DOI: 10.29417/JCSWC.202109_52(3).0001
應用攜帶式鑽探設備觀測天然林沖蝕溝的地表逕流及淺層地下水特性
蕭維震 梁偉立
*摘 要 臺灣山高流急且降雨時空分布不均，水資源的永續利用是一個重大的議題，即便山區地下蘊含大 量水資源，但國內有關山區地下水的研究侷限於深層地下水，對於山區淺層地下水的特性仍缺乏高空間解析 度的資訊。為了釐清臺灣集水區源頭部淺層地下水的反應特性，本研究利用攜帶式鑽探設備於天然林沖蝕溝 鑽鑿7 口水井以觀測淺層地下水位，並建置簡易量水堰以利觀測地表逕流量。沖蝕溝的崩積層地層結構複雜，
無法單憑地層結構判釋淺層地下水深度，需透過攜帶式鑽探設備的直接鑽探才可掌握地下水位深度。地下水 動態依坡地區段而異，淺層地下水位最深與水位變動幅度最大的位置皆位於沖蝕溝中段，且中上段為水脈分 散處，地表與地下的水文連結性弱。中下段為水脈匯集處，地表與地下的水文連結性強，而此水脈的流動型 態屬於伏流水。本研究證實攜帶式鑽探設備可適用於臺灣山區的淺層地下水觀測，除了釐清源頭集水區的降 雨逕流機制外，也有助於山區水資源的評估。
關鍵詞：崩積層、伏流水、攜帶式鑽探設備、淺層地下水。
Applying Portable Drilling Equipment to Explore the Characteristics of Surface Runoff and Shallow Groundwater along a Gully in a Natural Forest
Wei-Chen Hsiao Wei-Li Liang*
ABSTRACT Sustainable utilization of water resources is a critical concern in Taiwan because of the island’s envi-
ronment features including mountainous topography, rapid surface flow, and uneven distribution of rainfall in time and space. Although groundwater resources are abundant in mountainous areas, most studies on groundwater monitoring in mountainous environments in Taiwan have focused on deep groundwater. By contrast, high-spatial-resolution infor- mation on shallow groundwater characteristics remains lacking. To determine the dynamics of shallow groundwater in headwater catchments in Taiwan, this study installed seven groundwater wells using portable drilling equipment and constructed simple weirs to monitor surface runoff at several locations along a gully in a natural forest. The geological structure of the gully was heterogeneous and could be classified as colluvium. The depth of the groundwater table could not be estimated using geological structure information; however, it could be directly detected by boring using the portable drilling equipment. The dynamics of the groundwater varied with the locations along the gully. The deepest point of the shallow groundwater and the largest variations in the shallow groundwater table were both observed at the middle slope. Shallow groundwater pathways were divergent at the upper-middle slope where the hydrological con- nectivity between surface runoff and shallow groundwater was weak. By contrast, shallow groundwater pathways were convergent at the lower-middle slope where the hydrological connectivity between surface runoff and shallow ground- water was strong. The flowing pattern of shallow groundwater could be classified as hyporheic flow. This study demon- strated that portable drilling equipment can be effectively employed for shallow groundwater observations in moun tainous areas in Taiwan; this approach can help to clarify the mechanism of rainfall-runoff processes in headwater catchments and to evaluate the water resources in mountainous environments.Key Words: colluvium, hyporheic flow, portable drilling equipment, shallow groundwater.
一、前 言
臺灣降雨時空分布不均且河川短急，多數河水快速流入 海洋，無法充分利用地表水資源，加上近年受到全球氣候變
遷的影響，降雨的時空分布更加不均，增加儲存地表水資源 的困難性。事實上除了地表河水外，地下水也是重要的水資 源之一。臺灣沖積平原具有透水性佳的含水層，儲存大量地 下水資源，然而部分平原地區由於超抽地下水導致地層下
國立臺灣大學森林環境暨資源學系
School of Forestry and Resource Conservation, National Taiwan University, Taipei, Taiwan, R.O.C.
* Corresponding Author. E-mail: [email protected]
陷，且少部分平原區域地下水質也遭受汙染，平原地下水資 源恐已不敷使用。為了尋求新的水資源以增加可用水量，經 濟部中央地質調查所自2010 年起執行臺灣山區地下水資源 調查研究整體計畫，陸續在山區建置觀測井觀測地下水位的 變動，調查山區的水文地質特性，評估山區地下水補注量與 補注來源，探討地表水與地下水的交互補注機制，以劃定地 下水適宜開發區位，期望藉由有效利用山區地下水以補足用 水量的不足。
不同地貌中的地下水流動型態不盡相同，許多研究指出 平原地下水呈現層狀流動，排列於含水層間的阻水層 (Aqui- tard) 將地下連續飽和帶區隔為不同含水層 (e.g., Ó Dochar- taigh et al. 2019; Tesoriero et al. 2005)；山區地質結構較平原 地區複雜，地層上層大多為風化層 (Regolith)，下層則為基 岩層 (Bedrock) (Hsu et al. 2020)，風化層與基岩層中的裂隙 為地下水流動的優勢流路，可蘊藏大量地下水資源。Hsu and Li (2020) 研究臺灣中部山區的地下水退水特性，分析結果 指出山區地質異質性較高，若採用固定退水速率則會低估山 區地下水的年補注量，顯示山區地下水具有不同於平原地下 水的水文反應。
臺灣過去的山區地下水相關研究皆侷限於深層地下水，
鮮少針對淺層地下水進行研究，然而山區淺層地下水流動層 的地質特性與深層地下水不同，可能具有不同於深層地下水 的水位反應，如張智欽 (2000) 指出宜蘭員山地區伏流水源 豐富，且蘭陽平原沖積扇扇央區域的地層透水性大，表層為 伏流水，較深層則為受壓地下水。與受壓地下水相比，自由 地下水位的延遲時間較短，水位對於降雨的反應較明顯，水 位波動較大。陳信雄等 (1999a) 指出福山試驗林哈盆集水區 中淺層地層的伏流水具有特定水平流動層，主要流動於深度 4–10 m 的礫石層，深層地下水則流動於深度 20 m 以下。
Calmels et al. (2011) 利用水文歷線分離對於立霧溪進行流量 模擬，模擬結果顯示淺層與深層地下水分別佔立霧溪流量的 21%、16%，洪峰時淺層地下水的流量增加幅度較大。由上 述研究可知，淺層地下水對於降雨的反應速度、水位變化幅 度皆有別於深層地下水。
地 下 水 與 地 表 逕 流 之 間 的 交 換 區 域 稱 為 伏 流 水 層 (Hyporheic Zone)，根據經濟部水利署 (2015) 的定義：「伏 流水區為河床沉積層之一部分，於此區域地面水及地下水進 行 交 換 作 用 ， 其 所 交 換 之 水 量 即 為 伏 流 水 (Hyporheic Flow)。」。伏流水流動深度較淺，屬於淺層地下水，流動速 度較深層地下水快，當河川水下滲至河床淺層成為伏流水過 程中，地層過濾淨化水質且豐枯水期皆能取得水量，有效利 用伏流水可以解決河川原水濁度上升時水源不足的問題，因 此經濟部水利署設置水平集水管、集水廊道、輻射井、寬口 井等取水設施以增加可用水源 (經濟部水利署，2018)。此外，
伏流水也是深層地下水的重要補注來源，江崇榮等 (2004) 表示屏東平原地下水的補注除了來自降雨入滲、河水入滲 外，山區河床伏流水也是重要的補注來源，降雨入滲的補注 量約佔地下水總量55%，河水與河床伏流水的補注量則佔地 下水總量45% (江崇榮、汪中和，2002)。雖然臺灣目前有許
多觀測水井，但是多侷限於平原地區且多屬於深井，有關集 水區源頭或上游淺層地下水的研究卻相當缺乏，少數的研究 案例如張振生 (2000)；陳信雄等 (1999b) 於福山試驗林哈 盆集水區上游建立地下水觀測線，觀測結果顯示崩積層地下 水呈伏流狀態，坡地上段的平均水位最深、水位變動幅度最 大，且豐雨期間地表逕流水位與淺層地下水位變化的相關性 較高；王志豪 (2005) 於溪頭集水區上游的研究顯示地表逕 流會流入岩縫或石塊間而形成地下伏流的現象，而神木坑溪 的地下水測線中，越接近測線下段、集水區中心盆地的水位 起伏量越大。然而上述研究於集水區源頭所建立的水井密度 仍低，缺乏高空間解析度的地下水資訊，難以瞭解淺層地下 水或伏流水的流動路徑，因此為了釐清臺灣集水區上游淺層 地下水反應特性，仍需要仰賴高密度的水井監測體制。
除了上述於集水區源頭或上游的觀測案例外，臺灣山區 地下水或是伏流水的相關研究，大多利用大型鑽探機具鑽鑿 觀測井以觀測地下水位，所需器械龐大，不易於坡地進行調 查。臺灣地質結構年輕、造山運動活躍，加上每年颱風帶來 短時間強降雨，容易導致崩塌及土石流而形成崩積層，多數 崩積層地勢崎嶇，載運大型鑽探機具不易，因此臺灣目前有 關地下水地研究多侷限於大型鑽探機具可運達之處。相較於 國內觀測技術之限制，國外學者 Gabrielli and McDonnell (2012) 利用自製的輕型鑽探設備於四個源頭集水區進行鑽 鑿試驗，最大鑽鑿深度可達11 m；Gabrielli et al. (2012) 改 良並利用此設備於兩個源頭集水區鑽鑿簡易水井，結果指出 僅土壤厚度不同的兩相似坡地即具有不同的地下水流動型 態，地下水分別以滲流 (Seepage)、裂隙流 (Fracture Flow) 的形式流動。Pierce et al. (2018) 則採用市售的 “Shaw Tool”
可攜式鑽探系統於美國洛杉磯的坡地建置水井，並利用集體 水井法 (Cluster Well Approach) 取得高空間與時間解析度 的地下水資料，證實攜帶式鑽探設備可以克服山區的交通不 便性。國內缺乏源頭集水區地下水的調查將無法釐清逕流產 生機制，因此若欲瞭解國內集水區源頭或上游的地下水之水 文反應，必須突破觀測井建置的技術性限制，以利將地下水 的研究範圍擴展至山區。
由上述可知山區源頭地下水反應特性的複雜性，且國內 研究皆顯示臺灣山區地下水及伏流水皆可提供豐沛的水資 源。由於目前臺灣山區地下水的研究皆著重於深度超過數十 公尺的深層地下水，僅有少數研究案例針對臺灣山區崩積層 淺層地下水進行研究且觀測井數目過少、建置密度過低，難 以理解集水區源頭的水文反應。為了突破此侷限，本研究於 宜蘭福山天然林中的沖蝕溝，試用攜帶式輕型鑽探設備建置 觀測水井，觀測淺層地下水位和地表逕流量的變化，並探討 以下問題：
1. 臺灣崩積、沖蝕環境中，攜帶式輕型鑽探設備探測淺層地 下水的適用性及潛在問題點。
2. 沖蝕溝淺層地下水的分布及流動型態，以及對於降雨的 反應特性。
二、研究材料與方法
1. 研究樣區
本研究樣區位於宜蘭縣員山鄉的林業試驗所福山研究 中心，根據該中心官方網站資料 (http://fushan.tfri.gov.tw/
history.php)，該地海拔高度 400–1400 m，年均溫 18.5 ℃，
平均年雨量為4125 mm。夏季有西南氣流，暖熱潮濕；冬季 因東北季風而潮濕多雨。福山試驗林內由哈盆溪及粗坑溪兩 大水系通過，其中粗坑溪源起阿玉山，為蘭陽溪支流之一。
植群分布多為樟科及殼斗科植物，地質條件以變質岩為主，
多為板岩和頁岩 (林光清等，1996)，土壤多屬於弱育土綱中 的崩積土 (王相華等，2000)。
本研究選擇粗坑溪旁一沖蝕溝建立觀測線，由粗坑溪匯 集處沿著沖蝕溝往上至地表逕流源頭處 (圖 1)，長約 200 m，
海拔高度600–750 m。測線最頂端的地表逕流源頭處，於 2016 年發生淺層崩塌後，基岩裸露，並可見數處湧水點 (Liang 2020)。陳信雄等 (1999b) 於本樣區鄰近的哈盆溪集水區鑽 井觀測地下水位，該研究指出哈盆溪多呈伏流狀態，溪流隱 沒之處隨乾濕季及流量多寡而有所變動。該集水區伏流水豐 富，流動層位於深度4–10 m 之間，具有特定的水平流動層，
而礫石層為伏流水主要流動地層。
圖1 觀測樣區地形及沖蝕溝縱斷面、淺層地下水觀測井 (W1–W7，菱形) 之位置與深度、地表逕流觀測井 (R1–R4，方形) 之位置。藍、紅虛線分別為觀測時期 內的最高、最低水位
Fig.1 Topography of the study area and the longitudi- nal section of the gully, the locations and depths of observation wells for shallow groundwater (W1–W7, diamond), and the locations of the ob- servation wells for surface runoff (R1–R4, square).
The blue and red dashed lines indicate the high- est and lowest groundwater tables recorded in the observation period
2. 調查項目
(1) 土壤層結構
貫入試驗可取得地層貫入阻抗值的垂直分布，以 協助判斷土壤層、風化層或破碎層之可能位置，本研
究使用簡易貫入試驗 (Cone Penetration Test, CPT) (詹 孟浚、梁偉立，2014) 及動力貫入試驗 (Portable Dy- namic Cone Penetration Test, PDCPT) (鄭名宏、梁偉立，
2019) 探測土壤層或風化岩層之深度。簡易貫入計的 組件包括錐頭、鑽桿、延長桿、重錘導桿、重錘，錐 頭直徑為20 mm，錐角為 60 ˚；鑽桿、延長桿、重錘 導桿的直徑皆為16 mm；重錘重量為 2 kg，置於重錘 導桿，落下高度為50 cm；鑽桿與重錘導桿相接，視貫 入深度，其間可加入延長桿延長其長度。簡易貫入為 將重錘沿著重錘導桿上拉50 cm 後自由下落撞擊打擊 頭，使貫入計進入土壤中，並記錄每次落下進入土壤 的深度，計算其貫入阻抗值 (Nh)：
N
h = 10 × N/d (1)N 為撞擊次數，d (cm) 為相對應的貫入量，N
h值代表貫入計貫入10 cm 所需打擊的次數，數值越大代 表土層硬度越高，單位可表示為次/10 cm。
Yamakawa et al. (2012) 統整過去簡易貫入的研 究，表示當貫入阻抗值
N
h介於55–100 時，飽和水力 傳導係數會明顯下降，可視為土壤岩層交界面，本研 究採用N
h ≥ 100 作為判斷土壤岩層交界面的基準，且 為避免土層中石塊的影響，進行重複測試確認，當N
h≥ 100 的情形連續出現三次時，也就是當連續打擊 10 次、貫入深度小於 1 cm 的情形連續出現三次時，視 為達到土壤岩層交界面，停止簡易貫入試驗，該深度 視為土壤厚度 (詹孟浚、梁偉立，2014)。
動力貫入試驗可縮短貫入所需時間並增進探測深 度，使用汽油引擎活塞打樁機代替重錘自由下落之打 擊能量，以達貫入的效果。動力貫入所的貫入阻抗值 為
N
pd，以式 (2) 計算：N
pd = 10 × t/d (2)t (s) 為貫入所耗費的時間，d (cm) 為相對應的貫
入量，Npd則為貫入10 cm 所需的撞擊時間，單位可 表示為s/10 cm。由於動力貫入打擊速度及次數快，無 法用肉眼紀錄打擊次數，因此利用相機攝影記錄試驗 過程，於試驗結束後利用電腦擷取貫入秒數和對應深 度，並將其計算為阻抗值。依前人研究之建議 (鄭名 宏、梁偉立，2019)，本研究採取動力貫入試驗的停止 基準為N
pd ≥ 10，也就是動力貫入量 10 cm，所需要的 時間大於等於10 秒即停止試驗。(2) 淺層地層結構
本研究採用Shaw Tool 公司研發的攜帶式鑽探設 備 (Shaw Portable Core Drilling Equipment) 進行淺層 地層鑽探 (圖 2a)，並藉由鑽探取出的岩心及土樣判斷 淺層地層結構。此設備使用Tanaka 270 PFDH 二行程 汽油引擎作為動力來源，引擎重量約 6.4 kg，一個人 即可背負。引擎下方與鑽管相連，利用旋轉的方式帶 動鑽管旋轉，最大轉速為 450–1250 rpm (Pierce et al.
2018) 。鑽桿下方與鑽頭相連結，視鑽鑿情形適時更 換鑽頭。鑽頭分為鑽石鑽頭和象牙鑽頭，鑽石鑽頭長
度6.57 cm、外徑 42.5 mm；象牙鑽頭長度 3.75 cm、
外徑42.9 mm，鑽鑿效果較佳。鑽探過程若遇到質地 軟的土層，可將鑽頭更換為軟鑽頭，軟鑽頭在軟質地 地層鑽鑿效果較佳。
鑽探過程引擎會與水幫浦相連，水幫浦供給的水 會持續從鑽管前端流出，降低鑽鑿溫度、岩屑摩擦力 以維持引擎轉速，並可在水幫補中加入適量的洗衣粉 幫助潤滑。鑽鑿至較深地層時，可適時在鑽管上端加 裝延長管，以達更大的深度。Pierce et al. (2018) 指出 添加的延長管數量越多，設備整體重量越重，可能會 降低引擎轉速。本研究所使用的鑽管與延長管口徑皆 為41 mm，鑽管與鑽頭連接後總長度為 59 cm，重量 約1.1 kg；延長管長度為 61 cm (不含連接處)，重量約 1.7 kg，經試驗結果，該設備可達最大深度約 10 m。
鑽鑿至黏土層或是其他質地較軟地層時，鑽管旋 轉所承受的摩擦力增加，導致引擎轉速降低，甚至使 引擎完全無法轉動，此時需將引擎取下，在鑽管或延 長管上端加裝T 形把手，利用人力轉動 T 形把手以帶 動鑽管旋轉，藉由增加扭力使鑽管周圍的黏土層與鑽 管分離，以利後續鑽探作業的進行。本設備鑽鑿速率 依地層質地而有所差異，在硬岩的平均鑽鑿速率約為 2 cm/min，在黏土參雜碎石地層的平均鑽鑿速率則約 為0.32 cm/min。欲取出岩心時，需先將鑽管取下，再 將T 形桿伸入鑽管並以上下撞擊的方式將岩心戳取出 來。
(3) 水井設置及水位觀測
利用攜帶式鑽探設備在水井測點向下鑽探，直到 鑽探至出現飽和水位深度、且鑽孔內的水深至少達 1 m 才停止鑽鑿，以避免日後水位低於鑽孔深度而無法 觀測。井體 (圖 2b) 分為內管及外管，內管及外管的 直徑分別為27 mm、35 mm，內外管兩側皆有連續開 孔以利水流動，材質皆為PVC。內管外圍以布料包裹，
防止土砂進入井內而導致淤積。內管及外管皆埋設入 鑽孔後，在鑽孔與外管壁間的間隙回填礫石，以填補 井體與鑽孔間的間隙，最後在回填礫石以上的深度灌 水泥至地表以固定並保護水井。地下水井設置完成後，
在內管最底端放置自記式壓力計 (TD-Diver, Schlum- berger) 以記錄井底壓力值，並在井外放置自計式壓力 計 (Baro-Diver, Schlumberger) 以記錄大氣壓力值，兩 自記式壓力計之資料記錄間隔皆為每10 分鐘，兩處壓 力值的差值即為水深，經換算後即可求得淺層地下水 位與地表的距離。本研究共鑽鑿7 口地下水井 (圖 1)，
W1 位於粗坑溪旁的濱水區，W2、W3 位於沖蝕溝下 段，W4、W5 位於沖蝕溝中段，W6、W7 位於沖蝕溝 上段。濱水區的水井緊鄰粗坑溪，沖蝕溝上段的水井 位於逕流源頭部位。水井深度為1.33–8.43 m，沖蝕溝 上段W7 的水井深度最淺，沖蝕溝中段 W4 的水井深 度最深，其他W1、W2、W3、W5、W6 的井深分別為 1.67 m、4.13 m、4.99 m、3.27 m、2.64 m。
(4) 地表逕流量
本研究於地下水井旁有地表逕流流經之處，建立 簡易量水堰 (圖 2c) 並於量水堰內鑽鑿水位井 R1–R4 (圖 1)，觀測地表逕流水位的變化。水位井的井體設置 與地下水井相同，R1–R4 井深分別為 0.49 m、0.47 m、
0.34 m、0.50 m，水位井底端同樣放置自記式壓力計，
每10 分鐘記錄一筆井底壓力值，大氣壓力值則參考地 下水井外放置的自記式壓力計。
為了由地表逕流水位推求地表逕流量，利用水桶 與碼表法 (Bucket and Stopwatch Method) 記錄沖蝕溝 中、下段 (R2、R3、R4) 的地表逕流量，此方法是以 碼表測量收集逕流量之時間，再使用吊秤測量收集的 水重，經換算即可求得單位時間內流出的水量 (L/s)。
濱水區旁的粗坑溪流量 (R1) 利用流速-面積法 (Ve- locity-Area Method) 記錄，於粗坑溪建立一河道流速 測量斷面，並於該斷面上間隔0.5 m 設立一個流速觀 測點，利用電氣式流速計 (Flowatch, JDC Electronic SA) 測量該點流速，將各測點的流速乘以各測點所代 表的小斷面積，即可求得小斷面積的流量，所有小斷 面 積 的 流 量 的 加 總 ， 即 為 粗 坑 溪 的 總 地 表 逕 流 量 (L/s)。以上各觀測點逕流量的測量約每個月進行 1 次，
利用人工測量的地表逕流量及該時間點所對應的水位 監測資料，即可建立各個觀測點的水位-流量關係式，
將監測的水位換算為地表逕流量。
圖2 樣區建置所使用的 (a) Shaw Tool 攜帶式鑽探儀器的 整組設備、(b) 簡易水井、(c) 簡易量水堰
Fig.2 (a) The whole set of the Shaw Tool portable drill-
ing equipment, (b) the observation well, and (c)
the weir constructed in the study site
(5) 降雨量
雨量觀測點位於距離研究樣區約800 m 的福山研 究中心苗圃氣象站，使用傾斗式雨量筒 (RS-102-N2, Ogasawara) 觀測雨量，每傾倒之測量解析度為 0.5 mm，並利用自動資料記錄器 (UA-003-64, Onset) 記 錄傾斗的傾倒時間及次數，經換算即可得降雨量資訊。
3. 資料分析方法
(1) 鑽鑿岩心分析
取得各水井測點的
N
h、Npd 阻抗分布的一維資料 後，利用地形分析軟體Surfer (Ver.13, Golden Software) 內建的 Kriging 法，內插演算此沖蝕溝貫入阻抗的二 維剖面分布，以探討兩種貫入試驗方法所得的阻抗空 間分布之異同。本研究利用攜帶式鑽探設備鑽鑿取得的岩心判斷 淺層地質結構，平均每鑽鑿20 cm 即將岩心取出，拍 照並記錄深度後，依據岩心外觀和觸感判斷該深度的 地層結構。平均每次從鑽鑿到取出岩心需花費 3–20 min，所需時間依據地層深度、取出難易度而異。取得 各水井測點的地層結構資料後，利用地質分析軟體 Strater (Ver 5, Golden Software) 內建的剖面圖分析，
內插演算此沖蝕溝的地質分層剖面圖，用以探討淺層 地下水流動深度內的地質結構。
(2) 水文資料分析
水 文 觀 測 期 間 約 為 一 年 半 ， 由 2019/7/28 至 2021/3/16。為了探討降雨量對淺層地下水位、地表逕 流量的影響，計算有效累積雨量 (Effective Accumu- lated Rainfall) 來分析降雨量。如式 (3) 所示，有效累 積雨量之定義為每一筆淺層地下水位、地表逕流量資 料記錄時刻的前七天內的加權雨量總和，式 (3) 為目 前臺灣土石流警戒雨量制訂所採用 (Chen and Fujita 2013)：
∑ (3)
i 表示前 i 天，Ri為第i 天前的 24 小時累積雨量，α 為 折減係數，Rt為前0 天未加權的總降雨量至前 7 天利
用
α 加權後的總降雨量之總和。根據過去土石流災害
和實務應用，2014 年以後台灣將 α 設定為 0.7 (陳振宇 等，2017)。
本研究之水文資料分析分為降雨對逕流、地下水 反應，以及逕流、地下水內部反應兩部分。針對前者，
分別計算觀測期間內，所有流量、水位資料與有效累 積雨量的斯皮爾曼等級相關係數 (Spearman’s Rank Correlation Coefficient)，比較不同區段的地表逕流量、
淺層地下水位對於有效累積雨量的相關性強弱。後者 則是針對逕流、地下水各觀測點的反應進行相關性分 析，由於各觀測點位的淺層地下水位變化幅度不同，
再加上地表逕流量量級差異大，為了分析淺層地下水 觀測點間、地表逕流觀測點間、淺層地下水與地表逕 流的水文反應相關性，以式 (4) 正規化 (Normaliza- tion) 各觀測井的水位或逕流量：
(4)
X 為未正規化的觀測值，X
min、Xmax分別為觀測期間內所記錄到的最小觀測值和最大觀測值，Xnorm表示正規 化後的數值，介於0 至 1 之間。正規化後的水位與流 量數值，再計算彼此間的斯皮爾曼等級相關係數，以 進行相關性比較。
三、結 果
1. 沖蝕溝地質結構
從貫入阻抗值垂直分布可以得知土壤層的結構 (圖 3)，
貫入阻抗值越高表示該深度位置地質越硬。簡易貫入阻抗值 的垂直變化形態 (圖 3a)，大致可分為兩類 (呂宗烜、梁偉 立，2014)：Type 1 到達貫入終點前，貫入阻抗值皆小且無明 顯垂直變化，土壤與基岩層分界明顯 (W1、W3)；Type 2 到 達貫入終點前，貫入阻抗值垂直變化明顯，硬度較硬的土壤 層或石塊交雜於地層中 (W2、W4、W5、W6、W7)。依二維 的阻抗剖面分布可發現，濱水區缺乏土壤層、可探測深度小，
沖蝕溝下段與中段之
N
h阻抗值隨深度增加而提升，而沖蝕 溝上段則有些較大N
h阻抗值交雜於土壤層中。依據簡易貫 入探測終點可知沖蝕溝的土壤岩層交界面深度大致隨海拔 高度升高而增加 (圖 3a)。動力貫入試驗的結果也呈現類似 的趨勢 (圖 3b)，兩者的土壤層的二維的阻抗剖面分布可說 一致，貫入終點的深度隨海拔高度升高而增加，土壤岩層交 界面大概落在N
pd阻抗值4.5–6 的區間；但動力貫入可探測 到較深的風化岩層內，隨海拔高度升高，風化岩層位置也由 淺到深。依據鑽探取得岩心的判釋結果，可分析地下深度2 m 以 下的地層結構，此沖蝕溝的地層組成大致可分為土壤層、黏 土層、黏土與碎石層、碎石層、硬岩層 (圖 4)。簡易貫入試 驗所判釋的土壤基岩交界面以上深度皆視為土壤層 (圖 4a)；若岩心由已風化岩石組成，非呈現岩塊狀且具有黏性，
濕潤時可搓揉呈長條狀土條，不易斷裂，即視為黏土層 (圖 4b)；若岩心為岩塊且呈現破碎狀，將其判定為碎石層 (圖 4c)；若岩心由破碎岩塊和黏土相互交雜組成，將其判定為黏 土與碎石層 (圖 4d)；若岩心為完整岩塊，具有岩層裂隙但 非破碎狀，則判定為硬岩 (圖 4e)。就垂直分布而言 (圖 5)，
表層多為化育程度低的崩積土，土壤層下方的硬岩層則以頁 岩層居多，屬於土石混和堆積的崩積層，地層組成相當不均 質，且夾雜許多風化程度低的碎石。就沖蝕溝區段而言，濱 水區以裂隙多的硬頁岩為主，碎石層堆積於硬岩層之上且缺 乏黏土層，地層中富含岩層裂隙；在沖蝕溝下段，低透水性 的黏土層所占比例最高，少量硬岩層與碎石層夾雜於黏土層 之間；沖蝕溝中段以黏土與碎石層居多，少量黏土層分布於 深度3 m 以上，硬岩層則分布於觀測井底層深度約 3–8 m 之 處；沖蝕溝上段則因已探測到飽和地下水，便停止往更深層 鑽探，鑽探區間以黏土層、黏土與碎石層為主，深度1–2 m 缺乏硬岩層。
比較貫入阻抗值垂直分布與地層結構 (圖 3、圖 5)，可
發現試驗所探測之土壤岩層交界面或是風化岩層大多對應 至質地較硬的碎石層或硬岩層，但此分界難以利用地層組成 來判斷，顯示簡易貫入試驗及動力貫入試驗對於淺層地層分 界判釋的優越性；相對地，更深的水文地質性質仍須仰賴地
質鑽探，依本研究 “鑽探至出現飽和水位深度至少達 1 m”
的鑽探停止條件，鑽探深度在W4 最大，黏土、碎石層、硬 岩層交雜，此不均質的地層組成僅能靠地質鑽探得知，顯示 地質鑽探的優越性。
圖3 (a) 簡易貫入阻抗 ( h)、(b) 動力貫入阻抗 ( pd) 分布。W1–W7 為各觀測井
Fig.3 Spatial distributions of penetration resistances measured by (a) a portable cone penetrometer (N
h) and (b) a port- able dynamic cone penetrometer (PDCPT) (N
pd). W1 – W7 indicate the observation wells
圖4 攜帶式鑽探設備所鑽鑿出的岩心。(a) 土壤層。(b) 黏土層。(c) 碎石層。(d) 黏土和碎石層。(e) 硬岩層。下方白字為取得 岩心的位置與深度
Fig.4 The cores sampled by the portable drilling equipment. (a) soil, (b) clay, (c) gravel, (d) clay and gravel, and (e) hard
rock. The white words indicate the position and depth of the cores
圖5 各淺層地下水觀測井 (W1–W7) 岩心和沖蝕溝縱斷面的地質結構示意圖。黃色虛線和綠色虛線分別為土壤岩層交界面和動 力貫入試驗 (PDCPT) 探測終點連線。藍、紅虛線分別為觀測時期內的最高、最低水位
Fig.5 Schematic diagram of the geological structure along the longitudinal section of the gully based on the cores sampled from observation wells (W1–W7). The yellow and green dash line indicate soil–bedrock interface and the detection depth of portable dynamic cone penetration test (PDCPT). The blue and red dashed lines indicate the highest and lowest groundwater tables recorded in the observation period
2. 地表逕流與淺層地下水之時間變動
圖6 為觀測時期間所監測的水文資料，由於觀測井的建 置時間不相同，因此淺層地下水、地表逕流資料的起始時間 不相同。觀測期間內沒有明顯的乾季 (圖 6a)，平均月降雨日 數約20 天，最大降雨強度可達 21 mm/10 min，以 9 月至 11 月的月降雨量較多；冬末春初的有效累積雨量較少，以10 月 的有效累積雨量較大，最大有效累積雨量為362.4 mm。
本研究樣區地表逕流的流量變化幅度大，具有明顯的高 低流量時期 (圖 6b)；粗坑溪 R1 之逕流大，最大流量超過 10000 L/s，觀測期間皆可發現逕流；而粗坑溪旁沖蝕溝的地 表逕流量的空間變異甚大，低流量期間會有呈現乾涸之現 象，無法測得地表逕流量，以R3 的洪峰流量最少，R2、R4 的洪峰流量相似。雖然地表逕流對於降雨的反應速度皆快，
沖蝕溝不同區段仍具有不同的地表逕流變化趨勢。R1 流量 與有效累積雨量的變化趨勢相近，流量隨有效累積雨量增加 而增加；R2 和 R4 流量的退水速率快，洪峰經過數小時即退 水至降雨前的流量，流量變化呈現陡升陡降的趨勢；R3 的 退水速率較慢，地表逕流量需經數天才會消退至降雨前的流 量。
沖蝕溝各區段的淺層地下水深度皆不相同 (圖 6c)，濱 水區W1 與上段 W7 的淺層地下水位與地表的距離皆小於 1 m，而中段 W4 的淺層地下水深度最深可超過 8 m。濱水區 於2019 年 9 月底的米塔颱風期間、2020 年 5 月、10 月期 間，水位短暫高於地表，表示該期間粗坑溪水位上升，擴展 至濱水區。沖蝕溝下段W2 的水位變動量於高、低水位時期 有明顯差異，高水位時期 (–2020/1/31；2020/4/24–2020/6/25；
2020/8/29–2021/2/2) 水位約位於深度 3 m，此時水位變動幅 度非常小，顯示該深度為淺層地下水位之上限；當水位下降 至 深 度 3 m 以 下 時 ， 則 進 入 低 水 位 時 期 (2020/1/31–
2020/4/24；2020/6/25–2020/8/29；2021/2/2–)，此時期的水位
變動幅度大，對於降雨的反應明顯。同處下段的W3 則無明 顯高、低水位時期，水位變化趨勢與濱水區相近，但水位變 化較緩和。沖蝕溝中段W4 最高與最低水位相差約 4.42 m，
降雨期間水位會大幅度上升，水位上升量可達4.11 m。中段 的W5 水位於強降雨時期會大幅上升，弱降雨時期的水位上 升幅度則小。沖蝕溝上段的淺層地下水深度淺，水位波動幅 度小，於降雨期間的水位上升量皆未達0.4 m，W6、W7 水 位大致分別於深度1.65 m、0.32 m 處微幅波動。
若將淺層地下水位連線，觀測期間內最低、高水位分別 發生於2020/8/21、2020/10/22 (圖 1、圖 5)，最高和最低水位 深度並非隨著與粗坑溪的距離而漸進增加或減少，而是呈現 濱水區與沖蝕溝上段較淺、沖蝕溝中段較深的圓弧形分布。
最低水位時期，濱水區W1 與沖蝕溝最上段 W7 的淺層地下 水皆位於地下0.7 m，沖蝕溝中段 W7 的地下水位則超過地 下8 m；最高水位時期，濱水區 W1 的地下水位上升至地表 以上0.03 m，沖蝕溝最上段 W7 水位於地表下約 0.25 m，而 沖蝕溝中段水位也大幅上升至地表下4 m，因此沖蝕溝中段 的水位變動幅度最大。
3. 地表逕流、淺層地下水、降雨量之相關性
圖7 為有效累積雨量與地表逕流量、淺層地下水位的相 關性，根據斯皮爾曼等級相關係數 (rs) 的大小，本研究將相 關性強弱區分為三個等級：rs小於0.4 (白色或黃色) 為弱相 關；rs大於等於0.4 且小於 0.6 (綠色) 為中度相關；rs大於 等於0.6 (橘色或紅色) 為強相關。測點間的地表逕流量與有 效累積雨量皆具有顯著相關性 (p-value < 0.01 ) (圖 7a)，粗 坑溪R1 流量與有效累積雨量的相關性最強，呈現中度相關，
而其他測點的地表逕流量則與有效累積雨量呈現弱相關，因 此有效累積雨量與地表逕流量的相關性具有水平距離依存 之關係，也就是越靠近下坡或下游的地表逕流越與有效累積 雨量相關。測點間的淺層地下水位與有效累積雨量具有顯著
相關性 (p-value < 0.01 ) (圖 7b)，各測點的淺層地下水位皆 隨有效累積雨量增加而上升，上段W6 的淺層地下水位變化 與有效累積降雨量變化的相關性最強，同處上段的W7 的相 關性卻最弱，呈現弱相關；中下段 (W2−W5) 水位與有效累 積雨量的關係皆呈現中度相關；濱水區W1 則呈現強相關，
因此淺層地下水位與有效累積雨量的相關性依點位或區段 而異，相關性強弱並不與位置距離有依存關係。
圖8 為正規化後的流量及水位之相關性，與圖 7 一樣依 據相關性強弱分為弱相關、中度相關、強相關，相關性的強 弱可代表沖蝕溝不同區段間的水文連結之強弱。測點間的地 表逕流量皆有顯著相關 (p-value < 0.01 ) (圖 8a)，且相關性 強弱與地表逕流間的水平距離有關，距離越相近的地表逕流 間之相關性越高，尤其是R1、R2 間的相關性最高，呈現強 相關，而相距越遠的地表逕流間之相關性則越低，其中又以 R1、R3 間的相關性最低。
測 點 間 的 淺 層 地 下 水 位 間 皆 有 顯 著 相 關 (p-value <
0.01 ) (圖 8b)，W1 與各點水位的相關性最高，W7 與各點水 位的相關性最低，相關性強弱與淺層地下水的所在區段有
關，整體而言，相近兩點間的水位、越往沖蝕溝下段的相關 性越高，表示越下段處的鄰近淺層地下水間的水位變化趨勢 越相近。
測點間的地表逕流與淺層地下水之相關性強弱不同 (圖 8c)，除了 R1 與 W7 不具顯著相關性以外，其餘地表逕 流與淺層地下水皆存在顯著相關性 (p-value < 0.01 )。R1、
R2 與淺層地下水具有水平距離上的依存關係，地表逕流與 淺層地下水觀測點距離越近，兩者的相關性越高；反之， R3、
R4 與淺層地下水則不具有距離上的依存關係。R1 與 W1−W6 皆有強相關性，唯獨與W7 沒有顯著相關，R2 則是與中下 段區段的淺層地下水有較高相關性；R3、R4 與僅與特定地 點的淺層地下水有較高的相關性，例如R3 與 W7、 R4 與 W6 的相關性最高。此外，相同位置的地表與地下的水文相 關性 (W1 與 R1、W2 與 R2、W3 與 R3、W4 與 R4) 隨著與 粗坑溪距離增加而減少，表示R1、R2 的逕流產生與鄰近淺 層地下水有關，地表與地下具有強水文連結性，而 R3、R4 的逕流產生與鄰近淺層地下水的相關性低，地表與地下的水 文連結性弱。
圖6 (a) 降雨強度、有效累積降雨量、(b) 地表逕流量 (R1–R4)、(c) 淺層地下水位 (W1–W7) 的時間變化
Fig.6 Temporal variation in (a) rainfall intensity, effective accumulated rainfall, (b) surface runoff (R1–R4), and (c) shal-
low groundwater table (W1–W7)
圖7 有效累積降雨量與 (a) 地表逕流量 (R1–R4)、(b) 淺層地下水位 (W1–W7) 的關係。rs為斯皮爾曼等級相關係數
Fig.7 Relationships of effective accumulated rainfall to (a) surface runoff (R1–R4), and (b) shallow groundwater table (W1–W7). The r
sindicates Spearman’s rank correlation coefficient
圖8 各測點之正規化 (a) 地表逕流量 (R1–R4)、(b) 淺層地下水位 (W1–W7)、(c) 地表逕流量與淺層地下位的相關性。rs為斯 皮爾曼等級相關係數
Fig.8 Correlation of normalized (a) surface runoff (R1–R4), (b) shallow groundwater table (W1–W7), and (c) surface runoff
and shallow groundwater table among observation points. The r
sindicates Spearman’s rank correlation coefficient
四、討 論
1. 攜帶式鑽探設備的適用性
依據簡易貫入及動力貫入試驗結果，此沖蝕溝的土壤基 岩交界處深度皆位於地表以下2 m 以內，僅能由阻抗值變化 推估土壤基岩交界面以上或是風化層的地質結構，無法獲得 更深的地質結構資訊，然而圖5 顯示淺層地下水的流動深度 大多位於土壤基岩交界面以下或是風化層以下，且崩積層的 地層組成複雜，就最高與最低水位間的水位變動範圍而言，
各區段的淺層地下水位變動範圍之所屬地層結構皆不相同，
無法單憑地層結構判釋淺層地下水的流動深度。由此可知，
崩積層的淺層地下水流動深度不易由地層性質或結構來判 斷，利用非侵入性方法 (如：透地雷達、地電阻) 也未必能 準確探測地下水的確切位置。除了靠近濱水區、地下水位於 地表下2 m 之環境，可利用手持土鑽、螺旋鑽 (Hand Auger) 探測地下水深度外 (e.g., Rinderer et al. 2014; Penna et al.
2016)，山區唯有透過直接機械鑽探才能於複雜地層確認地 下水深度，凸顯攜帶式鑽探設備對於崩積層淺層地下水研究 的優勢及泛用性。
前人研究利用與本研究同樣的鑽探設備並討論鑽探效 率，指出於風化程度較高的沉積岩中的最大鑽探深度則可達 6–12 m，且鑽探速率可達 0.05 m/min (Pierce et al. 2018)。除 了此種市售的攜帶式鑽探設備之外，有其他研究使用由 Gabrielli and McDonnell (2012) 所改良的自製輕型鑽探機具 於不同地區鑽探 (e.g., Gabrielli et al. 2012; Muñoz-Villers and McDonnell 2012; Hale et al. 2016; Gabrielli et al. 2018; Scheliga et al. 2018)，而該款鑽探機具的鑽探速率約 0.1–1 m/min (Ga- brielli and McDonnell 2012)。根據上述使用攜帶式鑽探設備 的研究結果顯示，若地層較堅硬且風化程度較低 (如：花崗 岩、變質岩)，則可鑽探的最大深度約為 3 m (Scheliga et al.
2018)；若地層風化程度較高且裂隙較多 (如：砂岩、頁岩)，
則可鑽探至地層深度約8–12 m (Gabrielli et al. 2012; Muñoz- Villers and McDonnell 2012; Hale et al. 2016; Gabrielli et al.
2018)。本研究採用攜帶式輕型鑽探設備於天然林內一處沖 蝕溝鑽鑿觀測井，攜帶式輕型鑽探設備體積小、重量輕，1 至2 人即可背負，不需要車輛載運機具，即使在地勢崎嶇且 坡度大的沖蝕溝亦可使用，作業過程不受鑽探地點的地形特 性限制，花費較少人力與經費下即可設置地下水觀測井；以 本樣區的崩積層地層為例，鑽鑿深度可達8.4 m。由於本研 究鑽鑿至鑽孔內水深至少有1 m 即停止鑽鑿，若使用此設備 於本樣區持續鑽鑿，最大鑽鑿深度應可超過8.4 m。此設備 於本樣區的鑽鑿速率約為0.003–0.02 m/min，鑽探作業時受 制於黏土層與鑽管間的摩擦力較大，使得於軟質地層操作時 的鑽探速率較慢。儘管如此，本研究的試驗結果仍顯示此鑽 探設備適用於山區崩積層。
本研究試驗結果證實，即便是地層組成複雜的崩積層，
此鑽探儀器可適用於臺灣山區、源頭集水區環境。近年許多 學者強提倡現地調查的重要性，認為不應僅憑藉模式來探討 降雨-逕流過程，現地的觀測研究更有助於探索降雨－逕流
過程的機制，例如Burt and McDonnell (2015) 回顧近年來的 水文領域發展，認為即便許多研究研究證實基岩面下的地下 水對逕流或相關的水文反應的重要性，然而山區坡地淺層地 下水的現場調查仍然不足，世界上也僅有少數研究團隊針對 基岩面下的淺層地下水設置水井來監測。如前言所述，山區 地下水具有不同於平原地下水的水文反應，然而臺灣觀測水 井大多設置於平原地區，缺乏山區觀測井，無法獲得足夠的 源頭集水區的地下水相關資料，將很難完整論述山區源頭的 水源涵養機制、逕流產生機制。
表1 列舉位於坡地環境或源頭集水區，利用傳統或攜帶 式鑽探設備建置淺層地下水井測線的國內外研究，整體而 言，國內主要使用傳統式的大型鑽探設備來建置水井，國外 則是以攜帶式鑽探設備居多，且國內的地下水測線長度大致 較國外長，國內的最長測線長度甚至超過1000 m，而國內與 國外的研究於測線上所建置的水井數量差異不大，平均皆於 一測線建置約5 口水井。平均水井間距方面，除了本研究之 外，國外研究所設置的平均水井間距皆較國內短，表示國外 研究可獲得較高空間解析度的地下水資料，有利於掌握淺層 地下水的細部流動情況。與其他研究相比，本研究的水井配 置之空間解析度不亞於其他研究，測線長度也足夠呈現一坡 地的地下水動態。臺灣山區蘊藏豐富的地下水資源，需要建 置高密度的淺層地下水觀測井以掌握山區的水資源時空分 布。以本研究的水井設置密度所獲得的地下水資料而言，資 料的空間解析度較國內過去的研究高，有利於分析淺層地下 水的流動路徑，取得山區淺層地下水的反應動態。
2. 坡地環境的淺層地下水動態
淺層地下水具有高時空變異性為廣為所知之現象，也還 有許多未解的問題，例如：坡地地表地形是否可以推估地下 水位 (意即哪個坡地區段地下水位最深)？地下水位的深淺 是否可以推估地下水位變動的幅度 (意即地下水位深的位 置其水位變動幅度是大還是小)？這些貌似單純的疑問卻有 不同的研究報告。以表1 所列舉的前人研究為例，地下水位 動態依樣區而異。依據地下水井於測線中的相對位置，將各 測線劃分上、中、下三個區段，觀測結果多呈現坡地上段的 地下水位深度最深 (張振生 2000；王志豪 2005；Gabrielli et al. 2012; Muñoz-Villers and McDonnell 2012; Hale et al. 2016;
Scheliga et al. 2018)，特別是 Muñoz-Villers and McDonnell (2012) 觀測到坡地上段的水位深度甚至位於 10 m。本研究 的淺層地下水位深淺分布呈現沖蝕溝中段的水位最深 (大 於8 m) (圖 1、圖 5)，比較表 1 所列舉的前人研究，僅賴彥 任等 (2010) 觀測到類似的淺層地下水位分布情形，表示不 同樣區具有不同的淺層地下水位分布。
就水位變動幅度而言，各樣區的水位變動幅度大之區段 則不相同，如：上段 (張振生 2000；賴彥任等 2010；Hale et al. 2016; Scheliga et al. 2018)、中段 (Gabrielli et al. 2012;
Muñoz-Villers and McDonnell 2012)、下段 (王志豪 2005)。
本研究之沖蝕溝中段的水位變動幅度最大 (大於 4 m) (圖 1、
圖5)，此水位變動幅度大的位置分布與 Gabrielli et al. (2012);
Muñoz-Villers and McDonnell (2012) 的觀測結果相同。再者，
本研究樣區呈現地下水位變動幅度最大的區段即位於水位 深度最深的位置，表1 所列舉的前人研究中僅半數呈現一樣 的趨勢，顯示不同樣區存在著不同的坡地地下水的水文反 應 ， 無 法 由 地 下 水 位 深 的 位 置 判 斷 其 水 位 變 動 幅 度 。 McDonnell et al. (2007) 認為各集水區的水文特性可能依地
而異，水文學需藉由現地試驗來發現導致如此高異質性現象 的潛在理論，透過觀測來驗證過去的理論甚至推翻，不應該 僅依賴模式的率定及校正。由本研究結果可知，山區淺層地 下水具有複雜的動態反應，必須透過現地調查才得以瞭解真 實的地下水特性，以利釐清源頭集水區的水文循環過程。
表1 建置坡地環境地下水井測線的過去研究結果彙整
Table 1 Summary of the previous studies constructing the groundwater observation lines in the hillslope environments
文獻 樣區位置
(鑽探設備類型) 測線長
(m) 測線井數
(口) 平均水井間距 (m)
地下水位動態 水位最深 變化幅度大 張振生 (2000) 臺灣
(攜帶式) 757.4 4 252.5 上段 上段
王志豪 (2005) 臺灣 (傳統式)
1110.6 6 Site 1: 222.1 上段 下段 807.6 5 Site 2: 201.9 下段 下段 賴彥任等 (2010) 臺灣
(傳統式) 947.7 5 189.5 中段 上段
Gabrielli et al. (2012) 紐西蘭
(攜帶式) 18.8 6 3.8 上段 中段
Muñoz-Villers and McDonnell (2012) 墨西哥
(攜帶式) 73.0 4 24.3 上段 中段
Hale et al. (2016) 美國
(攜帶式) 122.8 3 61.4 上段 上段
Scheliga et al. (2018) 蘇格蘭
(攜帶式) 339.2 4 113.1 上段 上段
本研究 臺灣
(攜帶式) 200.9 7 33.5 中段 中段
3. 降雨、逕流、淺層地下水之伏流現象
關於降雨輸入與地表逕流反應的關係 (圖 7a)，粗坑溪 R1 流量大，且與有效累積降雨量的相關性最強，主要是因 為粗坑溪是由R1 測點上游流域共同貢獻，集流面積大使得 粗坑溪流量所受到雨水的影響較大；相對地，沖蝕溝地表逕 流R2−R4 的集流面積小，觀測期間中有效降雨量大的時期 仍有流量近乎為零的現象，表示沖蝕溝地表逕流的貢獻除了 來自降雨輸入之快速流出外，地中逕流、淺層地下水也是可 能的貢獻來源。降雨輸入與淺層地下水反應的相關性則依地 而異 (圖 7b)，顯示有效累積雨量對於淺層地下水的貢獻不 能只考慮垂直入滲的輸入，地層條件、地下水脈連續性也是 可能的影響因子。相似地，Gabrielli et al. (2012) 指出平均 1 mm 的降雨量可以使水位變動量最大的坡地中段之水位上升 6.66 mm，表示淺層地下水的反應不是單由降雨輸入所控制，
可能有降雨以外的補注來源使水位上升。
就地表逕流及淺層地下水的空間反應而言 (圖 8a、圖 8b)，兩者具有類似的趨勢，距離越近的觀測點之間，其水文 反應相關性越強，其中，中下段相近的觀測點之相關性越強、
中上段的相關性則趨弱。此結果可以用來推估地表逕流及淺 層地下水的空間連結性，也就是說距離越近的觀測點之間且 靠近中下段之部位，水文空間連結性越強。若檢視地表和地 下的水文連結性 (圖 8c)，越靠近濱水區或下段的地表逕流 (R1、R2) 與淺層地下水的連結性強，而越遠離的位置，地表 逕流 (R3、R4) 與淺層地下水的連結性較弱，相同位置的地 表逕流與淺層地下水也同樣呈現相同趨勢。此外，越遠離濱 水區的地表逕流 (R3、R4) 甚至與鄰近區段的淺層地下水之 相關性低，反而與上段的淺層地下水之相關性強，推測上段
的淺層地下水伏流於地中，流至中下段才貢獻至地表逕流。
由此可知，中上段是地下水脈的分散處，淺層地下水的流動 路徑複雜；中下段是地下水脈的匯集處，來自中上段的淺層 地下水皆於此處匯流，與地表逕流具有強水文連結性。
陳信雄等研究團隊於 1996–1999 年於福山試驗林哈盆 集水區建置地下水觀測井，觀測天然林集水區上游區域的地 下水位變動，觀測結果顯示地下水並非水平向全深度等速流 動，而是具有特定的水平流動層 (伏流層次)，伏流水的主要 流動層次位於深度4–10 m 的礫石層，深層地下水則流動於 深度20 m 以下。伏流水的流動型態呈現立體網狀流脈結構，
流脈間的流通情形在集水區豐枯期有明顯差異 (陳信雄 1996；陳信雄、張振生 1998；陳信雄等 1999a；陳信雄等 1999b)。本研究樣區的崩積層主要由各粒徑級的岩塊夾雜細 粒料混和堆積而成，豐水期地表逕流沿沖蝕溝中的主河道往 下流，枯水期則流入堆積土砂間的孔隙，隱沒入地表之下而 形成淺層地下水，各個淺層地下水小單元相互連通後，形成 連續水脈，以伏流水的型態伏流於淺層地層中，發展成整個 集水區的淺層地下水系統，此種淺層地下水的流動型態應屬 於陳信雄等研究團隊所界定的伏流水。
五、結論與建議
國外已有研究採用高機動性的攜帶式輕型鑽探設備於 源頭集水區鑽鑿觀測井並觀測淺層地下水，以釐清降雨-逕 流的發生機制以及地下水位動態；相較之下，臺灣過去沒有 使用攜帶式輕型鑽探設備鑽鑿觀測井的相關研究，大多採用 大型機具鑽鑿深度超過數十公尺的地下水觀測井，使得集水
區源頭的淺層地下水研究仍相當缺乏。本研究利用攜帶式輕 型鑽探設備，沿著天然林坡地沖蝕溝建立地下水觀測線，自 濱水區至集水區源頭部鑽鑿7 口觀測井，記錄沖蝕溝上、中、
下段和濱水區不同區段的淺層地下水位、地表逕流量，以探 討淺層地下水的流動型態和不同區段的淺層地下水反應動 態，主要的結論歸納如下：
1. 崩積層的地層結構複雜，無法單憑地層結構判釋淺層地 下水的流動深度，藉由攜帶式輕型鑽探設備直接鑽探可 以確認崩積層的淺層地下水深度，且利用此設備於此沖 蝕溝的最大鑽鑿深度可達8.43 m 以上，鑽探試驗結果顯 示此設備適用於山區崩積層。
2. 沖蝕溝淺層地下水位最深與水位變動幅度最大的位置皆 位於中段，有相關研究也呈現地下水位變動幅度最大之 處與水位深度最深之處位於相同區段，但也有研究樣區 呈現地下水位變動幅度最大之處與水位深度最深之處並 非位於相同區段，顯示淺層地下水動態依樣區特性而異，
具有高時空變異性。
3. 地表逕流對於降雨輸入的反應受集流面積影響，淺層地 下水對於降雨輸入的反應則依地而異。地表逕流和淺層 地下水的空間反應皆呈現距離越近測點間的水文反應相 關性越強，且中下段相近測點的相關性越強。地表和地 下的水文連結性呈現越靠近濱水區或下段的地表逕流與 淺層地下水的相關性則越強，顯示沖蝕溝中上段為水脈 分散處，地表和地下的水文連結性弱；中下段為水脈匯 集處，地表和地下的水文連結性強。沖蝕溝的地表逕流 於枯水期隱沒至地表之下而形成淺層地下水，以伏流水 型態伏流於淺層地層。
坡地的逕流產生機制中，地下水對於逕流量的貢獻程度 佔有一定比例，地下水在乾濕季皆以基流形式穩定供給河道 流量，地下水更是重要的可利用水資源。攜帶式輕型鑽鑿設 備的使用可以使淺層地下水的探測或研究更加便利，突破大 型鑽鑿機具低機動性的限制，可於交通不便的山區鑽探並觀 測淺層地下水位動態，減低現地調查的困難度，使得臺灣山 區地下水的研究範圍拓展至集水區源頭部位，除了瞭解臺灣 山區坡地的降雨-逕流過程的機制外，也有助於山區水資源 的評估。
誌 謝
本 研 究 由 科 技 部 計 畫 (MOST 108-2313-B-002-029- MY3) 支持。調查期間承蒙林業試驗所福山研究中心的行政 協助、背景資料提供。國立台灣大學森林環境暨資源學系水 土資源保育研究室成員協助野外調查，特此致謝。
參考文獻
[1] 王志豪 (2005)，「溪頭森林集水區地下水文特性之研究」， 國立臺灣大學森林環境暨資源學系博士論文。(Wang, C.H. (2005). A Study on Subsurface Flow Characteristics
of the Mountainous Watershed in Central Part of Taiwan,
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2021 年 05 月 07 日 收稿 2021 年 05 月 25 日 修正 2021 年 06 月 08 日 接受
