第三章  屏東平原沿海地區地下水層鹽化復育之策略評估

 

3-1  前言

屏東平原地下水資源豐富為台灣最主要地下水區,主要供應大高雄及屏東地區生活、工業及農業養殖用水。由於以往缺乏地下水資源永續利用之觀念,超抽利用地下水,造成本地區地層下陷嚴重、海水入侵、土壤鹽化、地下水污染等嚴重問題,更而甚者,還有不肖砂石業者勾結農民盜採農地砂石,又將垃圾及事業廢棄物回填挖掘坑洞,嚴重污染土壤及地下水。今後如何妥謀經營屏東平原地下水資源,遏阻地層下陷,消減水害,以達永續利用之目標,是為吾人當務之急。

屏東平原之水資源利用係以地表河川水及地下水為主,主要河川有高屏溪、東港溪及林邊溪,高屏溪為台灣地區第一大河川,年逕流量高達85億立方公尺,為台灣南部最重要水源區。屏東平原降雨豐沛,每年約有2,400公釐雨量,原本可提供高屏地區充足水源,但降雨時空分布不均、河川遭受污染、又缺乏水庫調配,使得該地區水資源管理面臨許多困難。

屏東平原就地質上來說,為一陷落構造盆地上之沖積平原。自東邊大武山脈至平原東邊老埤,短短17公里內,高度由海拔3,000公尺驟降至100公尺,此高山與平原交界處為著名之潮州斷層,係屏東平原之東界,由此向西、向南延伸,形成一透水性極高之沖積平原。六龜附近由於地層活動,形成南北走向狹長之六龜地溝,同時屏東平原也因地層壓密作用,大規模地層下陷形成地溝構造之凹地;荖濃溪即是沿著潮州斷層流動之溪谷,旗山溪從陷落盆地之西側流入地溝。後來一連串地層之堆積作用,逐漸將荖濃溪逼向西方,高屏溪亦向西移動;同時該地區之大小河川攜帶之懸浮物堆積於屏東地溝,形成屏東平原。屏東平原沿海地區沈積物之年代皆相當年輕,1萬年來沈積物之厚度可達 100公尺,但於靠近西部台地之少部分100公尺深之沈積物沈積年代接近5萬年前,沉積速率較慢,此現象應與當時之古地形或構造運動之差異有關。

沿海地區阻水層受溺谷(海溝)影響,於東港溪口及高屏溪口附近形成缺口,含水層出露於海床,致使各含水層局部與海水直接連通。因超抽地下水,沿海各含水層之水位普遍低於海平面,林邊溪以北各含水層均有局部之海水入侵,海水以溺谷為中心,往北往西向陸地侵入達7.5公里以上,水質由入侵前之淡水惡化為半鹽水或鹽水,林邊溪以南海水入侵之現象則不明顯。屏東平原海水入侵已相當嚴重,值得深入探討並研擬防制對策,俾地下水資源得以永續利用。

依據經濟部水利署「台灣地區地下水觀測網整體計畫」之水質調查結果顯示,屏東平原林邊溪以北沿海地區含水層一皆已嚴重鹽化,鹽化範圍與海水入侵範圍相近,已由沿海地區沿著高屏溪及東港溪往內陸延伸至清溪及新庄一帶,電導度以東港站35,300μmho/公分為最高,濃度接近海水。而高屏溪大量開採砂石,河床遭沖刷下降,導致附近地下水位及水頭亦隨之下降,使高屏溪可能成為海水入侵之最佳途徑;林邊溪以南除德興站為1,174μmho/公分超過灌溉水水質標準外,其餘皆符合該標準,但沿海地區電導度仍高於內陸地區,顯示林邊溪以南沿海地區淺層土壤有輕微鹽化現象,而深層水質除德興站電導度為2,120μmho/公分,遠超過灌溉水質標準外,其餘皆低於灌溉水質標準及淺層水質濃度,鹽化應直接來自地表或海岸入滲而與海溝並無關聯。

為瞭解屏東平原沿海地區的地下水層的實際特性,本計畫乃採用FEMWATER三維數值模式,該模式係結合了地下水流動方程式及傳輸方程式,而模擬沿海地區地下水層受海水入侵的情形。於過程中,同時亦應用GMS (Groundwater Modeling System),改變其輸入與輸出界面,以增加輸入水文地質資料、水文地質參數初始條件、邊界條件等資料的便利性。

本計畫針對本主題之探討,除對屏東平原沿海地區海水入侵情形進行分析模擬外,並將對現有地下水層鹽化復育方法進行分析與比較,以選取最佳的復育策略,作為屏東平原沿海地區地下水層鹽化復育工作之參考。

 

3-2  海水入侵防治相關研究概述

一、海水入侵的研究

海水入侵的研究,主要是觀測地下水位面的變化或水中的化學及物理變化,透過電阻探測、水質分析、數學模式模擬驗證等方式來探討海水入侵的原因及入侵程度。

()Ghyben (1888)最早提出,假設海水靜止狀況下,利用交界面的壓力平衡求得淡、海水交界面位置,此即著名的Ghyben-Herzberg理論。

()Hubbert(1940)假設淡、海水交界面垂直等勢能,修正了海水為靜止的不合理假設,依交界面之壓力平衡觀念,求得交界面高程與淡、海水勢能的關係。

()Bear and Dagan(1964)Ghyben-Herzberg概念模式配合黑蕭模式實驗,依交界面的斜率、高程與淡水的流量,求出海水入侵長度與地下水流量間的關係。並根據不同的假設推導出不同範圍適用的公式,該結果為日後研究海水入侵的重要參考依據。

()Finder and Cooper(1970)以特徵法求得海水入侵問題的非穩態解。其分別使用了兩組不同的初始條件,求得近似於Henry的穩態解,但由於計算機的限制,那時無法求得最終的穩態解。

()Huyakorn et al. (1987)發展了三維的有限元素模式分析密度流溶質傳輸問題,其特點在可模擬多層含水層系統(Multiple-aquifer system,並可用該模式模擬單一滲漏含水層、多層滲漏含水層及抽水導致的海水入侵問題。

()Schincariol and Schwartz(1990)實驗觀察鹽水流入均質與非均質的層狀孔隙介質中的傳輸現象,發現鹽水會在層與層的交界處累積,在對流延散與非均勻流的作用下,會使非均質的孔隙介質中的延散作用增大。

()Fan and Kahawita(1994)建立的數值模式,以流線函數將二維地下水流方程式與溶質傳輸方程式無因次化,其假設水力傳導的主軸方向和座標軸重合,發展出一套有限差分的模式。

()蔡振源(1981)根據海水入侵海岸地區的自由水層情況,建立淡水與海水交界面及自由水面的有限元素數值模式,並討論抽水、補注、邊界條件與水文地層參數等因子,與交界面和自由水面的關係。

()曹以松(1984)針對雲林地區地下水入侵問題作研究,其根據明顯交界模式,利用Hubbert公式並假設海水為靜止不動,以數值模擬的方式計算出海水入侵趾部的位置。並模擬不同抽水方案下,減緩海水入侵的成效。

()林永昌(1991)建立區域性平面二維雙層含水層海水入侵的數學模式,求解出介質為等向、均質之雙層含水層軸對稱流在恆定狀態時海水入侵的解析解。

(十一)葉一隆與林俊男(1998)模擬屏東平原因抽水導致的海水入侵現象,分別假設了三種情況:1.海岸邊界之水質為淡水;2.海水為污染源,但海水入侵的過程流體密度不變,只討論溶質的傳輸問題;3.討論海水入侵過程中,密度流溶質傳輸問題。

(十二)李振誥(1998)SUTRA 模式模擬嘉義白水湖人工湖在完成後,其湖水補注入滲至地下含水層時,附近區域之地下水的鹹水與淡水之界面變化情形。

(十三)詹子輝(1998)建立了雲林地區的三維數值地下水流與溶質傳輸的模式,藉以分析在不同補注井群設計下,防止海水入侵的可行性。

(十四)溫志超等(2002)使用MODFLOW軟體建構濁水溪沖積扇之地下水流模型,並在此地下水流場下,利用MT3D軟體建立溶質傳輸模式。並利用此一模式預測與探討濁水溪沖積扇地下水水質鹽化現況與機制。

(十五)劉振宇等(2003)採用FEMWATER三維數值模式模擬雲林沿海地區之地下水層受海水入侵之可能情形,並藉由不同現有地下水層鹽化復育方法進行分析與比較,選取最佳的復育策略,以供雲林沿海地區地下水層鹽化復育工作之參考。

二、海水入侵防治方法

一般海水入侵的防治方法,茲彙整並分述如下:

()控制地下水抽取量

控制地下水抽取量,可使地下水位上升至海平面以上,而維持水力坡降向海,可免除由於超抽所引起之海水入侵。

()利用蓄水池入滲補注

此為人工補注常用之法,係將地面水貯留於蓄水池中,使補注地區之地層經常保持高度之入滲率,增加潮濕面積與增長滲透時間,達成最多水量進入地下水層的方法。

()利用補注井建立補注水丘

在沿海和內陸間地帶設置淡水注入井補注地表淡水於含水層,形成高於海平面的「補注水丘」,以阻止海水向內陸移動。美國洛杉磯的部分沿海地區,皆設置一列補注水群,有效地阻止海水入侵現象。

()利用抽水井建立水力坡降梯度

在海岸和內陸間地帶設置一排抽水井群抽水形成抽水槽以阻止海水繼續向內陸移動。而抽出的淡、鹹混合水如果不能使用,則將其排入海中。

()結合注水與抽水

將抽水井建立在靠近海岸的位置,將注水井設置於抽水井及水源開採地區間,使內陸之地下水水頭高於沿海的地下水水頭,而減緩海水之入侵。

李振誥(1998)在「嘉義白水湖人工湖之淡水入滲補注與海水入侵之關係研究」中,藉由現地樣本實驗分析及模式模擬,預測此地區湖水補注入滲至未拘限含水層時,在淡水湖下方的含水層中,入滲淡水與鹹水的交界面位置的變化情形。

劉振宇與詹子輝(1998)以模式對雲林地區地下含水層進行補注井群模擬。

綜合上述,有關海水入侵對於地下水層傳輸問題的探討,尚有很大的研討空間。同時國外一些海水入侵的防治方法,在國內實施的可行性,亦是值得國人另一努力的方向。本計畫希望建立一三維數值模式,應用於屏東平原沿海地區,並藉此模擬地下水含水層鹽化情形,以供地下水管理之參考。

3-3  海水入侵數值模式分析

為瞭解屏東平原沿海地區地下水層鹽化狀況,本工作項目乃利用數值模式進行模擬,首先使用FEMWATER三維數值模式來模擬地下水層受海水入侵之可能情形。該模式的輸入採用了GMS來建立水文地質資料庫、三維網格、水文地質參數、邊界條件、起始條件等資料。

一、數值模式的選擇

為瞭解地下水層水流及溶質的傳輸問題,以模式模擬探討其流動行為是一不錯的方式;惟在選擇數值模式時,必須考慮下列之問題:

()含水層中飽和與非飽和的現象。

()含水層的複雜地質情況。

()含水層岩性的劇烈變化。

()必須同時模擬地下水流及地下水溶質的傳輸現象。

 

針對上述之問題,本工作項目採用的數值模式為美國賓州大學葉高次博士(Dr. Gour-Tsyh Yeh)所發展出來的FEMWATER模式進行模擬。該模式是結合葉高次博士先前所發展的兩個模式而成,分別是模擬地下水流動的3DFEMWATER及模擬地下水溶質傳輸的3DLEWASTE結合為單一數值模式,稱為FEMWATER,並改變其輸入與輸出的格式,以地下水模擬系統GMS (Groundwater Modeling System)來處理,不但簡化了各項參數及邊界條件的輸入,同時可對於模式做可視化的輸出,適合於模擬結果的展現。該模式最大的特點在於可模擬密度流傳輸的問題,其模擬結果能更接近於真實狀況。本項目所採用的FEMWATER模式是葉博士於1996年所發展的版本。

()FEMWATER模式

對於含水層(含飽和及非飽和層)的地下水溶質傳輸問題,FEMWATER模式所採用的控制方程式包含兩大部分,一為水流控制方程式,另一為傳輸控制方程式。

1.地下水流控制方程式-修正型理查方程式 (Modified Richards equation)

      (3-3-1)

 

                       (3-3-2)

 

式中:

F:儲水係數 (1/L) 

h:壓力水頭 (L)

t:時間 (T)

k:二階張量水力傳導係數 (L/T)

Z:高程水頭 (L)

ρ:地下水含鹽濃度為C時的密度 (M/L3)

ρO:地下水含鹽濃度為0時的密度 (M/L3)

θ:土壤含水量(體積比)  (L3/L3)

q:單位體積的內源source或匯流sink  ((L3/T)/L3)

ρ*:抽注流體的密度 (M/L3)

α:修正介質壓縮率 (1/L)

β:修正流體壓縮率 (1/L)

ne:孔隙率 (L3/L3)

S:飽和度 (無因次)

水力傳導係數K為:

 

                       (3-3-3)

式中:

μ :當溶質濃度為C時,水的動力黏滯係數 (M/(LT))

μO:當溶質濃度為0時,水的參考動力黏滯係數 (M/(LT))

ks  :飽和水力傳導係數 (L)

kf  :相對水力傳導係數 (L/L)

 

達西速度的計算式為:

 

                            (3-3-4)

 

2.地下水流方程式的初始條件與邊界條件

(1)初始條件

h = hi (x,y,z)  on R                                   (3-3-5)

  R:表示評估區域

hi :區域的初始條件 (L)

(2)邊界條件

h = hd (xb,yb,zb,t)  on  Bd                              (3-3-6)

  Bd:表示定水頭邊界

hd :定水頭邊界上的壓力水頭 (L)

3.傳輸控制方程式

 

   (3-3-7)                                   (3-3-8)

式中:

C:水相中溶質濃度 (M/L3) 

S:吸附相中溶質濃度 (M/M)

V:達西流速 (T/L)

D:延散係數張量 (L2/T)

λ:衰減常數 (1/T)

Cin:源(Source)的濃度 (M/L3)

αT:橫向延散度 (L)

αL:縱向延散度 (L)

αm:分子擴散係數 (L2/T)

δ:Kronecker delta tensor

τ:Tortuosity (L/L)

4.傳輸控制方程式的初始條件與邊界條件

(1)初始條件

C = Ci (x,y,z)  on  R                               (3-3-9)

     R:表示評估區域

     Ci:區域的初始溶質濃度 (M/L3)

(2)邊界條件

C = Cd (xb,yb,zb,t)  on  Bd                          (3-3-10)

     Bd:表示已知濃度邊界

     Cd:表示已知溶質濃度 (M/L3)

二、數值解法

FEMWATER模式係採用有限元素法(Finite Element Methods)處理空間上問題;有限差分法(Finite Difference Methods)處理時間上的問題。

有限元素法是將一定義之連續物理區間分割成有限個片段連續的小區間,稱為有限個元素,各元素的邊界以分離的節點相連,問題的求解,是利用一函數(Trial Function)帶入控制方程式中,配合初始條件及邊界條件,求得各節點上的值,而獲得整個物理區間的近似解。有限元素法不只提供空間上連續的解,還可用於非等向、異質性的界面,以及不規則邊界,可在研究範圍的不同區塊建立不同密度的網格。

 

有限差分法是將一連續的物理區間,分割成有限個形狀規則的網格,同時將控制方程式帶入離散的格點中,配合初始條件及邊界條件,計算某一隔點與鄰近格點的關係。

三、非飽和土壤水分傳導係數

在非飽和土壤中,土壤水分傳導係數常為壓力水頭的函數,而運算模式所使用的關係式為van Genuchten (1980)所推導的公式:

 

                    (3-3-11)

其中

  for  h0

    for   h0      

式中:

h:壓力水頭 (L) 

θe:土壤含水飽和率 (L3/L3)

θw:土壤含水量(體積比) (L3/L3)

θs:土壤飽和含水量(體積比) (L3/L3)

θr:土壤殘留含水量(體積比) (L3/L3)

r:曲線密合因子(Curve fitting parameter) (L/L)

α:壓力水頭經驗參數 (1/L)

β:孔隙指數(Pore index) (1/L)

四、GMS地下水模擬輔助系統

GMS (Groundwater Modeling System)建立了一標準的模式環境,能讓使用者簡便及有效率的操作地下水模式,並且結合了地理資訊系統、地質資料統計及地下水數值模式展示等功能,提供了數種執行方程式的前置作業,如FEMWATERMODFLOWMODPATH等。

GMS提供了下列九個模組(module)做為地下水分析的工具:

() 三角網格層面模組 (Tin module )

() 鑽井模組 (borehole module)

() 實體模組 (solid module)

() 2D有限元素網格模組 (2D mesh module)

() 2D有限差分網格模組 (2D grid module)

() 2D散亂點內差模組 (2D scatter point module)

() 3D有限元素網格模組 (3D mesh module)

() 3D有限差分網格模組 (3D grid module)

() 3D散亂點內差模組 (3D scatter point module)

 

3-4  評估區域概述

一、地理位置與氣候

屏東平原位於台灣之西南端,東為中央山脈所截,北及西側以麓山帶丘陵區為界,南以台灣海峽為界,大致呈南北長約50公里,東西寬約20公里,平原高度由0至約100公尺,面積約1,135平方公里,涵括高雄縣之美濃、旗山、大樹、大寮及林園五鄉鎮,以及屏東縣之屏東市等二十市鄉鎮等行政區域,其區域範圍如圖3-4-1所示。由於本計畫係以海水入侵防治為探討重點,故實際評估區域範圍略為縮小,集中在平原中段及南段沿海部分區域。

屏東平原位於北迴歸線以南,屬於熱帶性氣候,由於中央氣象局位於本區域設置氣象站,缺乏直接氣象資料可供參考,本計畫乃將鄰近之高雄與恆春氣象站歷年氣象資料加以統計,顯示本區域之各月年平均氣溫為24.7度℃,以7月之28.5℃最高,而以1月之19.4最低,四季如春。平均全年雨量1,792公厘,大部分集中於510月有1,636公厘,約占全年雨量91%,尤以八月份雨量最多為423公厘,雨量以雷雨與颱風雨為主,4月以前及11月以後雨量甚少。

本區域氣候主要受季風影響,冬季各月(10月至次年3)東北季風盛行,為期5個月,因其與東北信風重合故風力增強。夏季西南季風盛行,自5月開始,為期約4個月,惟風力和緩。由於位於颱風路徑要衝,歷年來受其侵襲而造成生命財產之損失不可勝計。本地夏秋如無颱風來襲,不僅酷熱難當且足以乾旱成災,但若颱風帶來之風並不太強,雨並不太大,則非但無害,所帶來雨水不僅消暑且成甘霖,反而為地方之福。過去八十九年來之颱風路徑中,路經本區域者約為40%,足見颱風對本區域之影響甚鉅。

本區域相對濕度變化小,夏季稍大於冬季。日照時數與雲量及降水量分布形式相配合,受地形山脈走向排列影響甚鉅。月平均相對濕度介於74%~84%之間。日照均勻,平均年日照時數為2,022小時。屏東平原因緯度較低,氣溫高、日照強,蒸發量極大,年蒸發量約於1,0002,000公厘間,冬季各地月蒸發量均大於降雨量,夏季則反之,蒸發量變化則為由北向南遞增。

 

3-4-1  屏東平原行政區域分佈圖

二、人文社會

屏東平原土地面積內,涵括了高雄縣之美濃、旗山、大樹、大寮及林園五鄉鎮,以及屏東縣之屏東市等二十市鄉鎮等,如圖3-4-1所示。根據屏東縣、高雄縣政府網站統計要覽資料統計得知,至民國九十一年底上述二十五市鄉鎮中之總人口為1,110,547人,人口密度為每平方公里840.35人,其中以屏東市之215,584人居首,如表3-4-1所示。

3-4-1  屏東平原人文概況表

鄉鎮市別

總面積

(平方公里)

現有人口數

()

人口密度

(/平方公里)

屏東市

潮州鎮

東港鎮

萬丹鄉

長治鄉

麟洛鄉

九如鄉

里港鄉

鹽埔鄉

高樹鄉

萬巒鄉

內埔鄉

竹田鄉

新埤鄉

枋寮鄉

新園鄉

崁頂鄉

林邊鄉

南州鄉

佳冬鄉

美濃鎮

旗山鎮

大樹鄉

大寮鄉

林園鄉

65.0670

42.4331

29.4635

57.4679

39.8861

16.2600

42.0187

68.9208

61.3493

90.1522

60.7315

81.8554

29.0732

59.0102

57.7347

38.3109

31.2659

15.6233

18.9700

30.9842

120.0316

94.6122

66.9811

71.0400

32.2860

215,584

57,727

49,889

54,513

30,544

11,981

23,439

27,132

28,632

29,028

23,808

61,829

19,198

11,781

29,200

41,306

15,374

22,562

13,122

23,139

45,961

43,116

46,085

114,342

71,255

3313.26

1360.42

1693.25

948.58

765.78

736.84

557.82

393.67

466.70

321.99

392.02

755.34

660.33

199.64

505.76

1078.18

491.72

1444.12

691.72

746.80

382.91

455.71

688.03

1609.54

2206.99

  

1321.5290

1,110,547

840.35

                資料來源:屏東縣、高雄縣政府網站統計要覽(九十一年度)資料。

 

屏東舊名「阿猴」,原為平埔原住民阿猴社居住地,後因其位於高雄港半屏山之東而改名為「屏東」,以台灣五嶽之北大武山為地標,大武山為屏東之聖山,屏東平原有魯凱、排灣文化及客家六堆軍團所建立之文化史風、耳熟能詳之落山風、一望無際翠綠蔗田及遍地金黃洋蔥之風景、傳統民間信仰之東港王船祭等等特有豐富人文資源。

從族群人口結構來看,屏東地區之原住民,以排灣族、魯凱族為主,約占九十萬屏東縣民的十五分之一;客家人以六堆客家為主,約占六分之一,大陸省籍人士約占二十分之一,餘大部分則為閩南人。

三、土地利用

屏東平原是台灣農業與養殖漁業之生產重心,其中養殖業主要集中於沿海鄉鎮,如林邊、佳冬、枋寮等;而農業則以林邊溪以北之東港溪流域為主,根據屏東縣九十一年統計要覽,分析屏東平原主要土地利用概況,東港溪流域平地部份之土地利用以種植檳榔、蓮霧、甘蔗、水稻為主,其他尚有木瓜、鳳梨、蔬菜、豆類、牧草等作物。檳榔為本區域分佈最廣之作物,已取代水稻成為屏東平原主要作物,內埔、麟洛、竹田、萬巒、潮州等鄉鎮均為主要產地。蓮霧園散佈於各處,主要集中區於隘寮沖積扇之扇頂,由於蓮霧需水量大,此處為隘寮圳渠道水源頭,取水容易。甘蔗分佈於台糖各農場,以林邊沖積扇分佈最廣,水稻則分佈於東港溪下游地區,萬丹、新園、崁頂、南州等鄉鎮為主要耕作區。其他作物如木瓜、鳳梨主要分佈於退輔會屏東農場及台鳳老埤農場(平頂山台地),由於需水量不多,故生長於取水不易之地上。蔬菜冬季產量較多,主要為二期稻作收割後之間作,分佈於東港溪下游地區。而退輔會屏東農場尚有一大片之開墾地,其中散佈著魚塭、垃圾掩埋場、牧草、果樹園等。

本區域海岸線長達23公里,資源豐富,有東港、林邊、枋寮三個區漁會,唯缺乏優良漁港,重型漁船無法出入,阻礙遠洋漁業之發展。漁業生產方面,民國九十一年本區域漁業總產量66,941公噸,其中遠洋漁業23,477公噸,近海漁業6,742公噸,沿岸漁業3,131公噸,養殖漁業33,590公噸;漁產價值方面,遠洋漁業產值占27.05%,近海漁業產值占7.54%,沿岸漁業產值占5.50%,養殖漁業產值占59.91%。九十一年水產養殖面積為5,136公頃,若以鄉鎮市別比較,以新園鄉養殖面積最廣(566公頃),里港鄉、東港鄉次之,若以魚類別觀察,以養殖長腳大蝦者最多,其次為鱠魚和白蝦。

位屬林邊溪以南之林邊、佳冬、枋寮及新埤等鄉,原有農作耕地2,000公頃,以種植水稻及雜作水果為主。民國六十二年起,鰻魚、蝦蟹等海產品價格升高,農民紛紛變更地目將農田圍築魚塭,從事養殖業,因此魚塭面積逐漸增加,自六十二年之七、八百公頃增至七十四年之3,212公頃,其中以塭豐、佳冬、枋寮沿海地區最多,並向沿海公路方向擴充。至九十一年養殖魚塭更增加至5,136公頃,其中鹹水魚塭面積2,162公頃,淡水魚塭面積為2,974公頃(如圖3-4-2

 

 

 

3-4-2   屏東平原土地利用圖

 

四、地形土壤概況

()地形

屏東平原東、西、北三面環山,主要是由高屏溪、旗山溪、荖濃溪、隘寮溪、林邊溪及東港溪等網狀河川聯合沖積而成,為一陷落盆地上縱長形之聯合沖積平原,廣義言之,亦可稱屏東谷地。平原位於標高100公尺以下地區,坡度平均低於5%,全區地勢由東北向西南緩斜。標高100公尺以下面積約1,210平方公里。自東邊之大武山脈至平原東邊之老埤,短短十七公里內,高度由海拔三千公尺降至一百公尺,此高山與平原交界處呈一直線狀之斷層崖,為著名之潮州斷層。屏東平原及週邊地區之地形可分為四區:

1.屏東平原區:屏東平原為縱長矩形平原,地面向西南緩斜,高屏溪近靠平原之西側南瀉入海;平原東側地勢較高,有隘寮溪、來義溪與力力溪三大沖積扇,面積約占平原五分之一。

2.東部高山區:東部高山區乃中央山脈之西斜面;橫於平原之東,有大武山、知本主山等標高二、三千公尺以上之分水嶺,使雨水西瀉入谷地,總面積約1260公里,其中濁口溪、卡烏溪及隘寮溪等流域內之山地與平原之地下水補給有密切之關係,此等流域面積即達800平方公里。

3.北部山地區:包括荖濃溪與楠梓仙溪兩流域,地勢往北逐漸高聳,總流域面積達1600公里,對屏東平原地下水源之補給,亦占極重要地位。

4.西部丘陵地區:本區位於高屏溪西北部山地區之南,包括旗山丘陵與鳳山丘陵,為一狹長丘陵地,自北至南高度逐漸降低,北部約於二、三百公尺之間,南部約於一百公尺左右,面積狹小,溪流短促,為屏東平原地下水區與嘉南平原地下水區之分界線。

(二)土壤

屏東平原東側山地屬變質岩(板岩為主)石質土、黃壤及淡色崩積土,其餘為崖地、裸岩地形,西側古沖積扇堆積層之平頂山台地屬洪積母質紅壤,現代沖積層均屬石灰性板岩新沖積土,或含鐵錳結核之板岩老沖積土。受到河流沖積作用能量大小之影響,新沖積土分布於各沖積扇扇頂及各主、支流河岸兩側。

依土壤母質來源或沈積方式及堆積時間之類似性分類,分布於屏東平原之土壤主要為:()高屏溪、東港溪、林邊溪等所挾帶之粘板岩為主之沖積土;()為部分混合附近溪流所挾帶之砂頁岩與粘板岩混合之沖積土。(台灣省建設廳地下水工程處,1961)。

五、流域河川概況

屏東平原之形成主要是由區域內之高屏溪、旗山溪、荖濃溪、林邊溪、隘寮溪及東港溪等河川,縱橫交流聯合沖積而成之聯合沖積扇群,形成地質良好之地下含水層,其所蘊藏之地下水量,提供屏東地區農工業發展穩定之水源。主要河川高屏溪、東港溪及林邊溪等,均由山區貫穿潮州斷層,進入屏東平原後成網狀分佈。由於河流於屏東平原穿過之地區多為現代沖積層,河川因而與地下水含水層之間隨季節變化而發生不同程度之水量交換,茲將上述三條主要河川之概況及特性分述如下:

(一)高屏溪:

高屏溪流經屏東縣境內之主要支流為荖濃溪及隘寮溪。荖濃溪發源於秀姑巒山、大水窟由與玉山東翼,其流路總長約101公里(不包括高屏溪主流部分)。荖濃溪下游穿流於屏東平原,呈顯著網狀流路,堆積作用甚旺,形成廣大之沖積扇。荖濃溪於里港附近與楠梓仙溪會合而成高屏溪,高屏溪主流部分流路約36公里。隘寮溪發源於知本主山附近之巴尤泡,隘寮溪流域北與荖濃溪支流濁口溪流域相接,南與東港溪相鄰接。隘寮溪之全長約90公里,其中山區溪谷有50公里。

 

(二)東港溪:

發源於北大武山,上游各支流分布於瑪家鄉和泰武鄉,於萬巒鄉會合成主流,然後流經潮州鎮、崁頂鄉及東港鎮等鄉鎮,再由東港入海。東港溪流域北與隘寮溪相鄰,南與林邊溪相接。

(三)林邊溪:

發源於大武山、茶仁山、衣丁山及姑子崙山等地。上游主要支流有庫瓦魯溪、托阿沃溪、來社溪及力里溪等河川。各支流經獅頭及石頭營附近之礫層丘陵後成網狀注入屏東平原,其於新埤東方會合成主流。主流流路沿著林邊鄉與佳冬鄉之交界,於林邊南側入海。

六、水資源利用概況

屏東平原區域內並無大型水庫,區內水資源利用以地表河川及地下水為主。該地區之主要河川,以高屏溪、東港溪及林邊溪為主。高屏溪為台灣地區第一大河川,流域面積3256.85平方公里,年逕流量高達85億立方公尺,為台灣南部最重要之水源區。東港溪及林邊分別為屏東平原境內第二及第三大河川,此三條主要河川年總逕流量高達109億立方公尺。此外,區內發源於大樹林山之率芒溪,與發源於南湖呂山之枋山溪,也為屏東地區帶來5億立方公尺之地表水源。這些地表水源,主要供給大高雄地區生活用水及屏東地區生活、灌溉用水。近年來由於工業迅速發展,各項產業生產製造奠定了我國經濟發展之基礎,但其製造過程所產生之廢棄物及廢水並未妥善處理,多數事業為減低製造成本未將產生之廢水及廢棄物妥善處理便直接排放,造成原本已短缺之地面水源面臨更嚴重之威脅。

屏東平原因地層結構之關係,為一地下水資源蘊藏豐富之地區,主要提供大高雄及屏東地區各項活動之用水來源,包括生活及農業養殖用水。屏東平原地下水開發甚早,民國十年後日本人有興業鑿井會社,開始自來水和工廠用水井之開鑿,惟其數量尚極少;十二年及十四年台灣糖業株式會社於林邊溪上游河床中構築地下堰堤,汲取伏流水(Subsurface runoff)供萬隆和大響營農場使用,七十餘年來仍持續供水中,台灣水利發展史上之一重要事件。

民國三十九年7月至四十年4月間,台糖公司深井工程處和美國莊士頓(Johnston)公司合作,於屏東平原台糖農場內共開鑿井徑1416吋,深94482.9呎不等之生產井49口,是首次較大規模之開井抽水行動。其後本區陸續有灌溉、工業及生活用水井之開設,至四十九年統計井數約1,351口,每年抽地下水量約3.55億立方公尺,主要作灌溉之用約2.50億立方公尺,公共抽水量0.08億立方公尺,工業抽水量0.07億立方公尺,而地下水年補注量估計約9.03億立方公尺,故尚未超抽地下水(台灣省建設廳地下水工程處,1961),林邊、佳冬、新埤及枋寮等沿海四鄉地下水抽水量僅0.49億立方公尺。

民國五十八年以後,屏東地區之水產養殖技術有突破性發展,六十二年以前土地主要以耕作為主,魚塭面積約39公頃,至六十四年暴增為1,202.4公頃,七十四年2,526.6公頃,至八十三年已廣達3,401.6公頃。七十二年林邊、佳冬、新埤及枋寮等沿海四鄉不同標地下水年使用量約3.21億立方公尺,其中含養殖用水1.76億立方公尺;水資會統計資料顯示七十年上述沿海四鄉抽水量亦為3.21億立方公尺,全區則抽水量13.36億立方公尺;七十七年沿海四鄉抽水量則為3.92億立方公尺,全區抽水量11.10億立方公尺;八十四年沿海四鄉抽水量則減為3.02億立方公尺,全區域抽水量13.51億立方公尺,其中農業抽水量為9.71億立方公尺,占全區抽水量71.9%,工業抽水量為0.33億立方公尺,占全區抽水量2.4%。由於抽水井絕大部份無水權,井數和抽水量未有系統記錄,各項報告之統計數據常有若干出入,然而隨著沿海養殖之擴展,抽水量於六十年代起快速增加卻是不爭之事實,比較七十年及八十四年地下水抽水量,沿海地區地下水超抽已稍趨緩,但隨著產業發展及生活品質提升,全區域抽水量則仍稍有增加。

七、水文地質結構

(一)含水層和阻水層沈積之機制

礫石、粗砂和中砂是構成良好含水層之主要沈積物,此等沈積物於平原地區分布之範圍與其來源區之距離和母岩岩性有極大關聯。屏東平原的沈積物主要源自東側中央山脈,來源區出露之地層大部分屬中新世地層,局部有始新世地層,為輕度變質岩區,岩性以板岩、硬頁岩及變質砂岩等為主。發源於此之水系,依山區集水面積之大小,主要有荖濃溪、隘寮溪、來社溪、力力溪、士文溪及東港溪。隘寮溪於堤防興建後,不再流入東港溪之中,因此目前東港溪山區集水區面積最小。由地形等高線分布,可看出荖濃溪、隘寮溪、來社溪和力力溪均於山麓造成地形完整之沖積扇。各沖積扇頂地形較高,邊緣地勢漸低,相臨沖積扇於邊緣互相疊合;此因山區侵蝕下來之沈積物被河水搬運,然後於山麓及平原地帶沈積,此現象極易從現有之地形和水系分布加以辨識。河水於流出隘口,進入平地時,其流速突然減低,礫石及粗砂等粗質地沈積物乃大量沈積於扇頂及河床區,復因河流之改道,粗質地材料得以層狀廣泛分布,構成陸相沈積地層,亦是最重要之含水層,而各沖積扇頂是地下水之注入區;此外,潮州斷層以東河床內之地下水亦直接注入扇頂地層內;因此荖濃溪之高樹、隘寮溪之瑪家、來社溪之萬隆、力力溪之大響附近,是屏東平原主要地下水補注區。

沈積物之次要來源區位於平原之北側麓山帶,包含荖濃溪西側及楠梓仙溪山區集水區,區內出露之地層年代主要為中新世,局部屬於上新世,岩性以砂岩及頁岩為主,由於岩石強度較低,山區侵蝕下之沈積物主要為砂和泥,礫石相對較少,因細質地之沈積物大部分被沖入海中,所以楠梓仙溪並未於流入屏東平原造成顯著之沖積扇地形。

地表以下深度220公尺內,陸相沈積地層廣布於全平原,可以分為深淺兩段,深段底部大致超過調查深度,淺段從地表起往下至深約45公尺;於沿海一帶此兩段陸相地層之中夾有發達之海相地層,靠山側海相地層不存在,全屬陸相地層。

()含水層和阻水層之劃分

未固結沈積物之粒徑大小及淘選度和壓密程度控制其透水係數。粒徑較大、淘選良好(粒徑均一)、疏鬆而未壓密沈積物之孔隙率較高,孔隙較大,地下水滲流其中之磨擦耗損小,故透水性乃較佳。

屏東平原陸相礫層和砂層及海相砂層之透水係數大部分界於1.0×10-49.9×10-4公尺/秒之間(台糖新營總廠,1995b1996b),觀測井中有85.9%井之透水係數即在此範圍內,屬於佳級之透水性;11.8%井之透水係數界於1.0×10-59.9×10-5公尺/秒之間,屬於中級透水性;只有2.3%井透水係數大於1.0×10-3公尺/秒,為極佳級之透水性;礫和砂顆粒大小之沈積物均納入含水層中。粉砂、泥及黏土層因質地太細未設觀測井,故普遍缺乏實測透水係數,估計其值應界於9.9×10-71.0×10-9公尺/秒之間,透水性屬於極差級,納入阻水層之中;海相之泥或黏土層厚度較大且分布較廣,構成本區之主要阻水層。抽水試驗結果顯示嶺口礫岩層或相當地層之礫岩透水係數較低,界於5.0×10-51.0×10-6公尺/秒之間,屬於中級至差級之透水性,亦納入含水層範圍之中;此等礫岩層透水係數偏低之原因可能是沈積物於構造運動中被高度壓密,礫石間隙填充之砂又呈輕度膠結岩化等因素所致。

(三)分層之結構

依據上列之原則,經由地層對比完成水文地質剖面,然後將延展較佳之黏土、泥及粉砂歸併為阻水層(Aquitard),以T為代號;礫及砂為含水層(Aquifer),以F為代號。依此原則,屏東平原深約220公尺內之水文地質分層,由上而下可劃分含水層一(F1)、阻水層一(T1)、含水層二(F2)、阻水層二(T2)、含水層三之一(F3-1)、阻水層三(T3)及含水層三之二(F3-2)等七層。含水層極為發達,厚度大且延展遍佈全區;阻水層則間夾於含水層中,厚度遠小於含水層並且僅分布於平原南段,因此含水層只於南側有顯著之分隔,而北及東側則合而為一。此外,為便於地下水模式建立及站網密度檢討,將含水層一和阻水層一、含水層二和阻水層二、含水層三之一和阻水層三結合;亦即以三個阻水層底部為概念分層界面,劃分成為四層之結構;概念分層界面以B為代號,分別描繪於剖面圖中。

應用「台灣地區地下水觀測網整體計畫」於屏東平原完成52站地質鑽探成果及前台灣省水利局美濃和大響觀測井資料,繪製水文地質剖面,茲以其中二條剖面(圖3-4-3、圖3-4-4)敘述各層分布與規模如下:

圖3-4-3 屏東平原水文地質剖面A

圖3-4-4 屏東平原水文地質剖面B

1. 含水層一

含水層一(F1)為屏東平原水文地質系統之表層,其分布範圍涵蓋全區,從地表起至最深約83.5公尺,厚度從23.583.5公尺不等,平均厚度約49.9公尺。本層之岩性以粗中砂層最發達,其次為礫石層和細砂層,於站與站間均有不錯之延展。泥和黏土層最不發達,僅於地表附近分布較廣,可阻礙地面水之入滲補注;其餘則以凸鏡體零散間夾於含水層中。

因含水層一位於地表附近,數十年前即已被廣泛地開發地下水資源,迄今仍然有為數眾多之民井及農田水利會淺井分布於其中,抽取淺層地下水,供應灌溉及生活用水。含水層一為未受壓含水層(Unconfined aquifer),水位以潮州斷層下各沖積扇頂區最深,深度可達45公尺左右,往西南則水位漸接近地表下數公尺處。近年來由於大量抽取地下水,位於沿海之大庄、崎峰、大潭、東港、新園一帶地下水位已洩降至海拔零公尺以下。本層是雨水、河水等補入地下必經之途徑,若有污染亦首當其衝。如何劃定重要之地下水補注區範圍,給與土地適當之保育,是確保屏東平原地下水資源永續利用之首要工作。

2. 阻水層一

阻水層一(T1)位於含水層一之下,間夾於含水層一和含水層二之中。本層並未廣泛分布於全區,主要分布於林園、新園、新庄、西勢、老埤、萬巒、新埤、大響、大庄、崎峰及東港各站所圈圍之區域內,面積約382平方公里;厚度5.5公尺-31.5公尺,平均約15.4公尺,是屏東平原最主要之阻水層,可視為淺層與深層地下水之主要分隔層。本層岩性為黏土和泥層及偶有粉砂層。

地下水模擬時宜將含水層一和阻水層一合併為第一層,其底部為概念界面一(B1),此層之水頭及水力參數由含水層一之觀測井資料提供;而在計算垂直方向之地下水流通量時,則以阻水層一之垂向透水係數和厚度為參數;以減少分層數量和阻水層之水頭、透水係數及蓄水係數等之大量假設。界面B1平均深度約57.4公尺。

 

3. 含水層二

含水層二(F2)位於含水層一和阻水層一下,分布範圍涵蓋全區,深度於地表下43152公尺之間,厚度從979.5公尺不等,平均厚度約51.5公尺。本層之岩性以礫石層最發達,其次為細砂層和中、粗砂層;黏土或泥層最少,一般以凸鏡體狀零散分布。

由於含水層二和含水層一之產水性能良好,二者構成屏東平原地下水開發之主要層次。屏東地區淺井主要開發含水層一,而大部分深井則深達含水層二,百公尺內之地下水開發仍最為普遍。地下水開發初期,含水層二於手巾寮(廣福)、內埔、西勢、潮州附近,淺於100公尺相當於本層內之水井可自流。近年由於地下水開發量較大,本層地下水自流現象不復存在。沿海之東港及崎峰一帶之水頭更已降至海拔零公尺以下。

4. 阻水層二

阻水層二(T2)位於含水層二之下,主要分布於林園、新園、崁頂、萬巒、萬隆、枋寮、崎峰及東港站所圈圍之區域內;另外沿永芳、萬丹、清溪、溪埔到九如站附近亦有局部分布。總面積約243平方公里,厚度4.5-24公尺,平均13.1公尺。

本層主要由黏土層、泥層偶夾粉砂層組成,其透水性和蓄水力與阻水層一相似,均很差。本層將沿海區域深層含水層分割為含水層二和三兩部分。為便於地下水模式之建立,可將含水層二和阻水層二合併為第二層,其底部為概念界面二(B2)。B2界面平均深度約112.3公尺。

5. 含水層三之一

含水層三之一(F3-1)位於含水層二和阻水層二之下,為含水層三之上段,分布範圍涵蓋全區,深度於95-210公尺間;厚度49.5-89公尺,平均厚度約70.8公尺。本層岩性以礫石層最發達,其次為粗、中砂和細砂層;泥層和黏土層最少,均以凸鏡狀零散分布含水層中。含水層三之一埋藏深度較大,地下水開發不如含水層一、二普遍。溪埔、崁頂和新埤附近,本層內之井尚有自流現象;惟東港、崎峰和大庄附近,水頭已洩降至海拔零公尺以下,顯示沿海有局部超抽。此外,永芳站含水層三之一、三之二之地下水位比臨近區域低很多,水頭於海拔零公尺以下,可能受拷潭寮附近井群抽水影響所致。

6. 阻水層三

阻水層三(T3)位於含水層三之一下,分布於平原中段,以潮寮、永芳、清溪、海豐、建興、內埔、萬巒、西勢、萬丹所圈圍之區域為主要分布區;另外於南側之大潭、新埤、枋寮有狹小帶狀分布,總面積約242平方公里(圖3-4-5);厚度3-25.5公尺不等,平均厚度約11.5公尺;是調查範圍內最次要之阻水層。

本層岩性為黏土和泥層偶夾粉砂,其透水係數和有效蓄水係數甚低。本報告將含水層三之一和阻水層三合併為第三層,以阻水層三底部為概念界面三(B3)。界面B3之平均深度約181.3公尺。

3-4-5   阻水層分布區及各水層主要共同補注區示意圖

7. 含水層三之二

含水層三之二(F3-2)位於調查範圍之最底層,為含水層三之下段,展延遍佈全區;其頂部深度於地表下174214公尺不等,平均181.3公尺;本計畫之鑽探深度未貫穿本層,其底部位置尚未能確定。在調查深度內,本層岩性以礫石層為主,夾粗中砂、細砂、黏土及泥層之凸鏡體。含水層三之二產水性能亦佳,然而因深度太大,開發較不經濟。西勢、內埔、崁頂及新埤站於本層之觀測井有自流現象,應與地下水開發較少有關;惟永芳、新園與東港站之地下水頭已低於海拔零公尺,顯示局部有深井超抽地下水問題。

8. 基岩

文獻資料顯示於平原東緣之萬隆、枋寮附近,北端之美濃附近於深數十乃至百餘公尺有基岩之分布。本計畫之地質鑽探於大響站、枋山站及美濃站,分別於地表下約95公尺、36公尺及70公尺鑽及基岩。基盤之岩石極緻密,原生孔隙及次生裂縫透水和蓄水性不佳,故與阻水層水力特性相似。上覆未膠結沈積層與基岩可能呈交角不整合接觸,二者於岩性上有巨大之差異。

八、地下水水質

「台灣地區地下水觀測網整體計畫」自民國八十四年至八十七年止,於屏東平原建置51站觀測站共127口觀測井,在建井同時,並進行28項基本水質檢測。電導度、氯鹽、硬度、總溶解固體、硫酸鹽及氨氮等水質檢測分析成果,分別標示於圖3-4-6∼圖3-4-11中,其中濃度異常者以線圈出。淺層水質普遍較差,似乎較易受影響。由氨氮濃度分布顯示屏東平原污染範圍相當分散,整個平原地區甚至到靠近山區皆有發現,且以含水層一、二較高,受污染區域已不只在沿主要河川部分,顯示非點源污染是存在的。高屏溪與東港溪交會口之海岸地區為最高氨氮濃度分布區域,且濃度集中方向朝海增高,考慮氮一般並非以海水為主要來源,推估可能為土地或河道所帶來之污染物質,流至本區因屬海水入侵區域,無法向海擴散,而集中於本區之淺層地下水層。另赤山、內埔、萬巒、老埤等站,亦為氨氮濃度高分布區,由於該區域為農業區,透露出農業污染可能相當普遍,值得特別深入調查。

「台灣地區地下水觀測網整體計畫」第二期起除繼續辦理各區地下水文觀測站井建置及相關試驗外,並針對已建置之觀測井,除了沿續以往作基本水質檢測外,探討其變化、海水入侵、人為汙染等,並配合地質統計理論評估分布密度,以選定水質指標井,探討指標井之環境背景,研析各指標井之水質觀測頻率,並將所有水質資料建成電腦數值檔資料庫,以利進一步應用與分析。

初步完成屏東平原90口觀測井水質分析,總計31個測定項目:酸鹼值(pH)、水溫、導電度(EC)、氧化還原電位(ORP)、氯鹽(Cl)、硬度(Hardness)、化學需氧量(COD)、生化需氧量(BOD)、大腸菌密度(E. coli)、總鹼度(Alkalinity)、總溶解固體(TDS)、硫酸根(SO42-)、硫化物(S2-)、氨氮、硝態氮與亞硝態氮(NH3-N, NO3- -N, NO2- -N)、鈉(Na)、鉀(K)、砷(As)、鈣(Ca)、鎂(Mg)、鐵(Fe)、錳(Mn)、鉻(Cr)、銅(Cu)、鋅(Zn)、鎘(Cd)、汞(Hg)、鉛(Pb)、銀(Ag)、總有機碳(Total organic carbon, TOC)(台糖新營總廠,1999)

水質檢測結果不符合台灣地區飲用水標準之井體數達到5%以上者之項目分別為:總溶解固體、硬度、氯、硫酸鹽、氨態氮、砷、鐵、錳、鎘等九項。不符合台灣地區灌溉水標準之井體數達到5%以上者之項目分別為:導電度、總溶解固體、硫酸鹽、鎘等四項。不符合台灣地區擬議中甲級地下水標準之井體數達到5%以上者之項目分別為:導電度、總溶解固體、硬度、氯、氨態氮、砷、銅、鐵、錳、鎘等十項。就氯鹽與碳酸鹽類之比值而言,屏東平原90個觀測井中,未受海水污染者有78(87%),輕度海水污染者有1(1%)(新埤()),高度海水污染者有3(3%)(塭豐()、石化()、崎峰()),嚴重海水污染者有7(8%)(新園()、東港()、東港()、東港()、林園()、林園()、大潭())等於海水者有1(1%)(崎峰())(3-4-6至圖3-4-11所示)

 

 

3-4-6  屏東平原地下水中電導度檢測結果

3-4-7  屏東平原地下水中氯鹽濃度檢測結果

3-4-8  屏東平原地下水中硬度檢測結果

3-4-9  屏東平原地下水中總溶解固體濃度檢測結果

3-4-10  屏東平原地下水中硫酸鹽濃度檢測結果

3-4-11  屏東平原地下水中氨氮濃度檢測結果

3-5  模式的建立

本計畫以FEMWATER三維數值模式來模擬地下水層受海水入侵之可能情形。該模式的輸入採用了GMS來建立水文地質資料庫、三維網格、水文地質參數、邊界條件、起始條件等資料。

在進行三維數值模式模擬前,將陸續輸入上述各項參數,計算各節點的水位及氯離子濃度,以進行模式校正工作。模式校正是比較模擬與觀測水位及模擬與觀測氯離子濃度,若模擬水位與觀測資料不符,先反向調整抽水量與補注量,而模擬氯離子濃度與觀測資料不符,則調整延散度及由地表垂向入滲之氯離子濃度,以符合實際觀測資料。雖然水力傳導係數是以觀測資料輸入模式,在污染傳輸模式中,水力傳導係數會影響移流現象,若只調整抽水量與補注量時,無法使模擬水位及氯離子濃度誤差減小,則考慮適當調整水力傳導係數數值及分布區域,以符合實際觀測的濃度分布。

模式校正期間是模擬屏東平原沿海地區自民國58年至88年的地下水水位及氯離子濃度之改變,經過模式校正後,可探討相關參數與條件的改變,對於屏東平原沿海地區氯離子分布的影響,以作為辦理該地區地下水層鹽化復育策略之重要參考。

一、水文地質分層

由於屏東平原海水入侵僅限於高屏溪、東港溪至林邊溪沿海一帶,本研究考慮潮寮、新庄、崁頂、新埤觀測站地表高程及地下水位約10公尺處,為模擬海水入侵邊界。參考中央地質調查所(2002)屏東平原水文地質分層剖面,該地區可區分含水層一、阻水層一、含水層二、阻水層二、含水層三之一、阻水層三、含水層三之二,但是含水層三之一、阻水層三、含水層三之二的水文地質分層,主要是出現在大潭觀測站以東,且阻水層三厚度薄,大潭觀測站以西,這三層水文地質分層合併為含水層三。因此,簡化研究地區之水文地質分層剖面為含水層一、阻水層一、含水層二、阻水層二、含水層三。

 

二、模式網格

網格劃分考慮到水文地質分層,邊界範圍及數值模擬之穩定性及精確度。模式的東邊以林邊溪為邊界,南邊則是以沿海海岸延伸510公里作為海水入侵邊界,西邊以鳳山斷層為界,北邊以潮寮、新庄、崁頂、新埤觀測站地表高程及地下水位約10公尺處,為模擬海水入侵邊界。利用GMS處理水文地質資料,經三維數值網格運算後,所得屏東地區三維網格立體圖如3-5-1所示。

 

 

3-5-1  模擬區域之水文地質柵狀圖

 

 

FEEMWATER 模式的操作經驗過程,非飽和層的邊界入滲條件為一敏感因子,當邊界入滲條件的變動性過大時,會造成數值的難以收斂,所以為配合非飽和層特性,在考慮模式之穩定性及精確度後,將屏東沿海地區觀測井水力傳導係數(K)進行幾何平均,得到每一層含水層之代表K值,含水層一約為39 m/day、含水層二約為25 m/day及含水層三約為33 m/day,阻水層K值假設為0.01 m/day,依照不同K值共區分為4Material Type,其中每層含水層又細分兩層,因此上下共分為8層,模式之節點個數為4365個,元素個數為7040(如圖3-5-2

3-5-2   模式格網立體圖

 

三、水文地質參數

達西定律可利用水力傳導係數、水力坡降及有效孔隙率估計地下水流速:

-----------------------------------------------(3-5-1)

式中v為地下水流速,K為水力傳導係數,i為水力坡降,ne為有效孔隙率。

「台灣地區地下水觀測網整體計畫」屏東地區抽水試驗所得水力傳導係數依含水層層次及扇頂、扇央扇尾可分為九部分,如表3-5-1所示,扇頂地區為0.168×10-3~1.055×10-3 公尺/秒之間,扇央地區為0.377×10-3~0.581×10-3 公尺/秒之間,扇尾地區為0.284×10-3~0.492×10-3 公尺/秒之間。依據民國八十七年區域含水層地下水等水位線圖,可估算扇頂、扇央及扇尾地區之水力坡降。而區域含水層之組成主要是由粗砂及細砂含少量泥及小礫,在此假設其有效孔隙率為0.25。根據以上資料可大約估算區域含水層之水平流速,扇頂部份為1.42×10-5 ~1.83×10-6公尺/秒,扇央部份為3.77×10-6~2.87×10-6公尺/秒,扇尾部份為2.84×10-6 ~2.03×10-7公尺/秒,如表3-5-1所示。

3-5-1  屏東地區水力傳導係數與水平流速

含水層

水力特性

扇頂

扇央

扇尾

K (10-3 m/sec)

1.055

0.573

0.492

水力梯度 (x10-3)

3.37

1.64

1.14

水流速度(m/sec)

(m/yr)

1.42×10-5

447.87

3.77×10-6

118.88

2.24×10-6

70.53

K(10-3 m/sec)

0.678

0.581

0.284

水力梯度 (x10-3)

3.00

1.64

2.50

水流速度(m/sec)

(m/yr)

8.14×10-6

256.58

3.82×10-6

120.54

2.84×10-7

8.96

三之一

K (10-3 m/sec)

0.168

0.377

0.324

水力梯度(x10-3)

2.72

1.92

1.56

水流速度(m/sec)

(m/yr)

1.83×10-6

57.59

2.90×10-6

91.45

2.03×10-7

6.39

三之二

K (10-3 m/sec)

0.708

0.502

0.284

水力梯度 (x10-3)

4.50

1.43

2.50

水流速度(m/sec)

(m/yr)

1.27×10-5

401.89

2.87×10-6

90.46

2.84×10-6

89.56

四、邊界條件

以往因缺乏水文地質資料,乃採用平原和山區及海之交界為屏東平原地下水區之邊界,單純以地形來考量邊界之位置。丘陵地部分之嶺口礫岩由尚未固結礫石層且地層緩斜入平原區,另外鳳山石灰岩岩層透水性亦佳,此二丘陵地區亦納入地下水區之中,得屏東平原地下水區總面積約1,255.5平方公里。

屏東平原海水入侵區域,北邊以潮寮、新庄、崁頂、新埤觀測站地表高程及地下水位約10公尺處,為模擬海水入侵邊界,設為定水位邊界,且氯鹽濃度低於100 ppm。西側中洲、溪埔、永芳至昭明附近,則以嶺口礫岩層底部,大社層頂部為界線,因大社層以厚層泥岩為組成,故此部分之邊界亦屬零流邊界。鳳山丘陵南段石灰岩分布區則此鳳山背斜軸為邊界,假設背斜軸為地下水分水線(Groundwater divide),故屬於零流邊界(如圖3-5-3)。

南側邊界因深藏於海中,在缺乏海底地質鑽探資料下,只能利用屏東平原水文地質剖面向海外插,配合海床地形圖繪製海域鄰份之水文地質剖面。圖3-5-3即為水文地質剖面八向海溝底A點延展所推測繪咸之水文地質剖面,因海溝地形坡度達5%以上,而含水層和阻水層界面坡度小於0.5%,故各層均在海溝終止,含水層一、二、三均直接輿海水相連通,因此沿海溝為定水頭邊界(Constant head boundary),各含水層之水頭與海水位相當,且氯鹽濃度為19,000 ppm。海溝以外之區域,含水層則繼續向海延展,因此其邊界不明確,然而在距離海岸線數公里以外,其水頭變化應極小,可假設以海水位為水頭之定水頭邊界,且氯鹽濃度為19,000 ppm

東邊以林邊溪為邊界,由於該地區地下水水位等值圖,與林邊溪垂直故設為零流量邊界。

 

 

零流量邊界

 

定水位及定濃度邊界

 

定水位及定濃度邊界

 

零流量邊界

 
  

 

3-5-3  模式格網及邊界條件

五、入滲量與抽水量

海水入滲方式,主要考慮海水水平傳輸入滲及海水從深層含水層(含水層三)之垂向向上侵入。由於屏東地區歷年來缺乏完整與可靠之入滲量與抽水量等資料,本計畫將以模式校正方式推求入滲量與抽水量,校正時間從58年至88年共30年。

由於入滲量與抽水量現場資料缺乏,本計畫以58年至88年水位的改變,以校正方式反向推求抽水量與入滲補注量。

六、延散度

由於延散度會隨模擬區域範圍增大而變大,稱為延散度的尺度效應(Scale effect)。假設屏東平原沿海地區海水入侵之氯鹽實際傳輸距離約1020公里,參考Gelhar et al. (1992)研究指出合理之縱向延散度為20 公尺,橫向延散度假設為縱向的十分之一,即2 公尺。

七、起始條件

關於屏東沿海地區歷年之地下水水質鹽化狀況,依據中央地質調查所(2002)之研究指出民國50年年間,屏東沿海地區淺層地下水水位高於海平面,且未發現海水入侵現象,查詢水利署水文資料庫,屏東沿海地區觀測井地下水水位在1970年左右,水位高程皆高於零水位面。因此判斷在民國58年屏東沿海地區淺層地下水未受海水入侵影響,目前含水層嚴重鹽化情形,是近30年所造成。模式起始條件則將過去省水利處舊有觀測井,民國58年前後之水位觀測資料做為含水層一及含水層二起始水位,假設當時氯離子濃度僅20 ppm。屏東沿海地區深層地下水部分,根據今年四月間在台中逢甲大學舉行之「第六屆地下水資源及水質保護研討會」,與會專家學者推測屏東沿海地區深層地下水鹽化之問題,應是長期海水入侵,判斷於民國50年間即十分嚴重,但過去文獻中未指出該現象,是因為當時地下水井較淺之緣故。因此,本計畫將含水層三之氯離子起始濃度假設與現今之水質檢測濃度與分佈相同。

八、模式校正

模式的校正是為了求出模式的未知參數,校正的方式是以58年至88年共30年作為模式校正期間,比較模擬與觀測水位及模擬與觀測氯離子濃度,若模擬水位與觀測資料不符,先反向調整抽水量與補注量,而模擬氯離子濃度與觀測資料不符,則調整延散度及由地表垂向入滲之氯離子濃度,以符合實際觀測資料,然而本計畫雖先依照傳輸尺度決定縱向延散度為20公尺,橫向延散度為2公尺,但是該係數可能分布區間,具有相當不確定性,所以在模式校正時,仍將延散度在合理範圍之內,進行適當調整。雖然水力傳導係數是以觀測資料輸入模式,在污染傳輸模式中,水力傳導係數會影響移流現象,若只調整抽水量與補注量時,無法使模擬水位及氯離子濃度誤差減小,則考慮適當調整水力傳導係數數值及分布區域,以符合實際觀測的濃度分布。

目前本計畫已經完成模式校正工作,模擬地區每年抽水量為5.55億噸,每年平均定水頭邊界流入量約1.7億噸,但並非定值,第一年定水頭邊界流入量約1.02億噸,第十年定水頭邊界流入量約1.47億噸,第二十年定水頭邊界流入量約1.95億噸,第三十年定水頭邊界流入量約2.35億噸。觀測及模擬地下水位校正之相關性如圖3-5-4所示,觀測及模擬氯離子濃度校正之相關性如圖3-5-5所示,觀測及模擬地下水位等位線比較如圖3-5-6所示,觀測及模擬氯離子濃度如圖3-5-7所示,觀測誤差還在可以接受之範圍內。

3-5-4   模式校正模擬水位與觀測水位之散佈圖

3-5-5   模式校正模擬氯離子濃度與觀測氯離子濃度之散佈圖


 

 

(a)含水層一

 

(b)含水層二

(c)含水層三

 

 

 

 

3-5-6   模式校正模擬水位與觀測水位等位圖

 

 

 

 

 

(a)含水層一

 

(b)含水層二

 

(c)含水層三

 

 

 

 

3-5-7  模式校正模擬氯離子濃度與觀測氯離子濃度等位圖

 

3-6  人工補注對於水位及氯鹽影響

本計畫將已建立之模式進行屏東平原沿海地區淺層含水層(含水層一及二)各觀測井分區人工補注,以模擬地下水位上升及氯鹽濃度變化曲線,探討未來若減少抽水量,對於淺層含水層氯鹽濃度稀釋與阻斷海水繼續入侵之關係,以評估各項含水層鹽化復育之策略。

模式模擬方法為維持模式校正時期之抽水量(抽水量改變0%),及依次減少模式校正時期之抽水量20%40%60%80%100%,以模式校正時期後之水位與氯鹽濃度,接著模擬人工補注30年後各觀測井之水位與氯鹽濃度變化,目前水利署在模擬區域所建置觀測井包括在含水層一之崎峰()、東港()、港東()、新園()、林園()等五口觀測井,在含水層二之崎峰()、大潭()、東港()等三口觀測井(3-6-1)

3-6-2為人工補注30年後各觀測井之水位變化,人工補注對於大部分觀測井地下水水位回升十分顯著,但是若不對於抽水量進行必要限制或增加地下水補注,大部分地區地下水水位將持續下降,其中以東港() 、東港()、港東()、新園()、林園()、崎峰()、大潭()觀測井水位下降最為明顯。圖3-6-3為人工補注30年後各觀測井之氯鹽濃度變化,由模擬結果顯示增加地下水補注或減少地下水抽用量,除港東()觀測井外,將減少含水層內氯鹽濃度,但氯鹽濃度減少幅度並不大,含水層二之東港()及大潭()觀測井氯鹽濃度減少幅度最小。

 

3-6-1   模擬區域建置觀測井

a)崎峰()

b)東港()

c)港東()

 

 

3-6-2   模擬人工補注30年後各觀測井之水位變化

d)新園()

e)林園()

f)崎峰()

 

 

 

3-6-2  模擬人工補注30年後各觀測井之水位變化 ()


g)大潭()

h)東港()

 

 

 

3-6-2  模擬人工補注30年後各觀測井之水位變化(續)


a)崎峰()

b)東港()

c)港東()

 

3-6-3   模擬人工補注30年後各觀測井之氯鹽濃度變化

d)新園()

e)林園()

f)崎峰()

3-6-3  模擬人工補注30年後各觀測井之氯鹽濃度變化(續)


g)大潭()

h)東港()

 

3-6-3  模擬人工補注30年後各觀測井之氯鹽濃度變化(續)


3-7  力力溪集水廊道補注對於水位及氯鹽影響

本計畫針對力力溪集水廊道對於屏東平原沿海地區地下水補注效果將進行評估,但該地區超過本計畫FEMWATER模式模擬範圍,且該地區並無海水入侵情況,因此將利用MODFLOW模式進行大區域評估與模擬,以了解這該地區增加地下水補注,對於屏東平原沿海地區地下水位上升之影響,藉由3-6節已建立人工補注對於水位回升與氯鹽濃度變化曲線,進而評估淺層含水層鹽化復育效果。

有關利用力力溪集水廊道補注地下水之策略,乃緣起於台灣糖業公司為灌溉林邊溪上游力力溪沖積扇之大響營、昌隆及太源等三農場,於民國39年起取用力力溪上游建置之力力溪集水廊道豐沛之伏流水(李友平、李昭順,2004)(根據台糖公司南州糖廠力力溪集水廊道伏流水84~92年流量,該集水廊道於豐水期之平均日出水量高達4.5萬噸,於枯水期之平均日出水量亦有2.2萬噸)。另台糖公司為利灌溉,於大響營、昌隆及太源等三農場亦鑽鑿15口地下水水井。而台糖公司於近年來為配合產業轉型,該三農場均已不再種植甘蔗而無灌溉行為,前揭水利設施均閒置不用,力力溪集水廊道豐沛之伏流水均流入大海,至為可惜。因此本計畫擬以台糖公司力力溪集水廊道及15口地下水井,運用豐沛之伏流水以人工補注法補注地下水,紓緩屏東平原沿海地區地下水層鹹化問題。

本計畫利用MODFLOW模式進行屏東平原全區域地下水模擬,模式邊界條件將採用中央地質調查所(2002)建議之邊界條件(3-7-1)

(1)北側和東側以旗山、美濃、泰山、大響及枋山沿線平原和山區交接處為邊界,邊界外緊接輕度變質或未變質之中新世地層,屬於不透水之零流邊界(No-flow boundary)

(2)西側中洲、溪埔、永芳至昭明附近,則以嶺口礫岩層底部,大社層頂部為界線,因大社層以厚層泥岩為組成,故此部分之邊界亦屬零流邊界。鳳山丘陵南段石灰岩分布區則此鳳山背斜軸為邊界,假設背斜軸為地下水分水線(Groundwater divide),故屬於零流邊界。

(3)南側邊界因深藏於海中,含水層均直接輿海水相連通,因此沿海溝為定水頭邊界(Constant head boundary)

(4)位於邊界上有數個重要之地下水側向流入點,包括荖濃溪、隘寮溪、來社溪、力力溪、士文溪及楠梓仙溪等與邊界之交會點,邊界線外河床中之地下水直接通過交會點注入含水層中,其水量相當可觀,是重要點源(Point source)。此外,海溝逼近東港溪和高屏溪口,在地下水超抽後,海水由此直接侵入陸域之含水層中,定重要之側向流入區。

模式模擬民國58年至88年這三十年間,屏東平原地下水水位變化,並分區校正抽水量,模式經過抽水量校正過程,可應用於力力溪集水廊道地下水補注評估。本計畫在力力溪上游大響營台糖農場一帶布置一個位於含水層一之補注區(4個格網面積),如圖3-7-2,每日總共補注3.4萬噸(豐水期與枯水期之平均值),力力溪集水廊道地下水補注模式模擬30年,計算未進行地下水補注與進行地下水補注在崎峰()、東港()、港東()、新園()、林園()、崎峰()、大潭()、東港()等觀測井水位差值。計算結果如表3-7-1所示,力力溪集水廊道地下水補注30年對於沿海地區地下水水位可以上升0.291公尺(林園())1.111公尺(大潭()),補注造成水位上升效果與距離成反比。根據李友平、李昭順(2004)評估力力溪集水廊道地下水補注30年對於沿海地區地下水水位可以上升2公尺,推測應為林邊溪以東地區,本計畫評估地區為林邊溪以西地區,距離較遠,因此地下水水位上升較少。力力溪集水廊道地下水補注30年對於沿海地區氯鹽濃度可以減少414 ppm崎峰())至0 ppm大潭()),整體而言,能夠減少之氯鹽濃度不多,減少氯鹽濃度比例最高為35%新園()),且靠近內陸及海水入侵邊界之觀測井,如新園()、林園()、港東(),減少氯鹽濃度比例較高,因此力力溪集水廊道地下水補注對於目前海水入侵繼續惡化與面積擴大之防制有一定效果。

 


 

 

3-7-1  力力溪集水廊道補注30年對於沿海地區觀測井地下水水位上升及氯鹽濃度減少之模擬情況

 

觀測井

上升水位(m)

對應減少抽水量比例

減少氯鹽濃度(1000 ppm)

減少氯鹽濃度比例

崎峰()

0.940

16%

0.020

0.2%

東港()

0.519

28%

0.158

1%

港東()

0.996

27%

0.027

18%

新園()

0.845

67%

0.221

35%

林園()

0.291

48%

0.120

28%

崎峰()

1.034

50%

0.414

8%

大潭()

1.111

210%

0.000

0%

東港()

0.637

110%

0.340

3%

 


 

 

3-7-1  屏東平原之模擬邊界


 

 

3-7-2   MODFLOW模式模擬格網

3-8  結論

一、由於屏東平原之水資源利用係以地表河川水及地下水為主,主要河川有高屏溪、東港溪及林邊溪,其中高屏溪為台灣地區第一大河川,年逕流量高達85億立方公尺,為台灣南部最重要水源區。屏東平原降雨豐沛,每年約有2,400公厘雨量,原本可提供高屏地區充足水源,但降雨時空分布不均、河川遭受污染、又缺乏水庫調配,使得該地區水資源管理面臨許多困難。

二、屏東平原沿海地區阻水層因受溺谷(海溝)影響,於東港溪口及高屏溪口附近形成缺口,含水層出露於海床,致使各含水層局部與海水直接連通。因超抽地下水,沿海各含水層之水位普遍低於海平面,林邊溪以北各含水層均有局部之海水入侵,海水以溺谷為中心,往北往西向陸地侵入達7.5公里以上,水質由入侵前之淡水惡化為半鹽水或鹽水,林邊溪以南海水入侵之現象則不明顯。屏東平原海水入侵已相當嚴重,值得深入探討並研擬防制對策,俾地下水資源得以永續利用。

三、由於以往地下水流及傳輸模式大多偏向以二維方式探討,其效果較差。本計畫是以FEMWATER三維數值模式結合GMS輸入的網格及參數,建立屏東平原沿海地區地下水流及傳輸模式,模擬水位及氯離子濃度分布,顯現出實際的狀況,可供研究屏東平原沿海地區地下水水質鹽化程度的模擬與預測之參考。

四、本計畫對於模式的校正,係58年至88年共30年作為模式校正期間,比較模擬與觀測水位及模擬與觀測氯離子濃度,若模擬水位與觀測資料不符,先反向調整抽水量與補注量,而模擬氯離子濃度與觀測資料不符,則調整延散度及由地表垂向入滲之氯離子濃度,以符合實際觀測資料,然而本計畫雖先依照傳輸尺度決定縱向延散度為20公尺,橫向延散度為2公尺,但是該係數可能分布區間,具有相當不確定性,所以在模式校正時,仍將延散度在合理範圍之內,進行適當調整。

 

 

本計畫將已建立之模式進行屏東平原沿海地區淺層含水層各觀測井分區人工補注,以模擬地下水位上升及氯鹽濃度變化曲線,探討未來若減少抽水量或增加補注量,對於淺層含水層氯鹽濃度稀釋與阻斷海水繼續入侵之關係,以提供後續鹽化復育策略之評估。

六、使力力溪集水廊道伏流水補注屏東平原地下水30年,將可使沿海地區地下水水位上升0.291公尺至1.111公尺,由本計畫評估結果顯示,雖對於目前淺層含水層海水入侵最為嚴重地區改善之效果有限,但在靠近內陸及海水入侵邊界之觀測井,明顯減少氯鹽濃度比例,因此力力溪集水廊道地下水補注對於目前海水入侵繼續惡化與面積擴大之防制有一定效果。

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