地球從地表面到最深處的球心可分成地殼、地函、
及地核等三個層次（如圖 1-1）。
圖 1-1 地球內部構造
地球
地殼─地殼的體積僅佔地球總體積的 1%。其厚 度，海洋平均約 7 公里；陸地平均約 35 公里。最薄的在太平洋中馬里亞納海溝 僅約 1 公里厚；最厚的在青康藏高原約 70 公里厚。
地核─地核又分成內核與外核兩層，內核是固 體，外核是液體。
地函─地函又分成上部地函、軟流圈、及下 部地函等三層。上部地函與地殼即組 成地球的岩石圈，岩石圈在軟流圈上 的流動形成了板塊運動。
地球的岩石圈並不是整體的，他是分裂成十多個塊 體漂浮在地函的軟流圈之上的，會相互擠壓碰撞，這些 塊體即稱為板塊（如圖 1-2），該理論即謂「板塊構造論」。 板塊的厚度約有數百公里，面積約數萬至數億平方公里 不等。板塊的邊緣不一定與大陸的邊緣一致，因此有的 板塊是由大陸組成，有的板塊是由海洋組成，有的板塊 則是由大陸與海洋共同組成。
（自然）
圖 1-2 全球主要板塊分佈圖
二、地震發生的原因
板塊擠壓→斷層運動→地震發生
各板塊（岩石圈）在受到軟流圈的對流作用下，會 造成板塊間的相互擠壓。而海洋板塊較大陸板塊為重，
所以海洋板塊與大陸板塊交界的海溝處，大陸板塊會受 其下方較重的海洋板塊的契入及擠壓（此時即為能量的 累積），當達到一定的限度時被擠壓處會斷裂，此時大陸 板塊會彈回原點（此時即為能量的釋放），同時會造成大 地的震動（如圖 1-3）；或者在兩板塊擠壓當中，其中一 個板塊的內部較弱的岩層處無法承受時也會突然斷裂
（此時即為能量的釋放），同時也會造成大地的震動。
知惠 19
圖 1-3 板塊反彈造成震動的原理
上述斷裂速度大約會以每秒 2∼3 公里的極速進 行，而所斷裂之處即謂「斷層」，斷裂面兩側會相互錯動，
稱之謂「斷層運動」。斷裂時之地震波通過地盤造成各處 地面的震動即謂「地震」，而最先斷裂處即謂「震源」。
而解析斷層運動所引發地震之理論謂「彈性反彈理論」
（如圖 1-4）。
(地震 nohanashi 71)
圖 1-4 彈性反彈理論之說明
a.地殼未因碰撞擠壓而變形前之狀況。
b.斷層兩側岩體開始受到平行但相反方向的力量作用時，離斷 層兩側較遠處的岩體因跟著運動，無能量的累積，但斷層附 近的岩體因抵抗不動而開始累積能量（應變能）。
c.在繼續受力下，斷層面上較脆弱的部位開始有局部斷裂滑 動，此時就是釋放能量的開始，即所謂地震的開始。
d.隨後斷層面上其他部份相繼斷裂滑動，直至地震停止為止。
總之，斷層運動是地震發生的直接原因；而板塊活 動則是造成地震發生的長期力量。
三、地震的類型
板塊與板塊的交界處或其附近是最容易發生地震的 區域，也就是所謂的「地震帶」。又依震源位置的不同地 震的類型可分成二種：
1.發生在板塊與板塊之間的地震─也稱為「海溝型地 震」。（如上圖 1-3）
2.發生在板塊內的地震─係發生在大陸板塊或海洋板塊 之任一板塊內。大陸板塊主要是發生在地殼軟弱的活斷 層處，所引發的地震也稱為「內陸型地震」，震源一般 離地表較近，所以造成的震動也較大。而當發生在海洋 板塊時一般屬於較為深層的地震，所造成的震動也較 小，但其影響範圍較大。（如圖 1-5）
自畫（參網）
圖 1-5 發生在板塊內的地震
四、 地震波傳播至地盤的方式
地震波是地震發生時由震源處的岩石破裂所產生的彈 性波，它可以在地球內部和地球表面傳播。地震時震源發出 的地震波主要有兩種類型（如圖 1-6）：
1. P 波─振動方向與波的行進方向一致，因此也稱為縱 波。縱波的速度快、振幅小、周期短。
2. Ｓ波─振動方向與波的行進方向成直角，因此也稱為橫 波。橫波的速度慢、振幅大、周期長。
由於縱波的速度比橫波快，所以地震時人們先感受到上 下顛動，然後是水平搖晃。橫波的振動很強烈，他也是引起 建築物破壞的主要原因。因這些波是由地底傳播至地面，而 地底是由各種地層所構成，所以當波碰到不同地層時會如同 光一樣產生反射與折射情形。波速於軟弱地層會變小；堅硬 地層則會變大。同時由於速度之改變，而使振幅產生很大的 變化，軟弱地層振幅會變大；堅硬地層會變小，亦即當地表 處有軟弱地層時，地震搖晃程度將會變大。而人們所感到的 振動常是多種波共同作用的結果。
內容（智慧 30）─p,s 波等
圖 1-6 地震波傳波時地殼變形的示意圖
五、地震的強度、位置、及時間
每當地震發生後新聞的報導內容都會類似如下〔以 87 年嘉義瑞里地震為例〕：「嘉義縣 17 日 12 時 51 分 14 秒發生規模 6.2 的強烈地震，震央在阿里山以西 14.2 公 里處，（震源）深度為 0.5 公里。根據氣象站測得各地的 震度如下：嘉義、雲林、高雄等地為 5 級，台南、南投 為 4 級……」。報導內容主要包括地震發生的時間、強度、
及位置，這是震後必須急速傳達給民眾的基本訊息。茲 說明如下：
1.強度─地震發生後會有下列兩種強度的表示。
（1）規模：表示地震的大小。亦即震源處岩石破裂的威力 或所產生的能量。規模（Magnitude）簡稱為 M,是具有小數點的量度，其表示方式為「規模
□.□」或「M□.□」。一次地震只有一個數據，
例如瑞里地震為 M6.2。一般言強烈地震係指 M7∼8 之地震。
（2）震度：表示地盤震動的程度。亦即當震源處岩石破裂 的威力所產生的地震波傳達至地面時，各地區 地盤所感受的震動程度謂之。震度是一個沒有
小數點的量度，其表示方式為「震度□級」。
(rather strong)
房屋搖動，門窗格格有聲，懸物搖擺，
盛水動盪。 8.0~25
4 中震 (strong)
房屋搖動甚烈，不穩物傾倒盛水達容器
八分滿者濺出。 25~80 5 強震
(very strong)
牆壁龜裂，牌坊煙囪傾倒，重家具可能
翻倒，大多數人因驚嚇而感不安。 80~250 6 烈震
(disastrous)
房屋傾塌，山崩地裂，地層斷陷，地下
導管破裂，重家具翻倒。 250 以上
震度資料可以使一般大眾瞭解到地震時地 盤搖動的程度；對於防救災相關單位言也可用 於判斷災害的大小，以作為應急對策的依據，
可稱是防救災上的重要資訊。例如震度 2∼震 度 6 時，可以該略想相震動的程度（如圖 1-8），以採取必要的措施。
圖 1-8 不同震度搖動的程度說明
至於震度的決定方法，原是根據身體的感 受、物體的搖動、及破壞的程度等三項定性的
定義而來。換言之，從表中之說明可以知道低 級數的震度可以由附近物體的搖動、中級數可 以由人體的感受、高級數可以由建築物破壞的 程度或地面的變動來加以判斷。90 年代以前對 於震度的觀測，都是由氣象台或測候所的職員 憑著身體的感受來判斷。後來為了客觀迅速地 判定震度改為機器觀測。
2. 位置─地震發生後主要有兩種位置的表示。（如上圖 1-7）
（1）震源深度：地震係因地球內部岩石的破壞，斷層的 活動所引起，最先破壞處即謂「震源」，亦即 地震波最先發生之處。震源至其正上方地表面 的距離即謂震源深度。
其中，地震依其震源的深度又可區分如下：
Ⅰ. 極淺層地震(0∼30 公里)
Ⅱ. 淺層地震(31∼70 公里)
Ⅲ. 中層地震(71∼300 公里)
Ⅳ. 深層地震(301∼700 公里)
而大多數的地震屬極淺或淺層地震。台灣地區 大部分屬於震源較淺的地震，而西部地震的震 源又多較東部的為淺。
（2）震央距離：震源正上方的地表處即謂震央，而震央 至參考點的距離即謂「震央距離」。
3. 時間─依地震發生的順序可分為前震、主震、餘震。主 震發生之前後有時常有數次小地震發生，分別 稱之謂前震及餘震。前震有時不易察覺；餘震 則較前震為明顯，而且發生次數也通常較多，
有時也具相當規模。例如阪神大地震時，一天 內發生餘震就達 700 多次，並有整棟大樓在餘 震時倒塌，橫躺在六線馬路上，將整條馬路的 交通阻斷的情形。因此，主震後應立即意識到 餘震來臨的可能，採取必要的措施。
六、建築物與地盤的互動關係
任何物體依其搖晃方式都有其特有的固定周期，該 周期稱為固有周期。而地盤也是如此，一般言堅硬岩地 盤為 0.1∼0.3 秒之短周期，而填土類的軟弱地盤有超過 1 秒者。同樣地，建物物也有其固有周期（與建築物的高 度及結構種類有關，粗略言建築物的層數乘 0.1 約等於 其週期〔秒〕），當建築物與地盤搖晃週期相近時，建物 與地盤容易產生所謂的共振現象，這會逐漸增大建築物 搖晃的幅度，使建築物搖晃程度比地盤還劇烈數倍。因 此，地盤的好壞（軟硬）對於建築物的安全影響很大。（圖 1-9）
圖 1-9 建築物與地盤的關係
軟弱地盤受到震波衝擊後震幅會增 大。同時建築物與地盤的搖動特性相 同時，搖動的幅度就較大。
七、造成都市慘重災害的直下型地震
前述內陸型地震中其震源位置在都市地盤直下方 的地震稱之謂「直下型地震」。通常其規模小以及持續 時間也較短，但加速度大、震源較淺、且位於都市地 盤下，故所造成的災害也較大。而一般的地震，開始 會有縱波(P 波)造成上下震動的初期微震，接著是橫波 (S 波)造成水平震動。此乃因縱波波速較橫波為快，當 二種波都到達時就是主震的開始。但是，直下型地震 因震源距地盤較近，三種波幾乎是同時到達，所以並 無初期微震之分，地震一發生就從主震開始，毫無預 警，而且上下、左右、前後是同時搖動，故所造成的 震動也較為激烈。1995 年日本的阪神大地震即屬此型 地震。
八、全球地震帶
因為地震多發生在兩板塊的交界處，所以全球經常發生
因為地震多發生在兩板塊的交界處，所以全球經常發生