1.1、 震波非均向性
非均向性物質內的彈性性質隨著方位改變，造成彈性波(elastic wave)在此介質 中傳遞有不同的震波速度，稱之為震波非均向性(seismic anisotropy)。岩石中晶體 的排列、層面構造(layering)或應力造成的微裂隙(micro cracks)排列都可能造成震波 非 均 向 性 。 當 剪 力 波 在 非 均 向 性 介 質 中 傳 遞 ， 依 據 介 質 中 彈 性 結 構 偏 極 化 (polarization)至兩個振動方向互相垂直的分量，以不同的波速傳波而逐漸分離，此 現象稱之為剪力波的分離作用(shear-wave splitting)(圖 1-1)。快慢剪力波因為波速 的差異會有分離時間(delay time,δt)，而其中快剪力波的振動極化方向稱為快軸方 向(fast direction,ψ)。
圖 1-1、剪力波分離示意圖。剪力波(黑)在非均向性介質中傳遞，分離成極化 方向與快軸平行的快剪力波(藍)以及極化方向與快軸垂直的慢剪力波(紅)。由 於快慢剪力波速的差異造成分離時間(δt)。(取自 http://garnero.asu.edu)
1.2、 成因探討
上地幔(upper mantle)中存在的橄欖岩(oliveine)和輝石(pyroxene)等高度非均 向性礦物，由於晶格優選排列(lattice preferred orientation)作用(Schulz, 1949)，長晶 軸排列方向會順應地幔流場，導致快軸方向排列反映區域板塊的運動模式(e.g., Vauchez and Nicolas, 1991；Silver and Chan, 1991；Silver, 1996；Savage, 1999)。
而地殼(crust)中震波非均向性和脆性(brittle)形變的空間分布有關。Crampin 和 Zatsepin (1997) 提出了非均向孔隙彈性模型(anisotropic poro-elasticity, APE)解釋水 平壓應力和快軸方向分布的關係。當岩體受到水平最大壓應力(maximum horizontal stress)作用，平行於應力方向的裂隙會張開，垂直於應力方向的裂隙會關閉，造成 快軸方向隨著裂隙分布因而平行於應力的方向(圖 1-2)，震波非均向性強度受岩體 內的裂隙密度以及裂隙孔隙半徑影響(Crampin, 1994) (圖 1-3)。
另外，岩石內的層面構造(layering)會因為橫向均向(transverse isotropic)現象造 成震波非均向性。Brocher 和 Christensen (1990) 透過岩石力學實驗，發現變質岩中 的震波非均向性並非受裂隙排列影響，而是與內部的層狀葉理結構相關(圖 1-4)。
Johnston 和 Christensen (1995)藉由改變變質岩樣本的葉理結構傾角，量測不同傾角 對震波波速的影響。當震波橫向入射岩石樣本時，葉理結構傾角越趨於水平，P 波 波速越快，而不同振動方向的 SH、SV 波波速差異會越大(圖 1-5)。Godfrey 等人
整體而言，由於溫壓條件差異，韌性(ductile)的上地幔和脆性(brittle)的上部地 殼受構造應力有不同的變形機制。上地幔震波非均向性和塑性的剪切變形相關；而 地殼內震波非均向性受(1)壓應力裂隙排列以及(2)橫向均向的傾斜構造導致。
圖 1-2、非均向孔隙彈性模型示意圖。裂隙軸比值以不同寬窄表示，SH為軸差 應力。原本均向分布且寬度均等的裂隙，當軸差應力增加時，垂直於應力方向 的裂隙逐漸關閉，而平行於應力方向的裂隙打開。(Crampin and Zatsepin, 1997)
圖 1-3、裂隙密度及半徑與震波非均向性強度關係圖。百分比為快慢軸速度差 與平均速度的比值，ε為裂隙密度，a 為裂隙半徑。當裂隙密度及半徑越大，
震波非均向性也越強。(Crampin, 1994)
圖 1-4、非均向性岩體結構示意圖。岩體內部結構會影響震波非均向性，如裂隙 的排列方向(左)和橫向均質的層面構造(右)。(Brocher and Christensen, 1990)
圖 1-5、橫向均向變質岩的波速量測結果。當震波橫向入射岩石樣本時，葉理 結構傾角越趨於水平，P 波波速越快；而不同振動方向的 SH、SV 波波速差異 會越大。岩石樣本為片岩(Haast schist)。(修改自 Johnston and Christensen, 1995)
圖 1-6、橫向均向頁岩的波速量測結果。左上為不同入射角度的 P 波、SH 波 和 SV 波示意圖。NEW7、TH-26、ANT1 為不同的頁岩樣本。在水平的層狀構 造下，入射角度越低，P 波波速(三角形)越快；而不同振動方向的 SH(圓形)、
SV(方塊)波波速差異會越大。(修改自 Godfrey et al., 2000)
1.3、 研究動機
研究台灣地區的震波非均向性，最常被使用的是觀測地震波的剪力波分離。
透過使用遠震剪力波波相如直達 S、ScS、SKS、SKKS 量測震波非均向性，結果顯 示快慢軸分離時間介於 0.5-2.1 秒，而快軸方向普遍平行於山脈的走向(e.g., Rau et al., 2000；Huang et al., 2006；Kuo-Chen et al., 2009) (圖 1-7)。
Kuo et al (1994)使用兩個短周期的測站資料，量測區域地震的剪力波分離，得 al (2013)透過表面波周遭噪訊層析成像法(ambient noise tomography)，解析台灣地 殼內 2-30 公里各深度的震波非均向性強度及方向。結果指出上部地殼(upper crust) 的震波非均向性強度相對較強，快軸方向大致與山脈的走向平行，從台灣中南部的
制：中部地殼震波非均向性相對弱並且受到 SEE-NWW 向的應力影響；上部地殼 震波非均向性較強而且平行於山脈走向，可能是受到高度葉理化的變質構造影響。
值得注意的是，表面波逆推結果顯示上部地殼的快軸方向，在變形前緣西側並沒有 如同 Chang et al (2009)結果轉向為 SEE-NWW 的應力方向；中部地殼雖然平行於 應力方向，但是整體震波非均向性強度弱，無法造成平均 0.15 秒的分離時間。藉 此推論快軸轉向的現象可能存在更淺部的地殼，由於表面波逆推結果可能受限於 高頻資料缺乏及路徑涵蓋範圍，無法對極淺層地殼提供較精細的解析能力。
中央氣象局從 2011 年開始陸續建置了 30 個地表-井下地震觀測站，配合中研 院地球所及中央氣象局共同設置臺灣寬頻地震網(Broadband Array in Taiwan for Seismology, BATS)既有的 4 個地表-井下測站，提供了難得的機會得以全面了解臺 灣近地表震波特性。本研究透過震波干涉法(seismic interferometry)建立地表-井下 測站間的經驗格林函數(empirical Green’s function, EGF)，量測臺灣地區近地表的震 波速度和震波非均向性，並探討其在構造上的含意。
圖 1-7、臺灣地區上地幔震波非均向性參數分布。臺灣地區上地幔的快軸方向 大致與山脈走向平行。快軸方向從台灣中南部的南北向，到北部區域的東北-西南向。(Kuo-Chen et al., 2009)
圖 1-8、臺灣地區地殼震波非均向性參數分布。粗黑虛線為變形前緣界線，細 黑虛線為最大水平應變場的分布。變形前緣以東快軸方向多為東北-西南分 布；以西快軸方向多為東西分布。(Chang et al., 2009)
圖 1-9、臺灣地區表面波周遭噪訊層析成像結果。冷色系表示快波速，暖色系 代表慢波速。黑線方向及長短代表震波非均向性的快軸方向及強度。快軸方向 在中部地殼以下逐漸轉向為東西向。(Huang et al., 2013)