第一章 緒論 第一節 研究動機與目的
臺灣位於活動板塊的邊緣，地形崎嶇且地質破碎 ，又因 龐大的人口壓力，本島 幾乎已開發殆盡。此種先天「體質」不良，加上人為過度開發，使得近幾年來每逢 豪雨，各地發生崩壞、土石流等坡地災害事件時有所聞。
檢視過去坡地災害的歷史，紅土礫石臺地與西南部泥岩區是臺灣崩壞災害最多 的地區（簡碧梧，1995） ，其中紅土礫石臺地多位於與平地接壤的丘陵區，由於比鄰 開發密度高的西部平原，使得臺地本身也高度開發，一旦發生土石流或崩壞災害，
往往造成下游及附近平原嚴重的傷亡與損失。回顧過去紅土礫石臺地災害的歷史（黃 立政，2004） ，可追溯到 1959 年艾倫颱風之豪雨（八七水災）重創八卦臺地，周緣 野溪附近受災人數高達 20 多萬，農業水利損失近 34 億元（台灣省水利局，1960；
引述自洪如江等，1986） 。1982 年西仕颱風所帶來的豪雨誘發林口臺地五股、泰山一 帶嚴重的土石流，造成該區 20 多人死傷，房舍倒塌 87 戶，農地流失或遭埋沒 2000 多公頃，損失近八億元之重大災情（陳國章、楊萬全，1983） 。1999 年，九九峰因集 集地震出現大規模的崩塌，礫石層坡地崩壞特性又被再度引起注意（王瑞斌，2001；
張伯宇，2003；鍾翼戎，2004）。2001 年林口臺地在納莉颱風後又發生多處崩壞。由 於礫石層本身沖蝕潛能高（陳榮河、楊景翔，1988） ，一遇豪雨破壞了細粒填料的 膠結能力與毛細張力，細料流失，造成礫石的不穩定，而易發生崩壞（洪如江等，
1985） 。位於臺灣西北部的林口臺地，周緣均是切割的溪谷，邊坡陡峭，遇強烈豪雨 後，對河谷內的工商住宅區以及下游五股、泰山、新莊市區造成嚴重的災害（洪如 江等，1986；陳國章、楊萬全，1983） 。由於林口臺地位臺灣開發密度最高的臺北都 會區內，加上附近台北港開發，未來土地開發可能會再增加，因此林口臺地坡地防 治的工作可謂刻不容緩，故本研究以林口臺地作為研究對象。
回溯過去在林口臺地發生的災害，最嚴重的兩次分別為 1982 年西仕颱風造 成五股、泰山大範圍地區崩壞，並發生嚴重的土石流災害；另一次為 2001 年納 莉颱風造成多處崩壞，但比較媒體報導與前人調查的結果，納莉颱風所造成崩壞 嚴重程度似乎較輕微，分布區域較廣。然而，值得注意的是西仕、納莉颱風均為 規模大的颱風，但為何兩者造成的崩壞地分布與程度有所差異？
在本區以往多數的研究是針對臺地部分區域或特定事件的探討，少數計畫包含
全區，但只處理幾個年度的崩壞地，時距較短，預測分析的結果，往往受制於該次 事件的崩壞地所影響（例如廖大牛等，1987；林書毅，1998；李錫堤，1998） ，至 今，林口臺地仍缺乏全區長期詳細的崩壞地資料庫。
因此本研究判釋近二十年多版次的航空照片，建置林口臺地歷年崩壞地之 GIS 圖層，以瞭解林口臺地全區長期崩壞地之全貌，希冀進一步供作臺灣西部麓山帶紅 土礫石臺地崩壞地治理的參考。文中判釋對象包括崩塌地與沖蝕溝，上述兩者統稱 為崩壞地。本研究具體目標為：
1. 比較歷年崩壞地之分布特性；
2. 分析崩壞地之地形、地層特微；
3. 比較歷次誘發事件規模與崩壞地之關係；
4. 分析颱風降雨空間與崩壞地分布之關係。
第二節 文獻回顧
1982 年西仕颱風過境，造成林口臺地東部嚴重崩壞與土石流災害，當時曾引起 相關政府單位與學界的高度重視，而有多篇文章與研究報告發表（例如陳國章、楊 萬全，1983；洪如江、郭振泰、陳榮河，1985；吳正雄、江永哲，1985；陳信雄，
1985；廖大牛等，1987；林炳森等，1988） ，國內土石流的研究也至此才逐漸受到重 視（例如江永哲、林啟源，1991；尹承遠等，1993） ，直至賀伯颱風後濫觴。回顧過 去從事崩壞與土石流的研究，不管是地形、地質、土木工程、水土保持等各領域，
均投入大量的心力於其上。以下將分崩壞地的定義、致災因子、國內紅土礫石臺地、
分析方法等相關研究分別介紹。
一、崩壞地的定義
岩層或經風化後所造成的岩塊和岩屑及土壤，受重力吸引而沿坡面所發生的崩 落現象稱為塊體運動（mass movement）或塊體崩壞（mass wasting）。一般大眾普遍 稱為山崩或稱崩山（閩南語） 。山崩為一通用的非技術性名詞，泛指一切可以覺察得 到的塊體運動（何春蓀，1981） ；地形學者或地質學者對此一現象多稱為「山崩」或
「崩山」 （如張石角，1993） ，水土保持學者稱之為「崩塌」 ，土木工程學者稱之為「坍 方」 （林銘郎，網頁） 。國外學者對山崩的分類最常見的為 Varnes（1978）和 Sharp（1938）
的山崩分類；國內較常見的依不同運動形式大致可分類為墜落（fall） 、滑動（slide）、
流動（flow）、潛移（creep）。張石角（1993）將台灣的塊體崩壞分為：山崩、地滑、
潛移、土石流、沖蝕（圖 1-1） 。陳信雄（1995）將塊體崩壞分為山崩與地滑，並將 兩者合稱為崩塌，山崩與地滑分類的準則與張石角（1993）類似。
就上述的分類主要以運動型態為主，由於本研究區內的崩壞作用發達，加上使
用歷年航照來判釋，無法至現場逐一核對運動型態加以分類。因此對於研究區內塊
體崩壞的分類則著重在外在形態上的分類。
圖 1-1 崩山的分類（張石角，1993）
【註：本文將上述之「崩山」統稱為崩壞地】
本區的崩壞作用以岩屑滑落和沖蝕為主（張石角，1988） ，本研究將邊坡岩屑墜 落、滑動等現象依陳信雄（1995）的分類均統稱為崩塌地。另外，本區地質為第四 紀未固結的紅土礫石層，紅土邊坡內土質有浸水膨脹軟化與細料易於擴散流失的缺 點，極受暴雨沖刷，蝕溝遍布。為完整表現崩壞的特性，參考張石角（1993）的分 類，將受暴雨沖刷的蝕溝，納入討論的對象。凡崩塌地及沖蝕溝皆視為邊坡崩壞作 用的結果，為了方便行文說明，兩者統稱為崩壞地。
二、崩壞地之相關研究
1. 大範圍區域崩壞地分析之探討
Cruden 和 Varnes（1996）對崩壞的原因分為地質因子（geological causes）、地 形因子（morphological causes） 、環境因子（physical causes）和人為因子（human causes）
等四大類，以上引起山崩的四種原因之中僅有自然界的原因是真正啟動崩壞的機 制，這種啟動力是一種自然界的外來力量（Wieczorek，1996）。張石角（1993）提 出崩壞發生之原因有基因（inherent causes）和誘因（initiating causes）等兩種。基因 係發生崩壞的基本因子，由(1)山坡之構成物質(2)地質構造(3)地形特性所組成。誘因 與基因配合決定崩壞之發生時機和一次發生崩壞之規模。對於引發崩壞地相關的研 究，多數研究所涉及的因子皆包含在上述因子之內。
廣大區域的崩壞研究，特別是崩塌地，多應用 GIS 的技術，配合已建置的基礎
資料，從事崩壞潛感分析與預測，這類型多研究所採用的因子：如，Alcantara-Ayala, I.（2004）以無限邊坡分析繪製墨西哥 Sierra Norte 崩壞潛感圖，使用的參數為用 DEM 取得的坡度值以及現場取得的岩石物理力學參數，並以 1999 年時的崩壞地 作為檢核。陳? 璇等（2002）應用 GIS 工具，採用賀伯颱風（1996/07/31）之累 積雨量，以及植生覆蓋因素、地層之孔隙比，簡化地層之地下水位參數，利用無 限邊坡之分析求得區域內因降雨造成崩壞之穩定網格，所使用的材料參數是參考 能資所出版的環境地質圖之地層分區所定的，並用已知賀伯颱風所產生之多處崩 壞點作為區域反算訓練區，而求得崩壞潛感圖。
上述研究崩壞潛感的方法，多考慮岩體材料的特性，取得相關物理參數，以邊 坡穩定方法作分析，但這些材料的參數通常不可盡得。當大範圍區域所獲得的資料 有限，則選擇較易獲得的因子作分析，如 Dai and Lee （2002）以 1945 至 1994 年之 崩壞地，使用邏輯迴歸統計分析法製作香港 Lantau Island 之崩壞潛感圖，選定的因子 包含岩性、構造線、坡度、坡向、高程、土地利用。林書毅（1999）以不安定指數 法和主成份分析法進行林口臺地山坡穩定評估，因子包括坡度、坡向、岩性、地表 覆蓋、距親蝕溝距離、距道路距離、距斷層距離，結果顯示：岩性因子、距蝕溝距 離因子及坡度因子對本區域之邊坡穩定影響最巨，在檢核潛感值的訓練區則以西仕 颱風後的崩壞地作為訓練區。陳樹群、馮智偉（2005）以桃芝颱風後的崩壞地做濁 水溪流域的崩壞潛感圖之繪製，考量影響崩壞地的因子以及大區域範圍資料的取 得，依照作用性（operational）、完整性（complete）、非均一性（non-uniform）、
可量度性（measurable）、非重複性（non-redundant)五項原則選取了六項影響因子，
包含岩層種類、高程、坡度、坡向、水系、道路。
另一種方法常見大範圍地區討論崩壞的因子，則使用疊圖分析及統計的方法分
別討論各因子與崩壞地之關係，如：Brardinoni et al.（2002）以伐木區和森林區作比
較崩壞地的坡度因子，就崩壞發生的坡度而言，伐木區比森林區低了 10 度。Reid and
Page（2002）針對紐西蘭大的集水區作長期崩壞速率研究，認為在最敏感地區優先
植林，當植被復育佔 3%的面積，就能減少 20%的崩壞量。 Zhou et al. （2002）研
究香港 Lantau 島的崩塌地，中西部的崩壞地主要分布於坡度 25°~30°間，而東部的
崩壞地主要分布於 30°~35°之間。此外，降雨、植被對崩壞地空間分布的影響均扮演
重要的角色。林俊全、任家弘（2003）以航照判釋並建置水里溪流域的崩塌地資料
庫，輔以地理資訊系統工具，將地質分佈、地形特徵、水系等因子加以疊合探討。
結果顯示由地震和降雨產生的崩塌地，其邊坡的坡度、坡向和坡型有部分差異。降 雨所產生崩塌地出現在東向與傾斜邊坡的機率較高。
以上可見對於討論大範圍的崩壞因子，多是討論坡度、坡向、岩性、水系、道 路等因子，這些因子多是容易取得的因子，且地理資訊系統（GIS）的使用節省了探 討大範圍研究區的崩壞地與因子關係之時間。在大範圍區域內的崩壞研究，若有完 整的岩石、土壤等力學性質的參數，可作邊坡穩定分析的模擬。在林口臺地而言，
過去研究中有對礫石層局部地區做相關材料力學特性的分析，但各項參數所適用的 範圍並不明確，加上大南灣層的資料缺乏，故本研究仍是以坡度、岩層種類等因子 作為探討。
此外，崩壞潛感分析時，所使用誘發崩壞地的事件，因崩壞地圖層的取得限制，
多數針對特定事件，以此作疊合分析求取因子權重，少有以歷年的崩壞地圖層作為 分析。
2. 國內礫石層崩壞相關研究 (1) 地形
國內礫石臺地探討地形作用對邊坡後退的影響，包含林俊全（1992）研究苗栗 火炎山之邊坡後退機制，認為逕流集中、片洗為主要外營力的作用，邊坡沖蝕作用 為間歇性的方式，然而其逕流量、土壤含水量、降雨量及沖刷量、沖刷位置則有待 更進一步研究。林俊全（1994）測量礫石邊坡的剝蝕率每年約 0.8~12 mm 不等，此 結果主要決定於暴雨的次數與降雨的型態。以定框觀測，得到礫岩區的邊坡以蝕溝 沖蝕為主，片洗（sheet erosion）並非造成邊坡後退的主因。
張伯宇（2003）研究位於濁水溪支流清水溪左岸的觸口山東翼及草屯九九峰、
苗栗三義火炎山六處研究分區，以谷系和河谷形貌分析為主軸，探討頭嵙山層在地 表逕流侵蝕和其他相關地形作用於整個谷系發育過程的重要性。結果顯示地表逕流 侵蝕作用在六處研究分區的整體谷系發育過程不高，認為研究分區間不飽和帶滲流 侵蝕作用的相對強弱，是影響其切割程度差異的關鍵。另外，邊坡作用的觀察仍未 足以論斷主導各研究區谷系發育作用型態的類型。
另外，以大範圍崩壞地因子空間分布的探討：包含吳正雄、江永哲（1985）判
釋 1982 年西仕颱風土石流發生前後林口以東、泰山以北、五股坑溪以南集水區的航
空照片，所得結果為(1)坡度與崩壞地個數密度或崩壞率成三次曲線迴歸關係，最大 崩壞地個數密度每公頃 1.92 處，最大崩壞率 14.08%，分別發生在坡度 34.2°及 34.4°
坡面上；(2)谷密度和崩壞率成直線迴歸正相關關係；(3)植生覆蓋度與崩壞地個數或 崩壞面積成負相關。廖大牛等（1987）將林口臺地五股坑溪以西、南崁溪以東包含 山子腳山塊的區域，依地形發展分四區比較。利用 1982 年土石流發生前後之航照判 釋暴雨造成坡面沖蝕、崩壞及河溝沖蝕的狀況。得到(1)因純暴雨引發臺地礫石地區 陡坡的崩壞，此類崩壞發生於坡度 55%以上地區，以坡度 70%以上坡地為最嚴重；
(2)暴雨引發的崩壞多分布於屬礫石層之紅土臺地邊緣或其侵蝕造成的殘餘丘陵地 區；(3)日常降雨或豪雨引發的崩壞主因坑溝河川的侵蝕而造成，多分布於瀕鄰坑溝 河川沿岸或其主支流的源頭地帶。李錫堤（1998）對林口臺地的沖蝕溝（該研究中 稱為侵蝕溝）和崩塌地進行地形變遷的研究。在沖蝕溝的變遷方面，使用 SPOT 衛 星影像及土地利用圖並配合現地勘查分析，發現本區受都市開發、休閒設施興建（高 爾夫球場、遊樂園） ，溝谷開發相當嚴重。在河道變遷情形上，利用的圖資包含 1978 年與 1994 年的像片基本圖及 1925 年總督府資產局所繪製的五萬分之一地形圖，發 現在研究區西、南、東側的河道受到林口新市鎮發展影響，長度或多或少都有縮短 的現象，一些溪流皆有人工回填的情形。就崩塌地現況，採用 1978 年像片基本圖及 航照、1992 航照正射化影像以及 1982 年臺地東部的局部航照作判釋，所得結果 1978 年的航空照片上並無發現崩壞地；1992 年崩塌地主要分布在林口臺地東側及南側，
多發生沖蝕溝兩側、道路兩側及大型開挖周圍，形狀均呈不規則多邊形且面積不大。
1982 年之崩壞地主要分布於五股、泰山一帶沖蝕溝兩側之邊坡，範圍較廣且面積較 大，多沿沖蝕溝發展之長條狀崩壞地。
(2)工程地質
國內對於土木工程界對於紅土臺地崩壞機制的探討，多選定一試驗區，以儀器 觀測或實驗室模擬出結果。洪如江等（1985）以林口臺地之紅土礫石層為研究對象，
紅土礫石層的破壞是由礫石層開始的，地表入滲水為紅土臺地邊坡破壞的主因，水
使紅土強度軟化，形同一軟弱土層；持續性豪雨侵襲下，水且滯留於裂縫中，造成
水壓，加速邊坡破壞。陳榮河（1988）探討林口紅土坡的沖蝕特性，經由物理、化
學試驗得出紅土礫石土壤之沖蝕潛能遠較紅土為大。造成林口地區土坡崩壞之原
因，與紅土礫石層之抗蝕能力很小有極大的關係。陳榮河（1990）進行現地與室內
實驗，選取參數進行邊坡穩定分析，對紅土臺地崩壞之破壞模式為：降雨造成土層 中濕潤帶形成，其深度最大約為 2 m，隨著入滲量不斷增加，濕潤帶內之飽和度上升，
基質吸力降低，濕潤帶之凝聚力下降，當降至臨界值時，即於礫石坡之濕潤帶內形 成一淺層近似平面之破壞面。陳信雄（1985）紅土臺地因堆積層之年代較為近期之 產物，因此結構上相當鬆弛，地下水呈層狀分布的現象極少，再加上表層透水性良 好，故在淺層地區多形成棲止水狀態存在。陳榮河等（1986）研究林口臺地嘉寶村 的坍方，其原因為當地所處的大南灣層中，最底層為粉砂岩盤為一不透水層，位其 上的細砂層和礫石層均為良好的透水層，下雨時，地下水位能匯集而迅速上升，造 成細砂流失。
而礫石排列的狀況影響邊坡穩定，蔡秉儒（1994）研究臺灣西北部臺地礫石的 排列情形，認為礫石的排列與形狀會對坡度造成影響，尤以排列方向最明顯。即便 在基質含量超過 30%，已成基質支持之紅土礫石層上，礫石也可能仍舊影響其坡體 的穩定性質，改變其剪力強度。許明仁（2003）經由野外觀察林口臺地位省道、縣 道公路沿線，其坡體的支持結構多以接觸結合結構（contact-bound structure）為主。
基本上此種架構在細顆粒基質部分等膠結物未弱化時呈現穩定的狀態。當整體架構 為疏鬆時，膠結物可能因遇水而流失，則粗顆粒之間可能因失去支持使得整體架構 崩潰。因此在接觸結合結構下，細顆粒的膠結性及複合材料本身的緊密程度，對其 變形性和力學性質將有較大的影響。
另一類則為邊坡穩定分析，徐美玲（1997）以林口臺地東側的水碓窠溪和橫窠 坑溪為研究區，利用達西定律及連續方程式所組成的動態水文模式，以及無限長邊 坡穩定為基礎的邊坡穩定模式，組合成一個可以評估單場降雨所造成集水區邊坡不 穩定狀態的模擬模式，實際雨量資料及崩壞紀錄檢核，經過參數校正後，分別對比 西仕、琳恩、賀伯颱風雨量的回歸期，辨識出集水區中潛在不穩定邊坡的可能發生 災害的回歸頻率。張文濤（2004）對林口臺地的邊坡進行邊坡穩定的模擬分析，得 到坡角為 32°時，不管坡高為多少，平時安全係數都維持在一定的安全係數值（安全 係數>1），但雨季時安全係數卻大幅的驟降，易產生破壞。
上述對於地表逕流侵蝕的研究中，由於研究的時間有限，未經歷規模大的颱風
豪雨事件，故在邊坡作用的觀察中，未能表現崩壞的機制，因此多數的研究，仍是
以崩壞地空間分布與各項因子之間的關係做比較。工程界對於紅土臺地的邊坡破壞
的研究多選定一固定試驗區，架設儀器或採樣於實驗室模擬分析，以瞭解邊坡破壞 的機制，且著重於地下水對於破壞機制的影響。但有關林口臺地的研究多著重於單 一事件或局部區域的討論（洪如江等，1985、1986；吳正雄、江永哲，1985；陳榮 河等，1987；陳榮河，1990；徐美玲，1997） ，雖有探討數年全區的變化（例如：李 錫堤，1998；廖大牛，1987） ，卻未對全區崩壞地資料庫完整的建置，為瞭解本區崩 壞地在時間與空間更細膩的變化特性，有必要對全區崩壞地重新建置。
三、崩壞地判釋方法與規模頻率分析 1. 崩壞地判釋方法
劉進金等（1991）討論遙測用於臺灣地區之大型崩 壞 地有關之研究，文中指出 應先從衛星影像來觀察大區域景物，再從航照立體觀察仔細觀察崩 壞 地附近的特 徵。大區域的「崩 壞 地發生趨勢」的探討，應使用多次相隔數十年的航照來比較分 析（劉進金，1987；轉錄自劉進金等，1999） ；單一崩 壞 地之探討，除使用一般航照 外，尚可配合使用「熱紅外線遙測」 （劉進金，1988；轉錄自劉進金等，1999），以 找出地下水滲漏情形。
張瑞津等（2001）研究陳有蘭溪四個小流域崩 壞 所採用的研究方法以航空照片 判讀為主，其判讀的原則以航照上可判釋的坡地崩壞現象（裸露地反射較強，多呈 淺白色） ，皆判斷為裸露的崩壞地，包含山崩、地滑、沖蝕溝，對崩 壞 類型不作劃分，
只註記崩 壞 地外形為塊狀或溝狀。
Brardinoni et al.（2003）比較航照判釋與現地調查崩壞地的數量，由於高大林木
的覆蓋，往往遮蔽許多面積小的崩壞，導致在判釋過程中，無法判釋出。根據現地
調查統計的結果，那些未被判釋出來的崩壞數量高達 85%。植被最易影響判釋崩壞
地之清晰度（表 1-1） 。
表 1-1 影響判釋崩壞地清晰度的要素
低 — — — 崩塌地可見度 — — à 高
土地利用： 老森林或很久以前伐木 近期伐木 和沖蝕溝關係： 鄰近坡或沖蝕溝河道 開放邊坡或谷頭
坡降： 陡 緩
谷寬： 窄 寬
在邊坡的位置： 較下坡部分 較上坡部分
重 要 性
高
∣
∣
∣
低 水系連結度： 連結 不連結
（翻譯自 Brardinoni, Slaymaker and Hassan , 2003, p. 193, Figure 11）
2. 崩 壞 地之規模與頻率分析
Reid and Page（2002）結合 70~100 年的降水記錄來估算紐西蘭集水區中 6 個易 崩塌的土地系統（ landslide-prone land systems ）長期崩 壞 規模與頻率之關係。所 得結果牧草區的崩 壞 地頻度與暴風雨的強度呈現迴歸的關係，並且認為暴風雨的規 模可以解釋土地系統與植生間 65%-90%的關係。
Iwahashi et al.（2003）統計 Higashikubiki 崩 壞 地坡度和規模的分布，分別以常 態、對數、beta、Gumbel 和 Weibull 分布作試驗，結果對研究區內最適用的為 Weibull 分布，且崩 壞 地大小的頻率分布是接近冪次分布的。
Guthrie and Evans（2004）研究加拿大西海岸 Vancouver Island 北部地區的崩 壞 地，在崩 壞 地規模與頻率的分布只有當崩 壞 地面積大於 10000 m
2時是呈現冪次法則
（power law）分布，但卻無法表現較小的崩 壞 地。而 Double Pareto 可正確描述大部 分崩 壞 地的資料，但在其曲線的末端所表現出較弱。
上述對崩壞地的調查主要以航空照片輔以野外調查。航空照片的優點在於可快
速取得、解析度高以及回溯期長，較能探討長期不同事件所造成的崩壞結果，進一
步針對崩壞的規模與頻率作分析，以期達到預測的功效。
第三節 研究方法
為瞭解林口臺地長期坡地變動的特性，本文以航空照片作為判釋材料。根據以 往研究與媒體報導對本區釀災的颱風豪雨事件，選定西仕（1982/8） 、瑞伯（1998/10）、
象神（2000/10）、納莉（2001/09）和集集地震（1999/09）等事件前後的航空照片作 為崩壞地的判釋，並將數化成果透過地理資訊系統（GIS）進一步做地形、地質條件 之分析。對地表形態分析使用數值航測系統糾正航照後所產出的 5 x 5 m DEM（中央 地質調查所提供）；地層資料使用中央地質調查所出版的數值地質圖層；雨量資料 使用水利署林口測站的逐時降雨記錄、以及臺地附近桃園農田水利會測站日雨量紀 錄和中央氣象局測站逐時降雨紀錄。以下將對研究架構（圖 1-2）、判釋方法以及資 料分析方法分別作介紹。
一、研究架構
邊坡的穩定程度受本身地形和地質因子所控制，而降雨、地震、人為開發等因 子則為啟動邊坡崩壞的能量。不同的地形、地質條件下，控制著崩壞發生的基本特 性，而面對不同規模型態的誘發事件下，邊坡崩壞的區域分布亦有所差異。本研究 透過歷年航空照片的觀察，瞭解在不同誘發事件一地區邊坡崩壞之反應（圖 1-2）。
二、研究步驟與流程
本研究首先選定欲判釋崩壞地的圖資，並蒐集本區地層、地形、雨量相關資料，
參考對本區主要釀災的事件作為判釋事件。依照判釋原則，最後繪製歷年崩壞地分
布圖，並經由野外查核修正部分崩壞地。在分析資料時，配合地層與地形資料，透
過地理資訊系統（GIS）進一步分析崩壞地分布的區域特性，並用降雨資料分析不同
規模降雨事件對本區的崩壞地分布之影響。圖 1-3 為本研究的流程，並依資料特性與
處理資料的方法分述如下面 4 點。
圖 1-2 研究架構
圖 1-3 研究流程圖
1. 資料蒐集 (1) 判釋圖資
國內常見判釋崩壞地所使用的圖資，多以航空照片與衛星影像為主。航照的優 點為解析度高，更新頻率高，可直接用立體鏡立體判釋。衛星影像早期以 SPOT、
LANDSAT 為主，缺點解析度低，近年如 Ikonos、Quickbird、福爾摩沙衛星二號為 高精度的衛星影像，但回溯時間過短。考慮到研究區崩壞特性多為面積小的淺層崩 塌及沖蝕溝，需高解析度且回溯期長的圖資，故採用農林航空測量所拍攝的航空照 片。
(2) 地層資料
資料來源採用中央地質調查所製作 1：50000 林口、桃園數值地質圖。
(3) 數值高程模型
採用中央地質調查所製作的 5 x 5 m 的 DEM（數值高程模型），方法為使用加 拿大 PCI 公司所研發 Apex 7.0 數值航測系統軟體，糾正納莉颱風後 （2001/11-2002/10）
的航照，所出生產來的。
(4) 雨量資料
歷年逐時與逐日降雨量採用水利署林口測站時雨量資料（1974~2003） 。製作颱 風的降雨分布圖時，1982 年 8 月 7 日至 10 日日雨量分布圖採用水利署林口測站、中 央氣象局淡水測站以及桃園農田水利會桃園、山腳、大竹、沙崙、大園、五權、大 崙、草漯、新坡、觀音、豐野、大溪、新莊、海山、柑園、水尾、缺子測站；2001 年 9 月 16 日∼19 日日雨量分布圖採用中央氣象局林口、淡水、新莊、山佳、三重、
五股、大豹、南勢角、永和、大溪、桃園、八德、中壢、埔心，以及桃園農田水利 會山腳、大竹、沙崙、大園、五權、大崙、草漯、新坡、觀音、豐野、海山、柑園、
水尾、缺子測站。
2. 選定航照判釋事件
在航空照片的選定上，係參考過去前人研究及媒體報導對本區釀災的颱風豪雨
事件，依此選定西仕（1982/8） 、瑞伯（1998/10） 、象神（2000/10） 、納莉颱風（2001/09）
和前後的航照做為判讀。圖 1-4 為歷年豪雨事件的日降雨量，以本研究所選定的事件 從降雨規模和日累積雨量來說，西仕降雨強度為歷年之最，納莉颱風累積雨量則為 歷年之最，雖然瑞伯、象神颱風規模未必是最高，但在比較災情報導數則明顯高於 以往類似規模的豪雨事件。為瞭解歷年西仕颱風至瑞伯颱風間，大於瑞伯颱風規模 的降雨是否造成本區崩壞地增加，本研究也以大窠坑溪為例，透過航照判釋直接比 較 1982∼1998 年間所有高降雨事件的崩壞地分布情形，所得結果並無降雨事件造成 大窠坑溪流域崩壞地大量增加，例如日雨量最高的四個降雨事件分別為納莉、瑞伯、
娜拉颱風及 1988 年的豪雨，1988/07/27 的豪雨的日雨量達 230 mm，最大降雨強度高 達 84 mm hr
-1，為歷年中次於西仕和納莉的規模，但判釋的結果，並無顯著的崩壞，
故此次豪雨暫不列入判釋的對象中；1978/10/13 的娜拉颱風日雨量高達 233 mm，但 當時並無完整涵蓋全區的航照，亦不考慮此颱風的影響（圖 1-4）。因此，本研究在 探討全區崩壞地的分布時，所採取用的對象仍選定西仕（1982/8）、瑞伯（1998/10）、
象神（2000/10）、納莉颱風（2001/09）前後的航照作為判釋，以瞭解降雨所誘發崩 壞地的特性。另外，集集地震（1999/09/21）為本區近二十年規模最大的地震，震度 約 5 級（中央氣象局，1999），為瞭解地震震度 5 級的誘發事件是否造成直接的影 響，亦選取集集地震前後的航照做為判讀。
0 100 200 300 400
1974 1976 1978 1980 1982 1984 1986 1988 1990 1992 1994 1996 1998 2000 2002 mm
西仕 120 mm hr-1 莫瑞
51 mm hr-1 瑞伯
44 mm hr-1
象神 39 mm hr-1
納莉 73 mm hr-1
<30mm 娜拉 hr-1
一般豪雨 84mm hr-1
圖 1-4 林口臺地逐日降雨量
（資料來源：水利署林口測站逐時降雨 1974~2003）
3. 判釋崩壞地方法與原則
本研究所採用的判釋工具為立體鏡（SOKKI? -MS2），外掛 3 x 放大鏡。判 釋對象以新生的或再次被作用邊坡，反射較強，多呈淺白色，皆判釋為事件後產 生的崩壞地（張瑞津、沈淑敏、劉盈劭，2001），依照本區的崩壞地類型，將崩 壞地分為崩塌地與沖蝕溝。
劃分判釋對象的原則，凡將崩壞形狀為面狀（或瘦長狀或碗狀），不位於溝 谷上，且存在於坡面，則視為崩塌地；沖蝕溝的判定則是原本的溝谷受再次的沖 刷，在原本的流道在航照上呈現明顯白色，若沖蝕溝上方源頭坡面有崩塌情形，
則源頭另外劃分為崩塌地，受沖刷流道的部分為沖蝕溝，而本區沖蝕溝則多數上 方源頭均無顯著的崩塌現象（照片 1-1）。除了崩塌地與沖蝕溝外，本區曾發生 土石流，當時谷口形成扇狀堆積地，稱為「再堆積扇體」，其餘在河道形成堆積，
且未有明顯扇狀堆積，以「堆積區」稱之，原本在谷口就存在的扇體則以「谷口 扇狀體」。
判釋後的崩壞地、再堆積扇體、堆積區、谷口扇狀體直接轉繪與數化至已定 位的 1：5000 像片基本圖上，以
利進一步疊圖分析。數化分兩種 圖層，崩塌地的圖層為面
（polygon），沖蝕溝的圖層為 線（polyline）。再堆積扇體、
堆積區、谷口扇狀體數化時為面
（polygon）。
過去研究對崩塌地在航照 上判釋可見的最小面積約是 100 m
2，長、寬各約 10 m，相
當於 1:10000 的航照上於圖面上 0.1 cm 的距離（王文能，2000；鄒恬慈，2001）。
本研究所判釋出的崩壞地多數亦與前人研究一樣均可辨識出長、寬約 10 m 的崩 壞地。而在判釋過程中發現有甚多面積或長度更小的崩壞地，為詳細紀錄航照所 呈現本區的崩壞特色，本研究另外搭配 3x 放大鏡做判釋，結果約面積 50 m
2皆 可判釋出，長、寬約 7 m，相當於本區最小比例尺 1:20000 的航照上於圖面上 0.035
照片 1-1 航空照片上的崩塌地與沖蝕溝
崩塌地
崩塌地
沖蝕溝 崩塌地
崩塌地
沖蝕溝
cm，放大 3x 後，亦相當前人研究所提及圖面上約 0.1 cm。但考慮到所採用的航 照並未經過正射處理，且為人為轉繪至 1：5000 的像片基本圖上的誤差，以及本 研究所採用航照的比例尺大小差異（表 1-2），本研究只將這些甚小的崩壞地記 錄出（長、寬小於 10 m），在最後呈現的崩壞地圖層與後續的分析中，皆以過 去研究常用的標準，即長、寬約 10 m 的崩壞地作為分析的最小面積或長度（崩 塌地面積大於 100 m
2、沖蝕溝長度大於 10 m ）。
崩壞地判讀過程中主要受航照品質、顏色、比例尺與拍攝時間等因子影響。從 航照品質來看，雲的遮蔽影響最為顯著，一旦有雲則無法判釋；其次航照明暗的品 質，當航照明暗對比愈大，愈容易判釋，本研究歷次事件航照的明暗對比品質均不 錯，故影響判釋結果亦不大。彩色航照較黑白航照容易判釋，但對於一個具有航照 判釋經驗者，兩者判釋出來的差異度，應該不會太大。從航照的比例尺來看，比例 尺大的航照，對於規模小的崩壞地所判釋出來的個數相較比例尺小的航照為多，主 要在於規模小的崩壞地易受到植被的影響，例如：在不同的狀況時，例如高大林木 覆蓋且崩壞地面積很小（Brardinoni et al., 2003）立體鏡判釋的準確性可能較低，崩 壞地若位於狹窄河谷之密林覆蓋的陡坡的下坡段，是航照判讀法最可能「看不到」
表 1-2 歷次主要事件判釋之航照資料（航帶資料見附錄 1-1）
颱風與其降雨特性
主要事件 發生事件名稱與
日期
判釋航照 拍攝日期
航照 比例尺
航照
印刷 累積雨
量
最大降雨強 度(mm hr-1) 西仕颱風前 1981.07.18-21
(莫瑞颱風)
1982.05-
1982.07 1:8000 黑白 231 51 1982.08 1:8000
1982.09 1:14000 西仕颱風後 1982.08.08-11
（西仕颱風）
1983.10 1:14000
黑白 373 120
瑞伯颱風後
（集集地震前）
1998.10.15-17
（瑞伯颱風） 1999.06 1:14000 黑白 424 44
集集地震後 1999.09.21
(集集地震) 1999.10-11 1:14000 黑白 - -
象神颱風後
（納莉颱風前）
2000.10.28-31
(象神颱風) 2001.06-07 1:14000 黑白 203 39 納莉颱風後 2001.09.15-18
（納莉颱風）
2001.10- 2002.01
1:18000~
1:21000 彩色 876 73
的，但在本區多數崩壞地均能判釋出來，對於整體崩壞地分布的趨勢與分析不至於 有太大的影響。就航照的拍攝時間，以愈接近事件發生後的時間所拍攝的影像愈易 判釋出來，根據廖大牛等（1987）以及筆者比對西仕颱風後兩年的航照，發現崩壞 地多已回復，故本研究選擇航照拍攝的時間盡量在事件發生後的一年內（表 1-2）。
所採用的航照除了在納莉颱風後的航照為彩色外，其餘均為黑白，比例尺由 1:8000 - 1:26200 不等。
4. 野外調查
本研究野外調查主要工作為崩壞地的查核。查核的事件以納莉颱風後的崩壞地 作為核對。多數在道路沿線的崩壞地均可被觀察到，雖部分崩壞地已恢復植被，但 仍可從植物林相的變化觀察出。此外，本區上游地區因蝕溝發達，加上坡陡、植被 生長茂密，多數位於上游上邊坡及山腹的崩壞地均難以到達，為本區核對崩壞地的 一大限制，故多利用事件前後期的航照作為崩壞地發生與否的判斷。
5. 地形分析
本研究使用數值高程模型（DEM）計算扣除臺地面後各溪流之集水區及崩壞地 地形特性，包含坡度、河流坡降。在各溪流等級水系的擷取及水文地理單元劃分（張 石角，1993），亦使用數值高程模型做分析。
a. 數值地形模型（DEM）：係採用中央地質調查所數值航測系統加拿大 PCI 公司所研發軟體 Apex 7.0，糾正納莉颱風後（2001/11-2002/10）的 航照，生產出來的 DEM，解析度為 5 x 5 m，可配合最小崩塌面積約 100 m
2進行分析。
b. 地形分析軟體：Arc Gis 8.3、Arc Hydro、Ez Profiler c. 坡度、河流縱剖圖繪製
以 5 x 5 DEM，利用 Arc Gis 8.3 「spatial analyst」模組產生坡度圖。崩壞地則轉
為網格式資料，進一步以疊圖方式計算崩壞地之坡度分析。河流縱剖面亦以 5 x 5
DEM 利用 Arc Map 8.3 和 Ez Profiler 繪製而成
d. 水系擷取
本研究使用 Maidment（2002）設計的 Arc Hydro 模組，搭配在 Arc Gis 8.3 下使 用，Arc Hydro 可自動填平與修補 DEM 的窪地（sink）以及突起（peak），以利後續 的水文分析，將填補窪地後 DEM 計算出每個網格的水流方向，產生的流向網格圖層 為八方位之分析結果（D8 演算法），接著再計算每一網格的上游累積流量，形成流 量累積值網格圖層。此一功能的原理是假想在集水區的每一網格上降下一單位的水 量，而後按網格的流向來向下移動，其移動經過的網格則使其累積流量值提升一個 單位，因此，每一網格皆可計算出其所累積的上游流量值，由於投入每一網格的水 量皆為一單位，故流量累積值亦代表各網格的上游集流網格數量，將之乘上網格面 積便可得到每一網點的上游集水面積。
集流閾值（threshold of flowaccumulation）為河系網路擷取的關鍵因子，係利用 所訂定的累積流量值（或稱為集水面積）做為河道認定的門檻標準，凡是累積流量 大於等於集流閾值的網格即被定義為河道。初始進行分析時，可選擇自小至大的幾 個集流閾值，以便觀察最適河系擷取集流閾值大致的座落範圍（許秋玲，2002）。
河川級序的劃分則使用 Strahler 級序。
根據許秋玲（2002）和詹仕堅、孫志鴻（2000）探討擷取河系之集流閾值，使 用等降程序作分析方法，計算各河段級序與高程落差，以 t 統計方法檢驗各相鄰級序 河段間的高程落差是否合乎等降法則，進而求得最適閾值。由於林口臺地水系分屬 各不同流域，且在地形特徵上各流域皆有差異，加上本區蝕溝發達並不適合使用 Horton’s laws 的等降法則。為了要符合本區的地形特徵，本研究所採取的水系網分析 的閾值為 600，主要原因在於能顯示主要災害事件下致災的溝谷，如能反映發生頻率 高的崩壞地所在的河谷等級，故以西仕颱風後和納莉颱風後崩壞地發生位置作為參 考。因臺地蝕溝發達的特性，若選則一般較大的集流閾值，則無法反映出發生崩壞 頻率高的溝谷。本研究從小的集流閾值開始比較，分別為 100，200，300，400，500，
600，800，1000。比較的結果小的集流閾值對更小規模的蝕溝全部劃入，而這些小 蝕溝的崩壞頻率均很低，比起同一等級河系中高崩壞頻率的大蝕溝，其集水面積相 差甚多，並無法突顯出高崩壞頻率的蝕溝，且也造成資料量過於龐大，不易分析；
相反的，過大的集流閾值則使高崩壞頻率的溪谷無法完全顯示，考慮上述兩點，所
得的結果以 600 最適合。
6. 地質分析
利用 Arc GIS 8.3 的「spatial analyst」模組，將地層資料轉成網格式資料作分析，
計算各地層內崩壞地坡度分布。以「select by location」指令疊圖分析，計算出該地層 內崩壞地頻度。
7. 雨量資料空間分析
利用 Arc GIS 8.3 的「Geostatistical Analyst」模組，使用「Kriging」演算法將各
測站的降雨資料轉換成空間分布資料。
第四節自然環境概況
林口臺地為台灣西部山麓礫石臺地群中最北端的臺地，根據前人定義的範圍
（林朝棨，1957；鄧國雄，1979）東北方以紅水仙溪及冷水溪河谷與觀音山分界；
東南邊為新莊斷層所經，約以 200 m 高之陡崖與台北盆地相接；南緣以新朝溪及 兔子坑溪所成通谷與山子腳背斜山塊分隔，西因南崁斷層所經以高約 100 m 之階 崖桃園臺地接臨；北面以高 100 m 的海蝕崖直接濱海。由於本研究著重討論地層 以紅土礫石層為主的坡地，參考過去前人所界定的範圍以及紅土礫石層出露的範 圍，重新劃分研究區：東北以觀音坑溪、荖千坑溪為界；東為礫石層的東緣；東 南以塔寮坑溪、鶯歌溪為界；西為礫石層及大南灣層的西緣，北則與台灣海峽相 接，全區面積約 190 km
2。
一、地形
林口臺地輪廓略呈不等邊四邊形，臺地頂部平坦面標高約 250 m，此面乃原 始沈積面，地表覆有紅土。本臺地面堆積後，發生二百餘公尺之隆起，故臺地被 侵蝕復活之諸小溪由四邊向臺地中心逐漸切割（林朝棨，1957）。河川沿原坡面 及崖緣發育，由臺地中央流向四周，呈放射狀水系，可以分為淡水河系統、南崁 溪系統和獨流入海系統。主要河川包括:紅水仙溪、後坑溪、瑞樹坑溪、寶斗溪、
嘉寶溪、林口溪、坑子溪、大坑溪、南崁溪、水碓窠溪、五股坑溪及觀音坑溪等
（圖 1-5）。
本島礫石臺地的溪谷形態特色為谷頭寬淺、谷床面平坦，邊坡極為陡直（林 朝棨，1957），此類形態的河谷 Onda（1992）稱為舟底型河谷，林口臺地的溪 谷也具有這樣的特色。較大支流的溪谷大致呈寬而淺的埋積谷地形，而谷壁又再 為深狹小谷所刻（圖 1-8）。本臺地大多溪流都有遷急點（knickpoint），尤其西 部各溪最顯著。王執明（1956）認為西部河流先流經臺地礫層，再經大南灣層，
兩者抗蝕力不同，有利遷急點發生，東部幾全為臺地礫層構成，不利於遷急點發
展，所以岩性不同是主要原因。整體而言，東半部的坡度明顯大於西半部（圖
1-6）。鄧國雄（1979）研究台灣西北部臺地以河谷密度、頻度、等級之計測統
計，指出林口臺地周緣切割盛行，尤以東、北兩側為最。河谷縱剖面坡降仍大，
兩側谷壁呈平行後退，谷間的嶺脊，僅見狹長的臺地殘留面，林口臺地全區的切 割度在臺地地形中屬早壯年期。而紅壤粒度因素對臺地切割並無顯著的影響，但 厚度因素卻甚重要。紅壤厚，切割較慢，紅壤覆蓋區，臺地面平坦，紅壤流失後 的礫石層出露區，則地表崎嶇。行政院農委會水土保持局（2003）公布的土石流 潛勢溪流在本區共 46 條，其中東區有 36 條（占全區的 78%）、北區 9 條、西區 1 條。
圖 1-5 林口臺地高程圖
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溪
南
塔 啞 十
淡 水
河
營 盤 羊
寮
坑 溪 崁
溪
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坑 溪 大
窠 坑
溪 橫窠
坑溪 水
碓窠 溪 五
股 坑 冷 溪 坑水 溪 壟
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觀 音
坑 溪 紅
水
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樹
坑 溪 寶
斗
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口 海 溪
湖 溝
坑 子 溪
稠 坑 溪 大 坑
溪
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風 尾 坑
溪 中 坑 溪
光
華 坑
溪 南
崁
溪
臺
灣
海
峽
大蕃 仔 窩溪
鶯 歌 溪
八里
五股 下福
龜山
泰山 林口
觀音山
林口測站
0 1 2 3
km
±
高程(m) 400以上 300- 400 275 - 300 250 - 275 225 - 250 200 - 225 175 - 200 150 - 175 125 - 150 100 - 125 75- 100 50 - 75 25 - 50 0 - 25 研究區範圍 水系
圖 1-6 林口臺地立體圖
±
高程（m）
泰山
龜山
林口 下福
五股 八里
南崁
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±
0 1 2 3
km
坡度( °)
0 - 10 10 - 20 20 - 30 30 - 40 40 - 50 50 - 60 60 - 70 70 - 90
研究區範圍 水系
圖 1-7 林口臺地坡度圖
圖 1-8 林口臺地之溪谷特徵。由橫窠坑附近東望大窠坑溪之一支流（上圖） ；由員 林坑附近南望大坑溪之一支流（下圖） （繪圖者：富田芳郎） 。 （轉錄自林朝棨，1957）
二、地質
戰後就林口臺地地質相關的研究，包括王執明（1956、1969）就地質學立場，
從林口臺地礫石的球形率、粒度分布及覆瓦構造、沈積岩相、沈積物來源作仔細 調查認為林口地層屬海陸過渡地帶之沈積層；陳文福（1989）指出則林口臺地為 一扇洲（fan-delta）。為古新店溪於河口附近形成沖積扇三角洲沈積層，沈積物 來自東南方，地層大部分近乎水平。地層主要以礫石層為主，扇頂位泰山附近（陳 文福，1989）。之後台北盆地陷落，林口臺地相對抬升，形成今日所見獨立臺地
（林朝棨，1957；王執明，1978；引述自石再添等，1996）。參考中央地調所林 口地質圖幅（1981）簡述本區主要出露地層如下（圖 1-10）：
1. 林口層（紅土層）:覆於礫石層之上，出現在臺地頂部，厚度數公尺至十公 尺不等，紅土與礫石之間呈漸次移變之關係。紅土的來源目前尚無定論，常 見的說法，包含萬獻銘等（1985、1986）從粘土礦物組成或化學組成皆顯示 紅土為礫石其及膠結物受極度風化淋濾後之殘留物；鄧國雄（1979）認為紅 土粒度的垂直變化具有水積的特色，且與礫石層間粒度呈現截然改變，屬不 整合的關係。
2. 林口層（礫石層） ：分布於臺地的東側，為膠結不良的水平礫石層，由顆粒
支持，靠近觀音山區有少部分安山質礫石，整體岩性特色以礫石、砂、夾砂
圖 1-9 林口臺地月平均雨量
(資料來源：水利署，林口測站，1973~2003）
0 50 100 150 200 250
1 月 2 月 3 月 4 月 5 月 6 月 7 月 8 月 9 月 10 月 11 月 12 月 (mm)
及粉砂凸鏡體為主，本層與下伏第三紀地層之接觸面並未出露，最大厚度超 過 350 m，由東南向西北遞減（何春蓀，1969）。
3. 大南灣層：位於臺地的西側及南側，為水平的砂層及泥層，夾有厚度小於 20 m 的礫石層，岩層膠結不良。大南灣層相當於三角洲海面下部分，臺地 層相當於海面上部份（王執明，1956；引述自鄧國雄，1979），即大南灣層 為林口層所覆蓋，下部沒有出露，由西南向東北漸變為林口層，為同時異相 之地層。
4. 觀音山層：位觀音火山的東側及南側，為傾斜的砂岩、粉砂岩及礫石所構成，
局部的泥層中含有火山物質，岩層圍繞著觀音坑岩山岩脈呈穹窿狀排列（陳 文福，1989）。
5. 桂竹林層：出露在臺地之東緣，主要從五股、泰山、塔寮坑、南到鶯歌，呈 狹長分佈，岩性以砂、頁岩互層。
三、氣候
林口臺地北面臨海，受海洋性氣候影響，東、南、西三面又分受河谷盆地等 較低地區所隔離。夏季高溫多強風，冬季多雨多霧。根據水利署林口測站所統計
（1973~2003），年平均雨量約 1900 mm，全年有雨，主要降雨季節受春雨、梅
雨及颱風的影響，集中在 3 月至 9 月間（圖 1-9）。
圖 1-10 林口臺地地質圖（改繪自：中央地質調查所，1981、2000）
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南
崁
斷
層
新
莊
斷
層
山
腳
斷
層 大 窩 坑 斷 層
±
0 1 2 3
km
地層名稱
火山岩類
桂竹林層(Kc) 泥質砂岩及鈣質砂岩夾頁岩 沖積層(a) 礫石，砂及粘土
砂丘(s) 砂
桃園層(Ty) 紅土，礫石，砂及粘土
觀音山層(Ky) 砂岩及泥岩互層，上部夾礫岩層 研究區範圍
斷層
林口層(Lk) 礫石及砂，夾砂及粉砂凸鏡體 大南灣層(Tn) 泥岩，粉砂岩，
頁岩及砂岩互層，夾礫石層 林口層(lt) 紅土及砂
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研究區範圍外之第三紀地層
