的能量損失極小 (3)外導體：不但為電流流動之路徑，在高頻使用時，亦可作為一個 隔絕外部干擾之屏蔽 同軸電纜之主要優點：有電流在外導體僅沿著內壁流動，金屬導 體其餘之厚度則扮演一屏障之角色，其功能在消除外來的雜訊以及避 免因輻射造成之能量損耗。
2.4.1.6 數值地形模型(Digital Terrain Model)
數值地型模型是一種藉由電腦儲存、讀取與分析的地面高度資 料。其概念由麻省理工學院的 Miller & Laflamme(1958)首先提出，主
要應用於工程上如公路選線與土方計算等範圍。 可定義為一個結構化具組織性的資料庫，以 X、Y、Z 三維座標 來表現地表面(Welch，1990)。數值地形模型的資料為數位化的地表 高程數值，主要有三種模式，其共通的特性乃以有限的地面樣本點高 度來表現地形起伏的特徵，同時也代表三種不同的抽樣方式。以下即 為此三種模式的特性(黃明萬，2001)： (1)規則網點(regular grid)：屬點模型之ㄧ種，沿著垂直正交的網格， 在每個網格交點上量取其高度值，將這些高度值登錄成一個規則矩 陣的結構，如圖 2.23(左)。
(2)不規則三角網(triangulated irregular network)：亦屬點模型之一種， Peucker 等(1978)提出以一組不規則分佈的樣本點及其所圍成的三 角面，如圖 2.23(中)，來代表地形起伏。三角網格點線段的位置， 一般座落於稜線及谷線地區，所表現的地形特徵為地形構造的脈 絡。根據點和線的交集所獲得的三角面即為獨立的邊坡單位，一個 三角面具有其所應表現的坡度及坡向。 (3)數值等高線(digital contour)：屬於線模型，與傳統地形圖上的等高 線極類似，不同點在於數值等高線乃由一連串離散的點所組成，而 非傳統地形圖上類比式的連續曲線。事實上，電腦的數值地形資料 是以一連串座標值(X，Y)加上高程值來表現地形面高度，如圖 2.23(右)。數值等高線的取樣方式是以地形面垂直方向上的固定高 差為取樣依據；當一個地區內的高程差大於一個等高線區間時，則 必有一條等高線被登錄；若某地區內的地形起伏沒有超過一個等高 線的區間時，無論一個地形單元的起伏在水準方向延伸多少距離， 都不會被登錄成一條等高線。
圖 2.23 數值地形模型的三種模式(黃明萬，2001) 本研究使用於地形分析之數值地形模型以不規則三角網為主要 型態。但以 ArcGIS 軟體建構不規則三角網時乃由規則網點轉換而 來。本研究規則網點採用 5m×5m 之 X、Y、Z 座標(即每隔 5m 就有 一筆二度分帶座標與高程值的資料)建構。ArcGIS 軟體亦可由不規則 三角網匯製出數值等高線套疊至正射影像上表現。
2.4.2 梨山過去研究成果
(1)滑動介質：蘇苗彬(1990)於台 7 甲線 72.5K 下邊坡調查結果，發 現土體沿崩積層下方之砂質粘土夾層滑動。藤原明敏(1979)提出地 滑地質分類準則，區分崩積層為：崩積土、強風化層、中風化層、 弱風化層及岩盤，並將黏土歸為強風化層視為滑動介質。富國工程 (2001)以監測資料推估滑動機制，以梨山賓館上下 B1、B4 及 B5 滑動體為例(參考圖 3.1)，認為此區滑動主要沿細粒狀、碎屑狀板 岩甚至黏土狀板岩滑動。黃玉麟(2006)依岩心判釋結果，亦將灰色 黏土夾板岩碎屑歸類為軟弱層。 (2)邊坡破壞模式：富國工程(2001)由區域地層特性研判，深層位移可 能與大地應力變化或大甲溪河谷解壓所造成之岩體潛移有關，且埋 設之傾斜觀測管孔底有位移現象，推測東南區滑動體深層有潛移的現象發生，而深層滑動模式以平面及楔型滑動為主，淺層則以平面 或圓弧滑動為主。中華顧問(1999)亦提出 B1 及 B4 滑動體存在深淺 兩個潛在滑動面分別為 23m 與 43m，而滑動模式則以平面形與圓 弧形滑動合併之複合滑動型態為主。工研院能資所(1993)發現河谷 處之層面及劈理的傾斜角度近乎垂直，但在稜線或山坡上則略轉平 緩，並推測此一現象乃因岩性軟弱及河谷解壓，造成山脊頂部岩層 潛移翻倒所致。 (3)軟弱層成因：黃玉麟(2006)推測 B9 滑動體下邊坡 N1 孔之上層軟 弱層為地下水風化造成，但滑動面延伸至下方 CH-23 孔則消失如 圖 2.24(鑽孔位與剖面線如圖 2.25)，但經 CH-23 孔之岩心判釋發現 13~15.5m 具黏土化現象如圖 2.26，故懷疑此滑動面應延伸至更下 邊坡處，本研究於 CH-23 孔附近再施鑽 X1 孔來確認。 B9 下層軟弱層則以劈理位態來輔助解釋其成因，推測為潛移 造成，但由於 N1 孔鑽孔深度不夠，無法正確推斷 40m 以下是否有 劈理位態轉變，因此下層軟弱層之推測有待進一步研究。表 2.7 為 黃玉麟(2006)針對東南區之滑動型態分類之整理。 本研究以鄰近 B9 滑動體之 B1 與 B4 滑動體為主要對象，以驗證 黃玉麟(2006)之結果。富國工程(2001)之監測儀器於孔底有變位發 生，推測為潛移造成，但不排除為裝設過程中回填狀況差等因素，故 本研究亦將於 X2 及 X3 孔埋設 TDR 監測變形來確定，並藉此了解滑 動體下方之滑動機制與滑動面位置，是否與 B9 具關聯性，並將機制 之研究擴大至整個梨山地區，與建立之地形指標參數作整合，期能由 地形來對崩積層之形成作完整之推演。
圖 2.26 CH-23 鑽孔 10m~15m 岩心照片(工研院能資所，1996) 表 2.7 B 區滑動體滑動型態整理(修改自黃玉麟，2006) 地滑分區 東南區 代表滑動體 B-4 B-5 B-9 滑動面數量 二層 可能邊坡 破壞方式 上層圓弧型滑動 下層潛移破壞
