土石流災害預警空間、時間基準訂定之研究－子計畫:崩塌對土石流發生條件之影響 (I)

目錄

圖目錄………..2

表目錄………..2

中文摘要………3

英文摘要………4

一、 前言………5

二、 研究計畫之背景及目的………8

1.計畫背景………...……….…………8

2.計畫目的………...……….…………9

三、 前人相關研究………...……..……….…….…………10

四、 研究方法………...……..……….…….…………15

五、 結果與討論………...……..……….…….…………17

六、 結論………...……..……….…….………36

七、 計畫成果自評………...……..……….…….………37

八、 參考文獻………...……..……….…….………38

圖目錄

圖一、整體分工合作架構圖………..………..6

圖二、工作進度與執行流程圖………..………..16

圖三、研究區域地理位置圖………..………..18

圖四、八張 SPOT 衛星影像判釋崩塌總面積分布統計………..………..19

圖五、崩塌地分類示意圖………..………..20

圖六、八張 SPOT 衛星影像判釋之新增崩地、舊崩塌地擴大面積與新生崩塌面積地 分布統計………..……….20

圖七、不同時期崩塌地分類結果之坡度分布變化.……….………….22

圖八、不同地層及坡度分區下之崩塌地擴張面積.……….………….23

圖九、集集地震前依張與震後三張衛星影像在不同 PGA 及坡度分區下之崩塌面積比 分布圖………..……….26

圖十、水保局桃芝災後中部地區調查所得坡地型土石流分布圖………..…….27

圖十一、桃芝災後溪頭圖幅坡地型土石流分布圖………..…….28

圖十二、桃芝災後溪頭圖幅溪流型土石流分布圖………..…….29

圖十三、桃芝災後溪頭圖幅航照判釋崩塌地分布圖………..…….29

圖十四、中部災區與溪頭圖幅判釋所得坡地型土石流長度分佈統計資料………..…….30

圖十五、溪頭地區坡面型土石流與溪流型土石流坡度分析比較圖……..……….31

圖十六、中部災區坡地型土石流出現位置之岩性分佈……..……….32

圖十七、溪頭圖幅坡地型土石流出現位置岩性分佈……..……….32

圖十八、中部災區坡地型土石流與 921 水平加速度之關係…………..……….33

圖十九、坡地型土石流分佈與 921 水平加速度關係圖…………..……….34

圖二十、簡化之塊體運動模式用以說明滑動邊坡角度增加時，觸發滑動所需之孔隙 壓力急劇降低………..……….34

圖二十一、桃芝颱風於溪頭地區累積降雨亮等值線圖………..……….35

表目錄 表一、整合計畫研究子題與研究內容概要…..…………..……….………..7

表二、濁水溪流域 SPOT 崩塌地判釋資料……….……….19

表三、桃芝風災後之水保局資料與涵蓋溪頭圖幅區域之航空照片判釋所得坡地型土 石流統計資料………..……….27

表四、溪頭圖幅坡地型與溪流型土石流水平流動長度統計………..……….28

表五、溪頭圖幅坡地型與溪流型土石流流動段平均坡度統計……..……….30

表六、中部災區坡地型土石流與 921 水平加速度之關係……..……….……….33

表七、坡地型土石流分佈與 921 水平加速度統計……..……….……….33

中文摘要

本研究蒐集賀伯風災前至桃芝颱風災後中部地區衛星影像八幅，進行濁水溪流域內 九二一地震前後崩塌發育趨勢及特性之比較，並選定桃芝災後 1：25000 比例尺地形圖 溪頭圖幅範圍內之航空照片，對桃芝颱風造成之崩塌地及坡地型土石流進行判釋查核，

將結果數化於於地理資訊工作平台並對地質、地形、921 地表加速度等進行分析，以了 解九二一地震對崩塌及坡地型土石流發生特性之影響。

結果顯示，與震前降雨觸發之崩塌相比，九二一地震造成濁水溪流域崩塌面積增加 高達六倍，而在後續之豪雨與桃芝颱風，崩塌面積進而明顯之擴張，且崩塌發生之邊坡 坡度在震前主要集中在 20-30 度之邊坡，而在震後及後續之降與與颱風期間，崩塌發生 區位變至 40-50 度之邊坡上。

就坡地型土石流之發生極其特性而言，崩塌的發育直接影響坡地型土石流的發生。

溪頭地區坡地型土石流主要發生在中新世砂岩與變質砂岩的地層及集集地震時地表加 速度在 400-500 gal 之區域。與溪流型土石流相較，坡地型土石流具有坡度陡與溪流短之 特性，而在桃芝風災時大量之發生主要是因九二一地震後，地層鬆動且崩塌發生區位轉 至 40-50 度之邊坡所致。

關鍵詞：集集地震、崩塌、坡地型土石流

Abstract

SPOT image and aerial photos are used to investigate landslides and slope-type debris flows that occurred in central Taiwan during the Typhoon Toraji. In GIS environment, the results of SPOT images and aerial photos are superposed on geological map and DTM to evaluate the influence of geology and topography on the occurrences of landslides and slope-type debris flows.

In images between January, 1999 and January, 2000, the recognized landslide areas have been increased from 35.5 km

to 57.3 km

, and the landslide area had further expanded to 100.4 km

in images of March 2001, and then 148.8 km

in August 2001. However, only 12.6 km

and 14.1 km

were recognized as the new landslides in images of March 2001 and August 2001, respectively. The rest of slope failures were enlarged from the initially existed

landslides occurred during the Chi-Chi earthquake. Landslides were concentrated in places with slopes between 20

and 30

, typical for rainfall-induced landslides, before the earthquake.

However, after the earthquake, even till 2001, places of landslides have been moved to areas with a slope of 40

-50

.

The study result shows that the existence of landslide is the key for the development of slope-type debris flow. A higher percentage of slope-type debris flows occurred in Miocene sedimentary rocks, metamorphic sandstones, and in area nearby geological structures.

Keywords: Chi-Chi earthquake, landslide, slope-type debris flow

ㄧ、前言

自從 921 大地震後，地層受到嚴重的擾動與破壞，造成大量的崩塌。每當雨季來臨 時，舊有崩塌地除擴大以外，也會誘發新的崩塌。這些大量的崩塌土石，在足夠的水分 及坡度條件下，便導致土石流的發生。換言之，地震與崩塌、崩塌與土石流間有極密不 可分之關係，就以日本關東大地震為例，崩塌與土石流等坡地災害發生基準，會隨土砂 量的變化而發生改變，最後並趨於穩定，因此台灣在經歷 921 大地震後，坡地災害預警 在時間的變化情形便顯得相當重要。此外，從崩塌與土石流之發生條件來看，除了與降 雨特性有關外，亦與其地形、地質條件有密切之關係，因此當以降雨作為預警基準時，

需從空間上考量其地形與地質特性的不同，來加以分群分析，進而研訂其降雨預警基準。

本計畫為 “坡地災害預警空間、時間基準訂定之研究”整合計畫之子計畫之一，整 個研究團隊以五項研究子題(研擬五項子計畫，說明如下表 1)，計畫以三年的時間(自 92 年 8 月起至 95 年 7 月止)，透過現場地文及水文資料之分群分析、理論架構建立及應用 等層面，來進行土石流災害預警空間、時間基準訂定之研究。整合計畫之總體目標，計 有下列五項：

1. 收集、匯整土石流現地資料，進行土石流發生條件與地文及水文特性之相關性及分 群分析，以提供土石流分區預警基準研訂之重要參考依據。

2. 就空間及時間上，探討崩塌對土石流發生條件之影響，以做為研訂土石流預警條件 或分區預警之參考。

3. 整合土石流與崩塌發生理論，以做為研訂土石流預警條件之理論依據。

4. 以風險機率觀點，分區研訂土石流之發生基準，以供未來災害警戒、避難及疏散參 考指標。

5. 藉由衛星遙測影像，獲取各項滑坡災害因子之最新訊息，改善利用即時降雨監測 土石流發生基準之準確性。

在整合計畫項研究子題中，內容涵蓋現地資料分析、理論架構建立及模式應用分析

等研究層面(圖一 )。各子計畫間分析資料相互支援，從現地資料分析並藉由理論架構串

接，進而到模式之開發與應用分析。

圖一、整體分工合作架構圖

本計畫在整合計畫的分工中以現地資料之分析為主，針對中部災區崩塌地發生時空 變化之分析與土石流發生條件之比對，評估 921 地震前後崩塌發生特性之變化及其對土 石流發生條件之影響，並為整合計畫中第二子計畫“土石流與崩塌發生理論之整合研究”

之基礎。

總計畫 :

土石流預警空間、時間基準訂定之研究

現地資料分析 理論架構建立 模式應用分析

子計畫 1:

土石流發生地之地文 及水文特性分群研究 子計畫 3:

崩塌對土石流發生條 件之影響研究

子計畫 2:

土石流與崩塌發生理 論之整合研究

子計畫 4:

土石流發生警戒時間 與空間之研究 子計畫 5:

應用中高分辨率衛星

遙測影像於崩塌與土

表一、整合計畫研究子題與研究內容概要

計畫研究子題 研究內容 需整合及研究原因

1.土石流發生地之地文及 水文特性分群研究

1.影響土石流發生之相關因子分 析

2.土石流發生地水文及地文基本 資料收集調查

3.土石流發生地之均一區劃定

台灣地區土石流潛勢溪流 眾多，逐一訂定基準有其 困難。因此，有必要研究 及探討眾多潛勢溪流中，

其在地文及水文特性上之 相似特性，以利土石流基 準之研訂。

2.土石流與崩塌發生理論 之整合研究

1.土石流與崩塌發生理論檢討分 析

2.土石流與崩塌發生理論模式建 立

3.土石流與崩塌發生理論模式整 合

崩塌與土石流間有極密不 可分之關係，以前在坡地 災害之研究上，多將崩塌 及土石流分開討論，未加 以整合其理論。

3.崩塌對土石流發生條件 之影響研究

1. 坡地型土石流發生條件分析 (空間分布與時間基準) 2. 九二一地震前後崩塌地空間

分布變化及其對溪流型土石 流發生條件之影響(空間分析) 3. 崩塌對溪流土石流發生基準

之影響(時間分佈)

崩塌對土石流發生條件之 影響研究，目前國內外所 作之研究不多，且多未考 慮其隨空間及時間的變化 特性。

4.土石流發生警戒時間與 空間之研究

1.土石流發生時間及空間分布特 性探討

2.土石流發生降雨警戒模式之檢 討分析

3. 建立具有機率概念之土石流 發生警戒時間與空間模式

1. 土石流預警基準，國內 目前雖有訂定，但未深 入分析及討論其隨空 間及時間的變化特性。

2. 目前土石流之預警多以 發生與未發生(二分法) 之定率觀點來考量，未 來研發上擬納入風險 機率觀念，提供土石流 發生與否之不確定訊 息。

5.應用中高分辨率衛星遙 測影像於崩塌與土石流 發生基準之研究

1.衛星影像處理 2.滑坡發生基準率定 3.結合即時降雨資料分析 4.建立應用評估模式

由衛星遙測影像，獲取各

項 滑 坡 災 害 因 子 最 新 訊

息，大幅改善利用即時降

雨監測土石流發生基準之

準確性。

二、研究計畫之背景及目的 1.計畫背景

集集地震為台灣百年來首見之烈震，主震規模達芮氏 7.3 級，此一災害性地震 造成超過 2400 人死亡，8700 人受傷，有形之財物損失超過 3000 億以上。本地震除 於地表產生一長達 105 公里之地表斷層外，並對中部山區之地表土層造成嚴重之擾 動並引發嚴重之崩塌。以工研院能源與資源研究所之判釋資料為例，於中部災區九 二一地震後共有 21969 個崩塌地發育，其投影總面積約為 7050 公頃，實際面積約為 11300 公頃。

自九二一地震後次年之二月起，每遇豪雨或颱風，中部山區即傳出崩塌與土石 流之災情，其中尤以九十年七月三十日之桃芝颱風所造成之災害損失最為嚴重，短 短一夜之降雨造成全島嚴重之崩塌與土石流災情，死亡及失蹤人數超過 240 人，其 中又以中部災區所受災害最為嚴重。於九二一地震之前，中部災區原有已經戡定之 土石流危險溪流 176 條(下游有保全對象)，於地震之後，因為考量地震造成之崩塌將 提供大量之不安定土方，因此將原本判定之標準，由坡度十五度以上之有效集水面 積由十公頃降為三公頃，導致土石流危險溪流增至 370 條(下游有保全對象)，而在桃 芝颱風之後，經由現場勘查得之中部災區共有 655 處地點發生土石流災害(包括有保 全與無保全)，其中 186 處屬震後原本判定 370 條中之土石流危險溪流，38 處為具有 保全對象且需新增之土石流危險溪流，其餘 431 處為發生土石流但其影響範圍內無 保全對象存在。此等紀錄為台灣過去所未曾見，亦為世上少有。

於中部災區桃芝颱風共造成 655 處發生土石流，其中屬溪流型土石流這有 483 處，坡地型土石流有 172 處。而就桃芝颱風發生之崩塌而言，根據農委會水保局之 資料，於 921 重建區內共有 7,787 處發生崩塌，總投影面積為 18,674.41ha。發生崩塌 之平均坡度以 30°∼45°最多，而桃芝颱風造成之新崩塌地，其特徵為崩塌數量多而 規模較小，為典型的豪雨型崩塌；桃芝颱風致使 921 地震崩塌地擴大之崩塌地之特 徵則為崩塌數量少，但其規模較大，為地震後擴大型之崩塌。

與震前所見之崩塌與土石流災害相比，九二一地震以後之崩塌與土石流除了發 生之頻率顯著增加，規模變大，災害損失增加外，觸發崩塌與土石流發生之降雨基 準顯著的降低，且其發生位置亦與震前有顯著之不同。然而如同九二一地震如次巨 大規模之地震對坡地之崩塌與土石流災害之具體影響為何？影響時間究竟為時長？

且其後續之效應為何？是台灣在地震以後於諸多之重建工作在工程規劃與相關科學

研究所極欲了解者。而在國內外相關研究中,對於地震引發之崩塌多有著墨，但甚少

研究工作持續追蹤大地震對邊坡穩定影響之時間有多長。就個人所之，目前僅有日 本關東大地震之後的研究提出相關之統計資料，顯示在地震後之數年間崩塌地發育 之數量急遽增加，其後再逐步降低，而約需四十年後崩塌發育之數量才恢復至震前 之水準。然而台灣在氣候條件與日本有甚多之差異，且在震後政府投入大量之人力 物力於坡地源頭之整治工作，因此九二一地震堆於台灣中部山區邊坡之影響持續多 久，值得我們投入時間與人力與持續追蹤。

雖然在九二一地震與桃颱風災之後，農委會水保局投入了大量之經費與人力從事 災後之崩塌與土石流等相關之調查工作，然而其調查重點多偏重於災害發生位置與災 情之調查。對於崩塌與土石流發生之影響因子則多未做進一部之探討。然而以科學研 究之角度而言，九二一地震提供研究地震效應對坡地災害發生影響之絕佳機會，尤其 在遙測技術發達的今天，透過衛星影像與航空照片之判釋，結合野外之現地查核，我 們有比過去更佳之機會追蹤與評估九二一地震對中部災區坡地災害發育之影響。

2.計畫目的

本計劃研究之主要目的及在善加利用現有龐大之崩塌與土石流等調查之相關資 料，選定中部災區為就區域，進行 1996 年至今之衛星影像與航空照片的崩塌地與土 石流之判釋，並在計劃進行過程中選定特定區域進行判釋成果之查核，以期系統性的 了解此段時間內崩塌與土石流發生趨勢之變化，進而了解崩塌與崩塌擴張速率對土石 流發生地點與觸發其發生所需降雨條件之影響。而在研究計劃中，將透過地理資訊器 統之彙整及空間分析之功能，將判釋與調查之結果與 DTM、地質資料及九二一地震 之地表加速度等資料相疊加，以進一部評估九二一地震對不同地質與地形條件之邊坡 其影響之差異性。

本計劃為一為期三年之研究計劃，本年度之重點在於坡地型土石流發生條件之研

究。與地震前發生之土石流相較，桃芝颱風造成中部災區 172 處坡地型土石流之發

生，透過航照與衛星影像之判釋、現場調查、以及利用 Arc View GIS 套疊地質與九

二一地震之地表加速度資料，並進行相關空間分析作，以評估坡地型土石流之發生與

地質條件、地形條件、及其與崩塌及 921 地震時地表加速度之影響，進而比對九二一

地震以後之降雨紀錄，以了解坡地型土石流發生之機制與其影響因子，並得知其發生

之降雨條件。

三、前人相關研究

自從民國八十五年賀伯風災及八十七年瑞里地震以來，地震及颱風豪雨引發之崩 塌與土石流等災害即開始受到國內相關研究者之重視，然而國內多數學者未將二者連 在一起討論，亦未對二者發生之相互關係進行有系統之研究。此外，國內學者對於土 石流之相關研究中，多從水土保持與流變學或工程治理之觀點切入討論，而由地質之 觀點從事相關研究則相對較少。而自集集地震以來，國內相關研究學者亦極重視地震 引發之邊坡災害，但就個人所知，目前尚未曾有系統的針對地震引發之邊坡破壞進行 持續性與系統性之追蹤分析九二一地震以後,降雨觸發之崩塌與土石流之發生特性與 九二一地震之前之差異。

就台灣的自然環境而言，地震與颱風豪雨是造成台灣山區發生崩塌與土石流的主要 兩個外在之觸發因子。國內外相關研究之資料顯示降雨引發之崩塌其面積通常較地震引 發之崩塌為大，且多發生在山腹及邊坡之坡址，地震引發之崩塌其崩塌地之規模較小，

多數發生在陡峭之邊坡，且多位於凸坡之坡頂(e.g., Keefer, 1984; Jibson and Keefer, 1994;

沖村孝 ,1996; Polemio and Sado, 1999; 王文能, 2000; 中村浩之,2000; Weissel et al., 2001)。

就國外之相關研究而言，大地震對崩塌發生影響之研究多注重在地震本身所造成之 崩塌。以近二十年國外發生較大規模之地震所觸發之崩塌如 1987 年 Ecuador 地震 (Schuster et al. 1996; Tibaldi, 1995), 1989 年美國加州之 Loma Prieta 地震(Harp et al., 1991), 1994 年之 Northridge 地震(Harp and Jipson, 1995), 1995 年日本之阪神地震(沖村孝,1996;

奧西一夫, 1996)，1999 年台灣之集集地震(Weissel et al., 2001)多為震後進行地震觸發崩 塌之相關研究。其成果多顯示地震引發之崩塌多為淺層崩壞，單一崩塌範圍較小，且多 發生於山脊陵線。

Weissel et al. (2001)利用衛星影像疊合 DTM 資料，選擇震央附近區域進行崩塌地之 判事，指出集集地震發生之崩塌多位於山脊陵線，此與日方學者沖村孝(1996),奧西一夫 (1996)等人在阪神地震之後於六甲地區所得結果相似，指出地震造成之邊坡破壞多發生 在 30

-50

之邊坡上，此與國內諸多學者在集集地震後判視之結果相同。

Harp and Jipson(1995)針對北嶺地震觸發之崩塌所作之研究指出於震央 70km 半徑內 之地區，才有明顯崩塌地之發育，此與ｋeefer(1984)針對世界各地災害性地震所觸發崩 塌之統計資料相吻合。外此，在 Keefer(1984)統計不同規模之地震與崩塌發生之關係，

指出可能誘發崩塌之最小地震規模為 ML=4.0。此外，針對義大利 Umbria-Marche seismic

sequence 對崩塌發育影響之研究中，Espositoet al. (2000)提出除了地表加速度之外，岩性 與地質構造是影響崩塌發生與否之重要因素，Harp and Jipson (1995)針對北嶺地震所作 之研究，也得相似之結論。而針對中南美洲過區百年來地震觸發崩塌之相關資料，

Bommer and Rodriguez (2002)指出崩塌之類型與地形、地理環境、及土壤之種類、厚度、

及其母岩有密切之關係，其並根據邊坡組成岩性及其風化土層之組成，將邊坡破壞分為 以火成岩風化物質為主要組成之陡坡破壞，及以紅壤為主之大邊坡破壞。Keefer(1984) 在其分析研究中指出，地震引發之山崩多發生在交結不良或結裡面發達之岩層。而 Harp and Wilson (1995)在 Whittier Narrow 地震又發之山崩中發現，較堅硬之岩層有較多崩塌 之發生，其將此現象歸因於較老地層雖然較為堅硬，但也具有較多之張裂開口，因此容 易造成山崩。此外，Tibalidi et al. (1995) 討論 Ecuador 地震引發之崩塌特性與震央、地 表沉積物、地形之坡度與坡向及植生等之關係，指出崩塌範圍成一橢圓撞，其長軸平行 斷層之走向，而崩塌主要發育於朝向 ESE 之坡面,而於面向 WNW 之坡面崩塌發育最少，

此點似乎與岩性及地質構造關係不大。

在國內之相關研究中，自九二一地震之後，中部災區相關崩塌地之調查研究主要有

下列之研究:(1) 震後在國科會支持下，結合國內 21 組大學教授及專家進行之初步勘災

工作(Lin et al., 1999)， 本項調查工作因受時間與交通之限制，調查範圍多限於震後公路

所及之地區。 (2)農委會水土保持局委託工業技術研院能源與資源所利用震後航空照片所

作崩塌地之判釋。本工作為震後較為完整且詳實之崩塌地調查工作，惟受震後航空照片

涵蓋範圍之限制，因此部分地區並無相關資料且部分資料仍待野外之查核，調查結果計

得崩塌數量 21969 個，崩塌面積約 11300 公頃(王文能，2000)，而地震引發之崩塌主要

分佈在雙冬斷層至梨山斷層間之區塊，雙冬斷層至車籠埔斷層間除了九九峰大規模之淺

層崩壞外，並未見大規模之邊坡破壞。王文能(2000)同時指出地震引發之崩塌地主要有

(a)大多為小規模及表層崩塌，(b)多發生在坡頂及陡崖邊緣，(c)多發生在節理發達之砂

岩、礫岩及台地礫石堆積層等地區，之特性。此外，他亦提出崩塌發生之邊坡多位於坡

度 30

-60

之邊坡，且發現崩塌面積小於一公頃者佔崩塌總數之 94%。(3)廖軒吾(2000)

以震後之 SPOT 衛星影像判釋為主，得出地震引發面積大於 625m

之崩塌地計有 9272

個，其總面積約為 12780 公頃，但其研究區域與工研院之判釋範圍有所不同，因此相關

資料亦無法做直接之比較，且其結果亦缺乏野外之查核。(4)洪如江等(2000)人則針對已

有之相關資料及自行調查之結果進行集集地震引邊坡破壞之特性及個案進行初步分

析。(5)此外，針對崩塌面積較大且具引發二次災害之大規模崩塌如草嶺與九份二山之或

具特殊意義之崩塌地農委繪水土保持局亦委託中興工程顧問公司及中興大學進行相關

之調查及整治。(6)林美聆與陳榮河(2000)在集集地震震後公路邊坡之調查中，得知崩塌 之型態已岩石滑移及岩屑崩落佔大多數，破壞之邊坡有 60%以上的坡度超過 60

，崩塌 位置多在坡腹。 (7)林美聆(Lin and Tung，2003)並利用九二一集集地震震後之崩塌資料利 用 Jade and Sarkar(1993)提出之模式架構，建構地震觸發崩塌之預測模式。除了九二一震 後相關之調查資料外，桃芝颱風過後，農委會水保局委託工研院能資所重新針對中部災 區利用衛星影像進行崩塌地之調查與航空照片配合現地之局部查核，重新進行中部災區 之崩塌地調查，於 921 重建區內共有 7,787 處發生崩塌，總投影面積為 18,674.41ha。發 生崩塌之平均坡度以 30° ∼45° 最多，而桃芝颱風造成之新崩塌地，其特徵為崩塌數量多 而規模較小，為典型的豪雨型崩塌；桃芝颱風致使 921 地震崩塌地擴大之崩塌地之特徵 則為崩塌數量少，但其規模較大，為地震後擴大型之崩塌。而在國科會工程處下，亦針 對地震引發之崩塌有一研究群從事相關之研究，為其研究重點多在工程整治層面，就崩 塌發生特性及其機制則甚少著墨。

就土石流發生區位而言，由地質與地形討論溪流型土石流發生與堆積特性之研究國 內外已有甚多之相關文獻(e.g., Coussot, P., Meunier, M., (1996), Cenderelli and Kite, J.S., 陳宏宇， 1995﹔李錫堤,1996; Lin and Chang,1997; Chen et al.,1999; Chen, 2001; Chen et al., 2000; Lin et al.,2000)，相對而言，坡地型土石流之研究則相對較少(e.g., Wieczorek, 1987;

Wilson, Wieczorek, 1995; Parechi et al., 1998; Lorente et al., 2001)。

於國內相關之研究中,由地質特性討論對土石流的影響方面，主要有陳宏宇(1995)及 Chen et al. (1999)以花蓮銅門村為例，藉由土石流發生之現場調查的地貌表徵及地質特性 的探討，可以瞭解土石流產生之初使機制，並由現地調查中所瞭解現地兩側溝谷有發達 不連續面，尤其所組合成具潛在性之順向及楔形破壞之岩坡，為提供土石流堆積地質材 料之主要的土石來源之一。另外土石流的初始運動是由堆積材料中突增的孔隙水壓，導 致土體變得不穩定所產生，其主要是受破碎岩體中所含地下水上升，造成孔隙水壓突增 而發生土石流，而非降雨時的瞬間滲透。此外 Chen(2001)與 Chen et al. (2000)亦由地質 因子與地形條件討論和社地區之土石流發生,而 Lin et al., (2000) 亦由地質因子之觀點討 論陳有蘭溪中不同岩性與地質構造對土石流發生與否之影響，而李錫堤(1996)則從地形 之觀點討論賀伯風災時陳有蘭溪流域土石流之發生。另外 Lin and Chang(1997)以航照判 釋、地質調查、現地與室內試驗等方法來研究東興土石流的特性，由粒徑分析得知東興 土石流屬泥流型土石流，並以地形變化及地貌特徵瞭解溪床的變化，並推斷流動過程中 可能曾經形成天然壩，潰霸後大量土石衝洩而下，造成高流速及流量的主因。

就坡地型土石流而言， Sharp (1942) 對發生於坡地型土石流進行地形描述提及此類土

石流呈帶狀，流動區形成側堤，流動區底部有土石扇的堆積。Brunsden 等(1979)對坡地 型土石流描述為”土石運動發生在 30 度甚至更陡峭的坡面上；自源頭區開始，沿著一個 狹長新生河道向下運動，在河道兩側形成側堤(lateral levees)，土石材料則於溪流末端散 開，形成土石扇”。 Takahashi(1981)，根據發生區區位，將土石流分成：slope type（亦 即坡地型土石流）、valley type（溪流型土石流）兩大類。Vandine (1985)提到：發生於 開放或不受限制之坡面的塊體運動，加拿大通常稱此運動型態為「Debris flow」，或稱 為「Planar debris flow」。Lewkoicz A.G.等(1998)在 Sawtooth Valley 利用 1:12000 地形圖 配合野外調查，將 35 條土石流危險溪流進行地形計測，並利用扇狀地沉積物進行定年。

其研究結果，土石流依其特性可分成溪流型土石流 (channelized debris flow) 與坡地型土 石流 (hillslope debris flow)兩大類。坡地型土石流具有長度短(<300m)，坡度陡(10°- 35°)，土石量小(10–10

m

)，土石流再發的週期短( 3 年)等特性。Ballantyne (2002) 提到：

蘇格蘭以土石流所攜帶的土砂量，將土石流分成坡地型（<60 m

）與溪流型(>1000 m

) 兩大類。此外，坡地型土石流發生坡度在 32 至 42 度之間。

Van Steijn H.等(1988)，針對法國阿爾卑斯山進行坡地型土石流研究，提到陡峭的邊 坡、不同組成的岩屑與高孔隙水壓等條件，有利於坡面型土石流的發生。Lorente A.等 (2001、2002)，針對西班中部山區之坡地型土石流特性、空間分析與影響因子進行研究，

他們認為岩性、坡度、坡向、海拔高度、不同植生覆蓋與土地利用等因子，會影響坡面 型土石流的空間分布。此外，溪流源頭區存在崩塌地，尤其在近斷層帶附近，更有利於 坡地型土石流的發生。

在國內學者部分，大部分學者對坡地型土石流之用語及觀念多陳襲自國外學者。此 用語最早為張石角(1985)，其將土石來源為停積於斜坡之鬆散物質及崩塌產生之物質之 崩塌物，因暴雨或滲流作用，使邊坡物質破壞形成之土石流稱為「山坡型土石流」。游 繁結(1990)引自日本學者武居(1980)，將發生於山腹斜面崩落之土砂土石流化或崩落土 砂衝擊溪床，導致溪床堆積物液化形成土石流，稱之為「崩落型土石流」。連惠邦（2000）

進一步命名為「主動崩落型土石流」。詹錢登(2000) 沿襲 Takahashi(1991)觀念，在「土 石流概論」一書中將土石流按照發生的地貌條件，分成河谷型土石流及山坡型土石流兩 類。指出山坡型土石流為土石流發生和運動過程沿著山坡或山坡蝕進行。謝正倫等(2001) 於桃芝、納莉風災後，對中部災區作土石流進行調查研究指出：溪流在二萬五千分之一 比例的地形上，不具明顯溪溝地形的土石流，稱為坡面型(又稱坡地型)或崩塌型土石流。

游繁結(1990)利用室內水槽實驗，對坡地型土石流的發生進行探討，結果顯示：粒徑

愈小，孔隙小，透水性不佳，故需較陡的坡度或供水量，才能引起土石流發生。另外，：

土砂材料達臨界破壞條件時，施以落石撞擊，無法順利土石流化，原因為實驗坡度不足 (15 與 25 度)，撞擊力多被試體吸收。何明憲（2002）蒐集桃芝颱風災後中部災區調查 的坡地型土石流，將其重新調查劃分災害類型。將 180 條坡地型土石流，修正為 76 條，

並與溪流型土石流與岩屑崩落進行區別比較分析，找出重要的區別因子。結果顯示：形 狀係數與殘土率為主要的區別因子；此外，將岩性皆可提高提高不同災害類型之間的判 別準確率。呂岡侃（2002）針對集集地震後，南投縣九九峰地區所發生的土石流進行研 究。他依據土石流發生區位與規模大小，將土石流分成坡地型與溪流型土石流兩大類，

並利用野外與室內航照及地形圖比對，以統計方法建立土石流發生的臨界地形條件。結 果顯示：坡地型土石流發生區地形特徵：1.坡面內聚凸坡。2.崩塌地呈碗狀。3.坡地型土 石流的崩塌地其主軸長度、崩塌深度、面積，皆較岩屑滑崩和岩屑崩落大。4.集水面積 1000 平方公尺以上，崩塌比達 0.33 至 0.5 時，發生坡地型土石流的可能性相當高。

從對坡地型土石流的界定，整理坡地型土石流具有的特性，建立判別坡地型土石流 的依據準則。

1.溪流流動長度通常很短。

2.無明顯溪谷地形。

3.坡面坡度陡峭，約 30 度左右。

4.溪流縱剖面呈近乎直線。

5.有流動的河道(channel)。

7.河道有側堤存在。

8.溪流底部通常有土石扇的堆積。

坡地型土石流示意圖<引自 Lorente A.等 2001>

四、研究方法

本研究採用之研究方法依其施行步驟依序敘述如下：

1.文獻搜集：

既有相關崩塌與土石流資料之蒐集，主要包括九二一地震與桃芝颱風各相關調 查報告與資料庫，包括農委會水保局與九二一震後及桃芝災後之調查報告、崩塌 及土石流災害報告，及各大學與研究單位相關論文與調查報告，與國內外期刊發 表之相關文獻。

2. 衛星影像與航空照片判釋：

衛星影像判釋主要利用八期 SPOT 影像進行崩塌地之判釋，並選擇 1:25000 溪 頭圖幅進行桃芝災後航空照片之崩塌與土石流之判釋，以進一步正確評估崩塌與 坡地型土石流發生之相互關係。

3. 野外調查：

野外調查工作之重點在於確認溪頭圖幅航照與衛星影像判釋之成果，查核重點 在崩塌與土石流發生之位置及其規模。

4. GIS 資料套疊：

將衛星影像與航照判釋及野外查核之之資料利用 Arc View 地理資訊系統軟體 與 DTM 資料(解析度 10m × 10m)，並利用 ARC View 之空間分析功能，計算地形 坡度。

5. 崩塌與溪流型土石流發生條件之地文分析

將判釋之崩塌與土石流資料疊置在 DTM 與地質資料上後，進行下列工作事 項：(1)地震前後崩塌發生位置之變化，(2)地震前後崩塌擴張速率之變化，(3) 崩塌位置與擴張速率與地層及地質構造之關係，(4)九二一地震地表加速度對崩 塌位置與擴張速率之影響， (5)崩塌位置與擴張速率在不同地域單元變化之趨勢。

6. 崩塌與土石流發生條件之初步水文資料分析

將賀伯風災以來研究區域之水文資料分析並比對至崩塌與土石流事件,以初步

掌握地震前後觸發崩塌與土石流之降雨條件的改變。

圖二、工作進度與執行流程圖

資料蒐集

衛星影像判釋 航照判釋

野外查核

資料套疊〈GIS、DTM 加地質判釋與查核 結果〉

崩塌與土石流 發生關係比對

降雨分析

坡地型土石流發生條件分析 (空間分布與時間基準)(第一 年)

1. 地形條件 2. 地質條件 3. 921 地震之影響 a.地表速度

b.地表裂隙

九二一地震前後崩塌特性對土石 流發生條件之影響

(空間分析)(第二年即本計畫年 度)

1. 地形條件 2. 地質條件 3. 921 地震之影響 a.地表速度 b.地表裂隙

崩塌對溪流土石流

發生基準之影響

(時間份佈)(第三

年)

五、結果與討論

本計畫工作在成果上分作(1)濁水溪流域自賀伯颱風至桃芝颱風後之崩塌地發生特 性及其趨勢之變化，與(2)桃芝風災觸發之坡面形土石流發生特性，兩部分說明。

1. SPOT 影像判釋 A. 崩塌地發育趨勢

就濁水溪流域而言，八張 SPOT 衛星影像判釋結果(表二)顯示研究區域在地震前之 崩塌地面積自賀伯風災前(G09619)至集集地震前(G12561)穩定的由 9.6 平方公里增加至 35.5 平方公里，但在九二一震後增至 57.4 平方公里(G14162)，而在其後之豪雨(G14525) 與桃芝颱風(G14806)時，崩塌面積進顯著擴大至 100.4 平方公里與 148.8 平方公里(圖三、

四)。如考慮不同影像間新增加之崩塌面積(表二)，則賀伯颱風後濁水溪流育新增 9.7 平 方公里之崩塌地，其後至集集地震前，不同期影像所之新增崩塌面積逐漸降至 2.7 平方 公里，但在集集地震後之首張影像新增崩塌面積增加至 21.9 平方公里，其後在後續降雨 與桃芝颱風後新增崩塌面積更進而增加至 43.0 與 48.4 平方公里，顯示集集地震在濁水 溪流域觸發之新增崩塌地遠較震前颱風豪雨觸發之崩塌多，且震後之颱風豪雨更加劇崩 塌面積之擴大。

分析過程中若將舊有崩塌地範圍視為持續存在，將前後期影像判釋之崩塌地疊加，

並將每幅影像中與前一時期的崩塌地範圍有交集位置之崩塌地視為沿舊有崩塌地擴大

之崩塌地，其餘部分則歸類為此時期新生之崩塌地(圖五)。計算之結果由表二得知在賀

伯颱風前至集集地震前，新生崩塌地面積在賀伯颱風時增加 6.4 平方公里，其後依序遞

減至集集地震前之 0.7 平方公里。集集地震後新生崩塌地面積則由震後的 7.5 平方公里

增加至桃芝颱風後之 14.1 平方公里(表二)(圖六)。

圖三、研究區域地理位置圖。紅色框線範圍為研究區域，集集震後判釋之崩塌地標示於

上圖，桃芝颱風後崩塌地標示於下圖。

表二、濁水溪流域 SPOT 崩塌地判釋資料

圖四、八張 SPOT 衛星影像判釋崩塌總面積分布統計 影像編號 影像日期 崩塌總面積

(km

)

新增崩塌面 積(km

)

舊崩塌擴大 (km

)

新生崩塌 (km

) G09619 1996/06/05 9.6

G14166 1996/11/08 19.3 9.7 3.3 6.4 G14475 1997/12/15 27.5 8.2 5.1 3.1 G13804 1998/10/12 32.1 4.6 2.7 1.9 G12561 1999/01/05 35.5 3.4 2.7 0.7 G14162 2000/01/08 57.4 21.9 14.4 7.5 G14525 2001/03/05 100.4 43.0 30.4 12.6 G14806 2001/08/12 148.8 48.4 34.3 14.1

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160

1996/6/5 1996/11/8 1997/12/15 1998/10/12 1999/1/5 2000/1/8 2001/3/5 2001/8/12

G09619 G14166 G14475 G13804 G12561 G14162 G14525 G14806

年

面積(單位：平方公里)

崩塌總面積

圖五、崩塌地分類示意圖。新增崩塌：B+C、新生崩塌：C、舊有崩塌擴大：B

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55

1996/6/5 1996/11/8 1997/12/15 1998/10/12 1999/1/5 2000/1/8 2001/3/5 2001/8/12

G09619 G14166 G14475 G13804 G12561 G14162 G14525 G14806

年

面積(單位：平方公里)

新增崩塌面積 舊崩塌擴大面積 新生崩塌面積

圖六、八張 SPOT 衛星影像判釋之新增崩地、舊崩塌地擴大面積與新

生崩塌面積地分布統計

結果顯示較多之崩塌地是沿舊有崩塌地持續擴大發育。表二與圖六顯示除賀伯颱風 外，賀伯颱風至桃芝颱風後沿既有崩塌持續大所造成之崩塌面積均較新生崩塌之面積為 大，此點在集集地震之後尤為明顯。在震後之降雨(G14525)與桃芝颱風(G14806)所觸發 之崩塌中，沿既有崩塌地擴大之崩塌面積分別達 30.4 與 34.3 平方公里。

2. 崩塌發生區位

除了崩塌面積顯著之改變外，崩塌發生之區位亦明顯不同，將不同影像判釋之崩塌 面積對地形坡度投圖(圖七)，可見在集集地震之前，崩塌地發生位置之邊坡坡度主要分 布在 20

-50

區間，未見在某特定區間內崩塌地發育特別集中。而在集集地震及其後之 颱風與豪雨觸發之崩塌則可見崩塌發生區位之集中趨勢均轉換至 40

-50

度之區間，顯 示除了地震觸發之崩塌發生在較陡之邊坡位置外，震後豪雨觸發之崩塌亦發生在較陡之 邊坡上。

3. 崩塌與地層岩性及坡度之關係

當同時考量崩塌、坡度與地層岩性之關係時，由圖八中一系列影像判釋結果的投圖

分析得知，在集集地震前發生之崩塌地主要分布在板岩、變質砂岩與中新世之砂岩與頁

岩分佈之地層，板岩與變質砂岩崩塌地主要分布在 40-50 度之邊坡上，中新世早期之砂

岩與頁岩中發育之崩塌地多分布在 30—40 度之邊坡上，其餘分布在年青地層砂岩、頁

岩、礫岩與現代堆積物之崩塌地主要集中在 20-30 度之邊坡上。但在集集地震之後，除

了震後首張影像(G14162)中之上新世砂岩與頁岩有明顯之崩塌地發育集中在 20-30 度之

邊坡外，其餘震後影像所判釋崩塌擴大趨勢由大至小依序分布在中新世早期之砂岩與頁

岩、板岩與變質砂岩且坡度在 40-50 度之邊坡，發育在年青地層分佈範圍之崩塌地則相

對甚少。

0 5 10 15 20 25 30 35 40

0 10 11 20 21 30 31 40 41 50 51 60 61 70 71 80 81 90 邊坡坡度(度)

崩塌面積(公里)

G09619 G14166 G14475 G13804 G12561 G14162 G14525 G14806

圖七、不同時期崩塌地分類結果之坡度分布變化

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 0

0.1 0.2 0.3 0.4 0.5

Fromation Index of [G14166]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

0 0.4 0.8 1.2 1.6

Fromation Index of [G14475]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

0 0.2 0.4 0.6 0.8

Fromation Index of [G13804]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

0 0.2 0.4 0.6

Fromation Index of [G12561]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

圖八、不同地層及坡度分區下之崩塌地擴張面積 (各分區下之崩塌地面積 – 前期影像

同分區下之崩塌地面積)，縱軸為：各分區下之崩塌地面積，單位為 km

。

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 0

1 2 3

Fromation Index of [G14162]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

0 2 4 6 8

Fromation Index of [G14525]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

0 2 4 6 8

Fromation Index of [G14806]

Terrace and River Deposits Pleistocene Sandstone and Conglomerate Pliocene Sandstone and Shale Late Miocene Sandstone and Shale Early Miocene Sandstone and Shale Metamorphic Sandstone Slate

圖八、不同地層及坡度分區下之崩塌地擴張面積 (各分區下之崩塌地面積 – 前期影像

同分區下之崩塌地面積)，縱軸為：各分區下之崩塌地面積，單位為 km

。(續)

4. 崩塌與坡度及地表加速度之關係

將判釋所得崩塌地同時對地形坡度與集集地震之地表加速度投圖，並與震前影像投 圖資料比對(圖九)，顯示在地震後崩塌地之發育隨地表加速度值之增加其崩塌比增加，

且在同一 PGA 與坡度區間之崩塌比較震前增加近乎 5-10 倍，且在震後豪雨與颱風時崩

塌比持續增加。

200-300

1200-1300

400-500 600-700

800-900 1000-1100

G12561

1200-1300

400-500 600-700

800-900 1000-1100

G14162

200-300

1200-1300

400-500 600-700

800-900 1000-1100

G14525

200-300

1200-1300

400-500 600-700

800-900 1000-1100

G14806

圖九、集集地震前依張與震後三張衛星影像在不同 PGA 及坡度分區下之崩塌面積比分 布圖。計算方式為：(各分區下之崩塌地面積/同 PGA 分區下之崩塌地總面積，單位為

%)，縱軸為：各分區下之崩塌地面積比率，左橫軸為：坡度，右橫軸為：水平方向 PGA，

單位 gal。

B.坡地型土石流特性

1. 坡面型土石流溪流長度和坡度統計結果

根據中部災區桃芝風災後之水保局調查資料率定之結果與涵蓋溪頭圖幅區域之航空 照片判釋所得坡地型土石流如表三所示。水保局資料在考慮具有保全對象之條件下，重 新檢核後計有坡地型土石流 130 條(圖十)，而在溪頭圖幅涵蓋範圍之含空照片中共既判 釋坡地型土石流 315 條(圖十一)、溪流型土石流 385 條(圖十二)、崩塌地 4404 處(圖十三)。

利用數化完成之坡面型溪流，於農林航測所 40m DTM 計算溪流長度、平均坡度與坡度 比，得其以下結果：坡面型土石流之坡面溪流長度多分佈於 100 至 300 公尺之間(表四)(圖 十四)，其平均值為 300 公尺；此較溪流型土石流之平均長度為小(表四)，但與 Lewkoicz A.G..等(1998)結果相當接近。

表三、桃芝風災後之水保局資料與涵蓋溪頭圖幅區域之航空照片判釋所得坡地型土石流 統計資料

災害類型 災害個數

中部災區坡地型土石流(水保局) 130

溪頭圖幅坡地型土石流 319

溪頭圖幅溪流型土石流 385

溪頭圖幅桃芝災後崩塌地 4404

圖十、水保局桃芝災後中部地區調查所得坡地型土石流分布圖

表四、溪頭圖幅坡地型與溪流型土石流水平流動長度統計 溪流型 坡面型

溪流水平長度(m) 溪流數目 % 溪流數目 % 0-100 2 0.5 155 48.6 101-200 34 8.8 122 38.2 200-300 64 16.6 33 10.3 301-400 44 11.4 8 2.5 401-600 80 20.8 1 0.3 601-800 52 13.5 0 0.0 801-1000 25 6.5 0 0.0 1001-1200 19 4.9 0 0.0 1201-1400 17 4.4 0 0.0 1401-1600 5 1.3 0 0.0 1601-1800 9 2.3 0 0.0 1801-2000 6 1.6 0 0.0

>2000 28 7.3 0 0.0

總數 385 100 319 100

平均長度 786 117

圖十一、桃芝災後溪頭圖幅坡地型土石流分布圖

圖十二、桃芝災後溪頭圖幅溪流型土石流分布圖

圖十三、桃芝災後溪頭圖幅航照判釋崩塌地分布圖

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50

< 100 101- 200 201- 300 301- 400 401- 500 501- 600 601- 700 701- 800 801- 900

溪流水平流動長度（m）

溪 流 出 現 頻 率︵

％︶

中部災區 溪頭圖幅

圖十四、中部災區與溪頭圖幅判釋所得坡地型土石流長度分佈統計資料

2. 坡面型土石流坡面溪流坡度

坡面型土石流的溪流平均坡度在 30 度(61.7％)以上(表五)(圖十五)，

表五、溪頭圖幅坡地型與溪流型土石流流動段平均坡度統計

溪流型 坡面型

溪流平均坡度(度) 溪流數目 % 溪流數目 %

<10 11 2.9 0 0.0 11-15 39 10.1 1 0.3 16-20 76 19.7 7 2.2 21-25 113 29.4 13 4.1 26-30 71 18.4 57 17.9 31-35 50 13.0 81 25.4 36-40 21 5.5 91 28.5 41-45 4 1.0 39 12.2 46-50 0 0.0 25 7.8

>50 0 0.0 5 1.6

總數 385 100 319 100

平均值 24 35

平均坡度為 31°，坡度比值主要分佈於 20-90％之間，最大值在 60-70％之間，平均為 63

％。若從溪流型土石流的溪流剖面觀點觀之，此等坡度已屬於溪流型土石流的發生區，

或已達到崩塌發生的坡度範圍。因此，我們可以從坡度將坡面型土石流與溪流型土石流 進行初步區分。

0 5 10 15 20 25 30

<10 11-15 16-20 21-25 26-30 31-35 36-40 41-45 46-50 >50 坡度（度）

溪 流 出 現 頻 率︵

％︶

溪流型 坡地型

圖十五、溪頭地區坡面型土石流與溪流型土石流坡度分析比較圖

3. 崩塌與坡面型土石流發生之相關分析

桃芝災後崩塌與坡地型土石流空間分佈：受限於衛星影像解析度、資料缺失，中部 災區坡地型土石流來源區可確認有崩塌地發育者共有 87 條（佔 67％）；溪頭圖幅判釋 結果則有 276 條（佔 87％），顯示崩塌的發育對於坡地型土石流的發生，扮演重要之腳 色。

4. 地質對坡地型土石流的影響

（1）岩性：由圖十六結果顯示：中部災區坡地型土石溪流的地質材料組成以中新世及

其以前之砂岩與變質砂岩為主，砂頁岩互層、板岩和硬頁岩、紅土礫石，依序次之，圖

十七顯示溪頭圖幅也有相同的趨勢。反映出較堅硬的岩石材料，存在較多破裂面，使得

岩體較為破碎；砂頁互層的岩石組成，經由差異侵蝕，造成岩塊墜落，提供坡地型土石

流發育所需之土砂材料。紅土礫石層則由於組成岩石的材料強度較低，易受到風化侵

蝕，產生土砂材料，在大雨來時，受到沖刷下來，形成土石流。

0 5 10 15 20 25 30 溪 35 流 出 現 頻 率 (

％ )

中新世的砂岩

變質砂岩 砂頁

互層 板岩

、硬頁岩

紅土、礫石層

上新世後的砂岩

頁岩 岩性組成

圖十六、中部災區坡地型土石流出現位置之岩性分佈

0 0.5 1 1.5 2 2.5 3

第三紀變質岩 中新世

砂頁岩 上新世

砂頁岩層

第四紀河階礫石層

現代沖積層 地層單位 土

石 流 密 度 分 佈_︵

條 / k

2

m )

圖十七、溪頭圖幅坡地型土石流出現位置岩性分佈

5. 集集地震地表加速度對坡地型土石流之影響

統計中部地區(表六)(圖十八)與溪頭圖幅(表七)(圖十九)集集地震地表加速度與坡地

型土石流發生關係，顯示在地表速度值在 400-500gal 處，坡地型土石流發生之頻率最高。

表六、中部災區坡地型土石流與 921 水平加速度之關係

水平加速度 溪流數目 溪流比例 土石流分佈密度(條/萬平方公里)

0-100 2 1.5 1.0

101-200 24 18.5 8.6

201-300 1 0.8 0.5

301-400 23 17.7 9.6 401-500 48 36.9 31.5 501-600 10 7.7 12.1 601-700 16 12.3 32.8

701-800 4 3.1 12.1

801-900 2 1.5 21.2

溪流總數 130 100

表七、坡地型土石流分佈與 921 水平加速度統計

921 地表水平加速度(gal) 土石流數目 溪流出現頻率（％） 土石流分佈密度

（條/km

）

351-400 46 14.4 13.4

401-450 108 33.9 9.0

451-500 50 15.7 1.4

501-550 52 16.3 1.9

551-600 27 8.5 1.1

601-650 19 6.0 0.8

>650 17 5.3 0.7

總數 319 100.0

0 5 10 15 20 25 30 35 40 坡 地 型 土 石 流 出 現 頻 率 ( 條

)

0-100 101-200 201-300 301-400 401-500 501-600 601-700 701-800 801-900 地表加速度(gal)

圖十八、中部災區坡地型土石流與 921 水平加速度之關係

0 5 10 15 20 25 30 35 發 生 頻 率 (

％ )

351-400 401-450 451-500 501-550 551-600 601-650 >650

水平地表加速度(Gals)

圖十九、坡地型土石流分佈與 921 水平加速度關係圖 6. 坡地型土石流發生條件初探

檢視上述針對坡地型土石流發生特性之說明，崩塌地之發育是坡地型土石 流發生與否之重要影響因素，而由濁水溪流域崩塌發生之趨勢與特性中得知，九二一地 震不但造成震後降雨觸發之崩塌面積之大量增加，亦將崩塌發生之區位由降雨次發崩塌 之 20-30 度邊坡改變至 40-50 度之邊坡上。因此以一簡化之塊體滑動模式(圖二十)可用 以說明崩塌發生位置由 20 度之邊坡變至 40 度之邊坡，觸發滑動所需之孔隙壓力急劇降 低。考量塊體滑動之臨界條件 W sin  　 > ((W cos  　 P) × 　 ，可將其改寫為

1/ 　   = cot P/ 　 (W sin 　 )，因此當  　 由 　度增加至  　　度時，觸發崩塌發生之孔隙壓力將   急劇降低，此點反應觸發崩塌發生之降雨臨界值亦將降低。

圖二十、簡化之塊體運動模式用以說明滑動邊坡角度增加時，觸發滑動所需之孔隙壓力

急劇降低

由桃芝陶風在濁水溪流域之降雨分布情形(圖二十一)得知溪頭地區在桃芝風災之累 積降雨總量約在 400-700 mm 之間，此降雨量遠不及賀伯颱風再此區之降雨量，而其崩 塌與土石流發生之規模與數量卻遠較賀伯風災時為大，此點除反應地震造成地表鬆動因 而導致崩塌之發生外，崩塌發生區位之改變亦是造成坡地型土石量發生之關鍵因素。

圖二十一、桃芝颱風於溪頭地區累積降雨亮等值線圖

陸、結論

九二一地震造成濁水溪流域崩塌面積增加高達六倍，而在後續之豪雨與桃芝颱風，

崩塌面積進而明顯之擴張，且崩塌發生之邊坡坡度在震前主要集中在 20-30 度之邊坡，

而在震後及後續之降與與颱風期間，崩塌發生區位變至 40-50 度之邊坡上。坡面型土石

流基本地形特徵與溪流型土石流有很大的差異與區別。溪頭地區坡地型土石流主要發生

在中新世砂岩與變質砂岩的地層及集集地震時地表加速度在 400-500 gal 之區域。與溪流

型土石流相較，坡地型土石流具有坡度陡與溪流短之特性，而在桃芝風災時大量之發生

主要是因九二一地震後，地層鬆動且崩塌發生區位轉至 40-50 度之邊坡所致。

七、計畫成果自評

本計畫蒐集桃芝颱風災後崩塌與坡地型土石流資料並選定 1:25000 比例尺地形圖溪

頭圖幅區域作較詳盡的的分析工作。透過地理資訊系統進行的地文因子分析，初步了解

影響坡地型土石流發生的地文條件，不僅利於日後進行觸發土石流發生條件的掌握，同

時了解震後發生基準的變化，提出具體資料，說明 921 地震帶來影響。

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