第一節 研究動機與目的

第一章 緒論

第一節 研究動機與目的

台灣近年來受到大型颱風、地震的影響，全台山區普遍出現土石流的 現象並且造成重大災害，尤以南投縣境內之陳有蘭溪流域為甚。國內針對 該流域之土石流研究開始於民國 74 年尼爾森颱風時，豐丘溪與十八重溪 發生土石流之現象（游繁結、陳重光，1987）；直至民國 85 年賀伯颱風造 成該流域多處支流發生嚴重土石流之後，才開始有大量之研究。

台灣地區土石流之研究起步雖然較晚（陳晉琪等，2004），但對於陳 有蘭溪流域所進行的土石流相關研究至今已有豐富的成果，包括土石流發 生與地形條件的關係（如吳輝龍等，2004、陳晉琪等，2004）、土石流發 生與地質條件的關係（如陳宏宇，1999）、土石流發生與溪床堆積物特性 的關係（如游繁結等，1994、連惠邦等，1996）等等。

以地形學的觀點而言，土石流作用是流域系統內的一種沈積物搬運方 式，作用後必會在地表上留下證據；過去國內學界針對土石流作用形成的 地形證據之研究多以谷口扇狀地為主（如李錫堤，1996、齊士錚，2002、

陳紫娥，2002），但對於土石流造成埋積河谷的空間分佈之研究則較少探 討。

一般將土石流的運動分為發生區、流動區及堆積區（如詹錢登，

2000），而土石在流動的過程中會因脫水而間歇流動（游繁結等，1996），

若大量土石在河谷傳輸的過程中脫水，即會出現土石停滯於河谷的現象，

也就形成埋積的河段。然而不同的流域在發生土石流之後，是否會因流域

特性的不同而有不同的埋積現象？而這些埋積河段的分佈在再一次的土

石流作用之後又有什麼樣的轉變？吾人能否從埋積河段的特性探知各流

域土石流的好發程度？

為解決上述問題，本研究針對陳有蘭溪流域和社以北的 43 條支流(如 圖 1-1)，透過埋積特性與支流流域特性的比較與分析，來了解埋積河段的 分佈、改變與流域特性的關係。期望達到目的如下：

1-判釋並歸納各支流埋積河段的分佈、轉變特性

2-分析埋積河段的分佈、轉變特性與支流流域特性之間的關係

3-探討局部控因和外部事件對各支流埋積河段分佈、轉變的影響

圖 1-1 研究區內 43 條支流位置圖

第二節 文獻回顧

本節首先敘述學界對「埋積」一詞之定義，爾後介紹國內外對山地型 河川

所進行的研究，以瞭解學術界對此類型河流之研究所著重的面向，

最後回顧國內近年來蓬勃發展之土石流相關研究之面向與成果，並加以總 結。

1.名詞定義

筆者於蒐集文獻資料時發現國內對「埋積」一詞並無明確的定義，而 該名詞的使用多散見於現象描述的篇章且未詳加定義與解釋。地形學百科 (Goudie,2004)一書提及河道埋積(channel fill)是由沙與泥所堆積之沙洲所 組成(Bridge,2002)；埋積谷(buried valley)

指河道在近期因堆積而無底岩 出露之形態，此地形相當常見但學界尚無深入的瞭解，大致成因可分三 種：冰河源頭的堆積、海準面上升後河流沖積而堆埋(fill)、以及人為填積 (Dougals,2000)。日本國土地理院地理調査部對「埋積谷」

之定義為：厚 層的堆積物堆疊成的谷地，因河流無法運載所有的搬運物質，河谷於是逐 漸被岩屑堆疊因而形成埋積谷。

本研究所謂「埋積河段」是指土石流作用之後堆積大量土石的河段，

多有巨礫(boulder)的分佈，較接近日本國土地理院地理調査部對埋積谷的 定義。從土石流的觀點來看，流動部的谷底平緩而谷壁陡峭（如照片 1-1），

而低等級河道之流動部和河谷內部的堆積部，大致等同本文所謂埋積河 段。

註1 Ellen Whol 於”Mountain River”一書提及「山地型河川」的定義為：整體河道坡降大於或等於 0.002m/m（Jarrett,1992）

註2 我國教育部公布地球科學名詞(1982)一書譯為埋沒谷，另提及 filled valley 一詞，譯為填積谷

註3 該單位使用字詞即為「埋積谷」，原文為：「厚い堆積物の堆積面が谷底を作るような谷を指 す．河流が荷重(運搬物質)を運搬しきれなくなり、谷が岩屑で埋積されて生じる．」引用自該 單位之網站http://www1.gsi.go.jp/geowww/typical/fluvial.html#anchor431655 (94/08/10)

照片 1-1 埋積河段舉例，竹子腳坑下游(95/07/07)

2.山地型河川相關研究

Wohl(2000)曾於”Mountain River”一書提及：關於河川系統性之研究已 發展超過兩個世紀，對於河川的認識已有相當豐碩的成果累積，但多數研 究都針對多數人類居住地附近之低地河川，對於山地型河川的探討則在近 二十年才有較多的注意。

國內對於山地型河川的研究亦於晚近時期才有發展，多針對土石流、

山崩等議題進行研究，就筆者所知並無對於土石流作用影響的埋積河段分 佈的相關研究。以下先介紹國外學者對山地型河川與土石流相關研究之摘 要，而後介紹國內對於山地型河川進行相關研究的取向。

（1）國外有關山地型河川之相關研究

Montgomery 等 (1997) 提出一套區分山地型河川溪流內部河段的分

類方法，主要將河段區分為三個類型：底岩河道(bedrock channel)、堆積河

道(alluvial channel)與崩積河道(colluvial channel)，繼而再將堆積河道區分

出五個類型。該研究將河段的形態之空間分佈和邊坡營力、外部因子（如

溪谷受限程度、河岸植生和大型木塊(woody debris））等加以綜合討論以區

分河道的狀況和受到干擾的可能反應。各河段可依不同搬運比(rate of transport capacity to supply)分出源頭、搬運與反應等不同區域。而此套分類 方法亦提供了調查山地型河川之河道反應之時空分佈的架構。

Montgomery 等(1996)針對山地型河川內部底岩河道和堆積河道的分 佈進行分析時發現，底岩河道與堆積河道的空間分佈受到數個主要的地形 營力與生態歷程(ecological process)所影響。該研究透過假說驗證的方式證 明了：底岩河道的出現表示沈積物搬運能力(q

)大於沈積物供給(q

)能力。

此外亦證明山地型河川的底岩、堆積河道的分佈可由局部沈積物搬運、供 給能力的閾值模式(threshold model)來描述(如圖 1-2)：

q

=kA

S

(A=流域面積 S=河道坡度) (m, n>0, k 為經驗值) q

=bA

(b, p 為經驗值)

S

=(b/k)

‧A

(Sc 為 q

= q

的臨界坡度) 若 S ＞ S

→河道呈底岩河道

S S ≦

→河道呈堆積河道

Massong 等（2000）接續以此閾值模式的概念，以美國華盛頓州 Willapa 河流域為研究區，透過田野調查內堆積河段與底岩河段的坡降與集水面 積，並繪出點散佈圖(圖 1-4)可看出兩者的差異。並透過判別分析得出該研 究區的臨界坡降判別式，並從中討論判別有誤的河段類型的可能原因。

圖 1-2 底岩河段與堆積河段的 點散佈圖與臨界坡降判別式

(轉繪自 Massong 等,2000)

圖 1-3 臨界坡降判別式的係數改變（兩類河道分佈情形不同）時，

判別方程式改變的方式(轉繪自 Massong 等,2000)

Massong 認為實際河道坡降大於河道坡降的河段-應屬於底岩河道卻 呈現堆積河道-的原因可能有：天然壩體(logjam)的影響、局部沈積物供給 的差異與沈積物特性的影響。當河道內有巨石或巨木橫亙時，會阻止後方 沈積物向下游搬運，因此局部坡降很陡的河段仍能堆積沈積物。而鄰近沈 積物來源區的河段即使坡降陡，也可能因為沈積物波動(sediment wave)的 通過而出現堆積的現象。而沈積物的粒徑也會影響底岩和堆積河道的分 佈，大顆粒的沈積物會堆積於較陡的河段，較小的沈積物則堆積於較平緩 的河段。

圖 1-4 Willapa 流域內部分河段的點散佈圖與臨界坡度判別式 (轉繪自 Massong 等,2000)

S=802‧A

Wohl（2000）曾於”Mountain River”一書提及：山地型河川的沈積物堆 積情形是「沈積物供給」 、 「河道形態」 、 「水文條件」的函數。沈積物堆積 的位置可反應在大型流量事件之下流能開始降低的位置。而堆積形態、沈 積物特性的差異也會影響大型流量的水文營力。而該書亦提及從流域形態 的差異可探知不同的水文條件(Strahler,1964、Patton,1988 等)，如流域面積 (basin area)、水系密度(drainage density)、河流等級(stream order)、流域起 伏(basin relief)與流域形狀(basin shape)等的差異，都會影響流域的水文條 件；而各流域的面積高度積分 (hypsometric curves)不同時，河道內的堆積 (infill)也有明顯的不同：

(1) 流域面積

流域面積對河道系統的逕流量有重要的影響，兩者的關係為：

Q

= aA

Q 為流量，x 為重現期，A 為流域面積，b = 0.5-0.9 (Patton,1988)。

(2) 水系密度

水系密度反應地表集流和侵蝕的效能，也影響了水流集中的時間。

水系密度在半乾燥和熱帶環境以及軟岩區會有較高的值，而水系密度 不會在短時間內有所改變(Gregory and Gardiner, 1975; Day, 1978)。

(3) 河流等級

Strahler 的河流等級與流域的流量有直接的相關，也與流域面積和 流域等級有直接的相關(Leopold and Miller, 1956 等)。

(4) 流域起伏

流域起伏較高時，會有較陡的邊坡和較高的河道坡降，會讓逕流集 中的時間較短，造成較大的洪峰流量(Patton,1988)。

(5) 流域形狀

流域形狀也影響了集流的時間和洪峰流量的大小，圓形的流域會比

線型流域有更大更短的洪峰流量(Strahler, 1964)。

Montgomery 等 (2001) 認為不同的沈積物搬運、水文條件以及河道坡 降會造成河道形態與反應的時空差異。河道類型的多樣、個別河道對於局 部因素(local factor)的調整、以及干擾與反應間的潛在時間延遲(poten- tial time lags)都使得河道形態與營力改變的解釋與預測變得複雜。山地溪流水 系的不同河段主要受不同的地形營力、以及搬運能力（transport capacity）

與沈積物供給（sediment supply）間的關係所主導。流域內河段類型(reach type)的空間分佈會影響「對干擾的潛在影響與反應」的空間分佈。

當沈積物荷重(sediment load)增加時，在搬運能力高於沈積物供給的堆 積河道裡，河道形態較不易有改變；但在搬運能力低於沈積物供給的河道 中，河道形態較易改變。

Peter 等 (1993)亦發展了一套小型源頭區溪流的分類方法，其依據河 道與流域內主要營力作用的結果來進行分類。用以分類的變數包括邊坡坡 度、河谷寬深比、河道坡度、河道深度與沈積物粒徑。由於相同主控營力 的河道會有相似的沈積物搬運以及相似的干擾反應與回復，因此這套利用 沈積物特性與河道形態區分河道類別的方法，可以良好的辨別各流域的主 控營力。

Hooke (2003) 以西班牙東南方的一條臨時河(ephemeral channel)及英 格蘭西北方的一條常流河(perennial channel)進行河段間粗顆粒搬運的研 究。該研究認為：為了瞭解各河段(reach)之間「粗顆粒傳遞的連結程度」、

「沈積物來源區」對河道形態的影響、以及形態改變的機制與傳遞性，進 行河道系統內粗顆粒沈積物連結性的辨識是很重要的。該篇研究提出了一 套概念性之架構以區分不同類型、不同程度的連結性。其研究架構假設：

沈積物的連結性會因為「沈積物的來源」與「溪流本身搬運粗顆粒的能力」

而有所不同。並根據調查河段形態與沈積特性的繪圖成果，發展了一套辨

識河段狀態(status)的方法。關於缺乏堆積物的河段是否能進行粗顆粒的搬

運，其推論出三種可能情況：(1)此河段無搬運能力，所以沒有粗顆粒沈積

物的搬運； (2)此河段的高搬運能力使得沈積物全數被帶走；(3)此河段具有 搬運粗顆粒的潛能，但是缺乏粗顆粒的供應。而連結性會隨不同時間尺度 而有所改變，取決於沈積物的侵蝕、搬運特性和存在時間。

Benda (1997)曾探討山崩和土石流對沈積物供給至河道系統的隨機支 配力(stochastic forcing)，其認為沈積物進入河道系統時是受到暴風雨與其 他干擾而隨機(stochastically)進入的，在時間與空間的變異上則與該流域的 地形空間變異、崩積物特性與先前干擾後的回復狀態有關。這樣隨機的沈 積物供應結果會和「河道系統的地勢」與「搬運過程中產生的流場特性與 堆積分佈」交互作用。亦描述沈積物的隨機供給是如何受到氣候、地形、

地工以及生物之控制而有區域差異。山崩材料堆積於河道內或轉變為土石 流則取決於低等級河系的流域特性。沈積物堆積於這類低等級河川會長達 數世紀，直到發生土石流才向下搬運。而沈積物的供給、搬運與堆積時序 則會因流域的規模、氣候、地形與地工控制而有所不同。

Cenderelli 等 (1998 ) 以美國西維吉尼亞州 North Fork Mountain 發生大 型土石流之流域為研究區，研究土石流對河道形態的地形影響。該研究詳 細的描繪了四個點位的河道地形分類圖，輔以田野調查，發現土石流發生 在陡峭的邊坡窪地，透過河道系統向下游搬運，侵蝕河道沈積物，造成低 坡降河道裡複雜的沈積物分佈。以沈積面與侵蝕面的分佈而言，土石流河 段可分四段，土石流在此四段的地形影響有空間上的差異。崩塌區發源的 土石流與搬運段都有減積（degradation）的情形，而搬運段的侵蝕量是崩 塌來源區的 1.3~1.5 倍，表示土石流能顯著的對搬運段進行侵蝕的作用。

May 等 (2004)調查美國奧勒岡州海岸山脈的 125 處土石流發生區調

查其土石流堆積範圍的時空間分佈，發現較大規模的流域有較大的崩塌潛

勢來源區，且有較高頻率的淘刷事件（scouring event） 。而最近發生土石流

的 63 條溪流中有 18 %的支流的土石材料堆積在河谷之中，其餘的則帶出

谷口形成新扇或在舊扇上堆積。

（2）國內有關山地型河川、土石流之相關研究

國內對山地型河川之研究以土石流之相關研究為大宗，並已有大量的 成果，其中亦多以陳有蘭溪流域為研究對象，以下依不同研究取向分別敘 述，並從中瞭解土石流造成的埋積河段之相關資訊。

（2.1）地形條件與土石流發生之關係

國內利用地形特性來探討其與土石流發生關係之研究多以流域計測 配合統計分析的方式來進行（如張力仁 2000、劉雲漢 2001、陳正文等 2003、

蕭震洋 2003、吳輝龍等 2004）其研究成果大致如表 1-1。從表 1-1 可發現，

流域地形條件與土石流發生存在良好的關係，表示可從流域地形的特性探 知該流域發生土石流的特性。

表 1-1 國內利用地形特性來探討其與土石流發生關係之研究成果

研究名稱 研究對象 重要地形特性

集水區地文特性因子與土 石流發生機率間相關性之 研究（吳輝龍等,2004）

陳有蘭溪 集水區平均坡度、集水區面積、形狀因子、

崩塌地面積、密集度、圓比值、細長比、

地質、主流長度、集水區周長、集水區長 度、集水區寬度

土石流發生之空間特性研 究（劉雲漢,2001）

陳有蘭溪 集水區面積、主要河川長度、崩塌率

地文因子對土石流發生影 響之研究（張力仁,2000）

陳有蘭溪 集水區面積、河川彎曲度、水系密度、平 均坡度、河床坡降、形狀係數

土石流誘發因子萃取行為 對土石流危險溪流判定之 影響（陳正文等,2003）

大漢溪、

陳有蘭溪

流域面積、主流長渡、河床坡降、坡向、

溪流彎曲度、形狀係數、平均坡度、水系 密度

以類神經網路及數值地形 分析潛在危險性的土石流 區(蕭震洋,2003)

陳有蘭溪

（桃芝颱風）

高度變異係數、平均坡度、河道坡降、主 流長度、集水區X 方向平均坡向、河道曲 率

（2.2）地質條件與土石流發生關係

地質方面之研究主要為探討各土石流溪流之地質環境，調查其岩層破

裂產狀以及溪谷中土石堆積情形，以探討土石材料之供應情形。

謝有忠(1999)針對陳有蘭溪流域於民國 85 年賀伯颱風發生土石流之支 流進行地質調查，發現土石流的發生與岩性強度有關，即不同岩性主要影 響土石材料的組成，進而影響土石流之運動特性和災害規模。

陳宏宇(1999)針對東埔蚋溪與出水溪在桃芝颱風的災害研究發現，崩 積層的組成、發達的不連續面與破碎的岩層等地質環境是土石流發生的主 要地質特性。在地震與豪雨的外力作用下，會造成大量土石堆置於主河道 上，因此成為提供土石流的材料來源。

（2.3）溪床堆積物特性與土石流發生特性之研究

探討溪床堆積物特性與土石流發生特性之研究多以流槽試驗為主，如 游繁結等(1994)以三義火炎山為對象，透過現場採取土樣回室內進行材料 級配以進行室內模擬試驗，結果發現土石流因材料特性不同而有時停時動 之間歇性流動，除與床面阻力效應有關之外，其段波之脫水容易與否，亦 為間歇性運動之主要因素之一。粗粒含量較多者，其粒子間的孔隙較大，

故滲流快，脫水亦快，因之流動時可能因容易脫水而使流動減速。細料多 之土石流流動可能因不易脫水而成等速流動之情形。而粒徑小的含量在 20

％以上之土沙混和，則有助於土石流之持續運動。

張守陽(2000)亦提及粒徑組成與土石流發生之關係：隨著粒徑的加 大，重力作用也加大，需在較大的水流強度下才能啟動。而比臨界粒徑更 細的泥沙，隨著粒徑的減小，超過某一臨界值後卻也變的越不容易啟動。

土石流流出量會隨細粒泥沙含量的增加而減少，隨坡度的增加而增加。當 顆粒組成越不均勻時，土石流出量會越少。因此溪床的粒徑組成特性、河 道坡降與土體體積濃度是影響溪床堆積物受逕流破壞形成土石流的重要 因子。

（2.4）土石流造成河道形態改變之研究

國內探討土石流對河道形態影響之研究多以數值模擬與流槽試驗為

主，少數進行現場實測或比對大比例尺地圖以獲知土石流對河道形態造成

之改變（張瑞津等，2001）。

張瑞津等(2001)透過大量野外實察進行河道縱剖面的量測，針對竹子 腳坑、三廍溪與白不仔溪進行持續的觀測與比較，發現三條溪流在集集地 震之後對各種降雨事件的反應不盡相同，而真正土石流式的搬運需依賴大 型颱風（桃芝颱風）的高強度降雨才會產生。三條溪流河道縱剖面的最大 變化量可達 10 公尺。

另外陳宏宇等(1999)針對信義鄉之土石流溪流（一號溪、三號溪）進 行研究，發現其發生部在賀伯風災前都為 V 形、在災後則呈 U 形，而流動 部在災前亦為 V 形、災後為 U 形。蘇定義(1998)利用航空像片與現地地貌 調查，記錄地形高程並繪製成地形圖，用以進行 85 年賀伯颱風造成之土 方量侵蝕或堆積之定量計算，並利用其所繪製之地形圖繪製剖面圖，以作 為土石流發生部、流動部或堆積部的判斷標準，其所得信義鄉兩條溪流之 發生部與流動部在風災前後的改變皆由 V 形谷轉為 U 形谷。

林世榮(2001)利用 1980 與 1996 年出版的一萬分之一像片基本圖繪製 出水溪的河道縱、橫剖面，以比較賀伯颱風前後土石流河段的河道形態與 土方量的變化，並得出各部的谷形在土石流發生前後並無明顯變化，發生 部之窪地為 U 形、發生部之窪地以下為 V 形、流動部為 U 形。

3.小結

從前人的研究成果可得知，山地型河川的河道形態會受到沈積物供 給、水文條件與河道形態的影響而有所差異；而不同的河道形態（如底岩 河段與堆積河段）之間理論上應存在一臨界坡度。崩塌提供沈積物給河道 系統的方式是隨機進入的，會受到流域的規模、氣候、地形與地工控制而 有所不同。

國內針對山地型河川的研究以土石流研究為大宗，主要以地形、地質

條件探討易發生土石流之流域環境特性，少部分探討土石流對河道形態的

影響。

第三節 研究架構與方法

本研究利用影像判釋與現地查核，配合流域計測與統計分析的方式以 瞭解山地型河川的流域特性對埋積河段分佈的影響。詳細研究架構、方法 與流程如下：

1.研究架構

如上節所述，山地型河川的河道內部沈積物的堆積是「沈積物供給」、

「河道形態」、 「水文條件」的函數（Wohl,2000），因此本研究依此三項變 數分析流域特性與埋積河段分佈、轉變特性的關係。 「沈積物供給」一項，

本研究以崩塌資料來進行分析，而從前節所述可知影響沈積物供給特性尚 有沈積物粒徑特性一項，但由於各支流沈積物粒徑的調查耗時甚大，因此 本研究未能進行沈積物粒徑的詳細調查，僅就考察所見進行定性的描述。

而「河道形態」一項，本研究以河道坡降與河道曲率來進行分析，不考慮 河道植生狀態

；至於「水文條件」一項，由於研究區內並無各支流流域 個別的水文觀測資料，因此本研究利用各項會影響水文狀況的流域地形條 件來代表「水文條件」 ，包括流域的規模、起伏與流域形狀等多項變數（見 表 1-4）。

然而大型外部事件的影響對河流系統有重要的影響，在邊坡和河道連 結性高的山地河流系統中，沈積物的搬運明顯受控於大規模事件（Hovius et.

al ,2000），因此本研究也將進行大地震與大型降雨事件對埋積河段影響的 探討。研究架構如圖 1-5：

註4 本區各支流於桃芝颱風發生土石流後，河道內植被皆被沖刷殆盡，表示河道植被狀態對土石 流的堆積作用應不具影響性，所以本研究不將河道植生狀態進行與埋積特性的分析。

流域起伏

流域形狀 流域規模

分佈 轉變 長度 比例

流域地形條件 影響水文條件的 河道形態

河道曲率 河道坡降

埋積河段的形態特性

局部坡降 人工壩體 供給限制

沈積物供給特性

局部控因

外部事件

土石流

(植生狀態)

面積 流域特性

崩塌特性

(沈積物粒徑) 地質條件

大型地震

局部坡降 集流面積

大型降雨 埋積河段的穩定性 溪床堆積土石向下游搬運

超過臨界

坡降

桌上型立體鏡判釋 數值航測系統判釋

野外查核

各年度埋積河段的分佈

計算 87、93 年埋積長度、面積

計算埋積比例

區分各支流不同年度的 埋積分佈類型

比較各支流埋積轉變情形 數值航測系統產生

5X5mDTM

農林航測所 40X40mDTM

ArcHydro 產生水系與流域

流域規模 流域起伏 流域形狀

地質資料

軟岩比例 硬岩比例

相關分析、迴歸分析、判別分析

埋積河段分佈、轉變特性與流域特性的關係

民國

8 7 年

崩塌地

水保局提供民國

8 9 年

崩塌地

野外考察

DTM 河道縱剖面

( 局部控因

)

河道坡降 河道曲率

內政部營建署 地層區分標準

(影響水文條件的地形條件) (河道狀態) (沈積物供給) (埋積特性)

埋積河段的穩定性

DTM 局部坡降

集流面積 臨界坡降區別式

2.研究方法與流程

為了瞭解埋積河段分佈特性與流域特性的關係，本研究利用航照立體 像對判釋輔以野外查核的方式，以辨識、數化埋積河段的位置，並歸納其 分佈與轉變特性。最後利用統計分析方法來分析埋積分佈、轉變特性與流 域特性的關係。詳細方法與流程如下：(如圖 1-6)

（2.1） 埋積河段的判釋與數化

本研究區曾於民國 85 年賀伯颱風、民國 90 年桃芝颱風與民國 93 年 敏督利颱風登陸時發生重大土石流事件，因此為了解埋積河段在各次土石 流事件前後的分佈情形與改變狀況，需利用影像判釋的方式來瞭解各支流 在數次土石流事件前後的埋積河段分佈情形。本研究處理之 43 條支流在 賀伯颱風影響之下，有 22 條支流發生土石流

，因此為了比較各支流之埋 積河段的分佈於賀伯颱風前後的差異，本研究利用桌上型立體鏡針對農林 航空測量所於本區拍攝之民國 80、82 年航空照片進行輔助判釋，以獲知 各支流埋積河段在相對穩定時期的分佈情形。

表 1-2 本研究選用圖像資料、操作方法與代表意義

年份 材料、方法 代表意義

民國 80、82 年 航空照片 立體鏡

賀伯颱風之前 各支流相對穩定時期

民國 87 年 數值航照 數值航測系統

賀伯颱風之後 22 條支流發生土石流

民國 93 年 數值航照 數值航測系統

集集地震、桃芝、敏督利颱風之後 37 條支流發生土石流

註5 賀伯颱風時各支流發生土石流與否，是根據吳久雄(1998)的調查結果。

註6 桃芝颱風時各支流發生土石流與否，是根據國立成功大學防災中心（2001）的現場調查結果。

敏督利颱風時普遍而言土石流較不嚴重，僅有零星未整治的野溪有發生土石流的情況（李錦 發,2004）

本研究主要利用中央地質調查所的數值航測系統來判釋各支流埋積 河段的分佈。該套系統作業前準備首先掃瞄航空照片正片，爾後進行空中 三角量測以結合 DTM（數值地形模型）產生立體像對（中央地調所委託 成大衛星資訊研究中心建置） 。使用者利用數值航測軟體 APEX7.0 配合立 體螢幕與偏光鏡即可於螢幕直接檢視立體像對並數化地形特徵，得到精確 之地形特徵之空間座標（平面誤差 5 m、高度誤差 10 m） （林朝宗， 2003）。

利用數值航測系統可以明確辨識各支流是否有埋積的現象；以未受植 被覆蓋之河段而言，本研究判釋標準為：觀察河段是否出露底岩，若底部 平坦且未見岩層層理之河段即判釋為埋積河段（如照片 1-5 a.b.c） ，並數化 其平面區塊。以受植被覆蓋之河谷而言，本研究判釋標準為：若谷床底部 平坦且與兩側谷壁呈舟底型河谷

即判釋為埋積河段（照片 1-3,圖 1-7），

若兩側谷壁狹窄不見平坦谷床，則視為底岩河段（照片 1-4）。

照片 1-2 研究者於中央地質調查所使用 數值航測系統判釋埋積河段之情形

照片 1-3 受植被覆蓋的河床於航空照片的影像 (照片編號 80P101-080，竹子腳坑中下游)。利用數 值航測系統與桌上型立體鏡辨識時，若河床與兩 側谷壁呈現舟底河谷（如圖 1-7），則判釋為埋積 河段，並數化其區塊。

圖 1-7 平坦谷床示意圖

註7：Onda(1992)稱谷頭寬淺、谷 床面平坦、邊坡陡直的河谷為舟底 型河谷。本研究以該名詞描述谷床 面平坦的形態

照片 1-4 a:兩側谷壁狹窄不見平坦谷床 b:現地查核無誤 c:示意圖

（照片編號：82p16-129 十八重南三）

照片 1-5 a:埋積河段與底岩河段於航空照片的影像(照片編號 92R007-153，白不 仔溪中下游)。利用數值航測系統可分辨河段是否出露底岩，若底部平坦且未見 岩層層理之河段即判釋為埋積河段 b:現地查核為底岩河段無誤 c:現地查核為 埋積河段無誤

a

b c a b c

處理數值航測系統之影像檔案的前置作業耗資龐大，因此中央地質調 查所建置之數值航測系統內，有關本研究區之影像檔案僅有民國 87、93 二年度；本研究利用此二年度之數值影像進行埋積河段之判釋與比較(僅針 對支流流域的主河道進行判釋)，可分別代表本研究區於賀伯颱風（民國 85 年）以後、集集地震與桃芝、敏督利颱風以後（民國 89、90、93 年）

之埋積河段分佈情形。

（2.2） 野外查核

為確認埋積河段與底岩河段於數值影像上的影像特徵並檢核判釋結 果，本研究透過野外實察的方式對各支流河道內部堆積情形進行查核。各 支流依民國 93 年度影像之判釋成果選取樣點，若該溪流的埋積分佈較為 均質（皆為埋積河段或皆為底岩河段）時，則取上中下游三點（盡可能選 取易達性較高之點位）進行檢核，但若該溪流的交通方便，即沿河道進行 整體的檢核；若該溪流的埋積分佈較為分散，則選取易達性較高之河段（包 括埋積河段與底岩河段）進行檢核。

本研究進行野外檢核的時間為民國 94 年 8 月至民國 95 年 2 月，雖與 所使用的航照之拍攝已相距一段時間，但多數河段仍可經由野外檢核確認 其埋積特性，亦可經由野外查核與室內工作的反覆核對以達到最佳的判釋 結果。

（2.3）流域特性的計算

本研究主要利用數值航測系統對研究區產生 5x5m 之 DTM，透過 ArcGIS8.3 之 ArcHydro 程式產生水系與流域（詹仕堅等，2000），並從中 計算其各項流域特性。然而該套系統產生之 DTM 於部分支流流域內部有 出現高程資料錯誤的現象，因此該流域的流域特性以農林航空測量所建置 之 40x40DTM 替代計算。相關的水系生成界檻值主要參考詹仕堅等（2000）

建議之 100 格網格數（換算面積為 160000m

）如表 1-3。

表 1-3 各流域使用之數值地形模型資料 水系界檻值

使用資料 面積

網格數

對象流域

160000m

數值航測系統

5x5m DTM

6400

竹子腳坑、火燒寮坑、烏乾坑、烏乾南一、

惡浪坑、惡浪南二、白不仔北、白不仔南 三、內茅埔北、內茅埔南、平坑、南平坑、

黑石坑、郡坑、郡坑南一、郡坑南二、二 廍溪、郡安溪、三廍溪、白不仔口一、白 不仔口二、郡溪口、郡溪口南、三十甲、

十甲西一、十甲、豐丘北、十八重南一、

十八重南二、十八重南五 160000m

農林航測所 40x40m DTM

100

米籠坑、牛稠坑、阿里不動溪、筆石溪、

白不仔溪、內茅埔溪、九層橋溪、明隧道、

豐丘溪、十八重北、蒼庫溪、十八重南三、

十八重南四 *各流域位置參照第 3 頁 圖 1-1

透過 ArcHydro 將各流域、水系產出之後，本研究接續計算各項流域

特性，包括沈積物供給、河道形態、影響水文條件的流域地形條件等三大

項，詳細計算方式如表 1-4。

表 1-4 各項流域特性、埋積特性之定義與取得方式

流域特性 變數 取得方式與定義出處

民國 87 年 崩塌面積

數值航測系統 數化並計算面積 民國 87 年

崩塌率

崩塌面積/流域面積 民國 89 年

崩塌面積

水土保持局提供 直接計算面積 民國 89 年

崩塌率

崩塌面積/流域面積

崩塌增加面積 89 年崩塌面積 - 87 年崩塌面積

崩塌資料

崩塌增加率 89 年崩塌率 - 87 年崩塌率 軟岩比例

沈積物供給

地層資料

硬岩比例

軟（硬）岩面積/流域面積

(軟硬岩定義根據內政部營建署網站) 河道坡降 河道垂直高差/河長

河道形態

河道曲率 河長/各段直線距離長

河流等級 依據 Strahler(1958)之定義(引用自王如意等,1977) 流域面積

流域周長

ArcGIS 8.3 直接量測

流域長徑 谷口到分水嶺的最遠直線距離(Wilford et al.,2004) 主流長度

水系總長

ArcGIS 8.3 直接量測

流域規模

水系密度 水系總長/流域面積

( Gregory and Gardiner, 1975 ,引用自 Whol,2000) 流域平均坡度 Σ 網格平均坡度

流域高差 流域內網格最高值-最低值

流域起伏比 流域高差/流域長度(Patton,1988, 引用自 Whol,2000)

流域險峻值 流域高差/流域面積

(Melton,1957，引用自 Wilford et al.,2004)

流域起伏

面積高度積分 (平均高度-最低高度)/高差 (Stralher,1952,引用自 Keller,2002)

形狀係數 流域面積/流域長度

(Wilford et al.,2004) 圓比值 4πx 流域面積/流域周長

(Miller,1953 引用自王如意等,1977) 影響水文條件的流域地形條件 流域形狀

延長比 1.128x 流域面積

/流域長徑

(Schumm,1956, 引用自王如意等,1977) 87 年埋積長度 埋積河段總長

87 年埋積比例 埋積河段總長/主流長度 93 年埋積長度 埋積河段總長

93 年埋積比例 埋積河段總長/主流長度

87、93 年埋積面積 判釋後利用 ArcGIS8.3 直接量測 埋積特性

埋積比例變化量 93 年埋積比例-87 年埋積比例

（2.4）埋積分佈的歸納與分類

在得出各支流之埋積分佈後，本研究期望依不同的埋積程度（比例、

連續性）將各支流的埋積分佈加以分類；得出不同年度的埋積分佈類型 後，加以比較可得到各支流埋積分佈的轉變情形，再依此轉變情形區分不 同類型（分類方法於第二章詳述）以便後續利用統計方法分析流域特性與 各種埋積分佈、轉變類型的關係。

（2.5） 統計分析

本研究利用多項統計方法進行埋積分佈、轉變特性與流域特性之間關 係的分析，包括相關分析、迴歸分析與判別分析等（陳景堂，1998）。各 項統計方法利用之檢定標準與目的如表 1-5：

表 1-5 統計分析方法與使用目的

分析方法 檢定標準或方法 目的

相關分析 皮爾森相關係數 找出各變數之間的相關性

複線性迴歸分析

逐步迴歸分析法 (Stepwise) (Durbin Watson)

找出依變數（埋積各項特 性）是否可用自變數（流域 特性）的線性方程式來表示

判別分析 逐步選取變數

(Stepwise)

找出各分組之間

明顯不同的變數項

第四節 研究區概況

本研究針對陳有蘭溪流域和社以北 43 條支流（分佈位置如圖 1-1）進 行埋積河段與流域特性之探討。本節介紹研究區的地形、地質、氣候等條 件，並整理研究區內過去發生之重大土石流事件。

1.地形特性

陳有蘭溪位於南投縣境內，為濁水溪主要支流之一，流域北段屬信義 鄉與水里鄉所轄。陳有蘭溪主流河谷大致為一縱谷地形，流域地勢由東南 向西北低降，平均高度為 1540 m，平均坡度為 32°，平均相對高度為 585 m，

有八成五的支流屬 1、2 級河流，為一典型的山地型流域（張瑞津，1997）。

此流域的流域面積、主流長及主流坡降三者之間概呈流域面積小、主 流短、坡降大之關係，大部分河流之流域面積介在 0.5~3 km

、坡降在 20%

以上，主流長在 3 km 以下，皆為土石流發生的有利條件 (張瑞津，1997)。

陳有蘭溪為台灣地區河谷沖積扇最為發達的河川之一，顯示了其沖刷力特 強與淤積物來源特多的本質（李錫堤，1996）。研究區內崩塌的分布以各 支流流域的中上游為主，形態多為溝狀，中下游則以塊狀為主，多數的崩 塌地小於一公頃（劉盈劭，2001）。

此區有許多扇狀堆積階地，表示本流域在演育期間有多次的大規模加 積-下切的現象（趙秋益，2003）。經由野外考察可發現河谷兩岸多有高於 現生河床數公尺到數十公尺不等的堆積階地(valley fill terrace，如圖 1-8)，

其沈積物多為角狀-次角狀之礫石組成、淘選度差，應與較早期之土石流所 堆積形成之堆積面有關。

研究區內的 43 條支流流域以內茅埔溪的流域面積最大，面積為 22.31

km

；郡坑南二的流域面積最小，面積為 0.17 km

。各流域的平均坡度在

22°～47°之間（詳見附錄 1-1）。

圖 1-8：陳有蘭溪北段各類堆積性地形之分佈圖(民國 93 年度)

（資料來源：本研究調查）

2.地質

研究區內地層的分佈位置由東到西為中央山脈西翼地質區之古第三 紀亞變質岩過渡到西部麓山帶之新第三紀、第四紀沈積岩區，中以陳有蘭 溪斷層為界；岩層年代範圍則從始新世十八重溪層至全新世的沖積層（何 春蓀，1986）。

區域構造方面，褶皺有和社背斜、同富山向斜，走向為北北東-南南 西或南北走向。斷層有神木斷層、十八折坑斷層、兒玉斷層與陳有蘭溪斷 層（謝有忠，1998）。

就土石流發生地區的岩性而言，此區土石流多發生於變質砂岩或砂岩 分佈之區域，而提供土石材料之受地質構造影響的崩塌地也多分佈與此，

可知土石流的發生與岩性強度有關(謝有忠，1999)。透過前人(陳宏宇等 1999、謝有忠 1999、陳宏宇 2001)對此區之研究亦可得知，陳有蘭溪流域 支流發生土石流的頻率亦受到地質條件的控制，即不同岩性與構造、破裂 面造成岩石抗力各有不同，因此提供材料的能力也各有不同，因而影響其 土石流復發頻率。

根據謝有忠(1999)針對此區地質的調查結果可知，本區各地層的地質 特性如下：

十八重溪層 本層分佈於研究區域東側，十八重溪溯溪而上也可見本 層出露，較南可於陳有蘭溪東岸（筆石對岸）發現本層出露。主要由黑色 至暗灰色之厚層板岩所組成，其中夾有薄層變質砂岩以及板岩和變質砂岩 所形成黑白相間的薄葉互層；十八重溪層的板岩受岩石中發育之板劈理影 響，常沿板劈理面破壞，而易呈碎屑岩塊。

白冷層 分佈於研究區之東北方，略呈南北分佈。主要由白色或灰白

色、堅硬、粗粒至細粒含細礫石英質，厚層至塊狀變質砂岩所組成，其中

夾有灰色的緻密砂岩或深灰色硬頁岩和板岩之互層。白冷層的變質砂岩堅

硬，抗風化能力強，地形上常呈陡峻山地或瀑布，而崩落的岩塊常呈巨礫

甚至巨石，特徵明顯，在河床上極易辨識。

水長流層 自郡坑口下游處開始出露，往南至郡坑地區，十甲，豐丘 北溪皆有本層出露。本層出露之處在地形上多為平緩之丘陵地。主要由灰 黑色硬頁岩和輕度變質的頁岩所組成，組成顆粒小，受風化後常呈鉛筆狀 構造或球狀風化，岩塊小又易崩解。

西側新第三紀沈積岩區域，出露地層有南港層、南莊層、桂竹林層等。

南港層 本層分佈於研究區域南側，主要以塊狀至厚層粉砂岩和深灰 色緻密頁岩之互層及厚層深灰色頁岩所構成。其中頁岩多呈球狀風化，部 份較大岩塊容易崩解，於河床中多為小岩塊。出露之厚層粉砂岩，常因岩 性抗風化差異大，也會出現瀑布或陡壁之地形。

南莊層 本層出露地點可以分成兩部分，一部份出露於研究區域西北 方，由坪林地區往南經米籠坑、竹子腳坑、火燒寮坑而逐漸縮小分佈範圍，

而終於惡浪坑溪南側。另一部份出露於研究區域南區，略成馬蹄形，多為 溪流之上游。主要由淡青色厚層砂岩、粉砂岩、深灰色頁岩及砂岩與頁岩 之薄葉互層所構成，主要仍以淡灰色細粒的厚層砂岩為主。

桂竹林層 可將其分成三岩段，包括關刀山砂岩段、十六份頁岩段和 魚藤坪砂岩段，關刀山砂岩段由細粒至中粒的淡青色砂岩組成，間夾少許 深灰色頁岩，主要部分為厚層泥質砂岩，而砂岩多為厚層塊狀，地形上常 形成陡壁或瀑布。十六份頁岩段大部分由深灰色頁岩所組成，地形上常呈 低凹地，尤其介於關刀山砂岩與魚藤坪砂岩之間，常可經由明顯的地形變 化辨識出。魚藤坪砂岩段以砂岩為主，多為厚層灰色至淡灰色細粒為主之 泥質砂岩。本區域中所出露之岩層，其中關刀山砂岩與魚藤坪砂岩之厚層 砂岩，由於岩層較厚且堅硬，風化後常呈現巨大的岩塊。

根據上述各地層的描述，本研究依內政部營建署劃定中部區域地質災 害敏感區的標準

(如表 1-6)，將各地層依相對脆弱程度區分成軟岩、硬岩 兩種，如表 1-7。

註7 該單位區分軟硬岩標準主要參考張石角教授(1980)坡地穩定度分級準則

表 1-6 不同岩性之軟硬岩區分準則

岩類 強度 岩 性

硬岩 砂岩、石灰岩

沈積岩 軟岩 砂頁岩互層、沖積層、紅土堆積層、紅 土礫石層、頁岩或泥岩、多孔狀石灰岩、

凝灰岩

硬岩 熔岩、侵入岩體 火成岩 軟岩 火山碎屑岩

硬岩 片麻岩、大理石、石英片岩

變質岩 軟岩 板岩、千枚岩、黑色片岩、綠色片岩

資料來源：內政部營建署網站(95/07/07)http://gisapsrv01.cpami.gov.tw/fcu-gis/new/all-I4.htm

表 1-7 本研究區內各地層的軟硬岩分類

岩性 地 層

軟岩 十八重溪層、水長流層、南港層、南莊層、十六 份頁岩、台地堆積層、沖積層

硬岩 白冷層、關刀山砂岩、魚藤坪砂岩

圖 1-9 研究區地質圖

（資料來源：中央地質調查所，轉繪自謝有忠 1999）

3.降雨

本研究區年平均降雨量為 1722 mm(台大實驗林內茅埔測站)。5 月至 8 月為主要降雨分佈月份，各月雨量均大於 250 mm，以春雨及颱風雨為 主；10 月至 1 月為乾季，各月雨量均小於 50 mm(張瑞津，2003)。颱風雨 的降雨強度遠大於春雨，是誘發本區快速地形變動的主要外力（張瑞津 等，2001），颱風季雨量平均可達 742 mm，春雨季之雨量可達 566 mm，

雨季總雨量可達 1308 mm，佔全年雨量之 76 %，可知乾雨季之懸殊差異。

4.重大土石流災害事件

本區歷年發生過數次重大之土石流事件如表 1-8。由表 1-8 可知本區 土石流發生範圍於近年似有增加之趨勢。而此區各流域的地形敏感性各有 不同，因此土石流發生的頻率也有所不同，利用圖像資料可追溯本區最早 有發生土石流紀錄(民國 36 年)的支流為明隧道溪、豐丘溪、十八重南一與 南二溪，而內茅埔北溪、內茅埔南溪與蒼庫溪則在民國 52 年有出現土石 流的現象，其餘支流已既有的圖像資料中於賀伯颱風之前皆無土石流發生 的紀錄(劉盈劭，2001)。研究區內各支流於賀伯颱風與桃芝颱風時則多有 發生土石流的現象(詳見附錄 3-1)，可知本研究區各支流近年普遍有發生土 石流的現象。

表 1-8 研究區內重大土石流災害事件表

發生地點 發生時間

（民國） 降雨型態 災害情形

明隧道溪、豐丘溪、十八

重南一與南二溪 36 年 不明 不明 內茅埔北溪、內茅埔南溪

蒼庫溪 52 年 葛樂禮颱風 不明

74.8.23 尼爾森颱風 土石堆積於公路，泥漿衝入民宅達1m 豐丘

十八重溪 75.8.22 韋恩颱風 葡萄園遭掩埋，泥漿侵入民宅 二廍溪、南平坑、郡坑

信義、上豐丘、豐丘 85.7.31 賀伯颱風 房屋遭土石衝入、路基流失、土石淹沒 道路、土石流入活動中心圍牆內 豐丘 87.8 奧托颱風 少量土砂流至公路

豐丘、二廍溪、三廍溪、

筆石溪、阿里不動溪等 90.8 桃芝颱風 土砂受工程攔蓄，部分土石埋沒公路 公路路基沖毀、橋斷路毀

整理自水土保持局重大土石流災害網(94/06/10)、劉盈劭(2001)