臺灣的長微震

可以分為兩區：中央山脈南段(120.8°E 、23.1°N)與北段(12１.5°E 、24.5°N)。

在葉庭禎(2011)中針對印尼蘇門答臘地區𝑀_𝐿大於等於 7.0 之遠距地震發現中央山 Ide et al. (2015)利用在日本南海地區的長微震偵測方法(Ide, 2010)，尋找 2006 至 2011 年中央山脈南段長微震，假設長微震與 VLF 共存下，利用合成超低頻地震 (VLF) 與潮汐活動的相關性以分析長微震的孕震構造與環境，針對發震時間前 30 秒至發震後 70 秒的波形進行震源機制解之逆推，其結果顯示最大 VR 值 (Variance reduction)的兩個斷層面解，分別是向東南傾的低角度逆衝斷層 NP1：

(strike, dip, rake)=(54°, 13°, 120°)與向南南西傾的高角度逆衝斷層 NP2：(strike, dip, rake)=(156°, 78°, 82)，如圖 2.2.2 所示。

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圖 2.2.1，臺灣的觸發型長微震分布與剖面圖。(a)臺灣的觸發型長微震分布圖。

彩色圓形為 14 個由 9 個遠距地震觸發的長微震事件。黃色星形為 41 個由 2005 年蘇門答臘地震觸發的 LFE(Tang et al., 2010)，正方形、三角形以及菱形分別為 BATS、 CWBSN 以及 TAIGER。藍色測站標示為有觀測到長微震訊號的測站。

橘色星形和紅色實線為 1999 年𝑀_𝑤7.6 的集集地震震央與破裂位置。(b)A-A’剖面 圖。圓形與星型分別表示觸發型長微震與 LFEs，菱形則表示未確定深度的長微 震事件，假定在 20 公里深。黑點為 1991 至 2006 年中央氣象局𝑀_𝐿大於 3.0 的地 震，紅線標示為 Moho 面。本圖取自 Chao et al. (2012)。

圖 2.2.2，Ide et al. (2015)疊合 VLF 之(a)震源機制解、(b)拔靴法測試之 10000 個 解、(c)拔靴法測試之 10000 個解的方位角與傾角分佈 (d)用於逆推之 100 秒實 際波形(黑線)與理論波形(紅線)。本圖取自 Ide et al. (2015)。

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在 Chen et al. (2018)的研究中，於 2007 至 2012 年於中央山脈南段發現 1893 個長微震事件，其持續時間 60 至 2216 秒不等，深度約 15 至 50 公里，大致成南 北向分布，如圖 2.2.3 所示。她們發現長微震活動具週期性，對比東西岸之潮位，

如圖 2.2.4a 所示發現長微震活動呈現的週期性活動且和潮汐週期高度相關，能量 峰值對應到月球引發之主太陰半日潮(M2)，61.5%的長微震發生在水位大於平均 值的時間，而 81.9%發生在水位上升的時間，如圖 2.2.4b、c。他們進一步假設｢

長微震是受剪切應力增加而觸發」，計算理論潮汐剪切應力和長微震發生率相比，

推論長微震與潮汐相關性最高的構造面應為(strike, dip, rake)為(60°, 40 °, 90 °)的 斷層面。

圖 2.2.3，臺灣自發型長微震震央分布圖。(a)臺灣下方板塊相互作用的圖，彩色 圓圈為長微震位置區。(b)長微震震央分布圖。綠色、藍色與紫色圓圈分為莊育菱 (2012)、Ide et al. (2015)與戴心如(2016)的長微震震央，紅色與藍色三角形分別為 地震測站與潮位站。本圖取自 Chen et al. (2018)。

圖 2.2.4，2007 至 2016 年潮汐紀錄與長微震發震時間關係圖。(a)臺灣東岸、西岸 潮位與長微震活動資料，以每小時為單位，快速傅立葉轉換成頻譜圖，東岸潮位 資料由成功站代表，西岸潮位資料由將軍站代表，測站位置如圖 2.2.2，垂直虛線 標示分潮之週期與代表符號。(b)東岸水位與對應長微震發震時間分布圖，正值為 水位高於海平面，反之為低於海平面。(c)東岸水位變化量與長微震發震時間分布 圖，正值表示水位上升，反之則表示下降。左側長條圖統計長微震於該應力下累 積持續時間。黃色、粉紅色、白色分別表示所有事件、持續時間超過 300 秒以及 小於 300 秒的長微震。 本圖修改自 Chen et al. (2018)。

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在 Chen et al. (2018)研究中除長微震與潮汐相關性外，亦發現此區長微震位 於 Vp/Vs 相對高與低值之間，如圖 2.2.5 所示，再加上低 Q 值(Lee et al., 2010;

Wang et al., 2010)、相對低電阻(30 Ωm; 0.4–1.4% fluid content) (Bertrand et al.,2012;

Chiang et al., 2010)以及 Chuang et al. (2014)認為長微震區可能為因變質脫水而富 含流體，他們提出可能的構造模型，如圖 2.2.5 所示，以隱沒作用中浮力作用產生 反向高角度構造斷層，以及因岩石弱化導致板塊內低傾角斷層，解釋長微震震源於 構造與震源機制解的差異。

圖 2.2.5，臺灣自發型長微震事件分布與剖面圖。(a)長微震的空間分布圖，圓點 代表長微震事件，顏色表示深度，紅線為 A-A’和 B-B’剖面線。(b) A-A’ 剖面圖。

黑色圓點為長微震，灰色圓點為歷史地震，背景顏色為 Vp/Vs 值。(c-e)為 B-B’

剖面。背景顏色分別表示 Vp、Vs 以及 Vp/Vs 值。虛線標示 Moho 面(Vp 約 7.5km/s)。

本圖取自 Chen et al. (2018)。

圖 2.2.6，中央山脈南段長微震可能的構造模型示意圖。(a-c) 中央山脈南段由南 到北的構造模型。對應了早期到晚期的隱沒過程。EP 為歐亞大陸板塊，SCSP 為 南中國海板塊。地殼顏色標示為有些微差異的材質。(d)隱沒作用中因浮力作用產 生反向高角度構造斷層，以及因岩石弱化導致板塊內低傾角斷層。藍色和黑色箭 頭分別表示浮力和板塊聚合方向。本圖取自 Chen et al. (2018)。

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(2)利用理論到時差疊加波形(stack)以疊加後最大振幅決定定位(Kao et al., 2007)；

(3)在小範圍內以陣列觀測後方位角與 P 波速度後定位(La Rocca et al., 2005)；(4) 假設長微震為多個 LFE 組成，利用 LFE 峰值相位進行交互關係與雙叉分定位後，

最後取較佳的事件作為模板(template)來偵測與定位長微震事件(Shelly et al., 2007)。以下進一步詳述不同偵測與定位法。

2.3.1 Mean amplitude processing

Brudzinski and Allen (2007) 提出的長微震偵測方法為平均振幅比偵測法