資料選取與統計

微地動、P 波與表面波所涵蓋之頻率範圍，依照規模大小之不同 而有所不同，如圖 3.1 所示：

圖 3.1、微地動、P 波與表面波所涵蓋的主要頻率範圍

（資料來源：Waves, Seismometers, and Seismograms, 2017）

測站紀錄資料處理的方式分為以下步驟：

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1. 去除三分量紀錄異常的測站，對所有測站原始三分量紀錄，進行 總量之計算，並以垂直向來決定 P 波質點運動之正負值，求出 P 波質點運動方向之加速度函數。測站紀錄不良的例子如圖 3.2 至 圖 3.5 所示，收錄良好的波形圖如圖 3.6 所示：

圖 3.2、收錄不良之 TCU101 三分量與總向量波形圖，初達 P 波波相不明顯

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圖 3.3、收錄不良的 CHY062 三分量與總向量波形圖，僅收錄到 S 波之後記錄

圖 3.4、收錄不良的 HWA053 三分量與總向量波形圖，單一分量無記錄

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圖 3.5、收錄不良的 TTN009 三分量與總向量波形圖，無 P 波到達前時間段

圖 3.6、收錄良好 TCU067 三分量與總向量波形圖，有明顯 P 波到達相位

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2. 針對有 P 波相位到達前後之加速度函數之紀錄，進行所有測站等 頻率、等頻寬之複數解載；本研究從中央頻率 ω0=4Hz 開始，每 隔 0.5Hz 取其中央頻率 ω0，則中央頻率 ω0= 4.0、4.5、5.0……、

10.0Hz，取樣至 ω0=10Hz 為止；頻寬為 2Δω=0.5Hz，獲得各個中 央頻率函數隨時間的變化值。

3. 對單一測站之複數解載，調整至 P 波到達測站時刻為 0.0 秒，在 10.24 秒內，代入陳(1993)對於台灣地區推算之三維 Qp 值模型，

進行 P 波振幅解算，由測站一定範圍內各頻率之時間函數，求得 各測站在各頻率之時間波形函數，即在震源時的 CMD，換句話 說即是求得各頻率時間函數，在震源時所對應之振幅 A(f,t)。

4. 將單一測站所有頻率進行疊加，可求得單一測站 P 波到達後 10.24 秒內之震源加速度函數 A(t)。將所有測站疊加後之波峰值 進行對齊，計算平均化震源加速度函數。為了平均化同一分區場 址與儀器效應之影響；需去除與平均值距離大於兩個個標準差之 離群值(outlier，異常值、極端值、偏離值)之異常振幅去除，再 次將剩下的振幅進行平均，重新計算平均值，以求得更穩定之平 均值；經多次去除處理，可獲得各個分區所對應之穩定振幅平均 (robust mean)A(f,t)。

5. 針對 4-10Hz 範圍內之 Qp 值，當作不隨頻率變動之常數進行解算

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（張，2004），以去除路徑效應；由於地震儀對於不同頻率之地 震波振幅及相位之影響有所不同，還原成震源函數時要將振幅大 小以及相位上下相反也考慮進去（梁，2016）；將頻率範圍內的 加速度函數疊加後，從到達測站當作時間 0.0 秒解算時，其加速 度波形會隨機地往上或往下振動，並在函數時間範圍內產生相對 極值。為了將儀器效應、場址效應與剩餘路徑效應在同一分區內 平均化，解算震源加速度時間函數之後，將每個測站解算結果之 第一個峰值相互疊合，將此峰值當作相對極值，繪出上凸或下凹 之曲線函數，作為計算震源加速度平均函數的方式。

6. 將所有測站以分區為一組，計算平均震源加速度函數過後，計算 其他有收到紀錄的分區，將同樣一個地震事件震源加速度函數會 出，進行比較。而後再選規模大於六以上，較接近原集集地震震 央之地震事件，處理第二個事件進比較。