前人研究 - 利用永久散射雷達干涉技術分析瑞穗至池上地區縱谷斷層地表變形活動

2-1 地質背景

2-1-1 研究範圍

本研究範圍西起東經 121.199°至東經 121.590°，南起北緯 23.009°至北緯 23.736°，大致位於臺灣東部海岸山脈中間，範圍以花蓮縣光復鄉花蓮溪以南、台

圖 2-1-1 本研究範圍區域地形、水系與地理位置分布圖。由東至西可分為三個主要地形區，分別為中央山脈、縱谷平原與海岸山脈（資料來源：40 公尺數值地形

圖）。

2-1-2 地層與地質構造 衝帶(Hinterland fold-thrust belt)構造，大體而言，堅硬的都巒山層常呈背斜構造，

而較鬆軟的岩層如大港口層呈向斜構造(陳文山與王源，1993)。

圖 2-1-2 本研究區區域地質圖，黑色為斷層線，三角形箭頭狀指向上盤，紅色線為褶皺軸位置，(修改自何春蓀，1986；陳文山與王源，1993)。

2-1-3 構造地形 不等量抬升的差異，且南段的抬升速率明顯大於北段的海岸(圖 2-1-3)，Yamaguchi and Ota (2004)則提出這些花東海岸的抬升可能與海域的斷層活動有關。 Hsieh 層全新世以來的滑移速率為 22.7±2.2 mm/yr。Shyu et al. (2006b)也針對中央山脈東翼一系列的河階地形，推測這些河階地形(包含舞鶴台地)可能為中央山脈斷層抬升活動的證據(圖 2-1-4)。近期由於光達數值地形模型(Light Detection and Ranging, LiDAR)發展，大幅提升我們對於地表地形解析度的辨認，詹瑜璋 (2011) 判識出於海岸山脈北段有西北走向截斷海岸山脈走向構造線形出現，延伸不長，

皆為 2 公里以內，可能為後期發育岩石節理系統，推測與板塊隱沒的張力有關。

張國楨等(2012)也藉由光達數值地形重新判釋縱谷斷層近斷層前緣地表構造線形，

將構造線形依照確實度分成五類，描繪出縱谷地區更精確的地表特徵。

圖 2-1-3 花東沿岸全新世抬升速率分布圖(Hsieh et al., 2004)。紅色線為本研究區 範圍之海岸線，大致以八仙洞為界，以北抬升速率為 4-7mm/yr，以南抬升速率為

7-10 mm/yr。

圖 2-1-4 中央山脈東緣地形特徵分布圖與地形剖面。CRF 代表中央山脈斷層位置，

A、B、D 剖面分別為北西方向地形剖面（黑色實線），C 剖面為北東方向地形剖面（黑色虛線），舞鶴台地與其周遭河階地被認為是中央山脈斷層活動產生的背斜

地形(Shyu et al. 2006b)。

2-2 測地學與地震活動 則綜合 Biq (1984)與余水倍和李瓊武(1986)成果，配合地形與野外斷層構造觀察，

認為奇美斷層為分隔海岸山脈南、北兩側塊體，以不同的形式運動。中研院於 1980 (胡植慶等，2012，2013)，根據 2006-2012 年解算出來的 GPS 連續測站水平速度場（圖 2-2-2(a)），東部地區相對於澎湖(S01R)測站，方向為西北方運動，局部方向略有些許差異，玉里至池上地區為向西北方運動，變位量也最大，平均速度值介於 50-70 mm/yr，花蓮地區與台東地區較偏向西北西方向，平均速度值為 20-60 mm/yr。主軸應變率為利用 GPS 速度場梯度張量加特徵值得到，即可用最大與最小主軸應變率來呈現速度場變化，東部地區以壓縮為主，因此皆為負值。由主軸應變率可見壓縮率集中於玉里至池上地區，最小主軸應變率可達-2 µstrain/yr（圖 2-2-2(b)），台東地區最小主軸應變率約-0.5 至-2 µstrain/yr，花蓮至瑞穗地區主軸應變率最為-0.3 至-0.5 µstrain/yr，與銜接的玉里至池上地區有明顯的不同。

圖 2-2-1 東部地區三角測網施作位置圖。(a)陳佳元(1974)使用三角測網首先提出縱谷斷層有左移的現象。(b)利用海岸山脈水準一等點相對於中央山脈，量測 1983-1988 年之三角網速度，由北往南主要壓縮方向有順時鐘旋轉的趨勢(Yu et al., 1990)。

圖 2-2-2 (a)花東地區相對於澎湖白沙站（S01R）之 GPS 水平方向速度場(資料來源：胡植慶等，2012)。黑色速度場箭頭表示表示 2006-2012 年測量資料所求得之速度場分布情形，色階表示速度場大小的值。(b)花東地區主軸應變率場分布圖（資料來源：胡植慶等，2012）。黑色箭頭顯示地表為壓縮或是伸張變形模式，色階暖色系為壓縮、冷色系為伸張。於圖中可見玉里至池上地區，與花蓮至瑞穗地區後

應變場有明顯不同。

2-2-2 垂直位移測量

陳惠芬(1984) 利用 1914-1979 年的三角點高程檢視台灣地區六十六年間的地殼升降，認為海岸山脈除弧陸碰撞造成整體抬升外，海岸山脈受到橫移斷塊褶皺影響造成海岸山脈的局部上升，於新社、玉里、鹿野等地區有局部的上升軸（圖 2-2-3）。余水倍與李瓊武(1986)等自 1983 年開始於東部地區頻繁施測水準與三角網測量，1984-1985 年檢完成台東至花蓮段一等水準測線工作，與 1976 年的檢測結果比較，8 年期間於北邊玉里至瑞穗的九個水準點上升達 7~16 公分，顯示正承 動行為較明顯的池上斷層南段區域(Angelier et al., 1997; Angelier et al., 2000)。現 今全台垂直變動主要使用內政部利用全台一等一級與一等二級水準點建立之全台

圖 2-2-3 東台灣地盤升降軸合圖。陳惠芬利用 66 年間的水準資料檢視全台灣的地殼升降，認為除弧陸碰撞造成整體抬升外，另有橫移斷塊造成海岸山脈的局部上

升 (修改自陳惠芬，1984)。

圖 2-2-4 1976 至 1984/85 年期間一等水準網平差計算結果(左圖)與台東縱谷地區各水準點相對於南華 (10086 號水準)之高程變化(右圖)，玉里至瑞穗的九個水準

點於八年內上升 7~16 公分（余水倍與李瓊武，1986）。

圖 2-2-5 2000 年至 2008 年全台垂直高程變化速度場，白色三角形為水準測點，

平均點位相距 2 公里，暖色為相對抬升，冷色為相對下降(Chen et al., 2011)。

2-2-3 地震觀測

由 1990-2010 年 20 年間地震分布與震源機制解可了解本地區的地震特性（圖 2-2-6），於中央山脈地區可觀察到淺層正斷層機制解，而海岸山脈與縱谷地區以池上—成功地區活動性明顯大於縱谷區其他任何地方（圖 2-2-5），呈現一系列走向約北偏東 25 度的逆斷層機制解，屬於歐亞板塊向東隱沒至菲律賓海板塊的地震 帶特徵（圖 2-2-7）(Kuochen et al., 2004)。由池上—成功地區往北，地震開始銳減，

可觀察到逆斷層與左移斷層的地震，其他規模較大地震發生限於較地下較深部地區。瑞穗地區的地震活動明顯比南邊池上以及北邊花蓮低，過去發生較大規模的地震為 1951 年的玉里池上大地震以及 1972/4/24 號發生的規模 7.2 瑞穗地震，鮮 少有規模大於 6 以上的地震紀錄(王錦華等，2008)，鐘令和等(Chung et al., 2008) 由地震資料判斷瑞穗至玉里自 1951 年後成為地震空白區(seismic gap)，推測此地震空白區為此區段斷層開始蓄積地下應力造成，此區段位移偏向同震的形式發生，

圖 2-2-6 1990-2010 年 20 年震源機制解與地震分布。灰色點為地震震央分布，主要集中於池上、成功地區，震源機制解為芮氏規模大於 6.5 之地震，其顏色代表

震源深度分布（吳逸民教授提供）。

圖 2-2-7 地震重定位東台灣地區中央氣象局 1991-2002 年 6173 筆地震資料，與 N60°W 方向之地震剖面，主要為向東傾斜的地震帶分布 (Kuochen et al., 2004)。

圖 2-2-8 2013/10/31 瑞穗地震震源機制解與其餘震分布，地震規模 6.04，其 AA’

地震剖面於右圖，右圖上方紅線為地形線，地震投影寬度為 10 公里，震源機制解與餘震分布皆顯示向西傾分布（資料來源:中央氣象局）。

2-3 雷達干涉法

雷達干涉法近年來已成為測量地殼變形的重要工具之一，其基本原理利用雷達(Radio Detection Ranging)主動發送訊號，再經由目標物散射後接受回波訊號而完成觀測，回波的資訊包含雷達波的強度訊號以及相位訊號，這些訊號反映了地表的特性以及距離的資訊，如果可以精確地知道衛星的位置，利用不同雷達影像，

即可求得不同時間點內，地表的相對變動量。應用永久性散射體差分合成孔徑雷達干涉技術(PS-InSAR)技術近年也被廣泛應用在台灣地表的變形研究，證實郊區農地及山區等地可以獲得連續且可靠的資訊，指出 PS-InSAR 確實可達 mm/yr 之精確度，對於斷層活動或地層下陷監測情形皆獲得了良好的成果 (盧玉芳，2007；

童忻，2008；周鋒泯，2009，盧志恆，2009，Chang et al., 2010; Liu et al., 2011; Tung and Hu, 2012 ;林耕霈，2012；蘇柏宗，2012)。

台灣東部地區亦有許多學者使用干涉技術觀測縱谷地區的地殼變形。Hsu and 究亦採用 Champenois et al.(2012)的 ALOS 衛星影像，然而將觀測地區往北移動，

期望同樣獲取大量品質良好的資料描繪出縱谷地區中段地表潛移特性。

圖 2-3-1 東台灣地區 1997-2000 年 InSAR 資料成果。 (a)研究範圍 DEM 與斷層分布(黑線)(b) InSAR 資料與 GPS 位移資料，GPS 測站為相對於 S080(紫色三角形) 測站之位移(c) InSAR 資料 PS 資料、潛變儀、現地重複測量與水準資料比較(Hsu

and Burgmann, 2006)。

圖 2-3-2 利用 ALOS 衛星影像探測玉里至台東地區 PS-InSAR 成果。以 GPS 連續站 YULI 為基準點(圖中星號處)，圖中圓點為 GPS 投影至視衛星方向速度場，顏

色比例尺同 PS 資料，(Champenois et al., 2012)。

2-4 縱谷地區活動斷層分段 以及垂直位移 1.3m (Hsu, 1962)，地表破裂前後斷續延伸 75 公里長(Bonilla, 1975；

朱傚祖與游明聖，1995; Shyu et al., 2007)，於同年 12 月 5 日，於縱谷南段台東也發生災害地震。鄭世楠等(Cheng et al.,1996；鄭世楠等，1997)將 1951 年 10 月至 12 月間發生地震利用 S-P 波時間差利用蒙地卡羅法進行地震重定位，重定位結果

由 Gutenberg and Richter (1954)的經驗公式得知斷層的長度與地震規模成正比(Log 𝐿 = 𝑎𝑀 − 𝑏)，然而大部分的大地震斷層歷史資料顯示，斷層一次往往只破裂整個斷層長度的一小部分，若將整個斷層的長度套用經驗公式會得出不合理的大規模地震，因此有了斷層分段(fault segmentation)的概念。縱谷斷層為長度 140 公里的活動斷層，依前人研究結果，縱谷斷層沿線的地形、構造、定年與測量或

圖 2-4-1 1951 年花蓮台東地震序列地震震源機制解與地表破裂分布(修改自 Cheng et al.,1996；鄭世楠等，1997 ; Shyu et al., 2007)。

2-4-2 縱谷斷層分段歷史

Allen (1968)首先提出以斷層的破裂長度(rupture segment)來建立地震模型，而開始有了斷層分段的概念，然而斷層面在幾何或物理性質上為不均質，因此依照不同人以不同的地質尺度常常對斷層分段有不同判斷，如研究最透徹的美國聖安德列斯斷層，有四位以上的作者劃分，分段的數量從 4 段到 784 段，平均長度差異從 245 km 至 1.2 km （表 2-4-1）(Allen , 1968 ; Wallace, 1973; McCalpin, 1996)。

Aki (1984)進一步提出障礙(persistent barrier)的想法，一條長型的斷層會由障礙終止破裂的前進，斷層的最大破裂長度被限制兩個障礙之間，一旦斷層的長度決定，欽(Hsu and Chang, 1979)列出第四紀晚期的活動斷層，東部地區分成米崙、玉里、

池上、瑞穗、鹿野、利吉、海岸山脈等 7 條斷層。海岸山脈斷層是由陳佳元(1974) (Hsu, 1976)找出了少許的中央山脈斷層的露頭（圖 2-4-2(b)），其他主要以斷層線

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