第三章、區域地質及地下水含水層分布
第一節、地面地質描述與判讀
一、斷層連線以東的地質構造
本文之「地下水研究區」的範圍大致界定在：新店斷層—竹東斷層—大平地斷 層—後龍斷層—鹿廚坑斷層等地質構造的「斷層連線」以西；鳳山溪與茄苳溪流域 分水嶺、湖口—楊梅背斜以南；中港溪—後龍溪兩水系下游分水嶺、後龍斷層以北 的範圍。斷層連線以東地區的地質除了風化層(Regolith)以外，大部分為中新世 (Miocene)及其以前的第三紀(Tertiary)地層，小部分為上新世的卓蘭層及錦水頁岩，
地層走向大致為東北—西南，越往東，地層越老。鄰近斷層連線的地層包括有：上 新世的卓蘭層及錦水頁岩；晚中新世—早上新世的桂竹林層（二鬮段、大埔段）；
中新世的南莊層、觀音山砂岩、打鹿頁岩、南港層、石底層、大寮層、上福基砂岩、東 坑層等。受板塊擠壓力的影響，這些地層排列均大致呈東北北—西南南走向，向東 南南向傾斜疊置，地層的分界往往即是斷層所經之處。地層上下層位關係，大多呈 砂岩、頁岩、泥岩互層的態勢（塗明寬、陳文政，1990；塗明寬、陳文政，1991；何 信昌，1994；中油公司臺灣油礦探勘總處，1978；1994）。
這些地層屬於固結地層，基本上因地質年代較老，褶曲程度較高，具有地層 傾角大、透水性差的岩性，除了表面的風化層外，雨水因入滲而轉化儲存於地層之 中的水量，可以說是相當有限的。整體言之，第三紀及其以前的地層，除漸新世的 五指山層（研究區無五指山層的地層露頭），以及主要向斜軸兩側附近以外，均 無地下水開發價值。（楊萬全，1993）
受降水強度大及坡度大的影響，這些地層表面的風化層容易被雨水侵蝕而變 薄，入滲地層中的水因風化層薄而循環時間短，較快流出地面，所需要的時間從 數日到數百日，這些入滲的水量可視為這個區域地下水的天然補注量，但以地勢 較高地點附近為地下水天然補注區，並以下坡或谷地為地下水天然流出區，形成 局部地下水系統(local groundwater flow system)。（楊萬全，2000b）這種局部地下 水系統的水會漸次以泉水(spring)形式流出，成為地面逕流，匯集到河道中；即使 尚未流出地面，而以地面下逕流(subsurface flow)形式流動，一旦流到斷層連線東 側，這些斷層皆為逆衝斷層，且斷裂深度頗大（＞500m），深厚的斷層線就像是 一道不透水的介面(interface)，阻滯地面下水流繼續往西流動，這些水流因此上湧 成為地面逕流（河川逕流）的一部份，或補注到下游地區的地下水域。故若斷層連 線東、西兩側同時調查地下水，將重覆計算可用地下水量，使得地下水量高估。
（圖3-1），本研究的最終目的是推估研究區的可用地下水資源量，從這個角度而 言，斷層連線東部的水文地質及地下水狀況，是無需加以探討的。
圖3-1、逆斷層的地下水流示意圖
二、第四紀地質區在地下水研究上的意義
地下水研究區基本上相當接近第四紀地質分布區，這個地質區周圍及區內的 地層特性、地質構造線均會影響區內的地下水特性，圖3-2 係參照中央地質調查所 出版的《1/500,000 臺灣地質圖》、中央地質調查所《1/50,000 臺灣地質圖》（圖幅第 6 號—新竹、第7 號—中壢、第 12 號—苗栗、第 13 號—竹東）、中國石油公司臺灣油 礦探勘總處所出版的《1/100,000 臺灣石油地質圖》（圖幅第 2 號桃園—新竹、第 3 號
—苗栗）及《1/200,000 臺灣石油地質圖》（圖幅第 1 號北部地區）、湯振輝(1968)繪 製的《新竹地區航照地質圖》等所改繪的，可作為本研究地質判讀的基本圖。
以地質構造線作為研究區界既便於資料處理，也合乎學理要求。研究區斷層連 線的東界是第三紀與第四紀的分界線，也就是中新世與更新世（存在不整合面）
或上新世與更新世的地質區界。斷層連線以西的第四紀地質分布區，大致就是本文 地下水研究區的東界（圖3-2）。
如圖3-3 所示，全新世及更新世中晚期所堆積的地層均為未固結地層，更新世 早期所堆積的火炎山相頭嵙山層地層亦為未固結地層。臺灣第三紀及其以前的地層
（除了表面風化層之外）均屬固結岩層。頭嵙山層香山相堆積層在用語上常被稱為 砂、頁岩，容易被誤解成固結岩層，實則是固結岩層及未固結地層的過渡地層，故 以「半固結地層(semi-consolidated stratum)」稱之。固結岩層與未固結地層的透水性相差 甚大（楊萬全，1993），因此，藉由地質年代可大致瞭解其「固結」程度，進而可 粗估地下水透水性及出水量多寡。
臺灣地區的水文地質與地下水資源的關係，經長期研究的結果已可確知：地 下水資源有開發價值的（指出水量大於100m3/day）僅限於第四紀的未固結地層，
包括全新世的沖積層、堆積層，更新世的臺地堆積層，紅土臺地堆積層、頭嵙山層 火炎山相等（楊萬全，1993）；頭嵙山層香山相的半固結地層的地下水可勉強開 採（其出水量約為100～101m3/day 之間）。楊萬全（2002）將臺灣第四紀地質區的 地層特性與主要地下水區的對應關係歸納如表3-1 所示。
[年代] [岩性]
I 全新世 甲 未固結沈積物 II 更新世中晚期 乙 未固結砂礫 III 更新世早期 丙 未固結泥質沈積物 丁 半固結砂泥質沈積物 戊 火山碎屑岩
VI 第三紀及其以前 己 火山岩
庚 固結沈積岩、火成岩、變質岩
資料來源：改繪自松井 健等(1990)
圖 3-3、臺灣西部地區基盤之地質模式
表3-1、第四紀地質區的地層特性與主要地下水區 地形分類 主要組成成
分
透水性
(m/day) 出水量
(m3/day) 主要地下水區
沖積扇 礫石 優
＞102
優
＞103～104
濁 水 溪 平 原 屏 東 平 原 宜 蘭 平 原 盆地
砂、礫石 良
100～102
良 102～103
臺北盆地 原 臺 、 中 臺 ︵ 地 盆 ︶ 地 區 、 平
河谷平原 花東縱谷
、 竹 丘 苗 陵 ︵ ︶ 平 區 原
海岸平原 砂、土 可
＜100
可 101～102
嘉南平原 臺地丘陵
(更新世) 礫石含土 西北臺地
資料來源：楊萬全(2002)
照表3-1 的分類，地下水研究區被歸屬在「竹苗區」，出水量的數量級大致應介 於100～103m3/day 之間，可開採條件尚可。但由於區內地形及地質堆積相複雜，使 得本區的水文地質環境在臺灣西部第四紀地質區中算是比較複雜的，就地下水的 透水性、導水性及出水量，在不同的地形、地質區仍有明顯的差異性，仍有待詳細 調查彙整，這也就是本研究主要的任務之一。
三、地下水研究區界與地質構造線
除了湖口斷層在研究區界及斷層連線作為地下水研究區的東界之外，區內另 有幾條地質構造線，這些地質構造線可作為劃分地下水分區的的指標，必須一一 加以釐清。以下分條說明之：
1.新城斷層
新城斷層依據中央地調所的研究，是屬於第四紀第二類活斷層(active fault)1， 為一條由東南向西北逆衝的逆斷層，可視為新店及竹東斷層所分出的副斷層，其 斷裂深度超過500 公尺2，能有效地分隔斷層兩側的水流形式，所以新城斷層北段 跨過頭前溪河谷平原的部位，可視為新竹平原的補注區；而南段（位於竹東丘陵 區）就地質上，它是上新世晚期卓蘭層與更新世早期頭嵙山香山相的分界線，就 本研究而言，亦可作為分割水文地質區的指標，即將斷層線東西兩側視為不同的 地下水區。
2.新竹斷層
新竹斷層目前經被認定是屬於第一類活斷層（中央地質調查所，1999），是 一條由東南南向西北北逆衝的逆斷層，可視為新城斷層分支而出的副斷層。新竹斷 層地層變位量應大於100m（判讀自圖 3-16），能有效地分隔斷層兩側的地下水水 流形式，可作為水文地質區的分界線。就地質上它大致為更新世早期頭嵙山香山相 與現代沖積層（新竹平原）的分界線。
3.斗換坪斷層
斗換坪斷層在 1/50,000《臺灣地質圖》（圖幅第 12 號）（1994 年版）及 1/200,000 之《臺灣石油地質圖》（1974 年版），均未標示出（下游段）通過竹南平 原的部分，但在1994 年出版之 1/200,000 之《臺灣石油地質圖》（圖幅第 2 號：苗 栗）及1999 年中央地調所修正之 1/500,000《臺灣地質圖》，則均標示出來。斗換坪 斷層的走向略呈東—西向，向東接續大平地斷層，大平地斷層為一略呈東北—西 南走向的逆斷層（即由東南向西北逆衝的逆斷層），斷裂深度超過500m，從地質 圖上判讀，斗換坪斷層應可視為大平地斷層向西延伸到竹南平原的部分（如圖 3-2 所示）3。
4.後龍斷層
後龍斷層（也有稱為龍港斷層）與鹿廚坑斷層斜交，略呈東—西走向（即由 南向北逆衝的逆斷層），斷裂深度超過600m，但地層變位量僅約 50 公尺4，此斷 層線並不構成地層的不整合面5。然而，後龍斷層雖不是地層界面，但其與鹿廚坑斷 層所夾的三角地帶的地下水流受這兩條逆斷層所夾恃，將可能向西流入後龍溪流
1
中央地質調查所定義的臺灣活斷層分為三類： (1)第一類斷層：又稱全新世活斷層，主要指過去一 萬年內曾經發生錯移的斷層；(2)第二類斷層：又稱更新世晚期活斷層，主要指過去十萬年來曾經 發生錯移的斷層，或是錯移階地堆積物、臺地堆積層的斷層。目前找到符合此一定義的斷層；(3)第 三類斷層：臺灣為數最多的「存疑性斷層」，指具有活斷層地形特徵，但缺乏地質資料佐證者，
（林啟文等，2000；中央地質調查所，2003）由於新城斷層穿越新竹科學園區的核心地帶，所以就 格外受到重視。
2
判讀自《1/50,000 臺灣地質圖》圖幅第 13 號所附地層剖面圖。
3
作者根據 1999 年出版的《1/50,000 臺灣地質圖》及鑿井地層剖面研判，位於竹南平原段的斗換坪斷 層應當是存在的，而且應是由南向北逆衝的斷層（上盤在南側）。斗換坪斷層向西延伸到了竹南平 原呈覆掩狀態，作者從這條斷層南北兩側的鑿井地層剖面資料比對，表層（約 0-25m）堆積物確實 有很大的差異，無法判別斷裂的深度及地層變位量。
4
判讀自《1/50,000 臺灣地質圖》圖幅第 12 號所附地層剖面圖。
5
判讀自《1/50,000 臺灣地質圖》圖幅第 12 號所附地層剖面圖。
域，故本研究將通過竹南丘陵的後龍斷層視為地下水研究區的南界。
5.湖口—楊梅背斜
湖口—楊梅背斜位於研究區的北緣（圖3-2），其軸線大致呈東北東—西南西 走向，背斜東半段表面僅有厚不到100m 的香山相堆積層，香山相之下為卓蘭層，
背斜西半段則在地面下500m 以內均未見卓蘭層。背斜軸兩側的頭嵙山層（包括香 山相及火炎山相）的傾角呈約10o上下的對稱狀態，而上覆之紅土臺地礫石層（主 要為店子湖層）的地層排列卻呈幾近水平狀態6，由此可推測，此背斜形成之地質 年代應在頭嵙山層堆積之後，而店子湖層堆積之前（約為更新世中期），而這個 時期的湖口臺地應是處於侵蝕狀態（塗明寬、陳文政，1990）。
地下水分水嶺(groundwater divide)未必與地形分水嶺(topographic divide)一致，
地面下的水流性質，除了受地形的影響外，也受地質、地層構造的影響。湖口—楊 梅背斜軸可視為地下水分水嶺，其與地形分水嶺並沒有完全疊合，故地下水研究 區界應以湖口—楊梅背斜為準；背斜軸線西半段與地形分水嶺幾近疊合，地下水 研究區界可直接以地形分水嶺為準。
6.青草湖背斜
青草湖背斜的軸線約從新竹市關東橋經青草湖到到香山鹽水港，其走向與湖 口—楊梅背斜近似，均為東北東—西南西走向。背斜軸及兩側較高的平坦面，有厚 度約30-50m 的紅土臺地礫石層；底下為香山相堆積層（厚度約 250-400m）；香山 相地層之下為卓蘭層。就地下水而言，此處的卓蘭層所在深度已經低於地下水開採 的範圍，是可以完全忽略其影響的。從堆積層的排列型態觀察，青草湖背斜形成之 年代應在香山相堆積之後，紅土臺地礫石層堆積之前的時期（即更新世中晚期）。
7.寶山背斜與柑子崎向斜
寶山背斜與柑子崎向斜均位於新城斷層之東，其向、背斜軸的走向大致與新城 斷層平行。這兩條構造線大致從竹東二重埔向西南延伸到頭份斗換坪而止，寶山背 斜軸大致與地形分水嶺疊合。寶山背斜隆起過程受侵蝕作用，致使北軸部及兩側有 大面積的卓蘭層露頭；南段則在地面下150m 才得見卓蘭層堆積層，背斜軸的表面 仍覆蓋約150-200m 的香山相地層7。寶山背斜北段軸線的標高約170m，南段軸線的 標高約150m，差異不大，若對照前述湖口—楊梅背斜東段卓蘭層頂部的標高（約 250m，仍在地面下約 100m 左右）故可以推測，卓蘭層的堆積層可能從湖口臺地 向西南一直延伸，因受到侵蝕而削去表層或因堆積層逐漸低降隱沒，而漸次降低 地層表面的標高。卓蘭層到了竹東丘陵北半部露出地面；到竹東丘陵南半部，受斗 換坪斷層從南來的擠壓力量，成為逆斷層的下盤又隱沒到地面下，通過斗換坪斷 層後成為逆斷層的上盤，才又出現大面積的露頭(outcrop)。
地質構造線是水文地質區分區的指標之一，除了斷層連線作為地下水研究區 東界之外，研究區的北界西半段係以鳳山溪與茄苳溪流域的地形分水嶺為界，東
6
判讀自《1/50,000 臺灣地質圖》圖幅第 7 號所附地層剖面圖。
7
判讀自《1/50,000 臺灣地質圖》圖幅第 7、12、13 號所附地層剖面圖。
半段應以湖口—楊梅背斜為準。研究區的南界在竹南丘陵區，東半段應以後龍斷層 為界；西半段地層走向及傾向不明顯，故直接以地形分水嶺為界為準。因此，「地 下水研究區」的面積如果按照地形分水嶺計算為556.53km2，但如果按地下水分水 嶺則為547.92km2（扣除湖口—楊梅背斜以北及後龍斷層以南的部分）。
三、地下水研究區的地層分布
斷層連線以西的第四紀地質區的地層分布描述如下：
1.卓蘭層（Pcl）8
Pcl 是上新世的地層，除了分佈於斷層連線東側，作為更新世與中新世地層的 過渡帶外，在斷層連線以西的露頭，主要出露於新城斷層以東，呈肺形狀分布，
以東北—西南方向延長。中正橋附近的頭前溪南岸也有一小塊Pcl 露頭（圖 3-2）。
按此推測：可確定Pcl 至少向東北延伸到頭前溪南岸，這部分地層露頭在地形分類 上屬於竹東丘陵之臺地區，在地面下約25m 以內為紅土臺地礫石層，以下為 Pcl
（圖3-11）。Pcl 大部分的地層是屬於半透水層(aquitard)或難透水層(aquiclude)，缺 乏地下水的開採價值（楊萬全，1990）。
2.香山相頭嵙山層（Ptk1）
Ptk1 為更新世早期到中期所形成的地層，是屬於三角洲、濱海、淺海的堆積相 為典型之砂、頁岩互層地質。其露頭分布於新竹斷層以南、新城斷層以西、崎頂臺地 以北間所夾的範圍最為完整，這個範圍的地名為新竹香山，故稱之。其次，湖口臺 地霄裡溪以北到湖口—楊梅背斜兩側、飛鳳山丘陵區、寶山背斜以東、中港溪以南均 有相當面積的分佈。
3.火炎山相頭嵙山層（Ptk2）
Ptk2 為更新世早期到中期所形成的地層，是屬於沖積扇及河川的堆積相，以 礫石層為主、間或夾有砂層及土層，屬未固結地質，故層理不清楚。其露頭分布小 部分分布於寶山水庫以東到竹東斷層的竹東丘陵區、飛鳳山東南坡面、鳳山溪南岸 河谷邊坡到霄裡溪的範圍。
4.紅土臺地堆積層（Qlt）
Qlt 為更新世晚期的河川堆積相，地下水研究區之 Qlt 主要分布於湖口臺地，
臺地西半部的新豐、湖口地形面保留得較為完整，東部受到鳳山溪主、支流的侵蝕 而消失，只有在東北的地形分水嶺兩側保留得較為完整；其次為竹東丘陵的臺地 區及崎頂臺地。
5.臺地堆積層（Qte）
全新世早期的Qte，上覆之紅土由土壤發育時間較短，尚未達到紅壤的階段，
大抵仍維持黃壤狀態，Qte 的地層性質頗類似於 Qlt，只是堆積層更薄，且其露頭 零星分布於河谷邊坡，故在水文地質分區的討論時將歸併到Qlt。
8
以下文中對各類地層的描述均以地層英文縮寫代替中文用詞。
6.沖積層（Qa）
研究區大面積的Qa 分布於新竹平原區及竹南平原區，其他的河谷平原的 Qa 薄且面積狹小，分別併入相鄰的地質區。
7.沙丘層（Qs）
研究區內的Qs 主要分布於崎頂臺地西側邊緣以及竹南丘陵西半部，在地下水 研究區內的面積不大。
四、研究區地層堆積過程之探討
第三紀上新世末期的海進，堆積成Pcl 的上部及頭嵙山層的富含海相化石的地 層（何信昌，1994）。第四紀更新世初期以降，來自南東方向的菲律賓板塊衝撞力 量逐漸加強，地槽盆地環境逐漸由濱海沈積環境漸變為河川環境，此時 Pcl 已堆積 完成，正進行頭嵙山層的堆積作用。（劉桓吉，1989）到了更新世中期，此時沈積 盆地淺化，而堆積了河口相和濱海相的頭嵙山層上部礫石層（何信昌，1994）。
至更新世中期沈積盆地已漸露出地面，而堆積了陸相的沖積扇環境沈積物
（大茅埔礫岩，本研究視為Ptk2 的一部份）。及至大茅埔礫岩堆積完畢，本區域大 部分構造現象已發育完成，這些現象充分表現來自東南方擠壓力之特色。（塗明寬 陳文政，1990）
更新世晚期，湖口臺地及飛鳳山丘陵已露出水面而為陸地，頭嵙山層隆起成 為平緩褶曲構造，並遭受侵蝕。斷層連線以東為山地，其餘地區為低丘或平地，地 形面向西緩降。發源於山地的河川經過此低緩地區，帶來大量的粗礫碎屑沈積物堆 積於頭嵙山層之上，兩者成交角不整合，此河川堆積物即為店子湖層。（劉桓吉，
1989）此時來自東南方的擠壓力仍持續進行，但規模稍較和緩而已，隆起與侵蝕 作用交替進行，河川加速下切，致使店子湖層停止堆積而轉為侵蝕狀態，最後形 成今日所見的穹丘狀的殘餘地形面（店子湖面）。
作者根據前述各類地質圖及圖3-2 的判讀，並參照上面的敘述，將斷層連線以 西地層的堆積過程稍加修正並模擬其堆積過程如下：
研究區除了在新城斷層到鹿廚坑斷層東側有 Pcl 的露頭外；其他地區的頭嵙山 層之下可能有大面積的Pcl，但均分布於地面下數百公尺之下，就水文地質而言，
已經不是地下水開採的深度，故可加以忽視。
(一)更新世早─中期的堆積相及其堆積的範圍
臺灣中北部地區之更新世早─中期的堆積相，稱為頭嵙山層，頭嵙山層一般 分為Ptk2 及 Ptk1 兩個堆積相，前者為厚層之礫石層或礫石層夾土；後者為半固結 的砂、頁岩互層。
更新世早期堆積從地質史上來看，是屬於砂、頁岩互層的濱海相或淺海相沈積 物的Ptk1，這個時期的堆積相，西南部（竹東丘陵及竹南丘陵）與東北部（湖口 臺地及飛鳳山丘陵）略有差異：
1.地勢的高低
本區板塊的擠壓力來自東南方，若原有地槽沈積盆地在隆起的過程，地下水 研究區西南部（鹽港溪及中港溪流域）的隆起量應當高過研究區的東北部（頭前 溪及鳳山溪流域），這一點從地下水研究區西南部地形起伏量比東北部大也可以 證明。就地層褶曲的程度，也無法證明在更新世早期，後者有較大的隆起量。但兩 區現今的地勢高低卻恰巧相反，前者的標高約介於 10-150m 之間；後者的標高則 介於50-400m 之間。前者可能一直處於海近、海退交替的淺海相及濱海相堆積環境 後者則較接近三角洲的堆積環境。
2.Pcl 的露頭的延伸
從圖3-2 可以看出：Pcl 的露頭至少延伸到中正橋附近的頭前溪南岸。如果我們 將Pcl 想像成在更新世早期以來，橫亙在目前位置的東北—西南向狹長型島嶼或高 地（這座島嶼或高地即使到目前，在竹東丘陵區的範圍內，仍然沒有被切割開來 的跡象）也就是說，頭前溪從更新世早期以來，其河川的搬運物受 Pcl 的阻擋，只 能堆積在Pcl 的東部或北部地區，無法直接堆積到新城斷層—鹿廚坑斷層以西的地 區。
3.地層疊置法則
按照正常的地層疊置法則，越深處的地層，其堆積的地質年代愈老；以地下 水研究區為例，在同一個堆積事件裡，越往西所堆積的顆粒愈細。其次，愈是山嶺 部位所露出地層的地質年代就愈新，反之受侵蝕的河谷部位，所露出的地層其地 質年代相對較老。
按照上述三個法則，如果自圖3-2 觀察從竹東斷層到湖口斷層間的堆積相，飛 鳳山丘陵東南部的Ptk2 是覆蓋在 Ptk1 之上（受侵蝕的部位露出 Ptk1）；再向西北 邊，則反而是露出Ptk1，這應當是由於這個地區位於新城斷層的上盤（新城斷層 為逆斷層，上盤隆起），東坑背斜又將地層拱起，地勢抬高，而將覆蓋在其上部 的Ptk2 侵蝕而去，露出下部的 Ptk1。
鳳山溪兩側邊坡位於新城斷層下盤，地勢較低，受侵蝕的程度較不嚴重，Ptk2 仍然保留在表層（如圖3-4 所示）。
鳳 山 溪 之 支 流 霄 裡 溪 流 域 的 範 圍 ， 由 東 南 向 西 北 的 堆 積 相 變 化 依 序 為 Ptk2（塗明寬、陳文政(1990)稱為「大茅埔礫岩」）→Ptk2 與 Ptk1 的過渡帶（塗明寬、
陳 文 政(1990) 稱 為 「 楊 梅 層 照 門 段 」 ， 本 研 究 視 為 Ptk1 與 Ptk2 的 過 渡 帶 ）
→Ptk1（塗明寬、陳文政(1990)稱為「楊梅層照鏡段」，本研究視為 Ptk1），這種堆 積型態，應是上、下游的關係，而非上、下層位的關係。其次，從圖3-2 觀察，分布 於新城斷層以北的頭嵙山層，無法確認究竟係鳳山溪（正確的說法應當是「古石門
溪」）的河川搬運物，抑或是鳳山溪與頭前溪聯合堆積的堆積層9。 (二)更新世晚期的堆積相及其堆積的範圍
更新世晚期所堆積的紅土臺地堆積層，一般分為兩個階段，在湖口臺地分別 為「店子湖層」及「中壢層」兩個堆積相10。
因此，斷層連線以西的第四紀地質區，應當存在5 個主要堆積相，堆積層由下 而上依序為：Ptk1→Ptk2→Qlt→Qte→Qa 或 Qs（詳如圖 3-2 所示）。
六、研究區的水文地質區初分
從上述的分析，地下水研究區的水文地質分區原則已經呼之欲出了，作者依 照地質構造線、地層結構、地形、地層露頭分布面積等特性，提出初步的水文地質分 區模式作為「假設」，雖是利用定性的分區指標，但也可說是「雖不中，亦不遠矣」
進行初步水文地質分區的目的，在於協助作者能較為有效地歸納地下水研究區內 地下水的特性，以便能迅速「透視」地下水特性的空間規律性。作者在第七章將會根 據地層係數調查之結果作為分區指標，重新檢討地下水研究區水文地質分區的合 理性。
研究區在斷層連線以西的第四紀地質區可以區分為 3 個水文地質區及 11 個水 文地質亞區（詳如圖3-5 所示）：
1.湖口臺地—飛鳳山丘陵區（I 區）
可再分為三個亞區：
(1)火炎山相區（Ia 亞區）：可再分為兩段，南段為竹東斷層以西，飛鳳山 丘陵南坡面，頭前溪南、北兩側所堆積的Ptk2；北段為鳳山溪流域區所堆 積的Ptk2。
(2)香山相區（Ib 亞區）：可再分為兩段，南段為 Pcl 以東、新城斷層以南的 的Ptk1 分布範圍；北段大致為霄裡溪以北，湖口—楊梅背斜以南 Ptk1 的 分布範圍。
(3)紅土臺地堆積區（Ic 亞區）：研究區東北隅的 Qlt 分布區範圍。
2.新竹平原—竹南平原區（II 區）
可再分為兩個亞區：
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作者從相關的文獻（如富田芳郎，1961；林朝棨，1957；石再添等，1996）上均未見有提到頭前 溪上游與大漢溪上游發生襲奪的說法；其次，從 1/50,000 地形圖上也看不出兩河上游分水嶺附近有 通谷（發生襲奪的殘蹟）的地形。故更新世以來，頭前溪的流域面積不大，堆積能力有限，新城斷 層以東南的 Ptk1 堆積層，為頭前溪河川的堆積物所堆積，殆無疑問。至於新城斷層線西北的 Ptk1 是 否為鳳山溪（古石門溪）與頭前溪所聯合堆積而成？以目前作者所掌握的資料尚不足以判斷。
10
地形學者將「店子湖層」的地形殘餘面稱為 L Ｈ面（紅土緩起伏面），包括店子湖面及關西面；
「中壢層」的地形殘餘面稱為 LT 面（高位河階面），經過數次間歇性的隆起、侵蝕作用，其殘餘面
可分為 5 階的地形面，（石再添等，1996）湖口臺地的中壢層應當最老（其中又以銅鑼圈面最老）。
(1)新竹平原區（IIa 亞區）：新竹斷層以北的平原區及飛鳳山丘陵及竹東丘 陵間所夾的河谷地帶。
(2)竹南平原區（IIb 亞區）：崎頂臺地以南、斗換坪斷層以北、新城斷層及鹿 廚坑斷層以西的平原區。
3.竹東丘陵—竹南丘陵區（III 區）
可再分為四個亞區：
(1)竹東丘陵之丘陵區（IIIa 亞區）：新竹斷層以南、新城斷層以西、斗換坪 斷層以北的丘陵區。可再分為兩段，北段大致為客雅溪流域區的範圍；南 段大致為鹽港溪流域區的範圍。
(2)竹東丘陵之臺地區（IIIb 亞區）：新竹斷層以南、新城斷層以西的 Qlt 堆 積區。
(3)崎頂臺地區（IIIc 亞區）：崎頂臺地之 Qlt 分布的範圍。
(4)竹南丘陵區（IIId 亞區）：竹南丘陵與竹東丘陵之丘陵區在堆積相上，應 同屬Ptk1，惟兩者地緣上頗為分離，獨立成為一個水文地質亞區。IIId 區 可再分為兩段，東段表面為Ptk1 覆蓋區；西段表面為 Qs。
(5)卓蘭層區（IIIf 亞區）：地下水研究區的 Pcl 露頭呈東北—西南方向的肺 形狀分布於竹東丘陵之新城斷層以東地區。Pcl 與第四紀地質區的水文地 質特性有很大的差異，其地下水含水條件欠佳，但仍有鑿井抽水的狀況，
故獨立分為一個水文地質亞區。11
第二節、鑿井地層剖面的調查與分析
地面地質圖只能觀察地層的兩度空間性質如：地層露頭、傾向、傾角及走向，
然而，水文地質除了要考慮地面地層的空間延展，更要考慮地層垂直方向的變化，
如含水能力、透水條件、地層厚度等。以下是作者透過鑿井地層剖面的彙整（圖3-6
～圖3-18），配合地面地質圖的判讀所獲得的資訊，用以和本章第一節作對照之 用（鑿井地層剖面的基本資料參見附錄(三)，剖面井位的空間分布詳見圖 3-6 及 3- 7）。
一、湖口臺地及飛鳳山丘陵區（I 區）
1.火炎山相區（Ia 亞區）北段
11
從圖 3-2 研判，新城斷層以東到寶山背斜東翼（相當於新竹縣竹東鎮的頭重埔到四重埔間的竹東
丘陵之臺地區，亦即新竹科學園區的東半部），Qlt（厚約 10-25m）之下有厚層的固結岩層（田景
隆，1988），作者認為應即是卓蘭層，故這個範圍成為地下水稀少的區域。
對照圖3-8 之鑿井地層剖面 3～4（鑿井地層以下均簡稱「剖面」）、圖 3-9 剖面 10～13 及圖 3-11 剖面 17、19 的剖面資料（鑿井剖面的相關地理位置，請參閱圖 3- 6）12，「Ia 亞區北段」在垂直方向的空間規律性描述如下：Ptk2 頂部的標高約在 200m 以下。地層表面有厚約 0-6m 之紅土層。紅土層之下為礫石層13，間或夾有砂土 層，厚度介於30m-70m，礫石層之厚度略有從東向西遞減的趨勢（圖 3-10 之剖面 17～19）。礫石層之下為卵石與或礫石層、砂層與土層互層，其厚度可達 100m 以上 以標高比對，其地質特性近似於Ptk1。
若以堆積相為依據，由下而上排列依序為：Ptk1→Ptk2→紅土層。此水文地質 亞區之Ptk1 及 Ptk2 各有數十公尺以上，兩者共同構成此水文地質亞區的主體地層，
前者以砂、土層互層（以土層為優佔）；後者位於地下水面之上，不是含水層，但 紅土的緻密性及濕脹性，則會影響地面水的入滲效果；紅土層之下的 Ptk2 透水性 相對較佳，應構成本區最重要的含水層。
2.火炎山相區（Ia 亞區）南段
對照圖3-8 剖面 1、1-1、2、9，「Ia 區南段」在垂直方向的空間規律性描述如下：
地面標高從400m 到 200m，是所有水文地質亞區中海拔最高的。地層表面除了有 2- 3m 厚的紅土層存在，紅土層之下的礫石層厚度可達 100m 以上，間或有夾 10-25m 的砂土層，是所有水文地質區中礫石層厚度最大者。此水文地質亞區的主體地層類 型為礫石層含土及礫石層含砂（因堆積年代久遠，礫石之間的孔隙較易為土、砂所 填塞）。由於礫石層深厚，「Ia 區南段」應是 I 區中地下水的含水條件應當最佳的一 區。
3.香山相區（Ib 亞區）北段
對照圖3-9 剖面 14、圖 3-10 剖面 20～23 的剖面資料，「Ib 亞區北段」在垂直方 向的空間規律性描述如下：Ib 區受湖口—楊梅背斜、新城斷層等地質構造作用的影 響，其地面標高的變化頗大，從300m 到 50m 均可見。表面之紅土層若有似無的存 在（0-2.5m 厚）（這可能是因為坡度較陡，侵蝕較劇烈的緣故）。紅土層之下的薄 層礫石層，應是紅土臺地堆積層侵蝕後的殘餘地形面，厚度從飛鳳山丘陵末端之 剖面19 的 3.5m，向西遞增到湖口臺地西部的剖面 23 的 12.5m，此礫石層厚度的變 化，反映了地勢的高低及坡度的大小。礫石層之下為砂層與土層互層，其厚度最大 可達190m 以上。
若以堆積相為依據，由下而上排列：Ptk1→薄層之 Qlt。此區水文地質亞區的主
12
圖 3-6 之剖面連線係模擬地質時期（主要為更新世至全新世）地層可能的堆積方向（由上游向下 游），以便觀察上、下游的水文地質變化趨勢，圖 3-8～圖 3-16 的編號必須參照圖 3-6 的連線編號閱 讀。圖 3-7 的地層剖面連線，係作為不同堆積區的地層變化參考比較（如岩性、斷層及向、背斜所造 成的影響），圖 3-17 及圖 3-18 的編號必須參照圖 3-7 的連線編號閱讀。
13
湖口臺地表面紅土層之下的礫石層受到雨水長期的洗出作用 (lessivage)影響，滲入大量的紅土顆粒，
填充做礫石間的粗孔隙（管徑＞0.06mm），因此，在本區鑿井地層剖面所描述的礫石層，有一大
部分應當是「礫石層夾紅土」，而非單純之「礫石層」，依據楊萬全(1998)研究，這種礫石層的透水性
僅相當於「細砂層」。
體地層類型為「砂、土層互層」為主的堆積相，而以砂層略為優佔14。 4.香山相區（Ib 亞區）南段
「Ib 亞區南段」可資對照的地層剖面只有圖 3-12 之剖面 36。除了有厚層表土，
地面下6-20m 為礫石層（Qlt），礫石層之下為砂、土層互層。
若以堆積相為依據，由下而上排列：Ptk1→薄層之 Qlt。此水文地質區的主體地 層類型為「砂、土層互層」為主的堆積相，而以砂層略為優佔，其水文地質條件與
「Ib 區北段」應相差不大。
5.紅土臺地堆積區（Ic 亞區）
對照圖3-8 剖面 5～8，Qlt 在垂直方向的空間規律性描述如下：Ic 區為臺地地 形，其頂部地勢平坦，地面標高介於310m 到 290m 間。臺地表面覆蓋紅土層，厚 度約介於3.5-7m。紅土層之下為礫石層，礫石層厚度呈現南厚北薄，從較南邊的剖 面5（六福村遊樂園）的 102.5m，縮減為中端剖面 6（小人國遊樂園）的 67.5m；
再遞減為北端剖面8 的 17.5m。礫石層之下為砂層與土層互層（應當即是 Ptk1），
間或夾有礫石層，其厚度最大可達155.5m 以上。
若以堆積相為依據，由下而上排列：Ptk1→Qlt。水文地質區的主體地層種類上 下有別，分別為：(1)上部的礫石層及其上覆的紅土層（即 Qlt），其透水性類似上 述之Ia 區，只是含水層厚度稍稍不及之；(2)下部的砂、土層互層，而以砂層為優佔
二、新竹平原—竹南平原區（II 區）
1.新竹平原區（IIa 亞區）
平原地區為全新世晚期所堆積的Qa，地層受到地殼變動而擾動的情形較不顯 著，新竹平原區也不例外，故其堆積物從上游到下游的空間規律性清晰可辯：平 原面之標高從芎林的100m，在竹北市區及新竹市區約為 20-25m，再向西次第降低 到海平面。若將最上部的土壤層（約0-2m）也視為 Qa 的一部份，在垂直剖面上，
約在地面下20-30m 以內為礫石層及砂層，此一堆積層是典型的 Qa（圖 3-11、3- 12）。
從圖3-11 之剖面 24～33 及圖 3-12 之剖面 45～48 的觀察，Qa 之下均存在厚約 5-10m 的土層，土層是難透水層，如果這個土層是上、下游連續的，則土層上下將 被分隔成兩個不同性質的含水層，土層之上為自由水含水層(unconfined aquifer)；
土層之下的含水層為受壓水含水層(confined aquifer)。從圖 3-11 及 3-12 的剖面研判，
新竹平原應同時存在自由含水層（上）及受壓含水層（下），但是只憑鑿井地層 剖面的比對仍不足以確認是否存在受壓水？必須配合地下水位的比對、水質分析，
以這三種研究方法合一，作綜合評鑑，才得以確認，這部分將在下節討論。
土層之下為砂層及土層互層的狀況來看，新竹平原的 Qa 是覆蓋在 Ptk1 之上，
故此水文地質亞區的主體地層種類有：上部的Qa 及下部的 Ptk1，以砂層略為優佔。
14
Qlt 位於自由水地下水面之上，對雨水的入滲雖有影響，但非含水層，故在地下水的重要性遠不
如其下的 Ptk1。
從鑿井地層剖面的比對（圖3-12 之剖面 40 對比 41；圖 3-13 之剖面 52 對比 52-1；圖 3-17 之剖面 24 對比 49；圖 3-18 之剖面 48-1 對比 58），新竹斷層上盤與 下盤的落差約在110m（東）-50m（西）間，雖然這種鑿井地層比對無法完全確認 新竹斷層所斷裂的落差，但是此斷層的存在及其斷裂落差對兩側的地下水性質產 生影響，則是可以確定的。
此外，湯振輝(1968)將部分平原區的「航照地質」劃歸為 Qte（地形之 FT 面），
若比對圖3-12 之剖面 41～44 也可看出這種端倪，即新竹斷層線西北側的部分平原
（約新竹市南大路到北大路間的範圍），仍屬於陷落的斷層下盤部位（在Qa 之下 有厚層的Qlt）。進一步，可間接推測新竹斷層斷裂的地質年代應早於新竹平原 Qa 形成的年代。故以水文地質的角度觀之，新竹平原的範圍，在頭前溪南岸的部分，
應當向西縮減，而非以新竹斷層為界。
其次，從頭前溪北岸（圖3-11）與頭前溪南岸（圖 3-12）鑿井地層剖面的比 對，頭前溪北（圖3-11 之剖面 29-32）的 Qa 厚度平均值約為 19m；溪南（新竹市 政府以西—圖3-12 之剖面 45～48）15的Qa 厚度平均值約為 30m，顯然頭前溪南 Qa 的厚度大於溪北。另從圖 3-18 之剖面 33～48-1 的比對也可以發現：新竹平原沿 海砂層及礫石層的厚度，略有往南加厚的趨勢，即愈向南所堆積的顆粒愈形粗大16。
2.竹南平原區（IIb 亞區）
從圖3-15 上觀察，新城斷層以東的剖面 68 與 72 均未見類似 Qa 的堆積物，故 以水文地質的角度觀之，竹南平原的東界應以新城斷層為界較為合理，平原面的 標高約從新城斷層西側的26m 向西到海平面。如果將土壤層視為 Qa 的一部份，竹 南平原的垂直剖面，約在地面下10-20m 以內為礫石層及砂層（Qa）。此沖積層的 厚度略遜於新竹平原的Qa；其次，新竹平原的 Qa 幾乎都是礫石層，竹南平原則 以砂層居多，這應當與前者有相對流域面積較大的河川（頭前溪），河川的洪峰 流量(peak flow)隨之變大，搬運能量也隨之變大有關。
砂礫層之下均存在厚約5-10m 的土層，同理可推，竹南平原也應同時存在不 同性質的含水層。
土層之下為砂層及土層互層，仍然是屬於Ptk1，故竹南平原的堆積型態類似 於新竹平原，故此水文地質亞區的主體地層種類仍為：上部的Qa 及下部的 Ptk2，
但以土層略為優佔。
其次，將新城斷層東西兩側的鑿井地層剖面加以比對（圖3-15 之剖面 67 對比 69、72 對比 74），則可發現兩側地質特性是些差異的，故以新城斷層作為竹東丘 陵與竹南平原的水文地質區分界，是屬較恰當的處理。相同地，斗換坪斷層之南、
15
作者之所以挑選圖 3-10 之剖面 29-32 與圖 3-11 之剖面 45-48 的來比較，主要是考慮到比較的基準 一致性。新竹政府以東的剖面仍反映「陷落」的 Qte 的特徵，沖積層較薄，故對比時將之排除。
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作者推測的原因有二：(1)新竹平原頭前溪南地區的沖積層主要來自頭前溪（客雅溪的堆積能量遠 遜於頭前溪）；溪北的平原則是頭前溪與鳳山溪所混和沖積而成的，以流域面積而言，頭前溪是鳳 山溪的 2.18 倍，流量與所能攜帶的泥沙量成一次正比關係，假設在近似的降水條件下，頭前溪水 的搬運能力將至少是鳳山溪的兩倍。(2)新竹斷層的斷裂造成溪南地區與竹東丘陵有較大的地形坡降，
坡降變大堆積顆粒隨之加大。
北兩側的堆積物性質也明顯不同（圖3-17 之剖面 76 對比 80；圖 3-18 之剖面 78 對 比82）17，故從地層剖面的解讀，竹南平原與竹南丘陵的水文地質區界應以地質構 造線（斗換坪斷層），而非以地形為界。
三、竹東丘陵—竹南丘陵區（III 區）
1.竹東丘陵之丘陵區（IIIa 亞區）
從圖3-13（剖面 53 及 53-1）及圖 3-14（剖面 54～58 及 64～66）新城斷層以 西的剖面觀察，竹東丘陵之丘陵區垂直方向的地層變化頗有規律，大抵就是砂層 與土層互層。標高70m 到 40m 間為土層；標高 45m 到 10m 間為砂層；標高 25m 到- 10m 為土層；標高 15m 到-30m 間為砂層；砂層之下又為土層（愈往下其規律性漸 漸無法辨識）。故此水文地質區的主體地層種類為「砂層與土層互層」，砂層是含水 層，土層則是難透水層。故本區可能同時存在一層自由含水層與數層受壓含水層，
表現出典型的Ptk1 特性。
若將IIIa 亞區再以「標高」作為區分 IIIa 亞區北段（客雅溪流域）與南段（鹽港 溪流域）的指標，北段的地層以砂層略為優佔；南段則以土層略佔優勢（對比圖 3-14 剖面 54～58 及 64～66；圖 3-17 剖面 55 與 62），地下水出水量也就可能是由 北向南遞減的趨勢，這種現象反映出：受更新世以來的海進、海退作用影響18，堆 積層質地隨地面標高的降低而有變細的趨勢。
2.竹東丘陵之臺地區（IIIb 亞區）
竹東丘陵之臺地區與丘陵區在地層分布上最大的差異在於：由於臺地面上侵 蝕的狀況尚不嚴重，表層的Qlt（或 Qte）保留得尚稱完整。礫石層的厚度在圖 3-12 的剖面37（竹東二重埔）僅 6m，礫石層之下以土層為優佔，表示 Qlt 或 Qte 之下 為Pcl19，以寶山背斜的軸部向東西兩翼遞增，背斜軸東側的剖面36 為 14m；在新 城斷層以西的剖面40（新竹市關東橋）約為 26m，再向西的剖面 49（清華大學南 側）可達近40m 厚。在新竹斷層東南側的剖面 50～52，在地質上應屬於全新世初 期所形成的Qte，原有最表面的 Qlt 已經被侵蝕殆盡，轉而重新堆積較薄層的礫石 層。Qte 的堆積相頗類似 Qlt（只是標高較低、礫石層較薄、表層土壤尚未紅土化而 已），這類地質區所涵蓋的面積有限，故討論時與Qlt 合併，不另分水文地質亞區。
Qte 與 Qlt 之下為 Ptk1 堆積物，亦呈現典型的砂、土層互層。圖 3-13 剖面
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位於崎頂臺地與竹南平原間的階崖是否為斷層線？（大坪斷層是否有向西延伸？）從鑿井地層剖 面的比對（圖3-16之剖面69對比73；圖3-17之剖面71對比78），看起來若有似無，作者查閱所有相 關地質圖及文獻，只有中國石油公司油礦探勘總處(1974)所出版的1/200,000石油地質圖有劃出。因 此作者僅以附註形式略微說明，及在圖3-17、3-18圖上略微標示，而不在正文中敘述。
18
根據趙希濤及沈淑敏的整理：全新世的東海（臺灣北部）海平面變化可粗分為 3 個時期：(1)6 千 年以前的快速上升時期、(2)6-5 千年前的最高靜止時期、(3)5 千年前之後的相對穩定時期；已知有 6 個海平面高峰期：發生於 8.5-7 千年前之間、7.3-6.7 千年前之間、6-5 千年前之間、4.6-4 千年前之間 、 3.8-1 千年前之間、2.5-1.5 千年前之間，其中後 4 個的海平面高度，高過現在的水準。（趙希濤 ， 1984；Shen，1998）。從圖 3-11、3-12、3-14、3-15 等圖的地層剖面比對可以發現，在標高-20m±5m 上下普遍存在連續的土層，但在其他標高的對比就沒有這麼顯著，因此作者推測，標高-20m±5m 土層的形成年代可能在 6-5 千年前最高海平面時期。
19
依據田景隆在新竹科學園區一帶所做的地球物理測勘研究，亦顯示出類似的地層構造。（田景隆，
1988）。
39、40、49（新城斷層以西，青草湖背斜以東）之砂、土層互層，其地層厚度及地層 標高的變化趨勢與IIIa 亞區有著一致性，可見 IIIa 亞區與 IIIb 亞區的 Ptk1 應是連續 的，而沒有地層變位現象。
由於「臺地區」的礫石層厚度已有數十公尺，且作者在本區所量測到的地下水 面在介於地面下3-10m 間，因此，本區的礫石層可視為含水層。故此水文地質亞區 的主體地層種類為：上部的Qlt（或 Qte）及下部的 Ptk1。礫石層之下有土層（難透 水層），故本區應同時存在一層自由含水層與數層受壓含水層。
3.崎頂臺地區（IIIc 區）。
崎頂臺地的面積約為25km2，其形狀略呈西寬東窄的三角形，標高介於50- 100m 間，就地形及地質的特徵而言，理論上應接近於 IIIb 區（即表層覆蓋 Qlt，下 部為Ptk1）。但從地層剖面（圖 3-15 之剖面 67～71）上觀察，其表層的 Qlt 不僅層 薄且較不顯著，地層剖面質地變化之空間規律性也遠不及IIIb 亞區，就現有的地層 剖面而論，應當更類似於IIIa 亞區。因此，在水文地質分區上，作者將之視為 IIIa 亞區與IIIb 亞區的過渡型。
4.竹南丘陵區（IIId 亞區）
本區與竹南平原的分界線不以地形，而以斗換坪斷層為界，是基於地層的對 比的判識結果而定。從圖3-16 之剖面 76 與 80 的比對，以及圖 3-17 之剖面 78 與 82 的比對，均可辨識，斷層南北側的地層性質存在著相當的差異，斗換坪斷層以南 的中港溪及其支流南港溪的沿河地帶，在地形上雖然是平原，但其堆積相卻不是 Qa（地形學上應稱「侵蝕平原」），既無 Qa，水文地質分區就不應歸類到 IIIb 亞區 反而是IIId 亞區了。
IIId 亞區與 IIIa 亞區「南段」的海拔高度近似，野外所觀測到的地下水水質（電 導度及pH）趨勢亦相似20；將兩者的地層剖面（圖3-14 之剖面 54～58、64～66；
圖3-16 之剖面 79～83）加以對比，兩者的地層質地變化趨勢也大致相吻合：大致 均為標高40m 到 10m—砂層、標高 20m 到-5m—土層、標高 5m 到-20m—砂層或砂土 層、標高-20m 之下為土層，但 IIId 亞區的垂直空間規律性不及 IIIa 亞區的南段顯著 因此，我們可以「標高」作為指標，將IIId 亞區與 IIIa 亞區南段判定為同一地質時 代及在類似堆積環境下所形成的堆積相（Ptk1）。其水文地質為「砂、土層互層」，
但以土層略佔優勢，這暗示IIId 亞區的地下水出水量將近似於 IIIa 亞區南段。
此外，對比圖3-2 及圖 3-15 之剖面 84～86，這三個剖面的頂部均有砂層，砂 層厚度介於9-17m 之間，此砂層應即是 Qs，Qs 有助於提高雨水的入滲率，有較佳 的地下水出水量（楊萬全，1998），從本研究的抽水試驗(pumping test)結果分析，
是符合這種論點的。
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這兩區地下水的電導度值大部分介於 700-1000Ｓ/cm 之間（竹南丘陵西部的沙丘覆蓋區之電導度
值≒600Ｓ/cm）較其他水文地質區可以說明顯偏高甚多。
第三節、地下水含水層分布的空間特性
一、地下水含水層的類型
地下水含水層按其垂直面向的空間分布，可區分為自由含水層、受壓含水層、
化石含水層(fossil aquifer)。自由含水層之上無水平面向連續的難透水層作為加壓層 完全受壓之受壓含水層之上有水平面向連續的難透水層（土層）作為加壓層，一 個地區可能同時存在多個受壓含水層，其受壓的程度，端視其加壓層的水平延展 的程度、厚度及數量而定21。化石地下水是在地質時期被埋存於地層中的地下水，而 其地下水體完全被地層封閉不與外界交流，儲存化石水的含水層即稱為化石含水 層，化石含水層可視為廣義的受壓含水層的一種22。
II 亞區的 Qs、Ic 亞區的 Qlt、IIIb 亞區的 Qlt 和 Qte 中的礫石層等的厚度及地下 水位標高觀察，均屬於自由含水層（第一含水層）。
從鑿井地層剖面資料上觀察，剖面中是否存在土層，是判斷受壓含水層存在 與否的第一步；各地層剖面土層在水平面向的延展具有一致性，則其下方的含水 層（第二含水層）就極有可能是受壓含水層。然而，單從鑿井地層剖面仍不足以完 全確認受壓含水層的存在，必須配合地下水位調查及水質分析才得進一步確認。
二、地下水Piper 水質菱形圖分析
Piper 水質結構圖（Trilinear diagrams 或稱 Key diagrams）（如圖 3-19 所示），
為Piper 氏於 1944 年發表，分別計算 Na++K+、Ca+2+Mg+2、Ca+2、Mg+2和CO3-2+HCO3-
(或 4.3Bx)、Cl-+SO4-2、Cl-、SO4-2等的epm（當量濃度23）佔各該陰、陽離子和的百分 比後點繪之。
在水質菱形圖上分為四區，代表不同水質如下：
Ⅰ 區 為 carbonate hardness ， 以 Ca(HCO3)2為 主 （Ca+2+Mg+2＞Na++K+且 CO3- 2+HCO3-＞Cl-+SO4-2時），正常淺層自由地下水、雨水、河水等在此範圍內。
Ⅱ 區為 carbonate alkali，以 NaHCO3為主（Ca+2+Mg+2＜Na++K+且CO3-2＋HCO3-
＞Cl-＋SO4-2時），正常深層受壓地下水在此範圍內。
21
依照地下水的水理性質，地下水研究區斷層連線之西側均可視為地下水 補注的露頭或入口 (intake)，難透水層之下的受壓水受壓程度不一，基本上是愈往下游受壓程度愈高，但其間的差異 在實際操作上並不易區隔清楚。因此為避免行文及討論上的困擾，本研究而只採用最簡單的定義：
「受壓含水層是兩個不透水或難透水層之間所夾的完全飽和含水層。含水層中的任一點的壓力都大 於一個大氣壓」。（沈理照等，1991）
22
化石水(fossil water)可分為固定水(fixed water)和同生水(connate water)，前者又稱暫時性化石水，
如黏土層中的水，因透水性不好而幾乎不流動，但在地層中自己受到負荷，或人為抽取時，因水壓 改變，失去原有平衡狀態而流出；後者又稱永久性化石水，在油田或天然氣田的鹽（鹵）屬此，其 成分與海水相似。（楊萬全，1993：206）地下水研究區內的化石水屬前者，極可能是因在某種地質 條件下，使得受壓含水層受到封閉而成為化石水，故可視為廣義的受壓水的一種。
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epm 即當量（摩耳）濃度(equivalents per million)＝ppm／（原子量或分子量／離子價數），ppm＝
溶解質重量(mg)／全重(kg)。
Ⅲ 區為 non-carbonate hardness，以 CaSO4或CaCl2為主（Ca+2+Mg+2＞Na++K+且 CO3-2+HCO3-＜Cl-+SO4-2時），農業活動污染的地下水、化石水(fossil water)、火山區 地下水等在此範圍。
Ⅳ 區為 non-carbonate alkali，以 Na2SO4或NaCl 為主（Ca+2+Mg+2＜Na++K+且 CO3-2+HCO3-＜Cl-+SO4-2
時），海岸地區地下水、海水污染地下水等在此範圍。受海水嚴重污染的地下水集 中於：
Na+K，SO4+Cl 70%以上 Ca+Mg，CO3+HCO3 30%以上 此為海水中Cl-和Na+離子特多的緣故。
在陽離子三角圖上，受海水嚴重污染的地下水集中於：
Na+K 70%以上 Ca、Mg 30%以上
在陰離子三角圖上，受海水嚴重污染的地下水集中於：
Cl 70%以上
SO4，CO3+HCO3（或4.3Bx） 30%以上
將上述三種分析方法並為討論之後，區分為未受污染、已受污染、嚴重污染三 種，點繪於水樣採取地點，可得污染地點分布圖，可藉以進一步分析污染形態、範 圍，並探究其原因等。
2.以 Piper 水質菱形圖水質分析作為分辨含水層之指標
從上述的說明可知，Piper 水質菱形圖的分析能力有二：(1)分辨所採樣的井水 屬於哪一類型含水層的地下水；(2)明瞭所採樣的地下水受到農業及海水污染的程 度。
作者曾經對地下水研究區的地下水做廣泛的採樣分析（圖 3-20），相關地下 水水質的分析在第四章有詳細的論述，兩者在本節均不加以贅述。本章的目的是運 用Piper 水質結構圖中間的菱形圖（本文稱為「水質菱形圖」），利用所採的地下水 樣水質特性，來確認各水文地質區的含水層類型。假設在水樣水質未受到污染的情 況下，特定含水層中地下水的Na+、K+、Ca+2、Mg+2、CO3-2、HCO3-、Cl-、SO4-2等離子的 epm 將呈現一定的比例關係（落在水質菱形圖的特定象限）。
3.研究限制
本研究所使用的觀測水井均為現成之公、私有水井，而非為本研究計畫自行開 鑿的觀測水井，而這些水井有半數以上是沒有「水權登記」資料（未向縣市政府水 利主管單位申請地下水水權登記），在這些未登記的水井中，作者僅能利用田野 調查方法所能取得部分水井資料如：水井類型、井位座標、井深、管徑等資料，重要 者如濾水管位置及地層剖面資料則完全闕如。其次，地下水研究區內的大部分深井
均採用多層採水的方式抽取地下水，即有多個含水層埋設濾水管（或稱井篩）
(screen)集水抽取，所以作者所觀測到多層採水井的資料如：地下水位、電導度值、
陰陽離子濃度、pH，均可能是各含水層之地下水混合的綜合反應。
在地下水研究區相關研究文獻所建立的地下水基本調查資料十分有限，，所 以作者在資料分析上受限於現實環境，必須以「間接調查」的方法，綜合野外調查 所獲得的水井電導度值、RpH、離子濃度、地下水位、井深及地層剖面資料，逐步抽 絲剝繭，來合理推論各水文地質區的含水層分布狀況。
三、地下水含水層的確認
1.淺井與深井的分辨
作者在確認地下水研究區含水層所運用的第一步驟是先分離淺井與深井，作 者將井深30m 以內者歸類為「淺井」，而寬口井的井深一般在 10m 以內，均是自由 水井；井深大於30m 者為「深井」。
為何用30m 作為區隔淺井與深井的指標呢？作者的依據是圖 3-8～圖 3-18 的 鑿井地層剖面資料的解讀：
在地下水研究區內，除了少數水文地質區（Ia 區）以外，大部分的水文地質 區在地面下20m 到 30m 以內，普遍存在礫石層或砂層或礫石層含土層等堆積相，
這種堆積相構成了第一含水層。第一含水層之下則存在一層厚約5-10m 的土層（難 透水層），此一難透水層的存在是構成其下的礫、砂層或礫石層含土層成為第二含 水層（受壓含水層）的必要條件(necessary condition)，但非充分條件(sufficient condition)。也就是說，第一含水層之下有難透水層，難透水層之下的礫、砂層或礫 石層所構成的含土層可能是受壓含水層，卻也可能仍然是自由含水層或半受壓狀態 但至少能確認井深30m 以內的水井，就是屬於淺井（自由水井），所抽取的地下 水自是屬於自由水。
2.井水來源的分辨
井深大於30m 的水井，其所抽取的地下水，則可能來自三種型態的含水層：
(1) 受 壓 水 ： 構 成 受 壓 含 水 層 完 全 受 壓 的 充 要 條 件 (sufficient and necessary condition)是含水層之上的難透水層在水平方向必須是大面積且連續性地延 展，才足以構成連續的加壓層(confined bed)，形成完全的受壓含水層。其次，
第一含水層必須是沒有放置濾水管（不會有地下水水質混和的情形發生）。
甚者，如果加壓層完全封閉其下的含水層，則也可能構成化石含水層，化 石含水層也可視為廣義受壓水的一種。
(2)自由水：第一含水層之下的難透水層（土層），在水平方向並未有效地連 續延展，無法形成完全之受壓含水層。地下水是流體，飽和帶中的地下水只 要地層的粗孔隙相通，就可構成水的通道，就能藉由重力及分子力所形成 的壓力傳遞水分子。
