台灣宜蘭及緬甸西海岸地區之極端事件沉積物辨認與探討

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國立台灣大學理學院地質科學研究所碩士論文

Department of Geosciences College of Science National Taiwan University

Master thesis

台灣宜蘭及緬甸西海岸地區之極端事件沉積物辨認與探討

Identification of extreme sedimentary event deposits in Yilan, Taiwan, and the western coast of Myanmar

蔡元祿 Yuan-Lu Tsai

指導教授：徐澔德博士 Advisor: J. Bruce H. Shyu, Ph.D.

中華民國 106 年 6 月

June, 2017

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致謝

本文得以完成，首先要感謝的是我的指導老師徐澔德教授，以及提供給我此機會的太田陽子教授，因為有兩位教授的協助，本研究才得以在宜蘭平原進行調查工作。感謝王昱學長、姜宏偉學長以及王崇哲學長，於緬甸的野外工作中，教了我許多相關知識。此外，要感謝口試委員游能悌教授、顏君毅教授、王昱學長以及黃致展學長的建議與指導，讓我明白本文之錯誤所在，並且找出自己的盲點。

從進入地質系至今已有7 年的時間，以大二及大三不同老師開設的不同野外

課程為契機，使我對地質領域產生興趣，也才有機會念碩士班。也感謝B99 同學在出野外時的各種幫助，跟大家一起出野外是很快樂的。

同時要感謝Bruce Lab 的夥伴們，徐澔德老師、興麟學姊、玉秀、崇哲、怡蓉、小希、小杜、奕維、秦念祺、小班、陳承鴻、蔡原閔、蔡佳欣、劉司捷、袁宇威、殷瑀萱、吳俁與陳展懋。Lab 的大家於 meeting 時給的建議，幫助了我很多。感謝怡蓉很久之前的ArcGIS 教學，讓我在處裡資料時，輕鬆許多。感謝崇哲於緬甸的剖面繪製、RTK 以及 Total Station 使用之教學，讓我之後能夠更快速地上手這些儀器，以及更快速地繪製出地形剖面。感謝玉秀總是能把野外帳務處理的相當完美。感謝黃台豐技師與多位地主及政府機關聯絡並取得許可，及協調挖掘機之相關事項。感謝有幫我出野外的黃奕彰學長、楊詠然學長、蔡佳欣、袁宇威、劉司捷及陳展懋。感謝陳彥如協助搜尋龍德地區可架設RTK 基站的位置。感謝幫我修改論文的劉司捷、袁宇威、殷瑀萱、吳俁、鐘萱與陳展懋。感謝 Thingazar 旅行社幫我們安排緬甸野外的各種事項。感謝 Wai Phyo 在緬甸幫我們尋找挖掘槽溝之人手。感謝吳泰宗總是能夠租給我們需要的車型。

於Bruce Lab 中，最辛苦的還是我的指導教授徐澔德老師，在挖掘結果並非期待時，給予鼓勵並且指導我研究前進之方向，使我得以寫出本論文。在老師的帶領之下，逐漸了解到作學術的方法，也了解到了學術的嚴謹。在Bruce Lab 的

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三年多，真的跟老師以及同學們學到了很多，每天也都過得很開心。

最後要感謝的是我的家人，謝謝你們的支持，讓我能夠進入地質系，並且念碩士班畢業，謝謝你們。

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摘要

宜蘭平原位於台灣東北部，其東南側為琉球海溝。琉球海溝於1771 年曾經發生規模超過7.4 的地震，產生明和海嘯，明和海嘯於石垣島東南側搬動重量超過700 公噸之海嘯石。由於台灣宜蘭海岸地區與石垣島距離僅約為 250 公里，此海嘯事件可能也曾對宜蘭海岸地區造成過影響。而在緬甸西海岸地區，西臨巽它海溝，於1762 年亦曾發生規模至少 8.5 的大地震。故本研究探討此兩區域的海岸極端沉積事件記錄，並藉由這些紀錄探討古海嘯是否曾對此兩區域之海岸環境造成影響。

藉由前人發表之海嘯沉積物記錄，可以發現一些共通的特性，例如：找到海嘯沉積物的位置都位於沿岸砂脊後方地勢較低處，因平時波浪無法翻越沿岸砂脊，只有在海嘯來時，有可能將淺海與沿岸砂脊上的沉積物，帶至後方地勢較低處堆積。此種事件堆積層最關鍵的特徵為：海相事件沉積物不規則地覆蓋在陸相沉積物（例如土壤或泥）上，侵蝕造成之邊界相當明顯。

本研究利用槽溝挖掘，觀察並記錄兩區域的沉積物組成、分佈以及特徵，推測此兩區域之海岸環境變化，以及是否有受到事件之影響，並搭配碳-14 定年、

銫-137 分析及矽藻分析，試圖了解這些事件之來源及發生年代。在蘭陽溪以北的土圍(TW)槽溝中，發現一砂層覆蓋在泥層上，邊界明顯，根據前人研究及其他槽溝結果，本研究推測為古宜蘭河之地區性氾濫事件所沉積。蘭陽溪以南地區的龍德(LD)槽溝中發現一砂層覆蓋在一有機層上，邊界明顯且不規則，推測可能代表一大水事件，但就目前資料仍無法得知此事件確切來源。在緬甸西海岸卡帕裏海攤附近地區，發現一灰色砂土層覆蓋在富含植物碎屑之有機層上，邊界明顯，根據附近地形以及矽藻分析之結果，本研究推測為沙嘴發育或潟湖被沉積物填滿之過程。

由於本研究之研究區域內沿岸砂脊沉積物與河流沉積物來源及組成相同，因此無法直接利用沉積物組成直接判斷事件來源。若未來須利用類似方法研究極端

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事件沉積物，則需事先確認可分辨不同來源之沉積物，作為沉積物來源之直接證據。

關鍵字：海嘯、極端沉積事件、宜蘭、緬甸、槽溝

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Abstract

The Yilan Plain in northeastern Taiwan is located west of the Ryukyu Trench. In AD 1771, a M7.4 earthquake occurred near the Ryukyu Trench, and generated a

tsunami which moves a ~700 tonnes boulder on the southern part of the Ishigaki Island, only 250 km away from the Yilan Plain. Therefore, we suggest that tsunami poses potential threats to the Yilan Plain. Offshore western Myanmar, a ~M8.5 earthquake occurred in 1762 on the nearby Sunda Trench. The 2004 Sumatra Tsunami also reached approximately 3 m high along the western coast of Myanmar according to local

residents. These observations also point out the potential for future tsunami hazard along the rapidly developing western Myanmar coast. Therefore, we attempted to search for geological record of previous extreme sedimentary events in these two areas in this study.

We excavated several pits in our two study areas to observe the deposits, collected samples, and used C-14 dating, Cs-137 analyses and diatom analyses to help us

understand the age and sedimentary environment of the deposits. In the northern Yilan Plain, we found a 25 cm thick sand layer covering a mud layer with a sharp and horizontal boundary. We infer that this sand layer deposited during a fluvial flooding event. In southern Yilan Plain, we found another sand layer covering a black mud layer with a sharp and irregular boundary. This clearly indicates a high-energy depositional event, but the source of such an event remains unknown. In trenches excavated along the western coast of Myanmar, we found a gray sand layer covering an organic mud layer that has abundant plant debris with a sharp boundary. We infer that the gray sand layer also indicates an event. This event may be a fluvial flooding event or a beach ridge propagation event.

Our results show that extreme sedimentary event deposits are present in both of our

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study areas. However, in both of our study areas, sediments from beach ridges and sediments from rivers have the same sources. Therefore, we cannot use the composition of event layer sediments to define the sources. Thus, we are still unsure whether some of the event sources are fluvial or marine. More data are needed to further understand the details of these events.

Key words: tsunami, extreme sedimentary event, Yilan, Myanmar, trench

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圖目錄

圖1-1、宜蘭平原及石垣島位置... 3

圖1-2、巽它大型逆衝帶自 17 世紀至今發生之地震位置及其規模 ... 4

圖2-1、宜蘭平原與其周邊地層之分佈 ... 6

圖2-2、本研究於蘭陽溪以北區域繪製之沿岸砂脊分佈 ... 7

圖2-3、本研究於蘭陽溪以南地區繪製之沿岸砂脊分佈 ... 8

圖2-4、印緬山脈及若開邦海岸地區外海島嶼位置 ... 10

圖3-1、本研究初步於宜蘭平原地區選定之挖掘位置 ... 13

圖3-2、卡帕裏海岸位置 ... 15

圖3-3、RTK-GPS 測量原理示意圖 ... 17

圖4-1、蘭陽溪以北地區挖掘之槽溝位置 ... 20

圖4-2、GG 槽溝照片及地層柱... 21

圖4-3、DF T1 之地層柱及槽溝照片。 ... 23

圖4-4、DF T2 之地層柱及槽溝照片 ... 24

圖4-5、YGG 之地層柱及槽溝照片 ... 26

圖4-6、BTG 之地層柱及槽溝照片 ... 27

圖4-7、DSG 槽溝照片及地層柱 ... 28

圖4-8、土圍地區槽溝之地層柱及樣本分析結果 ... 30

圖4-9、龍德地區槽溝及鑽井位置圖 ... 31

圖4-10、龍德地區測量結果及剖面圖 ... 33

圖4-11、龍德地區槽溝照片及地層柱 ... 35

圖4-12、宜蘭平原南部龍德地區所鑽取之沉積物岩芯詳細位置 ... 36

圖4-13、宜蘭平原南部龍德地區沉積物岩芯 Bh1 地層柱 ... 37

圖4-14、宜蘭平原南部龍德地區沉積物岩芯 Bh2 地層柱 ... 38

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圖4-16、Pit 1 至 Pit 3 槽溝之挖掘位置及地形剖面 ... 41

圖4-17、Pit 1 槽溝之照片、地層柱以及定年結果 ... 42

圖4-18、Pit 2 及 Pit3 槽溝照片 ... 43

圖4-19、Pit 4 及 Pit 5 槽溝之挖掘位置及附近之地形剖面 ... 45

圖4-20、Pit 4 之槽溝照片及地層柱 ... 46

圖4-21、Pit 8 槽溝挖掘位置以及附近之地形剖面 ... 47

圖4-22、Pit 8 槽溝照片以及地層柱 ... 48

圖4-24、Pit 9 之槽溝照片以及地層柱 ... 50

圖4-25、緬甸若開邦海岸地區之 Pit 6 附近地形剖面 ... 51

圖4-26、Pit 6 槽溝挖掘及樣本分析結果 ... 53

圖5-1、宜蘭河河道位置 ... 55

圖5-2、Pit 6 附近區域之沉積環境變化 ... 58

表目錄

表4-1 宜蘭平原地區挖掘之槽溝名稱、深度及沉積物組成... 21

表4-2 緬甸若開邦海岸地區之槽溝名稱、挖掘深度及沉積物組成... 40

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第一章研究動機與目的

1.1 研究動機

近數十年來，全球各國對極端事件的重視程度日增，其中最受注目的即是海嘯。21 世紀迄今僅十餘年，全球已發生兩次重大的海嘯事件，分別是 2004 年印尼蘇門答臘(Sumatra)海嘯以及 2011 年日本東北(Tohoku)海嘯。此兩海嘯事件對於當地造成相當嚴重的生命以及財產的損失。海嘯之起源可能為震央於海底之大地震、海底山崩或隕石撞擊(Sørensen et al., 2012)，上述之兩海嘯事件，為大型逆衝帶(megathrust)之地震所引起(Gahalaut et al., 2006; Fujiwara et al., 2011)。此外，除了以上兩個21 世紀迄今發生的海嘯外，自 19 世紀以來，太平洋地區有歷史紀錄之海嘯多達23 次(Bolt, 2006)，可見太平洋地區都有海嘯的潛在威脅。台灣宜蘭平

原地區沿海直接面對太平洋，平原區有將近一半面積海拔高度低於10 公尺且大

多數人口居住在平原地區，另外宜蘭地區人口數於西元2016 年已超過 45 萬人

（來源：內政部統計資料），是急需知道是否存在海嘯風險之區域。此外緬甸西

海岸地區之卡帕裏海灘(Ngapali beach)為今日為緬甸知名度假勝地之一，根據當地人的說法，2004 蘇門答臘海嘯於卡帕裏海灘附近之上溯高達到 3 公尺(Than Tin Aung et al., 2006)。從上所述可得知此兩地區有海嘯之風險，必須在災害發生前擬定對策，以確保當地居民以及遊客的安全。

然而，現今對於古海嘯之研究，大多集中於日本地區(Shishikura et al., 2007;

Fujiwara et al., 2000; Fujiwara et al., 2007; Tanigawa et al., 2014)。其他環太平洋及印度洋周邊位處大型逆衝帶附近之區域，雖然存在海嘯之潛勢，但古海嘯之研究較少，大多區域甚至無法明確指出是否曾經被海嘯襲擊，因此需要更多對於古海嘯之研究。本研究因此選定宜蘭平原以及緬甸若開邦海岸地區進行極端沉積事件之研究，期望藉由這類沉積事件紀錄，對此兩區域可能之古海嘯和其他極端沉積事件有更多了解。

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1.2 研究目的

台灣宜蘭沿海地區鄰近琉球海溝(Ryukyu Trench)，琉球海溝於西元 1771 年的八重山地震(Yaeyama Earthquake)時，產生明和海嘯(Meiwa Tsunami)，此海嘯於石垣島(Ishigaki Island)東南側搬動了重量超過 700 公噸的海嘯石（牧野清，1981）。

由於台灣宜蘭沿海地區，與石垣島距離僅有250 公里（圖 1-1），推測宜蘭沿海地區有可能也受到了明和海嘯之影響，因此本研究將於宜蘭平原尋找可能之海嘯紀錄。

緬甸西海岸地區鄰近巽它大型逆衝帶(Sunda Megathrust)於緬甸外海地區歷史紀錄唯一的大地震為西元1762 年的阿拉干(Arakan)地震(Oldham, 1883)。前人研究表示阿拉干地震規模約為8.5，且於外海最大的兩島嶼蘭裏島(Ramree Island)及基督島(Cheduba Island)上，觀察到同震抬升(co-seismic uplift)之證據，推測造成該地震之斷層位於外海地區(Wang et al., 2013)。綜合以上敘述，地震當時於海底應

有同震抬升，有引發海嘯之可能。巽它大型逆衝帶於蘇門答臘地區從17 世紀至

今已發生多次規模大於7 之地震（圖 1-2），且根據本研究與當地居民之訪談，

2004 蘇門答臘海嘯於緬甸若開邦(Rakhine State)海岸之上溯高可達約 3 公尺。由此可見，本研究認為緬甸若開邦地區可能受到過海嘯之襲擊。

由於本研究認為台灣宜蘭沿海以及緬甸西海岸地區，有受到海嘯威脅之潛勢，因此將利用挖掘槽溝之方法，探討此兩地區是否有受到海嘯事件之影響。若有，則可進一步探討這些事件的發生時間、影響範圍、上溯高以及再發週期等細節。

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圖1-1、宜蘭平原及石垣島位置。紅框處為宜蘭平原，星號為石垣島海嘯石位置，海嘯石大小如B 圖所示。海嘯石三軸長度約為 12.5、10.5 及 10.3 公尺，現今海拔高度約為7.3 公尺。牧野清(1981)指出該海嘯石於西元 1771 年明和海嘯中有被搬動，推測當時海嘯影響範圍甚大。（底圖取自Google Earth）

A B

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圖1-2、巽它大型逆衝帶自 17 世紀至今發生之地震位置及其規模。根據 Wang et al. (2013)，緬甸西海岸外海地區於 1762 年發生規模約為 8.5 的地震。因此本研究選定紅框處為研究區域。（修改自Natawidjaja et al., 2007）

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第二章研究區域地質背景

2.1 宜蘭平原區域地質概況

2.1.1 地質及地形介紹

宜蘭平原平均海拔高7.38 公尺，平均坡度為 1 度，為一個平緩的沖積平原

（蘇清泉，2011）。平原大致呈現三角形狀，海岸線方向大致為南北向，外海小島僅有一個（龜山島）。平原開口朝東側，外海正東方為沖繩海槽(Okinawa Trough)，東南方為琉球海溝，1771 年明和海嘯為琉球海溝發生之地震所引起 (Nakamura, 2009)，為宜蘭平原可能的海嘯來源。

陸上部份，宜蘭平原西北側為雪山山脈(Hsuehshan Range)，南側為中央山脈 (Central Range)最北段，主要河流為蘭陽溪(Lan-Yang River)，其他河流則包括宜蘭河(Yilan River)、冬山河(Dong-Shan River)、竹安溪(Chu-An River)及新城溪 (Shin-Chen River)。宜蘭平原主要沉積物來源，以雪山山脈及中央山脈之地層為主。雪山山脈於宜蘭平原附近主要出露之地層為大桶山層、乾溝層、四稜砂岩及西村層，岩性以硬頁岩、板岩、千枚岩以及變質砂岩為主；中央山脈在宜蘭平原

附近主要出露地層為廬山層，岩性以硬頁岩、板岩和千枚岩為主，見圖2-1（何

春蓀，1986）。因宜蘭地區沉積物來源主要是硬頁岩、板岩、千枚岩及變質砂岩，故河砂主要組成亦為這些岩性的岩石之碎屑。

2.1.2 沿岸砂脊分佈

於宜蘭平原沿海內緣，有平行海岸線之沿岸砂脊(beach-ridges)分佈，其分佈特徵大致以蘭陽溪為界。蘭陽溪以北沿岸砂脊只有一條，高度大致為5~15 公

尺，推測為現生之沿岸砂脊，蘭陽溪以北之沿岸砂脊分佈如圖2-2；蘭陽溪以南

沿岸砂脊數量較多，可達4 至 5 條，皆大致與海岸線平行，每條砂脊之高度及總長度由海岸往陸地遞減，即是越往陸地地區，砂脊保存狀況越差，蘭陽溪以南之

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沿岸砂脊分佈如圖2-3。這些沿岸砂脊為河流或風的堆積造成（蘇品如等，

2009），砂脊之沉積物與沖積平原之沉積物來源相同，皆是源於中央山脈及雪山山脈之沙，組成同樣以硬頁岩、板岩、千枚岩及變質砂岩之碎屑為主。

宜蘭平原沿海區域除河流出海口外都有沿岸砂脊分佈，在沿岸砂脊後方（即西側）有許多平行海岸線方向之河川，也有數個濕地分佈於此，為排水不良之區域，因此形成沼澤(swamp)環境，平時沉積物主要以泥為主。

圖2-1、宜蘭平原與其周邊地層之分佈。宜蘭平原河川多數源於圖例中之地層，

因此沖積平原之沉積物主要來源同為圖例中之地層（蘇清泉，2011）。

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圖2-2、本研究於蘭陽溪以北區域繪製之沿岸砂脊分佈。由圖中可以發現整個蘭陽溪以北區域，沿岸砂脊只有最靠近海岸的一條。（底圖取自Google Earth）

宜蘭市礁溪

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圖2-3、本研究於蘭陽溪以南地區繪製之沿岸砂脊分佈。A 圖為蘭陽溪南岸大區域 Google Earth 影像，沿岸砂脊主要分佈在紅框處，如B 圖所示。從 B 圖可以發現，沿岸砂脊越向內陸，長度越短且寬度越窄。（底圖取自 Google Earth）

三星羅東

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2.2 緬甸若開邦海岸地區地質概況

2.2.1 地形及地質介紹

若開邦位於緬甸西海岸地區，外海最大之島嶼為蘭裏島以及基督島，位置如圖2-4 所示。海岸線特徵大致以蘭裏島為分界，蘭裏島以北之潮汐水道(tidal channel)錯綜複雜，甚至可延伸到數十公里遠的印緬山脈(Indo-Burman Ranges)邊緣。蘭裏島以南區域潮汐水道分佈相對較少，海岸線較為平直，且有數個灣口 (bay)，其開口方向直接面對孟加拉灣。

若開邦沿海地區緊鄰印緬山脈，印緬山脈主要岩性包括白堊紀(Cretaceous)至新進紀(Neogene)的濁流岩(turbidites)和混同層(melange)。混同層中之岩塊(block) 包含輝長岩(gabbro)、枕狀玄武岩(pillow basalt)、蛇紋岩(serpentinite)、燧石 (chert)、石灰岩(limestone)以及片岩(schist, Brunnschweiler, 1966; Mitchell, 1993;

Bender, 1983; Acharyya, 2007; Maurin and Rangin, 2009)。若開邦向西流注入孟加拉灣的河川，皆發源於此山脈，因此可以推測沿岸之沖積平原沉積物主要也以上述岩性之碎屑組成。

2.2.2 沿岸砂脊分佈

緬甸若開邦沿海地區之沿岸砂脊，僅有最靠海側之一條，推測為現生，可能是沿岸流或風的影響所形成之沿岸砂脊。此外，於整個若開邦沿海地區，並未發現其他位在較內陸地區之沿岸砂脊。

若開邦沿海地區之沿岸砂脊主要分佈於蘭裏島以南之海岸，且海岸邊出現有沖積平原處。因砂脊處地勢較高，不易積水，故聚落多半位於沿岸砂脊上，且聚落分佈方向與沿岸砂脊相同，為平行海岸線方向。由於若開邦沿海區域廣大，河流數量多，且部分沿海地區並無沖積平原，沿岸砂脊並非呈現連續性的分佈。每段沿岸砂脊之高度皆不同，約在2.5 到 10 公尺之間。

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圖2-4、印緬山脈及若開邦海岸地區外海島嶼位置。其中最大兩個島嶼為蘭裏島(Ramree Island)及基督島(Cheduba Island)。由圖中可得知，若開邦向西注入孟加拉灣之河流，主要源於印緬山脈。（底圖取自Google Earth）

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第三章前人研究及研究方法

3.1 海嘯沉積物相關研究

3.1.1 日本地區

對於海嘯沉積物的研究，最早主要以日本地區為主，Shishikura et al. (2007)在日本宮城(Miyagi)縣的石卷(Ishinomaki)平原，找到了五次海嘯堆積物。他們選定的位置為沿岸砂脊發育良好處，在兩砂脊中間的脊間低地(inter-ridge lowland)，挖掘槽溝以及利用geoslicer 尋找可能的海嘯沉積物。根據 Shishikura et al. (2007)的結果，此類海嘯事件沉積物的主要特徵為事件沉積物（即是沿岸砂脊的砂）覆蓋在以泥碳質為主的粉砂層上，邊界相當明顯。事件沉積物頂部由砂層漸變成泥碳質為主的粉砂層，直到下一次事件來臨。極少部分事件堆積物內有找到指示快速沉積的火焰狀構造(flame structure)。

年代部分，Shishikura et al. (2007)主要使用泥碳質粉砂層內的碳樣本，利用碳 -14 定年，並搭配火山灰之年代來決定這些事件之可能發生年代。

3.1.2 泰國西南沿海地區

於泰國西南沿海的帕通島(Phra Thong Island)上，Jankaew et al. (2008)同樣選定脊間低地及利用槽溝挖掘的方式，發現除了2004 蘇門答臘海嘯沉積之海嘯沉積物外，還有兩層2004 年以前的海嘯沉積物，顯示該地區海嘯不只發生一次。

由於2004 年以前之海嘯沉積物分佈比 2004 年之海嘯沉積物更深入內陸地區，他們認為產生2004 年之前的海嘯事件之地震規模需要比 2004 年蘇門答臘地震的規模8.5 還大，產生的海嘯才有可能造成此一分佈型態。

事件沉積層內不易發現碳樣本，即使發現碳樣本，大部分也都為經過搬運，

非現地樣本，其年代無法代表事件年代。因此Jankaew et al. (2008)採集事件沉積物上下之泥層內的樹皮或樹葉碎片，利用碳-14 定年求取海嘯事件之年代範圍。

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3.1.3 台灣地區

於台灣北部金山地區，Yu et al. (2016)利用沉積物岩芯分析，找到兩次疑似海嘯事件之堆積物。他們所選定的鑽孔位置大部分位於障蔽沙洲(barrier sand dune) 後方之海階上。此處發現之海嘯沉積物特徵為海相的事件石英砂層覆蓋於安山岩質河流沉積物上，邊界明顯。該研究中的年代同樣是利用事件上下層的碳-14 定年決定，得到兩事件年代分別介於17 到 18 世紀之間以及 19 世紀。再對比歷史紀錄推測較年輕的事件應該是西元1867 年的基隆海嘯事件。

3.2 槽溝挖掘

3.2.1 挖掘地點選取

在選取挖掘地點之前，需要先參考該地區沿岸砂脊之分佈狀況，尋找砂脊後方，或兩砂脊中間地勢較低處，作為可能挖掘的地點。然而若僅利用以上條件，

可挖掘的地點幾乎會是整個平原地區，因此本研究於宜蘭平原以及緬甸西海岸兩地區，分別利用不同條件來選取最後挖掘之地點。

宜蘭平原蘭陽溪以北地區，因沿岸砂脊僅有一條，砂脊後方至山前緣都是可選擇的挖掘區域；蘭陽溪以南區域，因砂脊數量較多，故可選定的挖掘區域主要在兩條砂脊中間之脊間低地。然而因宜蘭平原已廣泛開發，大部分區域為農田、

魚塭或房舍，在開發時已有許多回填。因此本研究先利用Google Earth 影像，搜尋影像上看似未被開發之區域，再至現場踏勘，調查該地是否被回填，以及是否為地勢相對低之區域，若未被回填且地勢相對較低，則列為可能可挖掘之區域。

本研究最初在宜蘭選定之挖掘位置，如圖3-1 所示。選定挖掘位置後，還需要聯絡該土地地主取得同意，才能進行挖掘。然而，本研究選定之挖掘位置大多地籍

複雜，不易取得開挖許可。最後於宜蘭地區僅有8 處可實際進行槽溝挖掘，詳細

挖掘位置及結果見第四章。

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圖3-1、本研究初步於宜蘭平原地區選定之挖掘位置。其中，綠色三角形處為現場調查後，因為人工回填或地勢過高而排除之位置。紅色圈處為初步認為可挖掘之位置，黃色為沿岸砂脊之分佈。（底圖取自Google Earth）

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緬甸西海岸若開邦沿海地區，因抵達不易，無法如宜蘭地區一般進行先期踏勘之工作，且可住宿之地點僅有一處，因此本研究之挖掘區域，主要在住宿地點

之卡帕裏海灘附近，且利用車輛可當日往返之區域，見圖3-2。優先選取灣口內

之海岸，由於海嘯為長波長之波浪，在灣口處會有波高放大之效果，推測於灣口處，且有沿岸砂脊之位置最容易發現海嘯沉積物。由於海嘯並非小區域之事件，

因此於灣口附近較平直之海岸，亦可能會受到影響，因此於平直海岸，且有沿岸砂脊之位置，也有堆積海嘯沉積物之可能性。本研究於若開邦沿海地區詳細之挖掘位置及結果詳述於第四章。

3.2.2 挖掘方法

本研究於台灣宜蘭地區，選定挖掘位置後，利用挖掘機進行槽溝挖掘。槽溝之長寬受限於取得挖掘許可之土地大小，挖掘機施工以及挖出之土方堆疊都需要空間，因此實際可挖掘面積，僅有取得挖掘許可面積之一半或甚至更少。本研究於宜蘭地區挖掘之數個槽溝，長度約為2~5 公尺，寬度約為 2~3 公尺。挖掘深度部分，宜蘭地區的挖掘深度約為1~2 公尺之間，原因為在此區域，挖掘至此深度後，地下水即會湧出，使得挖掘無法繼續進行。

若開邦沿海地區，因開發程度較低且行程安排不確定性較多，使用挖掘機相對困難，因此本研究於若開邦地區使用人力進行槽溝挖掘，於若開邦地區挖掘之數個槽溝，長度約為0.5~2 公尺，寬度約為 0.5~1 公尺，挖掘深度受限於人力以及該處底質影響，介於0.5~2 公尺之間。

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圖3-2、卡帕裏海岸位置。紅圈處為卡帕裏海灘，紅框處附近使用車輛可當日往返之區域，本研究之挖掘位置皆位於紅框內，詳細挖掘位置見第四章（底圖取自Google Earth）。

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3.2.3 樣本採集

於宜蘭及若開邦地區，採集樣本之方法及種類均相同。本研究採集之樣本主要為碳樣本、珊瑚、貝殼及沙樣。碳樣本主要包括樹葉、樹皮、樹根、種子以及其他無法辨認之碳塊，採集的方法為發現樣本並記錄位置後，利用金屬製刮刀或湯匙將樣本視大小放入玻璃瓶或塑膠夾鏈袋中。珊瑚及貝殼樣本則是直接裝入麻布袋；沙樣則是利用金屬製鏟子，將0.2~2 公斤之沙樣本裝入塑膠夾鏈袋。

野外結束後，將採集之樣本置入烘箱中，並用攝氏50 度烘乾兩天，並依據樣本大小更換至適合的容器中保存，以進行後續分析。

3.3 地形測量

本研究主要測量目標為通過槽溝且垂直海岸線之剖面，透過該剖面可以得知沿岸砂脊高度及形狀、挖掘位置、事件沉積物之高度及沿岸砂脊後方低地之地形，有助於推測事件之來源。

為得知海岸線剖面，本研究使用RTK-GPS (Real Time Kinematics-Global Positioning System)進行測量，RTK-GPS 可分為基站(base)以及移動站(Rover)兩部分，基站及移動站兩者都接收GPS 訊號，基站同時發射無線電波讓移動站接收，

再利用校正得知移動站的瞬時(Real Time)位置及高程，示意見圖 3-3。利用 RTK- GPS 得到的資料經緯度座標，高度為橢球高，將得到的高度與當地平均海水面校正後，即可繪製出槽溝附近之地形剖面。

(30)

圖3-3、RTK-GPS 測量原理示意圖。基站與移動站皆接收 GPS 訊號，基站將資訊以無線電波方式傳送至移動站，移動站透過GPS 以及無線電波接收之資料，計算出瞬時位置。

3.4 樣本分析

3.4.1 碳-14 定年法

碳-14 定年法主要是測定樣本內碳-14 同位素與大氣中之碳-14 同位素之比例，再利用碳-14 之半衰期 5730 年來得知樣本年代。其原理為生物體在未死亡前，體內之碳-14 會藉由呼吸或其他作用與大氣中的碳-14 交換，因此未死亡的生物體其碳-14 含量應與大氣中碳-14 含量相同。然而在生物體死亡後，碳-14 於生物體內形成封閉系統，無法與大氣交換，碳-14 於是開始衰變，因此測定樣本內

(31)

此外，因大氣中碳-14 來源為宇宙射線（中子）撞擊氮-14 而產生出碳-14，

且碳-14 在大氣中也會衰變，比例並非維持穩定，且於 16 世紀工業革命後，開始有地層中的碳被排放至空氣中，因此在得到放射性碳年代(radiocarbon age)後，需校正成日曆年代(calendar age)，以排除大氣中碳-14 量並非固定之變因。

本研究於宜蘭及緬甸地區之槽溝內採集之碳樣本，記錄其採樣資訊（位置、

深度、樣本種類、保存狀況）後，送至美國Beta Analytic 公司進行加速器質譜儀 (Accelerated mass spectrometry, AMS)分析並得到年代。

3.4.2 銫-137 分析

銫(Cesium)為鹼金族(alkali metal)元素之一，較穩定的狀態為銫-133。本研究分析之銫-137 為人造之放射性同位素，主要在西元 1950 年核子試爆後被釋放到大氣中，其半衰期約為30.1 年(Unterweger et al., 1992)。

本研究之銫-137 分析，只分析樣本中之銫-137 是否高於背景值，並未進一步計算銫-137 之含量。本研究共分析 3 個銫-137 樣本，每個樣本為大約 0.2~0.3 公斤之沙，烘乾後放入容器中，再利用γ 射線能譜儀(Gamma-Ray Spectrometry)測定 48 小時，得到資料繪製出能譜後，觀察是否有銫-137 所對應之 661.7 keV。若有銫-137 之峰值，代表該沉積物可能是 1950 年以後所堆積；若無銫-137 之峰值，

則可能是1950 年之前所堆積。本研究之銫-137 分析為委託國立台灣大學孔燕翔 (Alexander Kunz)博士測定。

3.4.3 矽藻分析

矽藻分析主要是分析沉積物中所含矽藻(diatom)之種類，以得知該種矽藻為海洋環境(marine environment)、半鹹水環境(brackish environment)或淡水環境 (freshwater environment)，了解沉積物中所含之矽藻的生活環境，以推知沉積物之沉積環境，有助於判斷事件沉積物之來源。

(32)

本研究進行矽藻分析之樣本，為15~20 公克之沙樣。烘乾後取約 20 毫克，

加入一滴次氯酸鈉(sodium hypochlorite)溶液於乾的沙樣上，用以去除有機物碎屑。30 分鐘後用蒸餾水(distilled water)潤洗該溶液，潤洗後再放入離心機，以 1300rpm 離心 8 分鐘，再將 1.0 毫升之樣本放上玻片，以攝氏 60 度烘乾後，再利用油浸式顯微鏡(oil-immersion microscope)觀察(Sawai, 2001)。本研究之矽藻分析為委託日本産業技術総合研究所(National Institute of Advanced Industrial Science and Technology, AIST, Japan)的澤井祐紀(Yuki Sawai)博士協助分析。

(33)

第四章研究結果

4.1 宜蘭平原北部 (蘭陽溪以北)

4.1.1 槽溝位置

初步挖掘地點選定後，需要與地主聯繫並取得許可，方可進行槽溝挖掘之作業。本研究於宜蘭平原蘭陽溪以北地區，總共挖掘7 個，如圖 4-1 所示。槽溝之命名最初使用編號，而後發現編號命名容易混淆，因此改用附近之地名命名槽溝。蘭陽溪以北的7 個槽溝，其中 5 個槽溝與沿岸砂脊之距離少於 1 公里，分別是公館(GG)、大福(DF T1、DF T2)、玉尊宮(YGG)及補天宮(BTG)。另外 2 個與沿岸砂脊距離則大於2 公里，分別是東聖宮(DSG)以及土圍(TW)。

圖4-1、蘭陽溪以北地區挖掘之槽溝位置。星號為有發現事件沉積物之槽溝位置，綠色圓圈為其他未發現事件堆積物之槽溝位置。其中DF（大福）挖掘槽溝 2 處。

(34)

4.1.2 挖掘概況

本研究於宜蘭平原蘭陽溪以北地區共挖掘7 個槽溝，其深度及沉積物大致組

成如表4-1 所示。

表4-1 宜蘭平原地區挖掘之槽溝名稱、深度及沉積物組成。

槽溝名稱挖掘深度沉積物組成（自地表向下）

GG 1.1m 砂層

DF T1 1.5m 人工回填、泥層、砂層

DF T2 1.8m 人工回填、泥層、砂層

YGG 1.9m 人工回填、泥層、砂層

BTG 2.1m 人工回填、砂層

TW 1.0m 人工回填、泥層、砂層、泥層、砂層

於宜蘭壯圍鄉公館（簡稱GG）地區之槽溝，挖掘深度約為 1.1 公尺。挖掘位置附近幾乎沒有開發，因此幾乎未發現人工回填。此槽溝之挖掘結果顯示，從地表附近至深度約1.1 公尺處，全為砂層。推測可能是已被侵蝕之古沿岸砂脊的一部分。於GG 槽溝中，並未採集樣本，詳細地層柱及槽溝照片見圖 4-2。

圖4-2、GG 槽溝照片及地層柱。

(35)

於宜蘭縣壯圍鄉大福（簡稱DF）地區，共挖掘 2 個槽溝，分別將其命名為 DF T1 及 DF T2，深度分別為約 1.5 公尺及 1.8 公尺。此兩槽溝挖掘結果類似，自地表由上而下分別是人工回填、泥層及砂層，無明顯之沉積環境變化。挖掘至最底下砂層後，因地下水湧出使得挖掘無法繼續進行。兩槽溝於人工堆積物厚度及泥層厚度略有不同，根據當地居民說法，挖溝處以前為魚塭，推測可能是在回填時造成的差異。另外於T1 處砂層頂部附近，有許多約 1 至 3 公分的泥塊，推測可能是上方泥層在沉積時，因下方砂層相對較鬆散，造成上方的泥因重力而掉入下方砂層中。大福地區兩槽溝之地層柱，DF T1 見圖 4-3；DF T2 見圖 4-4。

(36)

圖4-3、DF T1 之地層柱及槽溝照片。

(37)

圖4-4、DF T2 之地層柱及槽溝照片。

(38)

於宜蘭縣壯圍鄉玉尊宮（簡稱YGG）附近地區之槽溝，深度約為 1.9 公尺。

此處槽溝約有1 公尺左右之人工回填，人工回填底下為約 90 公分之泥層，無明顯沉積環境變化。挖掘至深約1.9 公尺後，因地下水湧出而無法繼續挖深。此槽溝之特徵為並沒有挖到砂層，而是挖到相當厚的泥層。YGG 附近槽溝之照片及地層柱，見圖4-5。

於宜蘭縣壯圍鄉補天宮（簡稱BTG）附近地區之槽溝，深度約為 2.1 公尺。

BTG 附近之槽溝，其人工回填約厚 1.3 公尺，為所有槽溝中最厚者。於人工回填底下，深度約1.3 到 2.1 公尺處為砂層。挖掘至 2.1 公尺處，因腹地不足而無法繼續挖深。推測只挖到砂層之原因，可能是挖掘到已被侵蝕之古沿岸砂脊之位置。

於本槽溝砂層中，有一泥透鏡體，推測是一水塘之形成與乾涸的過程所產生之沉積物。BTG 附近之照片及地層柱，見圖 4-6。

(39)

圖4-5、YGG 之地層柱及槽溝照片。

(40)

圖4-6、BTG 之地層柱及槽溝照片。

(41)

於宜蘭縣壯圍鄉東聖宮（簡稱DSG）附近之槽溝，深度約為 1.3 公尺。此槽溝從地表面由上而下分別為人工回填（厚約30 公分）、泥層（厚約 50 公分）及砂層，至挖掘深度約1.3 公尺後，因地下水湧出而無法繼續挖深。於砂層頂部附近有一薄層灰色泥，向兩側尖滅。此外，本研究於此槽溝泥層之底部及頂部各分析一個碳-14 樣本，於泥層底部之年代為 Cal BC 5965~5750；於泥層頂部之年代為Cal AD 1670~ post 1950。泥層底部之樣本年代過老，本研究推測可能是原本較老的樣本被搬運到此處堆積所造成。東聖宮附近之照片及地層柱，見圖4-7 所示。本研究推測最底部之砂層為河道沉積物，中間之泥層為沼澤之沉積物。

於土圍(簡稱 TW)所挖掘之槽溝，為蘭陽溪以北地區唯一有發現事件堆積物之槽溝，因此進行較詳細之探討，詳細之地層分析結果，見章節4.1.3。

圖4-7、DSG 槽溝照片及地層柱。推測中間泥層為沼澤之沉積物。泥層底部之樣本為較老之碳樣本，再次被搬運後堆積所形成。

(42)

4.1.3 土圍(TW)槽溝挖掘結果

本研究於宜蘭縣礁溪鄉土圍地區，挖掘之槽溝長約3 公尺，寬約 2 公尺，挖掘深度約為1.0 公尺。土圍之槽溝中，最靠近地表面之 20 公分為人工回填，深度 20 至 45 公分為泥層，45 至 60 公分為砂層，60 至 90 公分為泥層，90 公分至槽溝底部為砂層，挖掘至最底部砂層後，因地下水湧出使得挖掘無法繼續進行。20 至45 公分之泥層與 45 至 60 公分之砂層，其邊界明顯且水平，推測該邊界可能代表侵蝕作用。此外於45 至 60 公分深之砂層中，發現疑似旋捲構造(convolution structure)，可能代表快速沉積，推測該砂層為事件堆積物，詳細討論見第五章。

於土圍槽溝中，一共採取7 個樣本，其中有 6 個為碳質物，另外 1 個則為砂樣。

本研究於45~60 公分之砂層以及 60~90 公分之泥層各分析一個碳-14 樣本，同時於45~60 公分之砂層採取一砂樣，進行銫-137 以及矽藻分析，土圍地區槽溝之地層柱及樣本分析結果，見圖4-8。

本研究於60 至 90 公分深之泥層中所採集之碳物質樣本，其碳-14 校正年代為Cal BC 6250~6105，因宜蘭平原地區處張裂環境，沉積速率快(陳文山，

2000)，推測此樣本為較老的碳，再次被搬運到此處沉積。事件堆積物之砂層中，

採集之碳植物樣本，碳-14 定年校正後年代為 Cal AD 1670~ post 1950。另外於事件堆積物之砂層深度約60 公分處所採集之砂樣本，分析其銫-137 以及矽藻種類。其銫-137 之分析之結果為背景值，也就是沒有偵測到銫-137 的存在，推測樣本可能是西元1950 年以前堆積。矽藻分析結果則為未發現，推測可能是快速沉積造成。

(43)

圖4-8、土圍地區槽溝之地層柱及樣本分析結果。本研究推測深度 45 至 60 公分之砂層為事件沉積物。

(44)

4.2 宜蘭平原南部（蘭陽溪以南）

4.2.1 槽溝位置

於宜蘭平原蘭陽溪以南地區初步選定之挖掘位置，多數都未能獲得地主之許可，故無法進行挖掘。因此本研究於宜蘭平原南部地區之槽溝挖掘位置僅有一處，於五結鄉龍德地區。此外，於槽溝南方約120 公尺處，有鑽兩口井取沉積物岩芯，兩井取芯深度均為地表至深度10 公尺處。詳細槽溝及鑽井位置，如圖 4-9 所示。

圖4-9、龍德地區槽溝及鑽井位置圖。星號為槽溝挖掘位置，圓圈為鑽井位置。

黃色區域為本研究所繪製之沿岸砂脊分佈。

(45)

4.2.2 龍德地區地形剖面

宜蘭平原蘭陽溪以南地區，如第二章所述，沿岸砂脊保存較良好，然而因聚落及工業區之開發，利用Google Earth 影像判斷沿岸砂脊位置時，易受人為開發影響，導致判斷錯誤。因此本研究利用RTK-GPS 測量最西側之沿岸砂脊至海岸線之地表剖面。再利用內政部設置之一等水準點（編號2087）進行座標校正。

於宜蘭平原蘭陽溪以南地區，沿岸砂脊主要走向大致為N20°W，繪製之剖面方向與沿岸砂脊垂直，也就是N70°E 之方向。再以最西側之測量點為原點，建立各測量點相對於原點之座標。將各測量點座標投影至N70°E 方向，為水平軸；校正後之高度座標為垂直軸，繪製龍德地區之地形剖面，如圖4-10 所示。測量之原始資料見附錄1。

根據繪製之剖面結果，本研究認為宜蘭平原蘭陽溪以南地區，可能有5 至 6 條沿岸砂脊，其中，剖面水平位置1500 到 2200 公尺處，由於受到工業區開發影響，原始的砂脊和脊間低地地形已被削平，因此本研究利用工業區東西兩側之沿岸砂脊及脊間低地之分佈推測其原始狀況。較靠近海岸線之沿岸砂脊高度較高，

海拔高約5 至 9 公尺；最遠離海岸線之 2 條沿岸砂脊高度最低，海拔高約為 2 至 3 公尺。本研究所挖掘之龍德槽溝，地表面海拔高約為 1.49 公尺，位於其中一個脊間低地內。此外，本研究之岩芯鑽取位置，因沿岸砂脊各處寬度不同，從結果推測選定之岩芯鑽取位置位於沿岸砂脊上，沉積物岩芯主要以砂為主，詳細沉積物岩芯結果，見章節4.2.4。

(46)

圖4-10、龍德地區測量結果及剖面圖。剖面為投影至N70°E 之方向，剖面於0~1000 公尺處有3 個脊間低地，剖面約 1500~2200 公尺處為利澤工業區，目前已完全開發，本研究利用工業區兩側沿岸砂脊之幾何特徵，推測開發時可能同時有削平沿岸砂脊和填平脊間低地等人為干擾，造成現今測量到之平坦地貌（測量原始資料見附錄1）。

(47)

4.2.3 龍德(LD)槽溝挖掘結果

本研究於五結鄉龍德地區挖掘之槽溝，長約2 公尺，寬約 1.5 公尺，挖掘深度約為1.3 公尺。本槽溝中，地表至深約 40 公分處為人工回填、深度約 40 公分至65 公分處為砂層、深度 65 公分至 100 公分為泥層。上述之砂層與泥層，兩層之邊界明顯且不規則，推測此邊界代表一侵蝕作用。100 公分至深約 130 公分之槽溝底部為砂層，挖掘至此砂層後因地下水湧出，無法繼續挖深。

於龍德槽溝中共採集碳質物樣本11 個，砂樣 1 個（採於 40 至 65 公分之砂層）。其中8 個碳質物樣本採集於深 65 至 100 公分之泥層中，2 個碳質物樣本採集於深40 至 65 公分之砂層中，1 個碳質物樣本採集於人工回填中。

於上述採集之樣本中，於砂層中選擇1 個，泥層中選擇 2 個樣本，送至位於美國之Beta Analytic 公司進行碳-14 定年。於 65 至 100 公分深泥層中之 2 個樣本，定年並校正後，其年代相近，分別是Cal AD 1645~ post1950 及 Cal AD 1655~

post1950。於 40 至 65 公分深之砂層中之樣本，定年並校正後，其年代為 Cal AD 1425~ 1470。從以上敘述可以發現，較老的碳樣本覆蓋在較年輕的碳樣本上，又因較老之碳樣本採於快速沉積之砂層，因此本研究推測該樣本為原本較老的碳，

再次搬運並沉積所造成之結果。

於40 至 65 公分之砂層中，本研究採集之砂樣本，分別進行銫-137 及矽藻種類分析。銫-137 測定結果為背景值，推測該砂層為 1950 年以前沉積。矽藻分析之結果則是以淡水環境之種屬為主。詳細槽溝照片及地層柱如圖4-11 所示。

(48)

圖4-11、龍德地區槽溝照片及地層柱。可發現 40 至 65 公分深之砂層與 65 至 100 公分深之泥層邊界明顯且不規則，推測該砂層為快速沉積形成。另外，由碳-14 定年及銫-137 分析，推測 40 至 65 公分深之砂層沉積年代為西元 1655 至西元 1950 之間。

(49)

4.2.4 沉積物岩芯結果

本研究於龍德所挖掘之槽溝南方約120 m 處，鑽有兩口沉積物岩芯，取芯深度為0 至 10 m，分別命名為 Bh1 及 Bh2，其詳細位置，見圖 4-12。

兩沉積物岩芯中，主要組成為砂層，砂層中偶有礫石，並未發現泥層的存

在，推測此兩岩芯之挖掘位置於沿岸砂脊上，因此結果幾乎全為砂層，僅於B1

之深0.3m 至 1.1m 處有礫石層。Bh1 岩芯之地層柱，見圖 4-13；Bh2 岩芯之地層柱，見圖4-14。

圖4-12、宜蘭平原南部龍德地區所鑽取之沉積物岩芯詳細位置。Bh1 位於較西側，Bh1 與 Bh2 距離水平約為 7 公尺。高度部分，Bh2 之地表位置較 Bh1 之地表位置高約5.6 公分。

(50)

圖4-13、宜蘭平原南部龍德地區沉積物岩芯 Bh1 地層柱。

(51)

圖4-14、宜蘭平原南部龍德地區沉積物岩芯 Bh2 地層柱。

(52)

4.3 緬甸若開邦海岸地區

4.3.1 挖掘位置選取結果

本研究於緬甸之挖掘地點選取原則，在3.2.1 節中已有描述。依據 3.2.1 節描

述之原則，本研究於緬甸若開邦卡帕裏海灘周邊地區共選擇5 個沿岸砂脊後方之

區域進行挖掘，於每個區域，視當日開挖狀況挖掘槽溝1 至 3 個，故本研究於卡帕裏海灘周邊地區共挖掘槽溝9 個，大致位置如圖 4-15 所示。

圖4-15、緬甸若開邦海岸地區槽溝大致位置。其中 Pit 6 為有發現事件堆積物之槽溝。

(53)

4.3.2 挖掘概況

本研究於緬甸若開邦海岸地區所挖掘之槽溝，深度及挖掘結果見表4.2。

表4-2 緬甸若開邦海岸地區之槽溝名稱、挖掘深度及沉積物組成

槽溝名稱挖掘深度沉積物組成（自地表向下）

Pit 1 0.9 m 土壤層、砂層、珊瑚碎屑

Pit 2 0.9 m 土壤層、砂層

Pit 6 1.5 m 土壤層、褐色細砂層、灰色粗砂層、泥層

Pit 7 0.5 m 土壤層、泥層

Pit 8 1.0 m 土壤層、砂層、灘礫層

Pit 9 1.2 m 土壤層、砂層、砂泥混合層

Pit 1、Pit 2 以及 Pit 3 為最靠近卡帕裏海灘之槽溝，挖掘位置之海拔高度約為 1.1 至 1.2 公尺，其詳細位置及地形剖面見圖4-16。Pit 1 槽溝中，從地表至深約 15 公分為土壤層，深度 15 公分至 75 公分為砂層，於該層中有一碳樣本，深度約為40 公分，年代為 Cal AD 1655~ post 1950。深度 75 公分至 85 公分為珊瑚碎屑層，該層內有發現原地生長(in situ)之珊瑚。本研究於該層內分別採集碎屑及原地生長之珊瑚定年。其中碎屑珊瑚之鈾釷(U-Th)年代為 6920 ± 30 (y BP)，原地生長之珊瑚鈾釷年代為6791 ± 22 (y BP)。綜合以上結果，本研究推測 75 至 85 公分深之珊瑚碎屑為中全新世(Middle Holocene)高海水面時生長及堆積，深度 15 至 75 公分深之砂層為近400 年內之堆積物，較可能是河流或沿岸砂脊堆積所形成。Pit

(54)

1 之照片、地層柱及定年結果見圖4-17。Pit 2 及 Pit 3 為 Pit 1 南方挖掘之槽溝，

由於此兩槽溝組成全為砂夾雜些許泥，並無明顯之沉積物組成的上下差異，因此並無詳細之紀錄，Pit 2 及 Pit 3 之照片見圖4-18。

圖4-16、Pit 1 至 Pit 3 槽溝之挖掘位置及地形剖面（原始測量數據見附錄 1）。

(55)

圖4-17、Pit 1 槽溝之照片、地層柱以及定年結果。推測照片右下方之珊瑚為現地生長，非碎塊。

(56)

圖4-18、Pit 2 及 Pit3 槽溝照片。A 為 Pit 2 槽溝、B 為 Pit 3 槽溝，圖中量尺每一顏色為10 公分。

A B

(57)

Pit 4 及 Pit 5 位於卡帕裏海灘南方之海灣內，槽溝挖掘位置高度約為 1.6 至 1.7 公尺，附近地形剖面見圖4-19。Pit 4 之挖掘結果為：地表至深度約 50 公分處為土壤層，深度50 至 142 公分處為褐色砂層，深度 142 公分至 170 公分（槽溝底部）為灰色砂層，且頂部有許多植物碎屑，Pit 4 之槽溝照片以及地層柱，見圖 4-20。Pit 5 由於整個槽溝在土壤層以下都是黃褐色細砂，並無明顯沉積物之變化，因此沒有詳細之紀錄結果，僅在深度約140 公分處採得一碳樣本，定年結果為Cal 1670~ post1950。

Pit 6 及 Pit 7 位於卡帕裏海灘北方一小灣口內，於 Pit 6 槽溝中有發現沉積環境之變化，因此本研究有針對Pit 6 附近地形及挖掘結果有較詳細之分析。Pit 6 附近地形剖面，見章節4.3.3；Pit 6 分析結果，見章節 4.3.4。Pit 7 則是位於 Pit 6 東南方約5 公尺處，挖掘深度約 50 公分，挖掘至地下水面而無法繼續挖深。於 Pit 7 中並未發現明顯之沉積環境變化，因此並未作詳細之地層柱繪製。

Pit 8 位於卡帕裏海灘北方海岸處，挖掘位置附近之海岸線較為平直，並非位於海灣內（詳細挖掘位置及附近地形剖面見圖4-21）。Pit 8 之挖掘深度約為 1 公尺，詳細挖掘結果如下：地表至深度20 公分處為土壤，深度 20 公分至 50 公分處為砂層，該砂層中含有貝殼碎屑，深度50 公分至深度 100 公分（槽溝底部）

為灘岩 (beach rock)，粒徑為粗砂至礫，且含有大量貝殼碎片。Pit 8 之槽溝照片地層柱見圖4-22。根據剖面及挖掘結果推測，Pit 8 應是挖於被侵蝕之沿岸砂脊上。

Pit 9 位於卡帕裏海灘南邊之海灣內，挖掘位置之海拔高度約為 1 公尺，槽溝詳細挖掘位置及附近地形剖面見圖4-23。詳細挖掘結果為：地表至深度約35 公分處為土壤層；深度35 公分至 55 公分為砂層，粒徑向上變細；深度 55 至 70 公分為細砂層，有少量碳質物碎屑；深度70 至 120 公分（槽溝底部）為砂泥混合層，含有大量植物碎屑，底部有交錯層(cross bedding)。槽溝照片及地層柱見圖4- 24。

(58)

圖4-19、Pit 4 及 Pit 5 槽溝之挖掘位置及附近之地形剖面（原始測量數據見附錄 1）。

(59)

圖4-20、Pit 4 之槽溝照片及地層柱。

(60)

圖4-21、Pit 8 槽溝挖掘位置以及附近之地形剖面（原始測量數據見附錄 1）。

(61)

圖4-22、Pit 8 槽溝照片以及地層柱。

(62)

圖4-23、Pit 9 槽溝挖掘位置以及附近之地形剖面（原始測量數據見附錄 1）。

(63)

圖4-24、Pit 9 之槽溝照片以及地層柱。

(64)

4.3.3 Pit 6 附近地形剖面

圖4-15 為 Pit 6,7 附近之地區，本研究利用 RTK-GPS 測量通過沿岸砂脊至砂

脊後方低地之地形面。根據測量結果，此處之沿岸砂脊高度約4 公尺（基準點為

當地之平均海水面），本研究所挖掘之槽溝位於沿岸砂脊後方，海拔高度約為0.5 公尺以內。此外，我們於該處詢問當地居民，並測量居民所指出之2004 蘇門答臘海嘯於該處到達的最大高度，測量後繪製於剖面圖上。結果顯示2004 蘇門答臘海嘯於此處之上溯高約為3 公尺。詳細 Pit 6 附近之地形剖面，如圖 4-25 所示。

圖4-25、緬甸若開邦海岸地區之 Pit 6 附近地形剖面。剖面投影方向為 N70°E，高度0 處為當地之平均海水面，綠色三角形位置為當地居民表示 2004 蘇門答臘海嘯最高影響之位置（原始測量資料見附錄1）。

(65)

4.3.4 Pit 6 挖掘結果

本研究於Pit 6 挖掘之槽溝，長約 1.8 公尺，寬約 0.4 公尺，挖掘深度為 1.5 公尺。於Pit 6 由地表向下為，深度 0 至 13 公分為土壤層，深度 13 至 61 公分為砂層，顏色以黃褐色及灰色為主，深度61 至 73 公分為灰色粗砂層，粒徑較深度 13 至 61 公分之砂層大，深度 73 公分至 153 公分（槽溝底部）為泥層，該泥層最頂部有許多植物碎屑(plant fragments)。深度 73 至 153 公分之泥層與深度 61 至 73 公分之灰色砂層，兩者邊界明顯且不規則，推測深度61 至 73 公分之灰色砂層為事件沉積物，詳細沉積過程之討論見第五章。

於Pit 6 槽溝中，本研究共採集 9 個碳質物樣本及 7 個砂樣本，碳質物樣本主要採集於73 至 153 公分之泥層及 61 至 73 公分之砂層中，沉積物樣本則是從深度13 公分至 86 公分各深度都有採集。

於採得之樣本中，本研究於深度61 至 73 公分砂層中，頂部與底部各選定一個碳質物定年，底部樣本之定年結果為Cal AD 1665~ post 1950；頂部樣本之定年結果為Cal AD 1685~ post 1950。另外，雖然本研究於各深度都有採集砂樣本，但僅在深度約20 至 25 公分處所採集之砂樣，樣本量足夠進行銫-137 之分析，故此槽溝之銫-137，為分析 20 至 25 公分深之砂樣，其結果為有銫-137 對應之峰值，

推測該砂層為1950 年以後沉積。矽藻分析部分，分析於深度 80 公分（泥層內）、63 公分（灰色粗砂層內）、35 公分及 15 公分採集之樣本，結果如下：深度 80 公分之樣本為海洋及半鹹水環境之矽藻；深度 63 公分之樣本為半鹹水至淡水環境；深度35 公分之樣本以及深度 15 公分之樣本為淡水環境。詳細之槽溝挖掘及銫-137 和矽藻分析結果，見圖 4-26。

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圖4-26、Pit 6 槽溝挖掘及樣本分析結果。本研究推測深度 61 至 73 公分之灰色砂層為事件堆積層。詳細事件原因，見第五章討論部分。

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第五章討論

5.1 宜蘭平原北部（蘭陽溪以北）事件來源

本研究於宜蘭平原蘭陽溪以北地區之土圍(TW)槽溝中，發現一砂層，其深度為45 至 60 公分。此砂層上下皆為泥層，邊界明顯（詳細地層柱見圖 4-3），推測

此砂層為事件堆積物。土圍槽溝位置距離海岸約5 公里，為宜蘭平原北部所挖掘

之數個槽溝中，與海岸距離最遠之槽溝（宜蘭平原北部挖掘位置見圖4-1），且其他距離海岸較近之槽溝，都未發現類似之事件沉積物。根據以上敘述，本研究推測土圍槽溝中所發現之事件沉積物，其來源為內陸地區。於宜蘭平原中內陸地區之事件來源，較可能為河流氾濫事件沉積。利用碳-14 定年及銫-137 分析之結果，推測該事件發生於西元1670 至西元 1950 年之間。

結合西元1904 年之台灣堡圖及前人研究（黃致展，2016；張政亮，2001）

之結果，本研究推測於土圍槽溝所挖掘到的事件沉積物，為宜蘭河氾濫所造成。

宜蘭河在西元1904 年台灣堡圖中，於宜蘭市北方分為兩條支流，一條與現今宜蘭河河道相似，向南流於蘭陽溪出海口附近入海；另一條則是向北流，從現今竹安溪出海口附近出海。根據本研究之結果及1904 年之台灣堡圖，繪製出事件當時宜蘭河河道分佈，為圖5-1A，現今之宜蘭河河道分佈為圖 5-1B。本研究推測於土圍槽溝中所挖掘到的事件，為宜蘭河在圖5-1A 時的其中一次氾濫事件所堆積。

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圖5-1、宜蘭河河道位置。A 為根據本研究之結果以及參考西元 1904 年之台灣堡圖所繪製出之古宜蘭河河道，B 為宜蘭河現今之

河道。推測本研究於土圍槽溝中所發現之事件堆積物，為宜蘭河河道在A 圖之分佈時，所發生之氾濫事件堆積形成。

(69)

5.2 宜蘭平原南部（蘭陽溪以南）事件來源

本研究於宜蘭縣五結鄉龍德(LD)地區所挖掘之槽溝，於深度 40 至 65 公分處發現一砂層覆蓋於泥層上，邊界相當明顯且不規則，此外於邊界附近有許多白色泥塊，可能是該砂層快速沉積時所形成（圖4-5）。綜合以上敘述，本研究推測該深度40 至 65 公分砂層為事件沉積物。根據事件沉積物下方之泥層內碳樣本碳-14 定年結果，及事件沉積物內砂樣本之銫-137 分析，推測該事件沉積物於西元 1655 年至西元1950 年之間沉積。

宜蘭平原南部於冬山河以南，新城溪以北地區，沿岸砂脊保存良好，從圖4-

6 之地形剖面中，可以發現 4 至 6 條沿岸砂脊。保存良好之沿岸砂脊，代表沿岸砂脊形成後，並未受到河流之侵蝕。此外，該區域在1904 年之台灣堡圖中並無河道通過，冬山河及新城溪河道也無明顯之變化，故本研究認為龍德地區近百年來並無受到河道變遷之影響，因此本研究假設龍德地區之事件來源可能為沿海地區。

然而於事件沉積物中之砂樣本，矽藻分析結果卻顯示為淡水環境矽藻（見圖 4-6），此結果與前段敘述不符，且於宜蘭平原南側並無其他槽溝挖掘結果，因此本研究目前無法進一步推論龍德槽溝所發現之事件之可能來源，未來仍需更多資料，才能進行更詳細之討論。

5.3 緬甸若開邦海岸地區事件來源

於緬甸若開邦地區之Pit 6 槽溝（詳細位置見圖 4-7 及圖 4-8），在深度 61 至 73 公分處發現一層灰色砂層，該砂層下方為泥層，邊界明顯，且泥層頂部富含植物碎屑，因此推測深度61 至 73 公分之砂層為事件堆積層。從碳-14 定年結果及銫-137 分析，該事件發生年代為西元 1665 年以後（詳細槽溝照片及地層柱見圖 4-9）。

從Pit 6 槽溝地層柱中（圖 4-9）可以發現，矽藻所指示的沉積環境從下到

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上，呈現由海洋變為半鹹水，再變為淡水之環境。另配合Pit 6 附近之地形特徵，

本研究推測Pit 6 所挖掘到之事件，為一潟湖逐漸被填滿之過程中，發生之沙嘴發育或河流氾濫事件。

本研究利用Pit 6 附近之地形特徵，以及 Pit 6 沉積物由下至上的特性，繪製了Pit 6 周邊區域的沉積環境演化圖（圖 5-2）。圖 5-2A 時，Pit 6 位置仍處於淺海環境，主要沉積物為泥，此時之沿岸砂脊最北端仍位於Pit 6 挖掘位置南方。圖 5-2B 時，沿岸砂脊向北延伸，此時 Pit 6 之位置西側已有沿岸砂脊，Pit 6 位置變為潟湖之環境，深度淺，可能受潮汐之影響，沉積物仍以泥為主。推測此時Pit 6 附近之海水已受河流之影響，因此有半鹹水環境之矽藻，而Pit 6 泥層頂部之植物碎屑應為此時沉積。

Pit 6 所挖掘到之事件，推測為沙嘴發育或河流氾濫事件，發生於圖 5-2B 及 5-2C 之間。過程中 Pit 6 位置被灰色事件砂層覆蓋，同時因事件所帶來之沉積物量極大，造成圖5-2B 之潟湖被沉積物填滿，進入氾濫平原之環境，同時沿岸砂脊繼續向北延伸，形成圖5-2C 之狀況。因沿岸砂脊繼續向北延伸，且該河流平

時之侵蝕能力，不足以將沿岸砂脊侵蝕，最終河流無法由此處入海，形成圖5-

2D，也就是現今之狀況。

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圖5-2、Pit 6 附近區域之沉積環境變化。其中圖D 為現今之狀況。Pit 6 槽溝中發現之事件，推測為一沙嘴發育或河流氾濫事件，發生於圖B 以及圖 C 之間，詳細敘述請見內文。

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5.4 沉積物來源分辨

本研究於宜蘭平原北部、宜蘭平原南部以及緬甸若開邦海岸地區皆有發現事件沉積物，且事件沉積物都為砂層。對於沉積事件的來源，於宜蘭平原北部主要利用槽溝的位置和其他槽溝的挖掘結果推測；宜蘭平原南部主要利用沿岸砂脊之保存狀況以及矽藻分析結果推測；若開邦海岸地區主要也是利用矽藻分析結果推測。綜合以上敘述，可以發現所有事件沉積物，皆是利用附近地形以及矽藻分析結果推測來源，並非直接利用沉積物之組成或性質來判斷事件來源，其原因為：

於宜蘭平原地區，沿岸砂脊之形成原因為河流或風成堆積（蘇品如等，2009），

因此組成沿岸砂脊之沙，與河流所沉積之沙為相同來源，兩者皆是以雪山山脈及中央山脈為來源的硬頁岩、板岩、千枚岩以及變質砂岩之碎屑組成。

於緬甸若開邦海岸地區，並未有前人研究說明沿岸砂脊之形成原因，因此本研究假設若開邦地區之沿岸砂脊形成原因與宜蘭相同，為河流或風成堆積。故組成沿岸砂脊之沙，與附近河流所沉積之沙亦應為相同來源，皆是源自印緬山脈之混同層（組成見章節2.2.1）之碎屑。

由此可見，本研究所選之宜蘭平原以及緬甸若開邦沿海地區，事件沉積物之組成碎屑，不論是由上游河流所帶來，或是由沿岸受暴風或海嘯而帶來，其組成都應十分類似，因此無法只利用沉積物之組成判斷事件來源。

5.5 與前人研究之比較

相對的，Yu et al. (2016)研究台灣北部金山平原地區的沉積物，成功的利用沉積物組成來探討事件的來源。金山地區河流之上游為大屯山，河流之沉積物含有安山岩碎屑。金山平原海岸之沉積物，則是有矽質碎屑(siliciclastic)之石英質 (quartzose)堆積物。因河流沉積物與沿岸砂脊沉積物組成不同，Yu et al. (2016)利用元素比例分析，分辨事件之來源為海岸或內陸地區。此外因金山地區有海嘯襲

(73)

公尺高，因此Yu et al. (2016)認為於金山地區所挖掘到之事件堆積為海嘯沉積物。

然而，本研究區域之河流沉積物與沿岸砂脊之沉積物來源相同，故沒有直接證據可指示事件沉積物之來源為海岸或內陸地區，且於宜蘭地區以及緬甸若開邦海岸地區，皆因歷史紀錄並不完整，沒有記載海嘯襲擊之歷史紀錄，使本研究目前仍無法以海嘯事件解釋所挖掘之事件沉積物，但亦無法排除海嘯之可能性。

若未來需要利用與本研究類似之方法進行海嘯沉積物之調查，需事先了解該地區河流沉積物與沿岸砂脊沉積物之性質。例如確認該地區來自河流與來自沿岸砂脊之沉積物，可以利用沉積物分析或化學分析分辨出兩者之不同，如此便可作為直接證據說明該事件之來源。

(74)

第六章結論

根據本研究於宜蘭平原及緬甸若開邦海岸地區之研究結果，可得到以下結論：

1. 本研究於宜蘭平原北部（蘭陽溪以北）挖掘槽溝 7 個；宜蘭平原南部（蘭陽溪以南）挖掘槽溝1 個，鑽取沉積物岩芯 2 口；緬甸若開邦海岸地區挖掘槽

溝9 個。其中於宜蘭平原北部土圍地區、宜蘭平原南部龍德地區及緬甸若開

邦卡帕裏海灘附近地區，分別各有一個槽溝發現事件沉積物。

2. 宜蘭平原北部之事件沉積物，沉積於西元 1670 年至 1950 年間。發現之槽溝位於土圍，為距離海岸最遠之槽溝，且其他距離海岸較近之槽溝均無發現類似之事件沉積物，因此本研究推測該事件沉積物為宜蘭河河道過去的氾濫事件所堆積。

3. 宜蘭平原南部之事件沉積物，沉積於西元 1655 年至西元 1950 年間，發現之槽溝位於龍德地區，槽溝附近沿岸砂脊保存良好，代表未受到河流之侵蝕。

然而矽藻分析結果為淡水矽藻，此兩敘述所指示之來源不同，且宜蘭平原南部並無其他槽溝協助判斷，因此目前尚無法進一步確認事件之來源。

4. 緬甸若開邦海岸地區之事件沉積物，堆積於西元 1685 年以後。矽藻所指示的環境由下而上呈現從海洋變為半鹹水，再變為淡水之環境。配合槽溝附近地形特徵，推測所挖掘到之事件沉積物，為潟湖逐漸填滿的過程中，所發生之沙嘴發育或河流氾濫事件所沉積。

5. 由於宜蘭平原北部、宜蘭平原南部及緬甸若開邦海岸地區之沿岸砂脊沉積物來源，與鄰近河流之沉積物來源相同，故本研究目前無法利用事件沉積物之組成，判斷事件來源。

6. 若未來需利用槽溝挖掘或沉積物岩芯鑽取之方法，調查海嘯沉積物，則需事先了解該地區河流沉積物與沿岸砂脊之性質，並確認可利用沉積物分析或化

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英文部分

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