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(一)地質背景 美濃地區位於西部麓山帶南段，屬荖濃溪水系，此區域之地層與區域性地 質構造大致呈北北東—南南西走向，主要活動斷層線由東向西依序為潮州斷 層、旗山斷層、左鎮斷層、小崗山斷層(圖8)，其他構造由東至西包含內英斷層、 石坑斷層、木柵斷層(平溪斷層)、內門向斜、龍船背斜、龍船斷層、關廟向斜(圖 9、圖10)，然而由震源機制解和餘震分布所推論的發震斷層走向接近東西走向， 和震央鄰近區域已知的構造並無一致性，推測為深部構造尚未發育至地表。 雖然此次地震的發震構造未延伸至地表，但地震波的傳遞和地表變形分布 仍和近地表的構造及地層分布相關；震央鄰近地區的主要地層為中新世至更新 世的沉積物，由東向西分別為長枝坑層、糖恩山砂岩、隘寮腳層、鹽水坑層、 古亭坑層、二重溪層及崎頂層。 圖 8、震央鄰近區域地質圖(改繪自經濟部中央地質調查所 2 萬五千分之一地質圖)。 154 圖 9、震央鄰近斷層分布圖。紅色線為活動斷層，黑色線為區域斷層(資料來源： 經濟部中央地質調查所) 圖 10、震央區域地質剖面，剖面位置為圖 8 中 AA’(改繪自經濟部中央地質調查所 2 萬五千分之一地質圖)。 (二) 野外調查 美濃地震的地震斷層在地表並無出露，但在臺南區域有房屋倒塌、土壤液 化等災情傳出，本團隊於地震發生後，至臺南、高雄地區進行野外調查，雖無 觀察到與發震斷層相關的地表破裂，但於臺南一帶有觀察因地震搖晃所造成的 地表破裂及房屋倒塌的情形，其位置分布如圖11所示，於野外所觀察到的地表 破裂及房屋倒塌包括東勢埔橋、新化區中山路、縣道182等，這些地表的破壞情 形主要為地震搖晃所造成，並非發震斷層發育至地表。本團隊亦於震後觀察震 央鄰近區域的活動斷層，旗山斷層和龍船斷層在震後並未有觸發的跡象。155 圖 11、本團隊於地震後一日至臺南地區觀察到的地表破裂位置。(底圖為 Google Earth 資料) (三) 雷達差分干涉 為了觀察美濃地震所造成的地表同震變形，本團隊使用歐洲太空總署(ESA) 所發射的Sentinal-1衛星的雷達影像進行差分干涉分析，其雷達影像的波段為 C-band，波長約為5.5公分，空間解析度為20公尺，本次分析使用地震前、後的 影像分別為2月2日及2月14日的升軌(Ascending)影像，透過歐洲太空總署所提供 的Sentinel Toolboxes軟體進行將兩張影像進行差分干涉分析，其結果如圖12所 示，在震央西側的臺南地區可以觀察到明顯的同心干涉環。這些干涉環顯示， 最大變形並非發生在震央區域，而是發生震央以西的臺南市龍崎區（同心環的 中心部分），圖中每一圈干涉環代表2.75公分的距離變化，經由計算干涉環的數 目，可以推估出地震前後該區的相對衛星方向(LOS)的地表位移量，最大可達 13.75公分。地表變形量的分布和所推論的東西向斷層面並無相關，故本團隊將 干涉結果與地質構造相比較，發現同震變形量較大的區塊位於龍船斷層以西的 古亭坑層、二重溪層和崎頂層內(圖8、圖10)，這些地層以細顆粒沉積物為主， 推測地表變形應受控於地質材料，推測受到此區域的地質背景影響，於震波傳 遞時，有向上抬升的趨勢。從干涉圖可以觀察到，除了龍崎區的地表抬升外， 尚有一些局部性的干涉環分布在關廟區、新化區及永康區，而這些干涉環反映 局部的地表變形行為，推測為土壤液化所致，亦是造成房屋倒塌、傾斜的主要 原因(圖13)。156 圖 12、美濃地震的雷達差分干涉結果，所使用的影像為 2 月 2 日及 2 月 14 日的 Sentinel-1 衛星影像(Ascending)。其干涉環為衛星方向的同震變形量，一條 干涉環為半個波長的距離變化，Sentinel-1 衛星影像的波長為 5.5 公分，一 條干涉環則為 2.75 公分。157 圖 13、美濃地震的雷達差分干涉結果和房屋倒塌位置關係圖。 (五) 地震事件比較 美濃地震的震央位置和震源機制解與2010年3月4日的甲仙地震與2012年2 月26日的霧臺地震相似；這三起地震的深度相近，震央相距不遠，且主破裂面 的形態十分類似，藉由分析三起地震的關聯性，探討它們是否擁有相同的發震 原因。 美濃及先前發生的幾個地震不是發生在北北東走向的斷層上，圖14中的震 源機制解（利用地震波所解算，能反應地下的發震構造）顯示它們的主破裂面 呈西北西走向，說明這些地震是沿菲律賓海板塊擠壓的方向發育的。此外，除 了逆衝運動外，這三起地震及它們的主要餘震都有明顯的橫移運動，也就是類 似撕裂(tear)的行為，說明這些發震斷層可能為撕裂斷層(tear fault)。 從臺灣西部平原往東進入山區，一開始接觸的麓山帶下方的構造以逆衝斷 層為主，因此又稱為褶皺逆衝帶。隨著板塊的擠壓，山會不斷地慢慢地往前衝。 麓山帶一路向南延伸到旗山附近，以南則尖滅消失。這是因為在旗山以南擠壓 程度不夠，山還沒有開始往前衝。而南北逆衝速度的差異，造成地殼被橫向撕 裂，且因受到造山作用擠壓，加上南端有開放的空間，造成地殼往南方逃脫， 為了要調整造山運動的南北差異，這些非和造山帶平行的地震，就在褶皺逆衝 帶的最南端，因應而生。 本團隊於甲仙地震和霧臺地震發生後，至震央鄰近區域進行地質調查。2010 年的甲仙地震和2012年的霧臺地震，震源機制解及餘震分佈都指向另一西北東158 南走向東北傾斜的低角度逆衝斷層，較有可能為此地震的活動斷層(圖14)。這些 非典型地震的主要發震構造應該是一系列呈西北西走向具有左移分量向南逆衝 的斷層，然而它的深度太深，破裂面沒有到達地表，我們無法在野外直接觀察 到它，但藉由這三起地震事件，及地表變形紀錄，甚至野外及地下地質資料都 顯示此區存在許多活躍的西北東南向構造，值得持續關注。 圖 14、臺灣西南部地形圖。甲仙地震、霧臺地震及美濃地震，分別以綠、黃、紅 色標示其主震及餘震震央(資料來源中央氣象局)。甲仙地震及霧臺地震之震 央已經過重新定位，板塊擠壓方向為蘭嶼相對澎湖之縮短方向，斷層線位 置根據中央地質調查所報告159 4.2 期末成果 於下半年度未發生伴隨地表變形之地震，研究方向改以狀況一為主，將針對 高潛感斷層進行分析。臺灣東部於本年度在花蓮、臺東地區發生多起規模大於3.0 之地震(圖15，資料來源:臺灣寬頻地震網(BATS)於2016年規模大於3之地震)，本研 究亦持續至臺灣東部(北中段地區)進行野外調查，希望可藉由地表斷層活動特性推 測應力分布情形，其初步成果如下。 圖15、臺灣東部於2016年1月~10月間的震源機制解分布圖(規模>3.0)。(資料來源: 臺灣寬頻地震網) 160 本研究於下半年度至花蓮地區進行野外調查，針對中央山脈東翼北中段的斷 層進行調查，所觀測的斷層位置如圖16中的點1~12所示，由北至南分別位於木瓜 溪的銅門地區(編號1、2)、壽豐溪口(編號3)、萬里溪的萬榮林道(編號4)、豐坪溪(編 號5~7)及八通關古道(編號8~12)，其量測結果分別如後所述。 圖16、野外量測點位分布圖。紅色三角形為斷層量測位置，黃色圓形為褶皺量測 位置。161 (一)銅門地區 本次野外於銅門地區觀察到兩個斷層露頭，露頭1以厚層砂岩層為主(圖16 中編號1)，但因受到斷層活動影響而造成岩層不連續，斷層整體的位態為027, 70E，於斷層面上可觀察到擦痕，指示斷層活動為正斷層，根據斷層擦痕反演結 果顯示其受到東-西向的張應力影響(圖17)。露頭2位於銅門一號隧道口南側，以 薄層砂岩為主，斷層截穿砂岩層形成明顯的不連續帶，斷層位態為135, 26W。 根據斷層上盤處的岩層位態改變形式，推測該斷層應有兩期的運動形式，第一 期為逆衝運動，使岩層產生向東伸向的撓曲，第二期為正斷層滑移，使岩層又 產生一次向西伸向的褶皺，於斷層剪動處亦可觀察到兩層新鮮的斷層泥，上層 為褐色泥質，約5公分厚，下層斷層泥已風化成白色的黏土礦物，約5公分厚， 更證實該斷層有兩次的活動紀錄，根據所量測到的第二期斷層擦痕進行應力反 演，結果顯示其受到東-西向的張應力影響(圖18)。 (二)壽豐溪口 於壽豐溪口的露頭3可觀察到破碎的砂岩層，其間有一條剪動較劇烈破碎帶 即為斷層帶，位態為092, 22N，根據斷層內的擦痕資料顯示，該斷層的運動性質 為帶有右移運動的正斷層。擦痕應力反演的結果顯示其受到近東-西向的張應力 影響(圖19)。 (三)萬榮林道 於萬榮林道口可觀察一大型的斷層系統(露頭4)，斷層截穿厚層的砂岩，其 位態為090, 41S，根據斷層內的擦痕資料顯示，該斷層的運動性質為帶有正斷 層。擦痕應力反演的結果顯示其受到近東-西向的張應力影響(圖20)。 (四)豐坪溪 於豐坪溪，則可觀察一系列的斷層系統，分別由露頭5~露頭7；於露頭5處， 可觀察厚砂岩層被斷層截穿，斷層位態為144, 40W，根據斷層內的擦痕資料顯 示，該斷層的運動性質為左移運動，擦痕應力反演的結果顯示其受到近東-西向 的壓應力影響(圖21)。露頭7的砂岩層受到斷層影響而不連續，斷層整體的位態 為102, 59N，斷層內夾有約5公分厚的斷層泥，並根據斷層內的擦痕資料顯示， 該斷層有兩期運動方向，第一期為逆衝運動，擦痕方向為102, 59N, 70E，第二期 為逆衝帶右移運動，擦痕方向為102, 66N, 43E。應力反演的結果顯示第一期運動 是受到北北東-南南西向的壓應力影響，第二期運動是受到東北東-西北西方向的 壓應力影響(圖22)。162 圖17、銅門野外露頭，其位於圖16中編號1。(a)斷層中視尺度照片，可觀察厚層砂 岩受到斷層影響而有不連續，斷層整體的位態為027, 70E。(b)根據斷層內的 擦痕資料顯示，該斷層的運動性質為正斷層。(c)應力反演的結果顯示其受 到東-西向的張應力影響。163 圖18、銅門一號隧道口的野外露頭，其位於圖16中編號2。(a)斷層中視尺度照片， 於隧道旁裸露的岩層內可觀察到明顯的破裂帶，斷層整體的位態為135, 26W。(b)根據斷層上盤處的岩層位態改變形式，推測該斷層有兩期的運動 形式，第一期為逆衝運動，第二期為正斷層滑移。(c)於斷層剪動處有兩層 新鮮的斷層泥，上層為褐色泥質，約5公分厚，下層斷層泥已風化成白色的 黏土礦物，約5公分厚。(d)根據應力反演的結果顯示其受到東-西向的張應力 影響。164 圖19、壽豐溪口露頭，其位於圖16中編號3。(a)斷層中視尺度照片，可觀察砂岩受 到斷層影響較為破碎，斷層整體的位態為092, 22N。(b)近距離觀測斷層可發 現有約5公分厚的斷層泥。(c)根據斷層內的擦痕資料顯示，該斷層的運動性 質為帶有右移運動的正斷層。(d)應力反演的結果顯示其受到近東-西向的張 應力影響。165 圖20、萬榮林道口的露頭，其位於圖16中編號4。(a)斷層中視尺度照片，可觀察厚 層砂岩受到斷層影響而不連續，斷層整體的位態為090, 41S。(b)根據斷層內 的擦痕資料顯示，該斷層的運動性質為正斷層。(c)應力反演的結果顯示其 受到近西北-東南向的張應力影響。166 圖21、豐坪溪的露頭5，其位於圖16中編號5。(a)斷層中視尺度照片，可觀察厚層 砂岩受到斷層影響而不連續，斷層整體的位態為144, 40W。(b)根據斷層內 的擦痕資料顯示，該斷層為左移運動。(c)應力反演的結果顯示其受到南-北 向的張應力和東-西向的壓應力影響。167 圖22、豐坪溪的露頭7，其位於圖16中編號7。(a)斷層中視尺度照片，斷層位置位 於右側的露頭。(b) 斷層中視尺度照片，可觀察厚層砂岩受到斷層影響而不 連續，斷層整體的位態為102, 59N。(c)近觀斷層面可發現有約5公分厚的斷 層泥，並根據斷層內的擦痕資料顯示，該斷層有兩期運動方向，第一期為逆 衝運動，擦痕方向為102, 59N, 70E，第二期為逆衝帶右移運動，擦痕方向為 102, 66N, 43E。(d)應力反演的結果顯示第一期運動是受到北北東-南南西向 的壓應力影響，第二期運動是受到東北東-西北西方向的壓應力影響。168 (五) 八通關古道(拉庫拉庫溪) 於八通關古道的露頭9，可觀察厚層砂岩受到斷層影響而不連續，斷層帶夾 有斷層泥和斷層角礫岩，其位態為115, 57S。根據斷層內的擦痕資料顯示，該斷 層的運動性質為逆斷層，根據斷層擦痕的應力反演結果顯示其受到近北北東-南 南西向的壓應力影響(圖23)。於露頭10，透過岩層位態改變，發現在不連續處有 斷層活動的痕跡，斷層位態為098, 44N，根據斷層內的擦痕資料顯示，該斷層的 運動性質為逆斷層，應力反演的結果顯示其受到近東北-西南向的壓應力影響(圖 24)。 沿著八通關古道進行調查，除了露頭8~10的斷層面外，尚有兩處大型的褶 皺變形帶，分別位於圖16中的露頭11和露頭12。露頭11位於八通關古道(臺30縣 道)3.1公里處，褶皺變形帶可向北延伸約80公尺，露頭高度約10公尺，岩層經塑 性變形呈現褶曲，軸面位態約為168, 44E(圖24)。露頭12鄰進縣道臺30的入口處， 岩層經強烈的塑性變形作用而呈現褶曲，並有斷層截切褶皺構造；此露頭的褶 皺帶於水平方向並不連續，向東亦有數個小型褶皺帶，其間以斷層為區隔，岩 層更顯得破碎，整體露頭應為一大型剪切帶(圖26)，兩處褶皺變形帶的軸面傾斜 角度皆緩，顯示受到垂直向的壓應力影響，應該為快速抬升所致。 圖23、八通關古道露頭9，其位於圖16中編號9。(a)斷層中視尺度照片，可觀察厚 層砂岩受到斷層影響而不連續，斷層帶夾有斷層泥和斷層角礫岩，其位態為 115, 57S。(b)根據斷層內的擦痕資料顯示，該斷層的運動性質為逆斷層。(c) 應力反演的結果顯示其受到近北北東-南南西向的壓應力影響。169 圖24、八通關古道露頭10，其位於圖16中編號10。(a)斷層中視尺度照片，可觀察 岩層位態受到斷層影響而不連續，其位態為098, 44N。(b)根據斷層內的擦痕 資料顯示，該斷層的運動性質為逆斷層。(c)應力反演的結果顯示其受到近 東北-西南向的壓應力影響。 圖25、八通關古道的褶皺變形露頭，位於圖16中編號11。該褶皺露頭軸面位態約 為168, 44E。170 圖26、八通關古道口的褶皺變形露頭，位於圖16中編號12。該褶皺露頭軸面位態 約為074, 16S，照片右側砂岩層破裂處有斷層截穿，其位態為027, 69W。171 彙整中央山脈東翼北段的野外斷層力學分析，其應力分布結果如圖27所示， 共10個量測點，並根據量測資料繪製此區域的之應力分布狀況(圖28紅色虛線框內 結果)，露頭點1~4主要受到張應力作用，故以張應力的方向(白色線段)呈現於應力 分布圖，其張應力位態由近東-西方向(露頭1~3)，往南逐漸轉成西北-東南向(露頭 4)；而露頭5~10主要受到壓應力作用影響，於應力分布圖上以壓應力的方向(黃色 及橙色線段)呈現，由露頭7所觀察的兩期應力方向可以推測早期的應力作用應為北 北東-南南西方向，但於後期應力方向轉為西北西-東南東方向的壓應力，故於八通 關古道(露頭8~10)則以北北東-南南西走向的壓應力為主，反映早期的應力作用方 向(橙色線段)，而豐坪溪的資料(露頭5、6、7-2)顯示岩層受到西北西-東南東方向 的壓應力影響，則反映後期的壓應力作用方向(黃色線段)。 綜合前年於中央山脈東翼南段的野外資料及今年度的應力資料結果(圖28)，中 央山脈斷層的應力分布狀態也可分為三段，北段以瑞穗為界，南段則以新武呂溪 為界，其分段與地形特徵一致。北段受到西北西-東南東方向的拉張應力作用，中 段以西北西-東南東的壓應力為主，南段的東緣以南-北向的張應力為主，於新武呂 溪則以東-西向張應力為主。 許等人(2009)利用1999年7月~2001年7月間的地震活動分佈和震源機制解推算 臺灣地區應力軸分布情形(圖29)，其結果顯示在中央山脈東翼北段的最大主應力軸 (σ1)位於垂直方向，而最小主壓應力(σ3)為西北西-東南東走向，與本研究的量測結 果(露頭1~4)一致，北段受到西北西-東南東方向的拉張應力作用影響；於中央山脈 東翼中段，由地震資料所推得的最大主壓應力位於垂直方向，而第二主壓應力為 東南東-西北西方向，此壓應力亦為水平方向的最大壓應力，最小主壓應力則為北 北東-南南西方向，且其計算求得Φ值約為0.23，意為第二主壓應力和第三主壓應力 大小接近(圖30；Hsu et al., 2009)，推測其兩者曾經互換方向，此結果與本研究於 中段(露頭5-9)所得早期受到北北東-南南西方向的壓應力影響，後期轉為西北西- 東南東方向的壓應力之情形相符，且根據地表地形特徵(shyu et al., 2006)亦可推論 中段區域受到西北西-東南東方向的壓應力影響。於中央山脈東翼南段，根據利用 初動的P波所反演的應力張量顯示，此區域的最小主壓應力為北北東-南南西方向， 且Φ值接近1，此應力場結果造成此區域會發育正斷層系統(圖30；Hsu et al., 2009)， 與本研究調查結果相符。 本年度的增加了中央山脈東翼北段與中段的地質調查，整體的野外結果可以 提供更多的應力場分布資訊，配合先前的野外調查、地形特徵與地震資訊，更能 支持我們之前提出的中央山脈斷層模型(圖31)，說明中央山脈斷層在深部為傾角向 西的高角度逆斷層系統，但於接近地表時翻轉(rollback)成正斷層系統，且中央山 脈斷層從北到南主要可分為三段。172 圖 27、中央山脈東翼北中段之應力測量結果。紅色三角形為野外量測位置。173 圖28、中央山脈東翼之應力分布狀況（綜合2014年及2015年的野外調查成果）。 此乃根據斷層擦痕應力反演結果所繪，虛線紅框內為本年度野外調查成 果，白色線段為張應力的走向，橙色線段為早期壓應力的主要方向，黃色 線段為後期壓應力的主要方向。174 圖29、根據地震活動分佈和震源機制解(1999.7~2001.7)所推斷應力軸分布情形。 (Hsu et al., 2009) 圖30、(A)根據地震所測得初動P波進行應力張量反演之結果，並將三個主應力軸 進行等面積下半球投影至平面。(B)根據應力張量反演結果計算軸差應力 比，Φ=(σ2-σ3)/( σ1-σ3) (Hsu et al., 2009)。175 圖31、中央山脈東翼的地體構造模型。 伍、結論與建議 期中成果 美濃地區於2016年2月6日發生規模6.4之地震，震源深度達16.7公里，於地表 未發現地表變形及破裂，本團隊震後至震央鄰近區域進行地質調查，並利用 Sentinel-1衛星影像進行雷達差分干涉分析，初步成果如下。 1. 旗山斷層與龍船斷層於此次地震無滑動跡象。 2. 此次地震造成的地表裂隙應為搖晃及邊坡滑動造成，與發震斷層無關。 3. 根據震源機制解與餘震分布位置，推測此發震斷層應為東西走向，向北傾 斜帶有左移滑動分量的逆斷層系統。 4. 雷達差分干涉的分析結果顯示在臺南市龍崎區有最大的地表位移量，約 13.75 公分(LOS 方向)，推測受到此區域的地質背景影響，於震波傳遞時， 有向上抬升的趨勢。 5. 經由局部性干涉環的分布，可對應致房屋倒塌的區域，推測此現象應為局 部土壤液化所產生之地表變形。 6. 美濃地震與甲仙地震、霧臺地震的發震斷層相似，為非與造山帶平行的斷 層系統，透過資料分析及野外調查顯示此區存在許多活躍的西北-東南向構 造，值得持續關注。176 期末成果 於下半年度因未發生伴隨地表變形之地震，研究方向改以狀況一為主，本團 隊持續針對中央山脈東翼進行野外調查，延續2014年及2015年的研究成果，其調 查成果如下： 1. 根據應力分布結果可將中央山脈斷層分為三段，北段以紅葉溪(瑞穗)為界，南 段則以新武呂溪(池上)為界，此結果與三角崖切面的地形特徵以及地震活動度 的分段一致。 2. 北段受到西北西-東南東方向的拉應力作用，中段以西北西-東南東向的壓應力 為主，南段的東緣以南-北向的張應力為主，於新武呂溪則以東-西向張應力為 主。 3. 綜合 2014-2016 年的調查成果，可以更加支持中央山脈斷層在深部為傾角向西 的高角度逆斷層系統，但於接近地表時翻轉(rollback)成正斷層系統，且中央山 脈斷層從北到南主要可分為三段的地體構造模型。 陸、參考文獻 林啟文、張徽正、盧詩丁、石同生、黃文正（2000）：臺灣活動斷層概論第二版。 五十萬分之一臺灣活動斷層分布圖說明書。經濟部中央地質調查所特刊，13， 79-80。 林朝棨 (1957)：臺灣地形，臺灣地形，臺灣省通志稿卷一(土地志，地理篇，第一 冊)，臺灣省文獻委員會出版，共 424 頁。 何春蓀 (1986) 臺灣地質概論—臺灣地質圖說明書，第二版，經濟部中央地質調查 所，共 164 頁。 Angelier, J., E. 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Institute of Earth Sciences, Academia Sinica, Taiwan (1996): Broadband Array in Taiwan for Seismology. Institute of Earth Sciences, Academia Sinica, Taiwan. Other/Seismic Network. doi:10.7914/SN/TW . 178 179 臺灣地區 105 年中大型與火山地震震源資訊之快速彙 整與提供 子計畫二 地震震源滑移量分佈之即時逆推(3/3) 趙里 中央研究院地球科學研究所 呂珮玲 何美儀 賴姿心 中央氣象局地震測報中心 摘要 臺灣位在環太平洋地震帶上，東南部沿岸地區是菲律賓板塊與歐亞板塊的踫 撞帶，東部與南部海外又有兩個隱沒帶存在，整個區域地震活動頻繁，災害性地 震也經常發生。因此，防震減災是必須持續加強的研究課題。地震發生以後迅速 獲得完整的地震資訊，包括地震的位置，規模和震源機制，破裂面的判定，甚至 震源滑移量的時空分佈，可以為研究地震構造和地震防救災反應提供重要的指 標，也能滿足社會大眾及新聞媒體的需求。過去幾年在中央氣象局支助下我們已 經建立了近即時自動確定震源機制以及中大規模地震實際破裂面及有限源平均破 裂模型的系統。本計畫的目的是在此基礎上建立在三維速度模型中即時逆推中大 規模地震震源滑移量時空分佈的系統。這些詳細的震源資訊可以為震後迅速研判 地震發展趨勢，震害分佈的評估和救災應急反應提供可靠的科學依據。180 Abstract Taiwan is situated in the western portion of the circum-Pacific seismic belt. The collision between Eurasian and Philippine Sea plates in the east coastal region and the two subduction zones off the east and south coasts lead to frequent earthquakes, some of them causing significant damages to the society. Therefore, earthquake hazard mitigation has always been an important task for the Earth science community. After the occurrence of large earthquakes, rapid report of earthquake information, including the earthquake location, magnitude, focal mechanism, the fault-plane orientation, and the spatial-temporal slip distribution, etc., is crucial not only for the seismotectonic studies but also for disaster relief and for the demands of the society and news organizations for information dissemination. In the past few years, with the support of the Central Weather Bureau, we have established an automatic system for near real-time determinations of focal mechanism solutions of point sources, the identification of actual rupture planes and average finite rupture models. In the current project we will develop the capability of real-time automatic inversions of source slip distributions for moderate and large earthquakes in three-dimensional structural model. These more accurate and detailed earthquake information will be helpful for quick assessment of hazard distribution and seismic potential, and for disaster relief deployment immediately after damaging earthquakes. 壹、前言 臺灣本島以及周邊近海海域地震活動頻繁，每年均有上百個有感地震發生。 在地震學研究以及震後的應急與地震危險性分析中，震源機制與震源過程的描述 是一項重要的資訊，它們可以幫助我們了解地震發生的過程、應力場的特徵與變 化，以及可能引起地震的構造環境。在過去幾年裡，在氣象局的支助下我們已經 建立了一個基於 Zhu & Helmberger (1996)和 Zhu & Ben-Zion (2013)的 gCAP 方法, 用地震波波形來自動、迅速確定震源機制解的系統，使得在臺灣本島及近海有感 地震發生後，能夠在幾分鐘内給出可靠的震源機制解。在此基礎上，我們還發展 了在三維速度模型中自動確定中大規模地震實際破裂面及有限源平均破裂模型的 方法，建立了在臺灣中大規模（規模 5.5 以上）地震發生以後迅速確定震源平均破 裂模型並判斷實際發震面的能力(Hsieh et. al., 2014)。 本計畫將在此基礎上建立在三維速度模型中即時逆推中大規模（規模 6.0 以 上）地震震源滑移量時空分佈的系統。在自動確定了準確的實際破裂面的基礎上， 我們將進一步建立一個在三維速度模型(Kuo-Chen et al., 2012)和真實地表地形中 自動即時逆推中大規模地震震源滑移量時空分佈的系統。目前地震震源滑移量時 空分佈在一維速度模型中的逆推方法已經發展成熟(Kikuchi & Kanamori, 1982; Hartzell & Heaton, 1983; Graves & Wald, 2001; Ji et al., 2002a,b; 2003)，本研 究之目 的是將該逆推方法推廣到三維模型中，在保證逆推結果的精確可靠性前提下，提 高計算效率，使整個過程達到近即時、自動的效果。最後，在得到震源滑移量時 空分佈以後，計算地震引起的強地面運動，得到地面運動的 PGA 和 PGV 分佈圖。181 貳、地震有限震源滑移量分佈逆推：方法概述 本研究使用 Ji et al. (2002a,b; 2003)所提出的震源滑移量時空分佈的逆推方 法，該方法採用小波變換的方式對地震記錄中不同頻率的地震波訊號分別擬合， 並通過定義一個綜合、多尺度的誤差函數來更加合理地處理不同頻率的地震波波 形，使逆推結果對震源的滑移量在時間和空間上的解析度達到最佳。 在滑移量的時空參數化方面， Ji et al. (2002a,b; 2003)的做法採常用的將震源 斷層面沿走向與傾向分別劃分為 N 段與 M 段，即 N x M 個子斷層（見圖一），每 個子斷層(, ) 脉 刍 分別具有不同的錯動量 S脉刍 ,錯動角(rake) 脉刍 财 ，破裂速度 V 脉刍 ，以 及時間函數h t( ) 纥脉刍 ，因此在位于 x 処測站的位移可以用如下公式表示： 1 1 ( , ) [cos( ) ( , ) sin( ) ( , )] ( ), N M n nn u t S A X tV Y tV h t 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 刍 脉 贡财 财 冻 冻 x 冻 计 闭闭 纥 (1) 其中 A脉刍 與 脉刍 贡 分別為子斷層(, ) 脉 刍 的面積與剪切模量， (, ) X tV n 脉刍 脉刍 和 (, ) Y tV n 脉刍 脉刍 分別為子斷層(, ) 脉 刍 上沿斷層走向方向和沿與走向垂直方向的單位滑移量到 x 処 的 Green 函數。子斷層的震源時間函數是借助餘弦函數定義的一個非對稱歸一化 的光滑函數： 1 [1 cos( )], 0 1 ( ) ( ) [1 cos( )], 0, s s s s e t t t ht t t 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 钉 闪 闪 闪 钉 闪 闪 闪 闪 闪 闪 鸟 讣 仓昼 备 备 备 讣 冻 计 仓昼 卤 备 备 刚 备 麦 纥 (2) 此處 s 脉刍 闪 與 e 脉刍 闪 分別稱為滑移上升時間（start-phase time）與終止時間（end-phase time），因此子斷層的滑移持續時間為 s e 脉刍 脉刍 脉刍 闪 冻 计 闪 闪 。 182 圖一、有限震源滑移量逆推中斷層面的空間參數化。斷層面被劃分為 N x M 個子 斷層，震央位於子斷層(,) 脉 S S 刍 。任一子斷層(, ) 脉 刍 上的震源特徵由空間參 數S脉刍 和 脉刍 财 以及破裂速度V 脉刍 （子斷層破裂起始時間為t lV/ 脉刍 脉刍 脉刍 冻 ）來 描述（改自 Hsieh et al., 2016）。 Ji et al. (2002a,b; 2003)的方法中一個特別之処是將地震波形的時間序列進行 小波變換，來對不同階（頻率）的小波分量進行擬合，而不是直接去擬合時間域 裏面的波形。這種做法的優點是避免在波形擬合時高頻的訊號被能量較大的低頻 訊號所掩蓋，而使逆推結果失去對震源小尺度特徵的解析度。給定一位移時間序 列 u(t)，以小波马 l k, 做變換後的小波分量可以用其小波係數 l k, y 來表示： , , () () . lk lk y u t t dt 马 弃 讣弃 冻 凯 (3) Ji et al. (2002a,b; 2003)採用正交歸一化的Meyer-Yamada小波Yomogida (1994) 對記錄波形和理論波形分別進行小波變換，得到它們的小波係數 l k, o 與 l k, s ，然 後通 過擬合兩組小波係數的辦法來達到擬合時間域波形的目的。而在擬合小波係數 時，通過分別定義低頻與高頻小波係數的誤差函數 L e 與 He 來達到同時擬合低高頻 波形的目的： min min min 2 ,, ,, 1 1 | | ( ), Cl l lk k L l lk lk lk lk ll kk kk l l e W os os k k 冻冻 冻 顶 哟 冻 讣计 讣 顷 唤 鱼 乔 闭闭 闭 (4) 183 max min min min , , 1 2 2 , , 2 1.0 . l l l C k l lk lk k k H l k k l l lk lk kk kk o s e W o s 冻 冻 计 冻 冻 陈 勋 陆 丧 冻 讣 计 阴 单 闭 闭 闭 闭 (5) 從兩種定義可以看出，在波形擬合中低頻小波係數中考慮了它們的 L1 與 L2 模數（4 式），而高頻小波係數考慮的則是它們之間的相關性（5 式）。最終的綜合 誤差函數是兩個誤差函數的疊加 L H ee e 冻 计 。因此，這種方法中波形擬合的實現不 是在時間域中直接比對記錄與理論波形，也不是在頻率域中比對記錄與理論頻 譜，而是通過在小波域中比對小波係數。 圖二、有限震源滑移量逆推中子斷層震源時間函數，圖中顯示子斷層(, ) 脉 刍 上震源 滑移持 續時間為 2 秒（灰線）和 4 秒（黑線）的例子。（改自 Hsieh et al., 2016）。 参、地震有限震源滑移量分佈逆推實例 在今年度我們已經將震源滑移量分佈逆推程式安裝於氣象局地震中心作業主 機並對歷史地震的反演成功運作，圖三為該程式運行流程圖。本年度之工作重點 除了成功架設震源滑移量分佈逆推程式外，亦建立一套完整的震源滑移量系統。 每當中大型地震發生時，全球地震規模達 6.7 或臺灣地區發生規模 6.0 以上之地 震，將及時獲取波形資料及地震震源參數來做震源滑移量分佈的迅速逆推，並在 不同的條件下調整程式運作參數並累積經驗，系統操作流程如圖四所示。此處將 分別以今年 7 月 29 日馬里亞納海溝地震及 2 月 6 日美濃地震呈現全球中大型地震 及臺灣大區規模較大之地震的逆推結果，並將於附錄羅列對今年上半年以來發生 的全球規模 7.0 以上，以及下半年規模低至 6.7 之地震的逆推結果。184 圖三、本研究所使用的震源滑移量逆推程式（Ji et al., 2002a, b; 2003）運行流程圖 。 圖四、本研究於中央氣象局所建立的震源滑移量逆推系統流程圖。185 2016 年 7 月 29 日馬里亞納群島北方地震 2016 年 7 月 29 日在馬里亞納群島北方發生規模 7.7 的地震，震源深度為 196.0 公里，位於馬里亞納海溝西方 200 公里處，是為太平洋海板塊每年約 4 公分向西 隱沒至菲律賓海板塊下。圖五顯示此次馬里亞納群島納北方地震震源滑移量逆推 及波形擬合的結果，逆推中使用了從 IRIS 網站下載的遠震波形資料以及全球一維 平均速度模型和 Crust2.0 地殼模型(Bassin et al., 2000)。 (a) (b) (c) 186 圖五、2016 年 7 月 29 日馬里亞納群島北方地震的震源逆推結果。(a)震央位置及測 站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑 移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。(b)體波波形擬合結果，黑色 為記錄，紅色為理論地震圖。(c)面波波形擬合。此次地震為隱沒帶逆衝型地震， 破裂集中在震央附近，破裂持續約 30 秒鐘，主要能量在前 10 秒內釋放。 反演結果顯示該地震為東北西南走向斷層面上的低角度逆衝加左移錯動，震 源滑移量分佈主要是在震央附近，相當於一個位於震央處的點震源，主要錯動發 生在震央約 210 公里深處，最大錯動量約 8.5 公尺，符合 GCMT 震源深度的結果， 逆推得到的地震矩規模 7.03。該結果與圖六中顯示的 USGS 對此次地震的逆推結 果相一致，都是為集中在震央的近似點震源。 圖六、馬里亞納群島北方地震 USGS 公佈的震源逆推結果。圖中顯示震源滑移量 分佈在地表的投影（左圖），在斷層面上看到的滑移量分佈（右上圖）以及震源時 間函數（右下圖）。187 (c) (d) 2016 年 2 月 6 日美濃地震 2016 年 2 月 6 日凌晨 3 時 57 分(臺灣時間)發生一起規模 6.4 的地震，該地震 震央位於高雄縣美濃區，震源深度 14.6 公里，全臺皆有感，臺南新化地震站甚至 觀測到最大震度達到 7 級，此地震在南臺灣造成重大災情。圖七顯示此次美濃地 震震源滑移量逆推使用的測站分佈及逆推結果，逆推中使用了中央氣象局之 24 位 元強震站波形資料以及郭陳等人(Kuo-Chen et al., 2012)的臺灣三維速度模型所平 均之地震至測站間一維速度模型所計算之格林函數。反演結果顯示該地震為東西 走向約 40°傾斜之斷層面，震源滑移量分佈主要是自震央開始向西北方傳播，主要 錯動發生在震央西北方 15 公里左右約 27 公里深處，最大錯動量約 40 公分，逆推 得到的地震矩規模 6.13。這一滑移量分佈結果與震後發表的相關結果在整體上有 較好的一致性，但是由於使用的波形數量有限，因此缺乏小範圍的次級滑移量分 佈。基於本研究的目標是震後迅速提供震源資訊，圖七中的美濃地震震源模型應 是可以接受的近即時結果。波形擬合結果如圖八所示，對波形中的主要能量部分 擬合較好，高頻部分受限於模擬中忽略的三維速度結構地表地形以及場址效應擬 合較差，由此導致逆推結果中滑移量細節部分的缺失。 圖七、2016 年 2 月 6 日美濃地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位置及測站分佈188 （左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑移量分 佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。 圖八、2016 年 2 月 6 日美濃地震波形擬合結果。黑色為記錄波形，紅色為理論波 形。 肆、小結 在過去一年裡對中大規模的新舊地震的震源滑移量時空分佈的逆推表明，對 於規模 6.7 或更大的地震，用遠震資料結合全球一維平均速度模型，除部分震源較 深（深度大於 50 公里規模小於 7.5）的地震以外，可以得到比較穩定的震源滑移 量逆推結果，而且逆推得到的震源滑移量分佈基本上與 USGS 發表的結果一致。 特別需要指出的是我們所得到的震源逆推結果都是完全獨立獲得的，而且往往是 在 USGS 發表他們的結果之前得到的。而對於規模 6.0 左右的地震，如果能夠取得 區域地震測站（震央距在 500 公里以內）的波形資料，結合可靠的三維速度結構 模型以及地表地形資料，也可以得到較好的震源滑移量逆推結果。在取得波形資 料以後，震源逆推目前仍然需要人工對測站做出取捨，大約震後兩個小時的時間 可以得到震源逆推結果。未來將嘗試自動取捨波形，以使震源滑移量逆推過程達 到最大程度的自動化。189 伍、附錄：本年度臺灣及全球重要地震震源滑移量逆推結果 本年度計畫内容以在中央氣象局電腦伺服器上安裝並調試運行震源逆推程式 爲主，在程式調試中我們對臺灣地區規模 6 以上全球規模 6.7 以上以及個別影響較 大的地震震源滑移量分佈進行了逆推，為完整起見，本附錄列出所有逆推結果。 對於一些在全球規模或影響較大的地震，美國地質調查局 USGS 也會在其官方網 站（http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/browse/significant.php）發表逆推結 果， 我們均有將我們的結果與其比較。 2016 年 1 月 24 日阿拉斯加伊拉納姆地震 2016 年 1 月 24 日在阿拉斯加伊拉納姆發生規模 7.1 的地震，此地震深度較深， 震源深度 129.0 公里，是太平洋板塊東北部隱沒系統的地震，係太平洋板塊每年以 6 公分的速率向北美板塊隱沒。 圖九、2016 年 1 月 24 日在阿拉斯加伊拉納姆地震的震源逆推結果。圖中顯示震央 位置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上 看到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為中等深190 度，應為隱沒板塊內部地震，震源機制顯示是走滑加逆衝型，破裂從震央向上傳 播，持續約 15 秒鐘。 2016 年 1 月 30 日俄羅斯勘察加地震 2016 年 1 月 30 日在俄羅斯勘察加半島地區發生規模 7.2 的深震，震源深度 177.0 公里，是太平洋板塊每年以 7.7 公分的速率西北西向北美板塊及歐亞板塊隱 沒。 圖十、2016 年 1 月 30 日在俄羅斯勘察加半島地震的震源逆推結果。圖中顯示震央 位置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上 看到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震亦為中等 深度，為隱沒板塊內部地震，震源機制顯示是走滑加正斷層型，破裂大致集中在 從震央附近，持續約 12 秒。191 2016 年 2 月 6 日臺灣美濃地震 2016 年 2 月 6 日凌晨 3 時 57 分(臺灣時間)發生一起規模 6.4 的地震，該地震 震央位於高雄縣美濃區，震源深度 14.6 公里，全臺皆有感，臺南新化地震站甚至 觀測到最大震度達到 7 級，此地震在南臺灣造成重大災情。 圖十一、2016 年 2 月 6 日美濃地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位置及測站分 佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑移量 分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為淺震，震源機制顯示 是帶有走滑的逆衝型，破裂發生在向西走向並以小角度向北傾斜的斷層上，破裂 從震央向西北面斜下方傳播，持續約 12 秒鐘。192 2016 年 3 月 2 日蘇門答臘地震 2016 年 3 月 2 日在印尼蘇門答臘西南方發生規模 7.8 的地震，此地震，震源 深度 24.0 公里，此區域常發生有相當程度規模的地震，係因此區域變型造成印度 板塊和澳洲板塊未變形板塊間應力累積，因而常有地震發生，2004 年 12 月 26 日 即發生一起規模 9.3 之地震，並引發海嘯，造成環印度洋地區特別是東南亞及南亞 地區巨大的傷亡。 圖十二、2016 年 3 月 2 日在印尼蘇門答臘地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位 置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看 到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為淺震，震 源機制顯示是走滑型，是該地區常見的轉換斷層地震，破裂從震央向西面斜上方 傳播，持續約 20 秒鐘。193 2016 年 4 月 16 日日本熊本地震 2016 年 4 月 16 日在日本九州島熊本縣發生規模 7.0 的地震。震央附近最大震 度達到七級，造成數十人死亡，上千人受傷以及許多建築物倒塌等災情。該地震 前同一區域亦有兩起規模分別為 6.5 及 6.4 的前震發生。從構造上看，此地震發生 在菲律賓海板塊隱沒至歐亞大陸板塊的隱沒帶西北部，以往此區域發生過一些位 於琉球海溝較深處的地震，不過此次地震震源深度僅為 10 公里，是發生在上層的 歐亞大陸板塊內部的淺震。 圖十三、2016 年 4 月 16 日日本熊本地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位置及測 站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑 移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為淺震，震源機制 顯示是以走滑型帶有少許正斷層分量，破裂從震央向東北斜上方傳播，最大滑移 集中在較淺的 5 公里左右深處，持續約 20 秒鐘，但主要能量於前 10 秒內釋放。194 2016 年 4 月 16 日厄瓜多地震 2016 年 4 月 16 日在南美洲北部厄瓜多沿岸近海處發生規模 7.8 的地震，震源 深度為 19.2 公里。此地震造成數百人死亡，將近三萬人受傷以及建築物倒塌，直 接經濟損失達數十億美元。太平洋海嘯預警中心亦在此地震發生之後迅速對可能 在厄瓜多爾附近海岸引發的海嘯發布預警。從構造上看，此次地震發生在納斯卡 板塊和南美板塊邊界，在震央附近納斯卡板塊以每年 61 毫米的速率向東隱沒至南 美板塊之下。 圖十四、2016 年 4 月 16 日厄瓜多地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位置及測站 分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑移 量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為隱沒帶逆衝型地震， 破裂從震央向西南方斜下方傳播，最大滑移集中在離震央約 60 公里處，破裂持續 約 60 秒鐘。195 2016 年 4 月 29 日大洋洲萬那杜地震 2016 年 4 月 29 日（當地時間）在大洋洲萬那杜島鏈上發生規模 7.0 的地震。 該地震震源深度 27.2 公里，在震央附近澳大利亞板塊向東北方向以每年約 84 毫米 的速率隱沒於太平洋板塊以下。 圖十五、2016 年 4 月 29 日厄瓜多地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位置及測站 分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑移 量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為隱沒帶逆衝型地震， 破裂從震央向西北方斜下方傳播，破裂持續約 13 秒鐘。196 2016 年 5 月 28 日南三明治島地震 2016 年 5 月 28 日在南大西洋的南三明治島發生規模 7.2 的地震。該地震震源 深度 78.0 公里，是南美版塊以每年 9 公分向西南西隱沒至斯科夏海板塊下方，此 地震發生在沿著南三明治海溝上的島弧附近。 圖十六、2016 年 5 月 28 日馬里亞納群島北方地震的震源逆推結果。圖中顯示震央 位置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上 看到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為中深度 地震，震源機制為正斷層型，應是隱沒板塊內部地震，破裂主要集中在震央附近 下方，破裂持續約 27 秒鐘。 NW SE197 2016 年 7 月 29 日馬里亞納群島納北方地震 2016 年 7 月 29 日在馬里亞納群島北方發生規模 7.7 的地震，震源深度為 196.0 公里，位於馬里亞納海溝西方 200 公里處，是為太平洋海板塊每年約 4 公分向西 隱沒至菲律賓海板塊下。 圖十七、2016 年 7 月 29 日馬里亞納群島北方地震的震源逆推結果。圖中顯示震央 位置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上 看到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為隱沒帶 逆衝型地震，破裂集中在震央附近，破裂持續約 30 秒鐘，主要能量在前 10 秒內 釋放。198 2016 年 8 月 12 日新喀里多尼亞地震 2016 年 8 月 12 日（當地時間）在太平洋西南處的新喀里多尼亞東方發生規 模 7.2 的地震。該地震震源深度 16.4 公里，在震央附近澳大利亞板塊向東北方向 以每年約 75 毫米的速率隱沒於太平洋板塊以下。 圖十八、2016 年 8 月 12 日新喀里多尼亞地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位置及測 站 分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑移量分佈 （左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為淺震，震源機制為以走滑型為主 略 帶正斷層分量，以與海溝的距離來看應是隱沒帶上部板塊內部地震，破裂主要集中在震央 附近上方淺部，破裂持續約 22 秒鐘。199 2016 年 8 月 19 日南喬治亞群島地震 2016 年 8 月 19 日（當地時間）在大西洋南處的南喬治亞島東方發生規模 7.4 的地震，該地震震源深度 10 公里，是南美版塊以每年 9 公分向西南西隱沒至斯科 夏海板塊下方，此地震發生在沿著南三明治海溝上的島弧附近。 圖十九、2016 年 8 月 19 日新喀多里尼亞地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位置及測 站 分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑移量分佈 （左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為淺震，震源機制為逆衝型，震央 附 近隱沒帶分佈較複雜，難以判斷地震的發震構造，破裂主要集中在震央下方深部，破裂持 續約 43 秒鐘，但主要能量釋放發生在前 15 秒。200 2016 年 8 月 24 日緬甸地震 2016 年 8 月 24 日在大西洋南處的南喬治亞島東方發生規模 7.4 的地震，該地 震震源深度 82 公里，是屬於印度板塊北側與歐亞板塊以每年 4-5 公分碰撞的喜馬 拉雅地震活動帶。 圖二十、2016 年 8 月 24 日緬甸地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位置及測站分佈（ 左 上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看到的滑移量分佈（左下 圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為逆衝型，應是印度板塊向東隱沒至印支 板 塊下引發的板間地震，破裂主要集中在震央附近，破裂持續約 28 秒鐘。201 2016 年 8 月 29 日阿森松島北方地震 2016 年 8 月 29 日（當地時間）在大西洋南處的阿松森島北方發生規模 7.1 的 地震，該地震震源深度 10 公里，此地震位在中洋脊附近的非洲板塊和南北板塊間， 板塊以每年 2.9 公分張裂。 圖二十一、2016 年 8 月 29 日阿森松島北方地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位 置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看 到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為淺震，震 源機制為以走滑型為主略帶正斷層分量，是大洋中脊典型的轉換斷層地震，破裂 主要在震央東部 25 公里處呈一個弧形分佈，破裂持續約 25 秒鐘，主要能量釋放 發生在 15-25 秒之間。202 2016 年 8 月 31 日巴布亞紐幾內亞地震 2016 年 8 月 31 日（當地時間）在大西洋南處的阿松森島北方發生規模 6.7 的 地震，該地震震源深度 476.0 公里，此地震發生在索羅門群島附近，此處澳洲板塊 以每年 9.5 公分向太平洋板塊聚合。 圖二十二、2016 年 8 月 31 日巴布亞紐幾內亞地震的震源逆推結果。圖中顯示震央 位置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上 看到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為深震， 震源機制為走滑型，應是隱沒板塊內部地震，破裂主要集中在震央附近，破裂持 續約 40 秒鐘，前 7 秒有一個集中的能量釋放。203 2016 年 9 月 1 日紐西蘭東北方地震 2016 年 9 月 1 日在紐西蘭附近發生規模 7.1 的淺層地震，該地震震源深度 19.0 公里，此處太平洋板塊每年以 4.7 公分向西隱沒至澳洲板塊下。 圖二十三、2016 年 9 月 1 日紐西蘭東北方地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位 置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看 到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為淺震，震 源機制為正斷層型，是隱沒板塊上方板內地震，破裂主要在震央西北方 25 公里處， 破裂持續約 25 秒鐘。204 2016 年 10 月 17 日巴布亞紐幾內亞地震 2016 年 10 月 17 日在巴布亞紐幾內亞附近發生規模 7.1 的淺層地震，該地震 震源深度 35.0 公里。沿著索羅門海溝南邊，澳洲板塊每年以 9.5 公分北北東朝太 平洋板塊前進，地區為地震頻繁帶地震大多是隱沒帶地震，此地震亦是隱沒帶地 震。 圖二十四、2016 年 10 月 17 日巴布亞紐幾內亞地震的震源逆推結果。圖中顯示震 央位置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面 上看到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為淺震， 震源機制為逆衝型，是典型隱沒帶地震，破裂主要在震央下方，破裂持續約 22 秒 鐘，主要能量釋放發生在 15 秒之間。205 2016 年 10 月 21 日日本昌吉地震 2016 年 10 月 21 日在日本昌吉市發生規模 6.2 的淺層地震，該地震震源深度 10.0 公里。此次地震雖然規模不大，但是由於發生在日本陸上，亦引起較大反響。 圖二十五、2016 年 10 月 21 日日本昌吉市地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位 置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看 到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為內陸型淺 震，震源機制為走滑型，破裂發生在走向東北偏東向東南傾斜的斷層，滑移分佈 主要在震央附近，破裂持續約 15 秒鐘。206 2016 年 10 月 26 日義大利維索地震 2016 年 10 月 26 日在義大利維索西方發生規模 6.1 的淺層地震，該地震震源 深度 10.0 公里。該地震發生前 2 個小時，在震央西南方亦發生了一起規模 5.5 之 地震。此區域構造系統複雜，同時包含亞德亞里板塊和歐亞大陸板塊隱沒帶，以 及非洲板塊和歐亞板塊的碰撞，因此此處常常發生規模 6 以上的地震。雖然為中 等規模，由於是內陸人口聚集地區，也會造成大量生命財產損失。 圖二十六、2016 年 10 月 26 日義大利維索地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位 置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看 到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震為內陸型淺 震，震源機制為正斷層型，破裂發生在走向東南向西南傾斜的斷層，滑移分佈主 要在震央上方，破裂持續約 10 秒鐘。207 2016 年 10 月 30 日義大利維索地震 2016 年 10 月 30 日在義大利維索西方發生規模 6.6 的淺層地震，該地震震源 深度 10.0 公里。該地震與 10 月 26 日規模 6.1 地震位置相同，震央稍微偏東南方。 係因此區域構造系統複雜，同時包含亞德亞里板塊和歐亞大陸板塊隱沒帶，以及 非洲板塊和歐亞板塊的碰撞，因此此處常常發生規模 6 以上的地震。 圖二十七、2016 年 10 月 30 日義大利維索地震的震源逆推結果。圖中顯示震央位 置及測站分佈（左上圖），震源滑移量分佈在地表的投影(右上圖)和在斷層面上看 到的滑移量分佈（左下圖），以及震源時間函數（右下圖）。此次地震與 10 月 26 日地震非常相似，為內陸型淺震，震源機制為正斷層型，破裂發生在走向東南向 西南傾斜的斷層，滑移分佈主要在震央上方，破裂持續約 27 秒鐘。208 參考文獻 Bassin, C., Laske, G., and Masters, T. G. 2000. The current limits of resolution for surface wave tomography in North America, EOS Trans. AGU, 81, F897. Graves, R. W., and Wald, D. J., 2001. Resolution analysis of finite source inversion using 1D and 3D Green's functions. I. Strong motion, J. Geophys. Res., 106, 8745-8766. Hartzell, S. H., and Heaton, T. H., 1983. Inversion of strong ground motion and teleseismic waveform data for the fault rupture history of the 1979 Imperial Valley, California, earthquake, Bull. Seism. Soc. Am., 73, 1553-1583. Hsieh, M.-C., Zhao, L., Ji, C., and Ma, K.-F. 2016. Near real-time inversions for earthquake slip distributions in three-dimensional structures, Seismol. Res. Lett., in revision. Hsieh, M.-C., Zhao, L., and Ma, K.-F., 2014. Efficient waveform inversion for average earthquake rupture in three-dimensional structures, Geophys. J. Int., 198, 1279-1292. Ji, C., Helmberger, D. V., Wald, D. J., and Ma, K.-F. 2003. 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Zhu, L., and Ben-Zion, Y., 2013. Parameterization of general seismic potency and moment tensors for source inversion of seismic waveform data, Geophys. J. Int., 194, 839-843. Zhu, L., and Helmberger, D. V., 1996. Advancement in source estimation techniques using broadband regional seismograms, Bull. Seism. Soc. Am., 86, 1634-1641. 209 臺灣地區 105 年中大型與火山地震震源資訊之快速彙 整與提供 子計畫三 臺灣區域中大規模地震之資訊彙整與教育延伸 曾泰琳 國立臺灣大學地質科學系 陳國昌 江準熙 何俊瑋 中央氣象局地震測報中心 摘要 臺灣處於一個複雜的板塊碰撞系統，每年發生數個大規模顯著地震於隱沒帶 上，對都會區造成潛在威脅。大地震發生後所發布的初報資訊包括地震位置、規 模及震度，近幾年由於自動化系統開發成熟，現在也已經可以近即時的發布震源 機制解，這些資訊配合過去相關研究所知之地體構造，可以幫助我們快速掌握地 震的特性及可能的災害。本計畫利用臺灣寬頻網所得之震源機制，重新檢驗琉球 隱沒帶構造，將地震帶根據震源位置、震源機制及構造分為五個區域，並求得各 區的岩石圈應力主軸特性，其中發生在琉球島弧與海溝之間的板塊交界面地震應 力場最為一致，水平的南北最大壓縮應力明顯。沖繩海槽下方 0-70 公里淺震則為 南北伸張，而此處深度 70-150 公里之地震又變成與隱沒傾角一致的拉張，為菲律 賓海板塊內部地震。150-300 公里之間的地震則較為複雜，板塊存在側向的應力變 化，我們近一步分析近期發生於基隆外之大規模地震(2014-12-10 及 2016-05-31)， 證實靠近臺灣的菲律賓海板塊可能已經隱沒至地函過度帶。其中 2016-05-31 地震 具有複雜破裂及方向性，可能影響規模之推估。 210 Abstract Taiwan is situated in a complicated arc-continent collision system with two subductions in the eastern Taiwan. Several significant earthquakes with large magnitude occurred every year that post potential threat to large cities nearby. When large earthquakes happen, basic information such as hypocenter, magnitude and intensity can be obtain immediately from Weather Central Beaural. Recently the automatic system was developed and now the focal mechanisms are estimated and released to public almost in real-time manner. By combining the knowledges of tectonic background from previous studies, we have a chance to quickly judge the source type and the associated structures. In this study we use focal mechanisms determined from Broadband Seismic Array in Taiwan to re-examine the seismic structures of Ryukyu subduction system, which is divided into 5 zones according to the location, focal mechanism and background tectonic. We then invert the stress within each region. The results show that the earthquakes between Ryukyu trench and Ryukyu arc are the most consistent, with the horizontal maximum stress oriented in N-S direction. Further to the north, Okinawa trench earthquakes with depth less than 70 km showing N-S extension, while as the deeper events (depth 70-150 km) in the same region become downdip extension, indicating as intraplate earthquakes within the subducted Philippine Sea plate. The earthquakes at depth range 150-300 km exhibit lateral changes in vertical stresses. Along with the recently occurred 2014-12-10 and 2016-05-31, we confirmed the occurrence of downdip compressional events in the westernmost section of Philippine Sea plate near Taiwan, suggesting the penetration of slab into the mantle transition zone. 壹、 前言 受到菲律賓海板塊向西北以每年約 7 公分往歐亞板塊聚合的影響，臺灣的地 殼變形量與抬升速率均相當可觀，地震活動亦極為頻繁，大部分在東部至外海的 隱沒帶上。臺灣平均每年有感地震達上百個，規模 6 以上的顯著地震 2 至 3 個， 而百年紀錄中不乏規模 7 至 8 的大地震(圖一)，造成一定的損傷。如何做好防災與 減災(如預警系統之建置)是國人面對地震的首要課題，但第一時間能對發震構造有 所掌握亦有其重要性，因為同區域所發生的地震極可能具有類似的破裂機制，所 產生的災害也雷同。同樣的，若欲瞭解歷史上在特定區域曾發生的大地震特性， 我們可藉由現今的中大規模地震獲取相關線索。 臺灣的地震資料豐富，地震研究無論技術及成果都相當豐碩。透過長期的地 震觀測與分析，琉球及呂宋隱沒帶區域的地震特性及相關構造已有基本的了解 (e.g., Kao et al., 1998b; Kao et al., 2000; F T Wu et al., 2009)。近期的地震應 力分析大 多以固定格點分區，並且僅以深度淺於 35 公里之臺灣島內地震為主(e.g., Hsu et al., 2009)。W-N Wu et al., (2010) 的研究尺度相對較大，發現臺灣至菲律賓及日本九州 海域之地殼應力有區段性的變化。 近幾年中央研究院地球科學所成功開發一套資訊平臺(http://tesis.earth. sinica.edu.tw/new/)，將氣象局及中研院的地震資料加以結合，於第一時間以多種方 法自動解算震源機制，在地震發生後數分鐘內即可將地震與相關背景構造等資訊 提供學界及民眾使用。然而目前就中深層地震的即時發布，通常僅限於現象描述，211 缺少構造解釋，亦是本計畫嘗試加強的部分。前人的研究結果以及即時的地震資 訊(地震位置與震源機制解) 皆達到類似的可信度，應當加以整合運用，方便我們 快速的判斷地震成因。由於大地震所產生之震度往往可達 5 級以上，並立刻引起 民眾關注，若能先將資訊有效整合，在對外公告時更具體地說明其特性，便能藉 此提升大眾對於地震現象的認知，進一步達到教育推廣的目的。 根據期初及期中報告的建議，本計劃將重點放在琉球隱沒帶，以及臺北鄰近 地區之歷史地震，以了解這些地震的類似性或相關性。本研究統整最近發生的大 規模隱沒中深地震，並將北臺灣琉球隱沒帶之地震加以分區及計算區域應力。 圖一、臺灣地區 1990 至 2012 年間之大地震分布。規模接近 8 之地震皆發生在琉 球隱沒帶上，早期地震定位誤差較大，1920/06/05 規模 8 之地震為概略位置， 1909/04/14 臺北地震重新定位後應往北偏移約 30 公里(Kanamori et al., 2012)。(資 料來源:氣象局地球物理資料中心) 212 貳、 琉球隱沒帶之地體構造與地震特性回顧 臺灣東北地區的地震活動主要受控於菲律賓海板塊在琉球海溝附近的隱沒構 造以及沿岸地區的碰撞。地震分佈自琉球海溝處由南往北逐漸延伸至沖繩海槽 (Okinawa Trough)下方約 320 公里處(圖二)，地震帶大約在 80 公里深的位置開始折 彎(Kao and Rau, 1999; F T Wu et al., 2009; F T Wu et al., 2014) ，以約 70-80 度的高 傾角向下隱沒。就目前氣象局所偵測到的地震活動顯示，地震深度尚未達到 410 公里之地函過渡帶邊界(mantle transition zone boundary, 簡稱 MTZB)，然而菲律賓 海板塊實際的隱沒深度應加入速度構造之高速異常來判定。由於目前臺灣外海高 解析度之 tomography 僅在深度 200 公里內有分辨率(Huang et al., 2014)，而全球 P 波速度模型雖然解析度較低，日本至臺灣隱沒帶下方深度約 340 公里之地函仍有 地震波高速異常(Li et al., 2008)，板塊之隱沒深度可能更深。宜蘭外海數個規模明 顯較大的地震皆是中層深度的隱沒帶地震(如 2002-09-16 M6.8 及 2004-10-15 M7.0， 圖二)，前人研究指出此類的隱沒板塊內地震常伴有較多高頻能量，可引起強大的 地表震動(Kanamori et al., 2012)，對臺北都會區造成潛在危險，值得注意。 臺灣東北部至琉球隱沒帶的地震構造相當複雜，在前人研究有相當深入的討 論(e.g., Kao et al., 1998b; Kao and Rau, 1999)。這些研究利用遠震波形來分析 1964-1995 年間規模(mb)大於 5.5 的震源機制，綜合震源之地理位置、斷層錯動形 式及板塊構造等因素，將地震分為五個基本孕震類型或區塊，其對應的地震與剖 面見圖三，簡述如下。 1. (C 區) Collision Seismic Zone (碰撞型地震帶)：地震主要發生在花東近海區域 及琉球海溝以南的菲律賓海板塊上，深度在 65 公里內，但仍以上部地殼(小於 20 公里)淺震為主，地震帶走向為~N15º，且位置靠近花東縱谷北段的地震有較深的趨 勢。震源機制以逆衝斷層為主，偶有走滑斷層出現，地震的 P 軸(壓縮軸)方向可以 分為 N297º 及 N333º 兩群，接近現今 N310º 的板塊聚合方向，因此與板塊受到碰 撞擠壓有關。 2. (I 區) Interface Seismic Zone (板塊介面地震帶)：屬於板塊交界面上的地震，地 震集中在北緯 24º-24.2º，東經 122.1º 以東，多為低角度之逆衝型淺源地震(約 10-35 公里)，向北傾的斷層面與地震分布所指示的板塊邊界一致。地震的最大壓縮軸(P 軸)則是呈南北向。地震分布向西可接到 C 區碰撞型地震帶。 3. (W 區) Wadati-Benioff Seismic Zone (瓦-班氏地震帶)：典型瓦班氏地震乃指發 生在低溫的隱沒板塊內部、深度大於 70 公里之地震。而琉球隱沒帶的瓦班氏地震 則發生在約 80 至 270 公里，共六個地震(震源參數見附表一)，其中深度小於 120 公里的地震呈現 downdip extension (伸張軸與隱沒一致，在此縮寫 Dd-E)，而深度 270公里的另一地震卻變成downdip compression (壓縮軸與隱沒一致, 縮寫Dd-C)， 在 120-260 公里範圍沒有震源機制解，此處可能有應變的轉換發生。 4. (L 區) Lateral Compression Seismic Zone (側向擠壓地震帶)：這些地震發生在 I 與 W 區之間，地震分布可向西一直延伸至宜蘭盆地南方，深度約 10-60 公里，但 大部分發生在底部 20 公里。其特徵為震源機制顯示東西方向上的擠壓，P 軸的方 位角平行於構造線，多數地震 T 軸接近板塊 downdip 方向。213 5. (O 區) Okinawa Seismic Zone and Other Normal-Faulting Earthquakes (沖繩地震 帶及其他正斷層)：這些淺源地震因為其震源機制皆為正斷層形式而被歸類在一起， 深度在~35 公里內。有的發生在沖繩海槽內，有的則混雜在 L 區與 I 區地震帶上， 甚至在 C 區。可能因為地震分散於不同區塊，整體 T 軸方向沒有一致性。地震成 因受當地構造影響，如海槽的拉張、I 區隱沒前緣的海板塊彎曲。 一、雙震帶 (double seismic zone)特徵： Kao and Rau (1999)進一步指出花蓮至基隆的地震分布剖面出現雙震帶 (double seismic zone)，即地震在深度 45-80 公里處形成兩條間隔約 15 公里的平行 帶狀(圖四)，並認為此雙震帶的形成與板塊斜向碰撞有關，兩帶狀分別代表擠壓的 C 型地震與隱沒板塊 downdip extension 的 W 型地震，在其他隱沒帶如紐西蘭與北 美 Cascadia 都有觀測到類似的現象。然而此處所見之雙震帶與典型的雙震帶並不 相同。典型雙震帶起始深度較深，約從 70 公里開始，間隔寬度約 35-40 公里，兩 地震帶隨深度增加而靠近，最後在深度約 200 公里合併為一條地震帶。而典型雙 震帶的上層地震為 downdip compression，下層為 downdip extension。顯然宜蘭近海 的雙震帶構造比較淺也比較窄，通常在深度 150 公里以內就消失。 本研究以 Y-M Wu et al. (2008)重新定位之地震目錄製作琉球隱沒帶的地震分 布與兩條剖面(圖二)，在 70-150 公里之深度範圍內可以觀察到前述之雙地震帶形 貌，與前人剖面結果相類似。將圖二之兩條側投影剖面相比較，淺部(約 60-80 公 里深)的地震帶折彎現象似乎只在近海處的 A 剖面出現，較為外海的 B 剖面上並無 明顯折彎，主要是因為隱沒交界面南側深度 40-60 公里之地震在 B 剖面上已經消 失。除此之外，兩條剖面顯示向東北隱沒的地震帶在超過深度 200 公里處有另一 折彎，我們認為可能與典型雙震帶的中止深度有關，需要以不同方向作投影再確 認與討論。 二、隱沒帶地震分布與投影比對： 為確認琉球隱沒帶東-西方向及深度上的分布，我們改用全球地震目錄、向東 擴張搜尋範圍並投影在不同剖面上(圖五)，再與臺灣目錄比對。以全球地震目錄來 看，整個琉球隱沒帶的地震活動最西可以延伸到 122°E 左右的基隆外海至島內的 宜蘭一帶。地震分布在側向與深度上都有相當好的連續性，為菲律賓海板塊向北 隱沒的最佳證據。由 A 至 E 的剖面圖比較可以看到，D 與 E 剖面南段的淺震較臺 灣附近 A 剖面少，綜合前節雙震帶之討論，可以判定此現象是因為剖面 A 南段的 地震一部分為菲律賓海板塊向西北碰撞所造成，非隱沒地震。 深度大於 100 公里的隱沒帶地震分布出現側向變化。最東邊的 E 剖面地震約 止於 200 公里深，最大深度向西逐漸增加，至臺灣下方可達 300 公里左右，暗示 臺灣附近隱沒板塊較冷或較長。我們也發現，在較靠近臺灣的 A 剖面上，深度範 圍在 200-300 公里的地震相對 100-200 公里區間有較為增加的趨勢。A 剖面瓦班帶 之線性分布良好，與其他剖面相比其隱沒的角度亦較陡(較垂直)，200 公里深處有 一地震活動的小空缺。這些變化都是臺灣區域網所無法解析的部分。 受到測站分布的限制，臺灣區域地震目錄對外海的地震定位一般只能解到經 度 122-123°N 左右(e.g., Wu et al., 2008; Wu et al., 2009)。若將三維速度模型所 重新214 定位的 1990 至 2014 氣象局地震分布(Wu et al., 2008)與全球結果相比對(圖五)，我 們可以觀察到臺灣網所定的隱沒帶地震寬度較窄較集中，但整體上向北隱沒的線 性趨勢與全球網結果相一致。另一個差異在地函楔(mantle wedge)處，臺灣區域網 結果顯示深度 50 公里附近並無地震，似乎較全球網結果為合理。至於圖二中隱沒 帶地震於深度 200 公里處之轉折，在以兩種目錄所重新繪製的四條剖面上均不明 顯(圖五)，因此轉折並不一定存在，很可能是剖面選取角度不同造成。 由於於基隆外海幾個較大的深震都發生在最近幾年，特別是 2014-12-10 21:03:39.26 (GMT)以及 2016-05-3105:23:47.31 兩地震，規模分別是 Mw 6.1 及 Mw 6.4，地震的速報深度均超過 250 km，並且速解的震源機制都是與過去在琉球隱沒 帶上常見的 downdip extension 形式不同，值得詳細檢驗與比較。接下來我們討論 震源位置的差異(尤其是深度的可信度)，地震的震源機制解，以及綜合解釋隱沒板 塊地震所展示的應力之空間變化。 圖二、1991-2008 琉球隱沒帶之地震分布與剖面圖。地震以實心圓表示，顏色代表 深度，圓形大小與地震破裂面積成正比。白色箭頭標示地震帶轉折處。地名: HB - Hoping basin (和平海盆)，NP - Nanao basin (南澳海盆)，ENP - East Nanao basin ( 東 南澳海盆)。地震目錄取自 Y-M Wu et al. (2008)。 215 圖三、前人研究之琉球隱沒帶震源機制分類與剖面圖(修改自 Kao et al., 1998b)。分 為 C、L、I、W 及 O 等五區。臺灣時間 2014 年 12 月 11 日之基隆外海地震發生在 W6 附近，注意此為氣象局初報位置，而震源機制為數分鐘內之自動解。 圖四、1994-2003 北臺灣之地震分布與剖面圖。剖面上的雙層地震帶大約 15-20 公里寬(紅色線段標示)，地震帶底部在深度約 60-80 公里、剖面距離約 150 公里 處深轉折。(摘自 F T Wu et al., 2009) 216 圖五、全球網所定 1976-2016 琉球隱沒帶之地震分布與剖面圖。(上) 地震以實心 圓表示，顏色代表深度，搜尋規模 4 以上之 ISC/PDE 地震目錄，粗線斷標示四條 剖面之位置。(中) 四條南北剖面之地震分佈，投影寬度 20 公里，地震以灰色實心 圓標示，由東至西隱沒帶地震最深位置增大、角度變陡。(下) 將結果與區域目錄 相比較，紅色實心圓為 1990-2014 之氣象局地震目錄重定位結果(Wu et al., 2008)。 217 参、 近期顯著地震 一、基隆外海 2014-12-10 地震 2014-12-10 地震芮氏規模為 6.8，氣象局速報的初始地震位置在北緯 25.7,東 經 122.17、深度 280 公里,處於過去未曾發生地震之區域。結報的震央位置往東南 東方向修正後(約 52 公里)則落在隱沒地震帶上，此地震是該區域少見深度超過 250 公里的中深層隱沒帶大地震。 地震深度可進一步由遠震紀錄中的 pP-P 及 sP-P 之相對到時驗證。本研究索 取世界網測站共 56 筆垂直向寬頻紀錄，挑選其中 30 筆顯示良好 pP 及 sP 波相之 紀錄，假設全球速度模型為 IASP91，以 TauP (Crotwell et al., 1999)計算理論之相對 到時，確認深度符合全球網所定之 256 公里(圖六)。 在此地震發生之前，該區域在過去僅 Kao et al. (1998b)提到一 mb5.5、深度 269 公里之地震發生在 1984 年 02 月 13 日 (標示為 W6)，該被認定為隱沒板塊之瓦班 氏帶地震，但震源機制為正斷層形式的 donwdip compression，與其他深度淺於 150 公里之 downdip extension 地震(標示為 W1-W5)不同。在方位角的包覆性有限的狀 況下，我們仍使用臺灣寬頻資料逆推震源機制(圖七及附表二)，CMT 結果與 Global CMT 解一致，也與鄰近的 1984-02-13 地震(W6)相類似，皆為 downdip compression 的形式，P 軸接近垂直微向北傾斜 25-30 度，T 軸則接近南北向水平。震源機制解 中心深度往淺部收斂至 230 公里，收斂曲線平緩，也因此我們認為地震深度應該 以遠震紀錄之pP-P較為可信。而由於CMT解與深度的相關性很低(變化微乎其微)， 震源機制解應為穩定。此地震有波形整體平均誤差很低而 CLVD 略偏高(26%)的狀 況，推斷可能是使用之速度模型不理想所致，也有可能是震源本身的特性。 二、基隆外海 2016-05-31 地震 本地震也出現類似 2014 地震之位置差異問題，最終定位結果比速報位置往北 北東方向移約 30 公里。氣象局速報之地震深度為 271 公里（比 2014-12-10 地震淺 10 公里），芮氏規模 ML更高達 7.1。國內外各單位速解之震源機制中心深度(centroid depth)大致在 245–259 公里之間，地震矩規模範圍 6.3–6.4，芮氏規模偏高狀況與 2014-12-10 類同，可能與隱沒板塊內之震波低衰減有關。 我們同樣使用 pP-P 及 sP-P 相對到時檢驗地震深度，索取世界網 59 筆高品質 寬頻測資料，共有 40 站顯示良好的 pP 或 sP 波相，如圖六所示。若與 2014-12-12 地震相比，此地震的 pP 較為明顯，到時也略早數秒 (如 COLA, FURI)，預期地震 較淺，結果顯示 JWEED PDE 地震深度(246 公里)所預測之理論到時可符合觀測資 料。將 2016 及 2014 兩深震之共站紀錄相比，也可發現他們的 pP 及 sP 之相對震 幅有明顯差異，甚至反向，這暗示兩地震的震源機制並不同。 接著使用臺灣測站逆推震源機制，結果顯示此地震為正斷層形式(圖八及附表 二)，同樣壓縮軸在垂直方向，與 W6 及 2014-12-10 類似，但是伸張軸並不在 N-S， 而是在 E-W。更特別的是，此地震的波形顯示震源破裂相當複雜(圖六)，時間函數 長達 12 秒左右，將近是 2014-12-10 地震的三倍寬，對於地震矩規模 6.3 的地震來 說相當罕見。此外東北方向的波形明顯較寬(ALE, COLA, YAK)、而向南的測站則218 較窄(WRAB)，具有方向性的破裂特徵。臺灣處於本地震的西南方位，芮氏規模高 估亦可能受此方向性影響。 由 Global CMT 及臺灣的 CMT 解可知，較大規模(M>6)之震源機制穩定。雖 然 2016-05-31 地震資料顯示震源複雜、甚至可能由不同震源機制所組合，但由於 遠震資料(即全球網)及近震資料(臺灣地震網)求震源機制解所使用之頻段皆屬低頻 0.06 Hz 以下，除非持續時間(duration time)大於 16 秒，濾波之後不易辨識，對震 源機制解的影響低。若需了解本地震的破裂特性，則需使用高頻訊號近一步分析。 圖六、以深度震相(depth phases)檢驗 2014-12-10 及 2016-05-31 地震深度。兩地震 219 各挑選最佳 10 筆不同方位與震央距之垂直向寬頻紀錄為例，積分至位移場並施 予低通濾波 0.5Hz。右側標示站名、震央距、方位角。地震深度所預估之各測站 P, pP, sP 理論到時以紅色叉號標示。注意兩地震直接 P 波的波寬明顯不同。 圖七、地震 2014-12-10 之震源機制逆推結果。左上方文字標示發震時間、震央位 置、震源深度、規模大小、兩個斷層面參數及 CLVD 值。右上角插圖顯示 25 個不 同深度逆推之 CMT 結果與誤差，誤差最低者為最佳解並加以放大表示。震源機制 下方為假設的時間函數。下方顯示最佳解於各測站三個分量之波形擬合，實線與220 虛線分別為觀測及理論波形。各測站所使用的頻寬及速度模型標示於左。 圖八、地震 2016-05-31 之震源機制逆推結果。左上方文字標示發震時間、震央位 置、震源深度、規模大小、兩個斷層面參數及 CLVD 值。右上角插圖顯示 25 個不 同深度逆推之 CMT 結果與誤差，誤差最低者為最佳解並加以放大表示。震源機制 下方為假設的時間函數。下方顯示最佳解於各測站三個分量之波形擬合，實線與 虛線分別為觀測及理論波形。各測站所使用的頻寬及速度模型標示於左。 221 肆、 震源機制分區與區域應力 一、琉球隱沒板塊內部中深層地震的應力變化 由於前人研究大多使用遠震資料，高品質的震源機制來自較大規模之地震， 數量有限。自 1994 臺灣寬頻地震網 BATS 建立以來，中研院開始提供地震規模大 於 3.5 之震源機制解(Kao et al., 1998a)，現今於 W 區的瓦班帶上已累積充足的地震 可供進一步分析。如圖九及附表二所示，2011-2016 間就有 6 個深度大於 150 公里 的震源機制解，這些新資料將原先 Kao et al. (1998b) 研究中 W5 和 W6 之間的震 源機制空缺區給補起(對比圖二)，大幅提升構造的解析能力。較值得注意的是，氣 象局初報位置與重定位置相差甚多(圖九)，各單位初報在深度上的差異約20公里， 但 2014-12-10 與 2016-05-31 之間的相對深度一致，前者均較深 10 公里。其中 2014-12-10 地震與 W6 位置最接近，深度均在 260 公里附近，且震源機制雷同。此 處地震(包括 2016-05-31 地震)皆是 Dd-C 的壓縮形式，與瓦班帶 80-130 公里深之地 震(如 W1-W5)的 Dc-E 伸張不同。此結果暗示下插的板塊在底部已經受到阻力(Kao et al., 1998b)。 深度超過 150 公里的地震較少，震源機制出現兩組不同的形態，其水平投影 位置落在沖繩海槽以北(圖九)。我們發現位置較靠臺灣，大約座標經度在 123°E 以 西的深震(210-300 公里深)是 Dd-C 的震源機制，而最東側深度稍淺(210 公里)的兩 個地震則是 Dc-E，恰巧與西邊的相反。從剖面可發現在深度 210 公里附近同時有 downdip 壓縮與伸張兩種地震，地震分布看似有平行的雙層帶。上層地震為 Dd-E、 下層為 Dd-C，與典型雙震帶的上下層應力是方向相反的，並不合理。因此，較可 能的解釋是隱沒板塊由西至東有側向上的改變。我們認為，西側靠近臺灣的菲律 賓海板塊上之 Dd-E 地震僅延伸至約 160 公里左右便開始轉為 Dd-C；而東側的菲 律賓海板塊上之 Dd-E 則可延伸較深至約 220 公里（地震 2014-01-06），其下方是 否轉為 Dd-C 仍未知(圖九)。 圖五的琉球地震分布揭示瓦班帶隱沒角度在西側剖面都明顯較為陡峭也較深， 而圖五中西側的震源機制顯示此深度 160 公里即開始地震轉為 Dd-C 壓縮(相較 123N 以東之隱沒帶一直維持 Dd-E 至 220 km)。而 Dd-E 與 Dd-C 的轉換深度位置 可能關係到隱沒角度改變，側向變化可能暗示靠近臺灣處的下插板塊已經觸及密 度增高的 410 公里 MTZB。瓦班帶角度隨深度改變的現象在全球隱沒帶研究中常 可見到，角度突然變陡的例子有日本伊豆小笠原(Izu-Bonin)隱沒帶、緬甸(Burma) 及印尼(Indonesia)隱沒帶 (Chen et al., 2004)，這些板塊都有延伸至 600 公里深的地 函隱沒帶，角度改變的深度多在 230 至 330 公里間。一般認為隱沒角度的改變跟 海溝遷移(trench migration, Christensen,1996)、板塊流變學性質(007)韮|+V※ 引述《Gfireball (福慧雙修)》之銘言：銔N : 標題: [閒聊] 這個版竟然還在！！ : 時間: Sat Apr 29 14:05:26 2017 : : : 喔～我活著從Saotome回來超過一年，都斷交了， : 然後這個版竟然還在！ : 把這邊貼臉書好了！ : : 恩～今天另外值得紀念，希望真的值得阿！ : : -- : 對沒去過的地方好奇是一回事，對家好奇又是完全另一回事了。 : 正常人根本不應該對自己的家感到好奇的！家是不應該改變的。 : 家應該一直待在那邊，乖乖等你回來。 : 家應該是可以讓你說：「哇，這裡看起來和我離開的時候一模一樣！」 : 而不是，「哇！這看起來像是有六百萬隻龍飛過這裡，把這裡給炸翻了一樣！」 : 家不是冒險的地方。 : : -- : ※ 發信站: 批踢踢實業坊(ptt.cc), 來自: 36.231.122.161 : ※ 文章網址: https://www.ptt.cc/bbs/SY_MusicSE/M.1493445932.A.03D.html -- ※ 發信站: 批踢踢實業坊(ptt.cc), 來自: 210.241.56.105 ※ 文章網址: https://www.ptt.cc/bbs/SY_MusicSE/M.1501232623.A.F33.html
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