中央山脈南段地震偵測與分析：利用山區臨時地震偵測網

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(1)國立臺灣師範大學地球科學系碩士論文 Department of Earth Sciences. National Taiwan Normal University Master’s Thesis. 中央山脈南段地震偵測與分析：利用山區臨時地震偵測網 Monitoring of seismicity using newly deployed, local seismic network in southern Central Range. 花翊筑 Yi-Chu Hua 指導教授：陳卉瑄博士 Advisor：Kate Huihsuan Chen, Ph.D. 中華民國109年1月 January, 2020.

(2) 謝辭每本論文都是研究生嘔心瀝血、耗費無數心神的研究血淚史，希望所有有幸翻開論文的學弟妹們能夠在閱讀完後帶走些什麼，不論是圖片、文字、知識，或是報告成績都好，這樣也就不枉費研究生們每天做研究做到三更半夜還寫得要死的心力了（XD）。在這為期兩年半的研究生涯中，我非常感激所有在我就學期間被我追著問的所有教授們，尤其是我的老闆 Kate、陳卉瑄教授，你是被我追著問的最大苦主，有好幾次我都覺得自己要被 Kate 扔出去了，但老師都忍下來繼續讓我跟在屁股後面跑，Kate 辛苦你了，沒意外的話我們還要再相處四年，還請多多指教！但當然，除了老闆外我還要感謝隔壁研究室的葉恩肇教授、中研院的黃信樺老師，以及遠在京都大學被我煩了一個月的 Bogdan Enescu 教授，謝謝這些老師不僅願意撥空替我解惑，還願意好聲好氣的應付我的十萬個為什麼，沒有你們我的論文生不出來，現在也不能開開心心的寫謝辭～。再來還要感激我研究室的好夥伴們：元奕、郁柔跟柏宏，雖然都認識六七年了說什麼都矯情，但我覺得沒有你們的陪伴我的研究生生活不會過得這麼順利並充滿著歡笑。也謝謝研究室的學長姐：小隻、耀傑、彭彭、奕尹跟心如，謝謝你們願意在我被進度、程式或是研究搞得哭出來時幫我一把，讓我能順利的完成研究。當然還有可愛的學弟妹們：皓瑜跟宇翔，我知道我很吵，謝謝你們願意容忍我的吵鬧（XD）。在我的研究路上沒有你們我不會走得這麼順遂，謝謝大家這幾年來的照顧！最後我要感謝我的父母親、弟弟們，以及我最重要的家人們，謝謝你們讓我無後顧之憂的安心讀書與研究，你們是這本論文的最大功臣，沒有你們的支持我是沒有辦法這樣全心全意的讀完研究所的，我愛你們！還有我最重要的摯友嘉薇跟采縈，謝謝你們願意花費額外的時間聽我抱怨跟吐苦水，還陪我到處玩～（XD）。要感激的人真的太多了，我沒辦法用短短一頁的篇幅把大家都寫上去，但謝謝所有出現在我生命中的人，因為有你們我的人生才得以豐富且精彩，也謝謝讀到這篇論文的你，希望我的研究對你而言是有幫助的！ I.

(3) 摘要中央山脈南段的地震活動由近幾年的研究結果可以發現，該區域不僅是群震頻繁發生的地點，亦在孕震帶更深部( > 20 公里)發現有長微震的存在，而這些快、慢地震除了空間相近、其時間的演化也具高度相關。因此這個區域的地震觀測，可能可以解答：不同滑移型態的地震特性為何？其對應到的構造特性是什麼？受什麼物理過程所控制？然而，過去對此區的深部構造和地震物理行為的理解，卻局限於較為稀疏的地震網。因此，為進一步理解淺部地震活動和深部長微震活動的關係，本研究擬透過利用本研究室與中央大學顏宏元老師、臺灣大學陳勁吾老師一起布設的中央山脈南段臨時地震網（資料時間為 2015/12/28 至 2016/08/18），佐以台灣寬頻地震觀測網(BATS)進行整合地震偵測，期望能建立該區域較為完整的微震目錄，並對其進行時空特徵之分析和討論。利用架設期間的資料，我們以 STA/LTA 初步篩選可能地震、續以目視確認，一共偵測出 4229 個地震，其中有 648 未被由氣象局所記錄。以雙差分地震定位法重新定位後，可發現美濃地震過後，地震數量及地震發生率明顯的增加，且震前震後半年內的地震數量變化指示可能的地震靜止期。在空間上，美濃地震前近主震震源的地震數量稀少且較分散，震後多數餘震發生在中央山脈南段的長微震震源位置上方，並在震後一個月內有明顯向東、北方向遷移的情況，與速度剖面結合能推測地震成因與含水量的多寡有關。此外在地震偵測時亦有發現一明顯的地震空區的存在，推測與此區高熱的板塊擠壓環境有關。而長微震及地震間於研究期間內的相依性低，但在俯視圖上兩者高度重疊分布緊密，且在深度 15 公里有明顯的分界，兩者不同的孕震構造說明此區控制淺部地殼地震和孕震帶下方長微震的主應力方向並不同。. 中文關鍵詞：中央山脈南段、地震偵測、地震空區. II.

(4) Abstract Southern Central Range of Taiwan is a place not only hosting earthquake swarms in shallow depth but also tectonic tremors in the deeper crust. Both phenomena are closely located in space and often correlated in time, which provides a rare opportunity towards the understanding of physical mechanisms governing different styles of slip. The better detection of small earthquakes in this area may help us answer the questions below: what is the deep fault structures in this area? what is the spatio-temporal association between tremors and earthquakes in this area? and what is the different characteristics of different faulting styles (fast slip events at shallow vs. slow slip events at deeper part)? However, there are only few seismic stations in this mountain area, limiting our understanding of regional seismotectonics. By cooperating with Prof. Horng-Yuan Yen in NCU and prof. Chin-Wu Chen in NTU, we deployed 6 new seismic stations on the top the tremor source during the study period of 2015/12/28 to 2016/08/18. Combining with BATS operated by Academia Sinica, STA/LTA method was applied with manually check to identify earthquakes. Out of 4229 events, 648 events are not included in the CWB earthquake catalog. We find that after ML 6.4 Meinong earthquake, the occurrence rate of daily earthquakes increases dramatically from 9.4 to 19.4. Until the end of the study period, the seismicity rate hasn’t been back to the pre-Meinong event level. The double-difference locations reveal that before the mainshock, the earthquakes near the mainshock are sparse distributed. The aftershock concentrated however, not only near the source zone but also propagated to southern Central Range where the tectonic tremors are distributed at the greater depth. An aseismic zone was also found in the study area, coinciding with high-temperature and dry environment. Although the tremors and mainshock are closely. III.

(5) located, the correlation between the mainshock and tremors is found to be low using static Coulomb stress change model.. Key words: Southern Central Range, monitoring of seismicity, aseismic zone. IV.

(6) 目錄謝辭............................................................................................................................................ I 摘要........................................................................................................................................... II Abstract .................................................................................................................................... III 目錄........................................................................................................................................... V 圖目錄.................................................................................................................................... VII 第一章. 研究緒論.................................................................................................................... 1. 第二章. 前人研究.................................................................................................................... 3. 2.1. 地震與長微震的相關性 ....................................................................................................... 3. 2.2. 研究區域的地質概況............................................................................................................ 5. 2.2.1 地質與地震背景 ....................................................................................................... 5 2.2.2 地震相關研究 ......................................................................................................... 10 2.2.3 美濃地震簡介 ......................................................................................................... 14 第三章. 資料與方法.............................................................................................................. 16. 3.1. 資料來源及選取 .................................................................................................................. 16. 3.2. STA/LTA 地震偵測法 ........................................................................................................ 19. 3.3. 地震重新定位....................................................................................................................... 21. 3.4. 區域的 VP/VS 值測定法 ...................................................................................................... 23. 第四章. 研究結果.................................................................................................................. 26 V.

(7) 4.1. 目視偵測結果....................................................................................................................... 26. 4.2. 地震重新定位結果 .............................................................................................................. 32. 4.2.1. h3dd 地震定位法結果 ......................................................................................... 32. 4.2.2. hypoDD 地震定位結果 ....................................................................................... 39. 4.3 第五章. 區域的 VP/VS 值測定 .......................................................................................................... 47 結果分析與討論...................................................................................................... 53. 5.1. 異常 VP/VS 值之原因 .......................................................................................................... 53. 5.2. 快慢地震的時空關係.......................................................................................................... 57. 5.3 空區的可能成因 .................................................................................................................... 62 第六章. 結論.......................................................................................................................... 71. 參考文獻.................................................................................................................................. 73. VI.

(8) 圖目錄圖 1-1：台灣全區地質圖。 ..................................................................................................... 2 圖 2-1：深部長微震(綠色方形)和淺部地震活動（灰圓圈）的空間關係。 ...................... 4 圖 2-2：長微震與地震活動度的比較。 ................................................................................. 4 圖 2-3：研究區域位置(a)，及臺灣西南部歷史地震機制解與背景地震(b)。 .................... 7 圖 2-4：臺灣地震活動分區圖。 ............................................................................................. 9 圖 2-5：集集地震前後的主餘震序列之震央、震源及主震斷層機制解分布圖。 ........... 11 圖 2-6：長微震區域以緯度每 0.1 度垂直橫切的 VP/VS 剖面。 ......................................... 12 圖 2-7：從居禮溫度(580°C)估算之台灣地熱梯度分布。 .................................................. 13 圖 2-8：美濃地震周圍的構造及斷層位態模型。 ............................................................... 15 圖 3-1：研究方法流程圖。 ................................................................................................... 17 圖 3-2：本研究所使用的測站位置圖。 ............................................................................... 18 圖 3-3：新架設的地震測站實際照片。 ............................................................................... 18 圖 3-4：STA/LTA 比值法示意圖。 ...................................................................................... 20 圖 3-5：雙差分地震定位法示意圖。 ................................................................................... 22 圖 3-6：Lin and Shearer (2007)所提出之 VP/VS 法之空間示意圖。 .................................. 25 圖 3-7：Lin and Shearer (2007)所提出之 VP/VS 法原理示意圖。 ...................................... 25 圖 4-1：3581 個氣象局目錄之地震位置。 .......................................................................... 28 圖 4-2：A 至 C 三種類別之波形示意圖及深度分布。 ....................................................... 29 圖 4-3：A 至 C 三種類別之深度分布及規模分布。........................................................... 30 圖 4-4：研究期間內的 A 類型地震數量累積、與每日偵測到的新地震數量分布圖。 .. 31 圖 4-5：美濃地震前半年的 Z 值變化情況。 ....................................................................... 31 VII.

(9) 圖 4-6：氣象局目錄位置(a)及 h3dd 重新定位結果(b)。 .................................................... 34 圖 4-7：h3dd 重新定位後的地震分布與垂直剖面圖。 ...................................................... 35 圖 4-8：h3dd 結果與氣象局定位的距離差、地震規模及收到波形測站數的關係圖。 .. 35 圖 4-9：h3dd 的經度及緯度定位誤差結果。 ...................................................................... 36 圖 4-9（續）：h3dd 的經度及緯度定位誤差結果。 .......................................................... 37 圖 4-10：h3dd 重新定位後地震位置隨時間的分布（以月為單位）。 ............................ 37 圖 4-10（續）：h3dd 重新定位後地震位置隨時間的分布（以月為單位）。 ................ 38 圖 4-11：氣象局目錄位置(a)及 hypoDD 重新定位結果(b)。 ............................................ 41 圖 4-12：hypoDD 重新定位結果的平面位置與垂直剖面圖。 .......................................... 42 圖 4-13：經 hypoDD 定位過程中刪除但被 h3dd 保留的地震的地震規模長條圖。 ....... 42 圖 4-14：hypoDD 的經度及緯度定位誤差結果。 .............................................................. 43 圖 4-15：hypoDD 重新定位後地震位置隨時間的分布（以月為單位）。 ...................... 44 圖 4-15（續）：hypoDD 重新定位後地震位置隨時間的分布（以月為單位）。 .......... 45 圖 4-16：美濃地震前後的地震分布變化。 ......................................................................... 46 圖 4-17：區域 VP/VS 計算所用的相似地震位置及深度分布。 ......................................... 49 圖 4-18：區域 VP/VS 計算所用之相似地震位置及深度剖面對應的波速和波速比值。 .. 49 圖 4-19：61959 個事件對間之 cc 值分布。......................................................................... 50 圖 4-20：不同月份用以進行 VP/VS 計算的事件對數量分布圖。 ...................................... 50 圖 4-21：相似地震群的空間分布，以不同顏色表示不同地震群的編號。 ..................... 51 圖 4-22：各地震群所計算得到的 VP/VS 值。 ...................................................................... 51 圖 4-23：編號 16 地震群 P 波到時差(dp）及 S 波到時差(ds）所求出的 VP/VS 值。 ..... 52 圖 5-1：夏威夷基拉韋亞(Kilauea)火山周圍的速度構造剖面。 ........................................ 55 VIII.

(10) 圖 5-2：不同地震群內所有地震對間距的數量圖，數量以佔全體的百分比表示。 ....... 56 圖 5-3：地震與長微震的位置分布及深度剖面。 ............................................................... 59 圖 5-4：地震與長微震之數量比較圖。 ............................................................................... 59 圖 5-5：地震與長微震事件隨時間之分布圖。 ................................................................... 60 圖 5-6：地震在長微震發生前於時間及空間上的數量變化。 ........................................... 61 圖 5-7：自 1996 至 2016 年於研究區域中的地震數量分布圖。 ....................................... 64 圖 5-8：美濃主震滑移造成的靜態庫倫應力變化分布圖。。 ........................................... 65 圖 5-9：自 1996 至 2016 年的「地震空區」及「地震群聚區」地震發生率分布圖。 ... 66 圖 5-10：速度構造深度剖面圖。 ........................................................................................ 67 圖 5-11：平面速度構造分布圖。 ......................................................................................... 68 圖 5-11（續）：平面速度構造分布圖。 ............................................................................. 69 圖 5-11（續）：平面速度構造分布圖。 ............................................................................. 70 圖 5-12：臺灣全島的居禮溫度深度分布(a)、地溫梯度分布(b)，以及熱流分布圖(c)。 70. IX.

(11) 第一章. 研究緒論. 中央山脈為臺灣的碰撞造山帶之一，是一條呈現南北走向的狹長山脈，其造山過程約從五～六百萬年前開始，因菲律賓海板塊與歐亞大陸邊緣的聚合作用，造成中生代基盤岩石與上覆第三系板岩的變質與掘升所形成（圖 1-1）(鄧屬予，2002)。其基盤岩石自中生代以來已經歷過多期的構造活動事件並發育出多條的活動斷層，但大多數在現今活動度低，僅有少數還有活動紀錄。近年來，中央山脈南段下方偵測到許多的微地震活動，且在孕震帶更深部處 ( > 20 公里) 亦有長微震的發現 (莊育菱，2012；戴心如，2016) 。這些快、慢地震不僅空間相近，其時間的演化也具高度相關 (Peng et al., 2019)。因此這個區域的地震觀測，可能提供以下問題的解答：不同滑移型態的地震特性為何？其對應到的構造特性是甚麼？受什麼物理過程所控制？然而，過去對此區的深部構造與地震物理行為的理解，不僅受到地質證據不足、相關文獻稀少所困，更受此區較為稀疏的地震網分布所限。因此，本研究為更為進一步理解中央山脈南段的淺部地震活動和深部長微震活動的關係，預計透過新架設於中央山脈南段的六個新測站，佐以台灣寬頻地震觀測網 (BATS) 進行整合地震偵測，期望能建立中央山脈南段更完整的微震目錄，並對這些微震之時空特徵、震源機制和與長微震間互相之誘發關係進行分析和討論。. 1.

(12) 圖 1-1：台灣全區地質圖。紅色方框為本研究區域(圖取自經濟部地質調查所，1999)。. 2.

(13) 第二章 2.1. 前人研究. 地震與長微震的相關性非火山長微震 (non-volcanic tremor) 為一種 (1) 無明顯 P 波、S 波到時 (2) 主頻落. 於 2~8Hz (3) 振幅小而持續時間長至數十分鐘，且活躍期甚至能達至數日至數月， (4) 並能在相距數公里至數十公里不等的測站可看到非常相近到時（相差不到 10 秒）的特殊地震訊號，其時空分布奇特，多發現在隱沒帶深於孕震區的區域(Obara, 2002; Rogers and Dragert, 2003; Kao et al., 2005)，一些研究發現長微震的活躍度與慢滑移事件(slowslip event)相伴(Rogers and Dragert, 2003; Rubinstein et al., 2009)。臺灣的非火山長微震大多位於中央山脈南段下方(莊育菱，2012；戴心如，2016)，與地震活動在俯視圖上位置相近（圖 2-1a），但在垂直剖面的分布則呈現明確的邊界， 10 公里上方為地震活動集中處，而 15 公里以下則為長微震的震源區（圖 2-1b）。但非火山長微震與地震之間是否有相互觸發之關係？或是兩者間是否具有相關性？這些仍是未解之謎。Peng et al. (2019) 利用 2007 年至 2012 年，及部分的 2016 年的長微震目錄 (莊育菱，2012；戴心如，2016；顏元奕，2019) 分析他們與鄰近四個規模大於五的主震（2008 年規模(ML)5.2 的桃源地震、2010 年規模(MW)6.4 的甲仙地震、2012 年規模 (ML)6.4 的霧台地震，以及 2016 年規模(ML)6.4 的美濃地震），研究結果如圖 2-2 所示，從活動度的比對可以發現長微震與 2008 年和 2010 年的主震有較明顯的觸發關係，其對應的靜態庫倫應力變化少於 8 kPa，指示觸發關係可能需要高孔隙壓的物理環境，但地震和長微震具有哪種時空觸發關係，仍須進一步的研究與探討。. 3.

(14) 圖 2-1：深部長微震(綠色方形)和淺部地震活動（灰圓圈）的空間關係。左上角的小地圖標示出研究區域位置；黑色三角形為使用測站的位置；黑色線段為斷層位置；星星表示該研究之主震(圖取自 Peng et al., 2019)。. 圖 2-2：長微震與地震活動度的比較。(a)與(b)分別表示活動度以每 15 天與每 30 天計算一次的結果；黑色為地震；綠色為長微震；虛線對應到主震時間。長微震的高活動度與大地震的對應關係在 2008 年與 2010 年較為顯著 (圖取自 Peng et al., 2019)。 4.

(15) 2.2. 研究區域的地質概況. 2.2.1 地質與地震背景本研究區域位於中央山脈南段及臺灣西南部（圖 2-3a），地層分布主要為中新世至更新世之沉積岩，以及始新世到中新世之硬頁岩及板岩（圖 1-1），地質年代由西向東為：全新世、更新世、上新世、中新世與漸新世晚期(何春蓀，1982)。變形與變質程度同樣是由西而東，從未變質與輕微變形一直到強烈變形與低度變質(陳肇夏等人，1995)。地形上由西而東逐漸升高，從略高於海平面的平原區、向東上升到丘陵地，再到海拔 1000 公尺以上的高山。自 2012 年經濟部中央地質調查所公布的活動斷層分布圖，亦能發現通過本研究區域的活動斷層不多，主要有：新化斷層、後甲里斷層、左鎮斷層、小崗山斷層、旗山斷層、潮州斷層，以及龍船斷層（2013 年公布）（圖 2-3b），以下簡單介紹之。 . 新化斷層：東北東走向的右移兼具逆移運動之斷層，主要經過六雙層、階地堆積與沖積層，地層大致水平而斷層兩側的岩性差異很小(黃勝群，2004)。斷層在近七千年內至少活動三次（含 1946 年新化地震），近期內亦觀察到潛移現象，為一條高活動度的第一類活動斷層(盧詩丁，2002)。. . 後甲里斷層：為傾角向西傾斜之逆移斷層，約呈南北走向。藉由鑽井資料，可確定後甲里斷層確實存在。配合地球物理探勘結果，與井下岩芯剪切變形帶的深度分布，可確定後甲里斷層為一向西傾斜的逆移斷層，但斷層並未截穿至地表，屬於盲斷層的形式(林燕慧，2004)。. . 左鎮斷層：西北走向左移斷層。經野外調查發現沿斷層線形位置有小型斷層泥帶，並常群聚拼合成一寬約數公尺至十數公尺的斷層泥帶，但僅局限於斷層西段。至今尚對其「活動時代」存疑，故暫列為第二類活動斷層(林啟文，2000)。. 5.

(16) . 小崗山斷層：可能為北北東走向的逆移斷層。雖有地形崖特徵，但經由野外地質調查、地質鑽探以及地球物理探勘結果，均未發現地表有斷層存在證據，因此構造型態仍屬於盲斷層，但是由岩層截切年代分析，小崗山斷層仍具有活動的潛勢，因此暫列第二類活動斷層(取自中央地質調查所－2 萬 5000 分之一的活動斷層圖)。. . 旗山斷層：東北走向之逆斷層，傾向東南。上盤(東側)為烏山層，下盤(西側)為古亭坑層(林啟文，2013)。在活動度上因有截切全新世的砂礫石層，故列為第一類活動斷層(陳柏村，2006)。. . 潮州斷層：高角度向東傾斜之逆移斷層，兼具左移性質。可分為南北兩段，斷層的北段可稱為土壟灣斷層或是樟山斷層，以盲斷層的形式存在。透過地質考察研判潮州斷層在更新世晚期可能有活動，故列為第二類活動斷層(取自中央地質調查所－臺灣活動斷層)。. . 龍船斷層：北北東走向的東傾逆斷層，上盤(東側)為古亭坑層與烏山層，下盤(西側) 為古亭坑層(林啟文，2013)，近期的地質調查顯示部分地區（國道三號的田寮三號橋北橋台）有明顯的錯動情況，但其他地方並無明顯的活動跡象，故需進一步以鑽探及監測以進行釐清(劉彥求，2013)。. 6.

(17) 圖 2-3：研究區域位置(a)，及臺灣西南部歷史地震機制解與背景地震(b)。(a)的紅色框表示研究區域；星號為規模大於 6 的歷史地震位置，由上至下分別是白河地震、甲仙地震、美濃地震，及霧台地震；(b)的線段號碼 1~7 為斷層名字與位置，1：新化斷層，2：後甲里斷層，3：左鎮斷層，4：小崗山斷層，5：旗山斷層，6：潮州斷層，7：龍船斷層，兩側則為周遭規模大於 6 的歷史地震機制解 (圖取自黃鐘等人，2016)。. 7.

(18) 本研究區域位於臺灣中南部，跨越中央山脈南段和部分西部麓山帶（圖 2-4），是臺灣地震模型(Taiwan Earthquake Model)依震源機制和震災潛勢所畫分之第 11、12 和 15 區(Wang et al., 2016)。此區背景地震不活躍卻發生過多次大地震，例如 1964 年白河地震、2010 年甲仙地震、2012 年霧台地震，以及 2016 年美濃地震（圖 2-3a 的星號）。其中，白河地震與美濃地震因震央鄰近人口密集區，故造成嚴重死傷與財物損失。白河地震發生在臺灣時間 1964 年 1 月 18 日，震央位於台南市東部，為觸口斷層錯動而發生的芮氏規模 (ML) 6.3 地震，這場地震共造成 106 人死亡、650 人受傷，災情最遠可蔓延至嘉義市區，是臺灣發生在 20 世紀的地震中排名第六慘重。地震發生伴隨有發生地鳴、地光、地裂、土壤液化和砂沸等現象，甚至造成房屋倒塌、烏山頭水庫龜裂等嚴重建築損毀(中央氣象局，2010)。地震發生當時臺灣尚未有官方的災害管理政策，此地震就是迫使臺灣省政府重新考慮自然災害應變政策改進，並於翌年發布自然災害援助標準程序的主要原因(Chen et al., 2006)。甲仙地震及霧台地震分別發生在臺灣時間 2010 年 3 月 4 號及 2012 年 2 月 26 號，兩地震位置相近且位於過去地震活動相對較少的地震空白區，不僅如此，兩地震皆未對應到任何已知的活動斷層，故被判定為盲斷層所導致的地震活動。因震央位在較偏遠的山區位置，因此兩地震皆未造成嚴重的人員傷亡，但甲仙地震的發生導致多處的建築物損毀或倒塌、橋梁損毀、土壤液化等現象的出現，甚至造成高鐵出軌意外，所幸並無人員傷亡(中央地質調查所，2010；中央氣象局地震測報中心，2012)。美濃地震發生在臺灣時間 2016 年 2 月 6 號，震央位於高雄市美濃區，是臺灣自 1999 年的 921 集集大地震後傷亡人數最為慘重的地震災害，亦是臺灣有史以來單一建築物倒塌之罹難人數最多的災害。共計 117 人死亡，551 受傷，上千件的房屋毀損，且多處出現土壤液化、地體走滑或是破裂的情況，其發震構造根據中央地質調查所的「20160206 美濃地震地質調查報告」顯示為深度超過 10 公里，呈東西走向，向北方傾斜的深部發震構造，與鄰近區域已知的活動斷層並不符合，後面將會在針對此進行簡介。 8.

(19) 6. 7. 3 8 9. 2. 10. 4. 1. 11. 5 12. 15 13. 16. 14. 圖 2-4：臺灣地震活動分區圖。本研究區域位在紅色方框的位置，數字表示地震分區的編號，灰點為規模大於 2 的歷史地震位置。黃色線代表 Wang et al. (2016)發表之台灣構造分區模型，分區編號亦源自該文獻。. 9.

(20) 2.2.2 地震相關研究中央山脈南段下方為一相對高含水且地震呈現近垂直分布的區域。根據薩宜光（2004）對中央山脈南段在集集地震前後的地震序列分析，此區的地震斷層型態以正斷層與走向滑移為主，地震群則呈現近垂直分布（圖 2-5），且根據淺震（深度 5 公里左右）之 CLVD（compensated linear vector dipole）值計算，發現其數值偏高（CLVD 用來描述雙力偶地震震源機制符合斷層面上剪力運動過程之程度，其值越高表示震源機制越不符合剪力運動過程），因此推測此區的地震發生與流體活動有關。他們進一步解釋，中央山脈南段下方的近垂直分布的地震序列，可能需要流體在裂隙中遷徙過程造成的弱化機制。正斷層的成因亦與此有關，在流體經過後其摩擦力降低，使得岩體因本身的重力而順著這些裂隙下滑形成正斷層。而流體的存在不僅影響此區地震序列的發生，戴心如（2016）利用長微震的空間分布和震波速度比對指出，與中央山脈北段相比，長微震震源區具相對高的 VP/VS 值（圖 2-6），更位於高地熱梯度（圖 2-7）、低電阻及磁力異常區(Hsieh et al., 2014)，說明長微震區域溫度更高、含水量更豐富。Chuang et al. (2014)及 Chen et al. (2018)進一步解釋，較高的含水程度可能是由在高溫隱沒過程下的變質作用脫水而來，而在造山過程中地殼增厚和板塊脫層讓淺部的伸張環境提供流體運移的機制，可能加速了深部長微震的發生。因此，此區域異常高的含水環境，與高溫隱沒的變質作用脫水有著高相關性，且可能影響著此區淺層地震及深部長微震的形成。. 10.

(21) 圖 2-5：集集地震前後的主餘震序列之震央、震源及主震斷層機制解分布圖。上圖為地震位置的分布圖，下圖為此區域的深度剖面分布。紅點為集集地震前之主餘震序列，綠點為集集地震後之主餘震序列。中央山脈下方以正斷層機制為主，且地震呈現近垂直的分布(圖取自薩宜光，2004)。. 11.

(22) 圖 2-6：長微震區域以緯度每 0.1 度垂直橫切的 VP/VS 剖面。俯視圖中圓圈為長微震，顏色對應不同深度，而剖面圖中則以黑色點表示長微震位置，灰色點為 M≦5 之背景地震，其大小反應規模，紅色星號為規模大於 5 的地震事件，虛線為引用自 Huang et al. (2014)的莫荷面 (圖取自戴心如，2016)。. 12.

(23) 圖 2-7：從居禮溫度(580°C)估算之台灣地熱梯度分布。紅虛線表示長微震震源區 (圖取自 Hsieh et al., 2014)。. 13.

(24) 2.2.3 美濃地震簡介在本研究地區，近期發生最大的地震為 2016 年美濃地震，由於其亦發生在山區臨時地震站架設期間，在此簡述目前已知的主餘震特性和可能的發震構造。美濃地震發生在臺灣時間 2016 年 2 月 6 號 03 時 57 分 27 秒 (UTC 為 2016 年 2 月 5 號 19 時 57 分 27 秒) 。中央氣象局所定位的震央位置為：北緯 22.92 度，東經 120.54 度，規模(ML ) 6.6，地震深度 14.6 公里。Kanamori et al. (2017)利用臺灣寬頻地震網 (BATS) 所解出之斷層面解為：西北－東南走向約 30 度向東北傾（學界大多認定的斷層面位態），與南北走向 75 度西傾。然而本區的活動斷層多由自基底滑移面延伸分岔至地面上，集中於 10 公里內的淺部地殼，美濃地震主餘震分布更深（至 20 公里深），因此造成此地震之構造與本區之活動斷層較無關聯（圖 2-8）。此外，無論是東西、西北－東南、或是南北走向的斷層機制解，在空間上延伸後均難以應對至地表觀察到的活動斷層，因此美濃地震主震與目前公告之活動斷層的關聯性較弱，判定發震斷層可能為一盲斷層構造 (黃鐘等人，2016）。 Huang et al. (2016)利用全球定位系統衛星(GPS)連續追蹤站與雷達衛星影像取得同震地表變形資料，並將此資料與地震波形結合進行深部斷層錯動的逆推，其斷層位態模型如圖 2-8 所示，此區有兩條斷層系統，主斷層較深、破裂面積較大（圖 2-8a）；次斷層較淺而破裂面積更小（圖 2-8b），次斷層主要為無震或是慢滑移形式進行錯動，難以由地震訊號解析，必須要用 GPS 資料才能找到相關證據。他們提出同震地表變形可能主控於近地表的地下構造系統，此系統可能包含：位於關廟向斜中的軸面斷層與層間滑移斷層，以及龍船斷層下盤的覆疊構造 (duplex structure)（圖 2-8d 的地層構造示意圖） (黃鐘等人，2016)。. 14.

(25) 圖 2-8：美濃地震周圍的構造及斷層位態模型。(a)為主斷層的破裂面與滑移量分布，黃色星號為美濃主震位置，藍色圓圈為餘震位置；(b)則是較淺的次斷層破裂面與滑移量分布；(c)為模擬主要斷層在破裂後對次要斷層的靜態庫倫應力變化；(d)為美濃地震周圍的庫倫應力變化、VP/VS 值分布、主及次斷層位態，以及淺部地層構造示意圖，黃色星號為美濃主震位置，黑點為餘震位置 (圖取自 Huang et al. 2016) 。. 15.

(26) 第三章. 資料與方法. 為探討研究區域微地震之時空分布特徵，以及與長微震間之誘發關係。本研究首先透過新架設於中央山脈南段之臨時寬頻地震站，與鄰近由中央研究院地球科學所所架設的寬頻地震站(BATS)以 STA/LTA 偵測法進行微地震活動之偵測，並佐以目視進行確認，判定標準為：除新測站外，在 BATS 測站尚有二個以上的記錄則紀錄之，目視同時將地震依波形進行簡單的分類並以 h3dd (林樞衡，2014)以及 hypoDD (Waldhauser and Ellsworth, 2000) 進行地震重新定位，最後建立目錄以及對資料進行分析，研究流程如圖 3-1 所示。. 3.1. 資料來源及選取為釐清中央山脈南段微地震與長微震的特徵及互動關係，本研究利用研究室新架設. 於長微震上方的山區地震站，進行對微地震活動之監測。圖 3-2 為本研究的研究區域及利用的測站位置與名稱。由於測站品質不一，因此本研究選擇訊噪比較高的測站進行分析，分別為：KS(關山)、BN(卑南)以及 WL(霧鹿林)三個測站，且為達到三個新測站最長之共同記錄時間，本研究以 2015/12/28 到 2016/08/18 作為研究期間。取得原始資料後先進行地震偵測（如下 3.2 詳述），步驟為 (1) 找出可能的地震時間、(2) 進行人工目視判斷以確認為地震訊號、(3) 將偵測到的地震時間與氣象局目錄進行比對，確認是否為氣象局的目錄地震。若地震在氣象目錄中並未紀錄，則以「除了新測站外，BATS 測站有二個以上的記錄到地震訊號」為標準，納入本研究之地震目錄。. 16.

(27) 圖 3-1：研究方法流程圖。. 17.

(28) 圖 3-2：本研究所使用的測站位置圖。研究範圍為 120°E 至 121.2°E；22°N 至 24°N，藍色三角形為新架設的地震監測站，紅色三角形為中央研究院地球科學所的寬頻地震站 (BATS)。. 圖 3-3：新架設的地震測站實際照片，三張照片分別為關山站（左上）、卑南站（右上），以及霧鹿林站（中下）的實際測站照片。 18.

(29) 3.2. STA/LTA 地震偵測法為了能更有效的偵測微地震，本研究利用 STA/LTA 比值法(short-time-average / long-. time-average algorithm) (Trnkoczy, 1999)偵測出所有可能的地震時間。 STA/LTA 比值法為一種自動判讀波相到時法，主要透過「短時窗信號平均值」(STA) 與「長時窗信號平均值」(LTA) 的比值判讀來達到有效區別地震與雜訊的目的。當 STA/LTA 比值高於設定之門檻值時，此時間點會被認定為地震波 P 波的到時點，若 STA/LTA 比值低於設定門檻值則略過不計。STA 與 LTA 的定義如下： 𝑖𝑖. 𝑖𝑖. 1 LTA = � 𝑥𝑥𝑗𝑗 𝑛𝑛𝑛𝑛. 1 � 𝑥𝑥𝑗𝑗 STA = 𝑛𝑛𝑛𝑛 𝑗𝑗=𝑖𝑖−𝑛𝑛𝑛𝑛. (式 3-1). 𝑗𝑗=𝑖𝑖−𝑛𝑛𝑛𝑛. x 為一個連續資料，ns 及 nl 分別代表短時間視窗及長時間視窗中所有的資料點數， i 為欲取值的時間點，若取樣時間為 dt，則短時間視窗 Tns 及長時間視窗 Tnl 的時間長度分別為 Tns= ns × dt 以及 Tnl= nl × dt。本研究經測試後所選取的最佳 STA 與 LTA 時間長度分別為每 2 秒取一次，以及每 10 秒取一次。而在計算中為避免因為振幅正負相互抵消，因此在資料的處理過程中，需將地震波形資料做地震波形振幅正值化以避免此情況的發生。地震波形振幅正值化的方式有非常多種，如：絕對值、平方以及包絡線 (envelope)，本研究以包絡線法將地震波形振幅正值化。 STA/LTA 門檻值的選定會因不同的 STA 與 LTA 的視窗選定而變，如圖 3-4 所示，若設定 LTA 為 30 秒，改變 STA 視窗時間（分別為 3 秒與 0.5 秒），則門檻值位置如紅線所示，結果發現雜訊與地震事件（圖 3-4 中以 X 與 Y 表示）僅能被 STA 為 3 秒所得之 STA/LTA 比值分辨出來。此例說明門檻值的選定需依照不同測站特性的經驗值決定。測試結果顯示，門檻選定為 2.5 時，與氣象局目錄所記錄地震事件較為吻合。. 19.

(30) X. Y. X. Y. 圖 3-4：STA/LTA 比值法示意圖（圖出自 Trnkoczy, 1999），紅色線為門檻值位置，圖 c 與圖 b 中的 X 與 Y 分別代表雜訊以及地震。. 20.

(31) 3.3. 地震重新定位為取得研究區域內更加精細的地下構造，本研究欲將所有偵測到、且位於研究範圍. 內的地震進行重新定位。為提高地震定位的精確度，本研究使用雙差分地震定位法，並分別利用一維及三維速度模型，對所有的地震進行重新定位。雙差分地震定位法是由 Waldhauser and Ellsworth (2000) 提出，如圖 3-5 所示，此定位法是利用一群發震位置相近的地震群，並將地震兩兩配成一個事件對，再利用兩地震間的走時殘差差值進行重新定位，由於相近的兩個地震事件所產生的地震波在傳至同一測站後，其震波傳遞路徑及場址效應相似，因此兩個震波的路徑效應亦相近，所以，將其兩兩相減之後，可以將不同速度構造對定位的影響大幅降低，以得更精確的相對定位，有利於發震構造的判識。本研究使用兩種地震定位法進行重新定位，一種為 Waldhauser and Ellsworth (2000) 所提出的 hypoDD 雙差分定位法，此方法所使用的為陳燕玲（1995）所發表的臺灣一維速度模型。另一種為林樞衡（2014）所提出的三維速度模型雙差分定位法 h3dd，其所利用的是 Huang et al. (2014)發表之三維速度模型進行重新定位，此速度模型在側向速度變化較大的地區，能提供更好的精確度。此外在 h3dd 定位法中會加入單事件地震定位法與雙差分地震定位法一同進行聯合逆推，此方法能近乎保留所有地震事件（但測站數不足的事件無法有定位結果出來），不像 hypoDD 會因為判定此地震為孤立事件而不納入事件對之中也不進行定位，因此兩方法相比之下，h3dd 定位法較不會發生損失地震定位結果的情形。由於本研究偵測出的地震位置密集且相近，適用雙差分地震定位法。我們首先對研究範圍內的地震群進行重定位，主要使用的是目視確認環節中所找出的 P 波及 S 波到時差進行定位，每個地震至少有 5 個測站的波相到時紀錄，重新定位的地震個數總計 3091 個。使用 h3dd 雙差分定位時，本研究將地震最大間距設為 5 公里，沒有配對成事 21.

(32) 件對的孤立地震，則會以單事件定位法定位。而使用 hypoDD 雙差分定位時亦以 5 公里作為事件對間的最大間距，因為此間距可以保留最多地震且定位結果最佳。本研究使用的速度模型，採用陳燕玲（1995）的臺灣一維速度模型，以及 Huang et al. (2014) 的臺灣三維速度模型，進行地震重定位。. 圖 3-5：雙差分地震定位法示意圖。圓圈皆代表地震位置，事件間相連的線段表示其距離及位置相近。以事件 i 及事件 j 為例，空心圓圈表示兩事件未重新定位前的初始位置； S 為慢度向量，即地震波之傳播方向；Δx 為定位後其定位結果與初始位置間的差距向量；dt 則是測站 k 和測站 l 所收到的事件 i 及事件 j 的走時差值 (圖取自 Waldhauser and Ellsworth, 2000) 。. 22.

(33) 3.4. 區域的 VP/VS 值測定法密集且位置相近的地震群，除了透過雙差分定位法能提供較精細的地下構造外，亦. 能用來計算出地震群周圍、精確度較高的 VP/VS 值。本研究透過地震群的 P 波及 S 波到時差，利用 Lin and Shearer (2007) 所提出的之方法取得地震群周圍的 VP/VS 值：兩個位置相近的事件對（圖 3-6）其 P 波時間差為： δTpi = Tpi 2 − Tpi 1 =. δlip Vp. (式 3-2). Tpi 2 及Tpi 1 分別為兩事件（P1 及 P2）從震源到測站 i 所花費的 P 波走時，δTpi 則是兩事件. 從震源到測站所花費時間的時間差。δlip 則為兩事件間的路徑差距，如圖 3-6 所示。同理可得 S 波在 i 測站的兩兩事件時間差為： δTsi. =. Tsi2. −. Tsi1. δlis = Vs. (式 3-3). Tsi2 及Tsi1 分別為兩事件（S1 及 S2）從震源到測站 i 所花費的 S 波走時，δTsi 則是兩事件分. 別從震源到測站所花費時間的時間差，δlis 等於δlip 。而從圖 3-6 可知δlis 和δlip 是一樣的，故可以推導出：. Vp δTsi = Vs δTpi. (式 3-4). 但由於無法精確地知道地震的發震時間為何時，因此需要將公式轉以用 P 波及 S 波的到時（以t p 和t s 表示）進行估算，其轉換過程如下： δt 0 = t 02 − t 01. t 02 及t 01 分別為事件的發震時間，而δt 0 即為兩發震時間的差值。. 23. (式 3-5).

(34) P 波在 i 測站的到時可以改寫成t ip1 = t 01 + T𝑝𝑝i 1 、t ip2 = t 02 + Tpi 2 ，則： 𝑡𝑡𝑝𝑝𝑖𝑖 2 − 𝑡𝑡𝑝𝑝𝑖𝑖 1 = �t 02 + T𝑝𝑝i 2 � − �t 01 + T𝑝𝑝i 1 � = �t 02 − t 01 � + (T𝑝𝑝i 2 − T𝑝𝑝i 1 ). (式 3-6). S 波的處理亦然。可得 δTpi = δt ip − δt 0 以及δTsi = δt is − δt 0 ，可將上式改寫為：. 再進一步改寫為：. Vp δt is − δt 0 = Vs δt ip − δt 0. (式 3-7). 𝑉𝑉𝑝𝑝 𝑉𝑉𝑝𝑝 δ𝑡𝑡𝑠𝑠𝑖𝑖 = � � 𝛿𝛿𝑡𝑡𝑝𝑝𝑖𝑖 + δ𝑡𝑡0 (1 − ) 𝑉𝑉𝑆𝑆 𝑉𝑉𝑠𝑠. (式 3-8). 其中，發震時間所影響的為 y 軸的截距，故可達到「在不知道發震時間的情況下、得出小範圍的 VP/VS 值」的目的，範例如圖 3-7 所示。由於大多偵測之地震位於卑南站周圍，在此僅使用此站作為 VP/VS 計算所用。我們先以 P 波及 S 波到時的差值為五秒為限制進行第一輪的篩選，確定所使用的地震位在卑南站周圍，再以波形相對係數(waveform cross-correlation coefficient，簡稱 cc 值)做二次篩選，保留 cc 值高於 0.7 的地震對以確保地震事件間足夠相近且密集，為了排除目視尋找到時的誤差，以移動視窗相關係數計算法(sliding-window cross-correlation, SCC) 計算地震事件對的 P 波到時差及 S 波到時為估算依據，最後，將得到的 VP/VS 值與模型數值間的差異，並進行分析與討論。. 24.

(35) 圖 3-6：Lin and Shearer (2007)所提出之 VP/VS 法之空間示意圖。圖中的 1 跟 2 為距離相近的事件對，δlis 及 δlis 為波行路徑差（圖取自 Lin and Shearer, 2007）。. 圖 3-7：Lin and Shearer (2007)所提出之 VP/VS 法原理示意圖。實心點所繪製的趨勢線為 δTp 及 δTs 的線性圖，空心點為δt p 及 δt s 的線性圖（圖取自 Lin and Shearer, 2007）。. 25.

(36) 第四章 4.1. 研究結果. 目視偵測結果在 2015/12/27 至 2016/08/18 的研究期間內，經 STA/LTA 比值法偵測及目視確認後. 的地震共有 4229 個（其中包含 648 個在氣象局目錄中未列的新事件），規模範圍為 0.5 至 6.6，其空間分布如圖 4-1 顯示。依波形特徵可將地震進行簡單分類如下。 A 類型：多屬於近距離地震，從波形可見清楚的 P 波與 S 波到時（波形範例如圖 4-2a）；B 類型：屬於中等距離的地震，從地震波形可見清楚的 P 波到時，但 S 波到時並不清楚，於各測站所收到的地震波形相似（波形範例如圖 4-2b）；C 類型：屬於較遠距的地震，可看見清楚的 P 波到時，但 S 波到時並不清楚，且各測站所收到的地震波形差異大（波形範例如圖 4-2c）。不同類型地震之深度及規模分布如圖 4-3 的 a-f 所示，我們發現 A 類型的地震深度大多位於 20 公里以內（圖 4-3a），屬於較淺層的地震並且規模較小（圖 4-3d）。B 及 C 類型的地震震央多位於外海且地震深度皆較深，Ｃ類型的地震更有半數以上超過 40 公里深（圖 4-3b 及 c），兩類型的規模亦較 A 類型大（圖 4-3e 及 f），此外，兩類型的 S 波到時也較難辨識。然而，根據空間分布能發現 B 及 C 類型的地震位置大多數遠離研究範圍且與中央山脈南段距離遙遠，與本研究的目的相關性較低，且未列於氣象局目錄的新事件也多數被列為 A 類型的地震，因此本研究後續的分析與定位將著重於鄰近地震網且落在 120° E 至 121.125°E；22.5°N 至 23.5°N 間的 A 類型地震，B 及 C 類型暫不列入討論之中。若將 A 類型地震於研究期間內所偵測的地震數量依時間累積，並標出每日偵測到的新地震數量，其整體趨勢如圖 4-4 所示，能發現：. 26.

(37) （1）美濃地震後的地震發生率由震前的 9.4 個/天躍升至震後的 19.4 個/天，增加約兩倍。且每日偵測出的新地震數量於美濃地震後有明顯的增加。（2）於美濃地震前約一個月的偵測數量有逐漸減少的跡象，且每日新偵測出的地震數量亦有漸漸減少的跡象。因此，為了確認震前地震數量的變化情況，本研究利用美濃地震前半年至研究期間的 Z 值變化進行確認，Z 值為 zmap 軟體中量化地震活動度的一種方法，公式如下：. 𝑍𝑍(𝑡𝑡) =. (𝑅𝑅𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎 − 𝑅𝑅𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐 ) 2 𝜎𝜎 2 𝜎𝜎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎 + 𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐 𝑛𝑛𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎 𝑛𝑛𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐𝑐. �. (式 4-1). R all 和R cal 是主要地震活動率在欲測試點之內的整體期間和被考慮時間範圍。σall 和σcal. 是地震活動率的標準偏差。nall 和ncal 是位在這段期間內的地震數量。若 Z 值的趨勢為漸. 增，表示此區的地震活動度漸減；反之，若 Z 值有漸減的趨勢，則表示此區的地震活動度越來越活躍。Z 值變化結果如圖 4-5 所示，可以發現於美濃地震發生前、約在 2015 年的 8 月左右其 Z 值的變化趨勢為逐漸增加，因此可以推測於美濃地震前可能有地震靜止期的出現，但其變化並不顯著。此外，新事件之位置分布多數位在中央山脈南段的下方，與長微震震源區相近，分析結果將於 4.2 章詳述，此外本研究未重新求取新偵測事件之規模，僅簡單推測新事件的規模可能位在 1 左右，故較容易被氣象局所遺漏，而在圖 4-3 之中的規模分布數量亦未包含新發現的事件。在時間分布上，新事件在美濃地震後之數量比震前平均增加約一倍，而在資料的尾端（至 2016/8/18）其偵測數量仍高於美濃地震前。. 27.

(38) 圖 4-1：3581 個氣象局目錄之地震位置。橘、藍、桃紅色點分別為 A、B、C 類型的地震位置。. 28.

(39) A 類型. C 類型. B 類型 (b). (a). 圖 4-2：A 至 C 三種類別之波形示意圖及深度分布。(a)到(c)為三類型的地震波形示意圖。. 29. (c).

(40) (b). (a). (d). (e). 圖 4-3：A 至 C 三種類別之深度分布及規模分布。(a)到(c)為三類型的地震深度分布圖；(d)到(f)為三類型的地震規模分布圖。. 30. (c). (f).

(41) cumulative numbers. 圖 4-4：自 2015/12/28 至 2016/08/18 的 A 類型地震數量累積、與每日偵測到的新地震數量分布圖。. 圖 4-5：美濃地震前半年的 Z 值變化情況。藍色箭頭指示 Z 值逐漸增加的時間點，約在 2015 年的八月左右 Z 值有逐漸增加的趨勢，顯示出可能的地震靜止期時間。. 31.

(42) 4.2. 地震重新定位結果對於偵測到的 3091 個 A 類型地震，本研究採用兩種方式重新定位，分別為使用三. 維速度構造的 h3dd 雙差分地震定位法，以及利用一維速度構造雙差分地震定位法 hypoDD，期望可以獲得更明顯的線性構造或是可能的斷層位置。. 4.2.1. h3dd 地震定位法結果. 本研究利用 Huang et al. (2014)所提供的三維速度模型及 h3dd 地震定位法進行重新定位，重新定位結果如圖 4-6 所示，可以發現 h3dd 地震定位結果（圖 4-6b）與原本氣象局目錄之地震位置（圖 4-6a）相比，群聚於中央山脈南段的情況更為明顯。由北至南三個深度剖面（圖 4-7）則呈現中央山脈南段下方的地震較淺，深度在 10 公里內，而近美濃主震的地震深度較深而分布稀疏，深度可達 40 公里。剖面 B-B’上可發現中央山脈下方看見近垂直的線性構造，與前人研究（薩宜光，2004）的結果相符。為釐清定位前的位置差異與其原因，我們對每一筆地震在定位前後的位置差異和規模與測站數作圖，如圖 4-8 所示，較少的測站數對應到較大的距離差，規模則並未呈現與距離差的相關性。為進一步分析定位誤差並釐清定位誤差的來源，我們將所有事件都依序拔除一個測站進行重新定位，並取得缺少該測站後的定位結果，一共進行九次，再將九次的定位結果加總計算平均值及標準差值，以標準差值作為定位的誤差值，可以發現誤差值介於 0 至 25 公里間，但大多數事件的誤差落在 5 至 10 公里內，圖 4-9a-b 呈現水平方向誤差的空間分布，距離測站網越遠的地震其標準差值越大，說明 h3dd 的重新定位的誤差與距離測站網的遠近和收到訊號的測站數有關：與測站網距離越遠或是收到的測站數越少，重新定位後的誤差越大；相反地，與測站網距離近或是收到的測站數多，則重新定位後的誤差小。. 32.

(43) 重新定位後地震的時空演化可如圖 4-10 所示，我們發現美濃地震前、也就是一月的地震分散且無明顯聚集（圖 4-10a），而震後一個月內（二月份）的餘震逐漸由西遷移至東側之群聚區（圖 4-10b），與長微震震源區重疊（120°48’E～121°E；22°54’N～23° 08’N 之間），自三月後到八月的地震活動亦多發生在聚集區中（圖 4-10c 至 h）。此外，於研究期間內從氣象局目錄的原始地震位置圖和重新定位的地震分布圖皆顯示：經度 120°30’E～120°54’E 及緯度 22°48’N～23°06’N 間皆有一區之地震分布常稀疏、近似空區的存在（圖 4-6 的紫色圓圈處），其可能成因與分析將於第五章討論。. 33.

(44) (a). (b). 圖 4-6：氣象局目錄位置(a)及 h3dd 重新定位結果(b)。(a)中黃色點為氣象局目錄地震位置；(b)中土黃色點為 h3dd 重新定位結果，棕色為新地震位置，星號表示美濃地震重新定位前後的位置，三角形為使用的測站位置，紫色圓圈處表示可能的地震空區位置。. 34.

(45) 圖 4-7：h3dd 重新定位後的地震分布與垂直剖面圖。左圖為 h3dd 重新定位後的定位分布，顏色隨深度做變換，星號為美濃主震重新定位後的位置，三條剖面（A-A’、B-B’，及 C-C’）的寬度為南北各 10 公里；右圖為三條剖面的垂直剖面圖，深灰色點為 1991 至 2015 年歷史地震位置，藍色點為 h3dd 重新定位結果。. 圖 4-8：h3dd 結果與氣象局定位的距離差、地震規模及收到波形測站數的關係圖。圓點顏色表示收到此地震之測站數。 35.

(46) (a). (b). (c). (d). 圖 4-9：h3dd 的經度及緯度定位誤差結果。圖中以網格(a 及 b)及誤差線(c 至 f)表示 h3dd 結果的經度以及緯度定位誤差。(a)及(b)的網格大小為 10x10 公里，表示整體定位結果離測站網遠近的經度及緯度誤差情況，黑點為重定位後的地震位置，深灰色表示誤差數值高於 25 公里、白色表示誤差數值為 0。(c)至(d)之線段長度及顏色表示各地震事件的經度誤差值大小，色調旁邊的” ×102“表示將各顏色代表的數字轉為公里。. 36.

(47) (e). (f). 圖 4-9（續）：h3dd 的經度及緯度定位誤差結果。(e)至(f)之線段長度及顏色表示各地震事件的緯度誤差值大小，色調旁邊的” ×102 “表示將各顏色代表的數字轉為公里。. (b). (a). 圖 4-10：h3dd 重新定位後地震位置隨時間的分布（以月為單位）。圖中每一點代表重新定位後的地震位置，(b)中的星號為美濃主震重新定位後的位置。(a)至(b)分別為 2016 年一月跟二月的地震位置分布。. 37.

(48) (c). (d). (e). (f). (g). (h). 圖 4-10（續）：h3dd 重新定位後地震位置隨時間的分布（以月為單位）。圖中每一點代表重新定位後的地震位置，(c)至(h)為三月至八月的重新定位結果隨時間分布。. 38.

(49) 4.2.2. hypoDD 地震定位結果. 由於利用 h3dd 地震定位法時，目的為保留最多事件，對於空間較獨立的事件採取單點定位，為凸顯地震定位所顯現的線性構造，我們另以「僅保留空間相近之地震群集」進行定位的 hypoDD 進行比較。 hypoDD 重新定位結果如圖 4-11 所示，與目錄位置相比，重新定位後群聚於中央山脈南段的情況更為明顯，整體而言更為聚集。與 h3dd 的結果一樣，可以發現新找出的地震位置亦多聚集於長微震震源區上方。此區深度剖面顯示和 h3dd 相似的定位結果（圖 4-12）：位於中央山脈南段下方的地震較淺，最深僅約 10 公里，他們被一西北-東南的空區分隔成兩群，而在西部麓山帶下方、近美濃主震的地震群大約集中於 10 至 25 公里。值得注意的是，這三群地震在 h3dd 定位結果的集中性並不顯著（圖 4-7）。以上一節計算誤差值的方法求取 hypoDD 的定位誤差，誤差值介於 0 至 2.5 公里間（圖 4-14），比 h3dd 更小，表示其結果與氣象局的目錄相似度較高，但卻能看到更明顯的聚集分布情況。而這些從 hypoDD 定位過程中被刪除的事件，其地震規模分布如圖 413 所示，可以發現多數規模分布偏小、為規模 1 左右的地震，因此推測可能因為規模小導致在挑波時造成較大的誤差，而在 hypoDD 中進行測站對之間的時間差匹配時被排除，或者在空間上較離群才被 hypoDD 所排除。 hypoDD 重新定位之事件其時空演化如圖 4-15 所示，與 h3dd 有相似趨勢：美濃地震前、也就是一月的地震分布分散且無明顯聚集（圖 4-15a），而震後一個月內（二月份）的餘震逐漸由西遷移至東側之群聚區（圖 4-15b），並與長微震的震源區重合（120°48’E ～121°E；22°54’N～23°08’N 之間），自三月後到八月的地震活動亦多發生在聚集區中（圖 4-15c 至 h），且一樣能在經度 120°30’E～120°54’E 及緯度 22°48’N～23°06’N 間發現空區存在（圖 4-11 的紫色圓圈處）。. 39.

(50) 不論是哪一種的定位結果，整體的地震遷移趨勢若以美濃地震發震位置作為參考線（圖 4-16a 的粉紅色及藍色線），與周圍的地震分布進行比對（圖 4-16），會發現震前、鄰近主震發震區的地震數量稀少且分布分散，而在震後，鄰近主震發震區的地震數量快速增加、填補了原先較為稀疏的地方（圖 4-16 b），且從分布趨勢亦可看出餘震漸向東、北方向遷移（圖 4-16 b 及 c），尤其在美濃地震後一個月內此趨勢特別明顯。整體而言 h3dd 及 hypoDD 的定位結果皆呈現地震群聚於長微震震源區上方（淺於 10 公里）及美濃主震震源區(深達 30 至 40 公里)；美濃地震的餘震呈現隨時間向東、北兩方向遷移之趨勢。由於 hypoDD 的定位結果顯示出更集中的三個地震群，且定位結果更為收斂利於後續分析與討論，因此本研究在第五章將以 hypoDD 的定位結果為主，與長微震進行分析比較。. 40.

(51) (a). (b). 圖 4-11：氣象局目錄位置(a)及 hypoDD 重新定位結果(b)。圖中黃色點為氣象局目錄地震位置、粉紅色點為 hypoDD 重新定位結果，深粉紅色點為新發現的地震位置，綠色正方形為 2016 年長微震的位置（取自顏元奕，2019），星號分別為重新定位前後美濃地震的位置，三角形為本研究使用的測站，紫色圓圈指示可能的地震空區位置。 41.

(52) 圖 4-12：hypoDD 重新定位結果的平面位置與垂直剖面圖。左圖為 hypoDD 重新定位結果之平面圖，星號為美濃主震重新定位後的位置，顏色指示不同深度，三條剖面（A-A’、 B-B’，及 C-C’）的寬度為南北各 10 公里；右圖為三條剖面的垂直剖面圖，灰點為 1991 至 2015 年歷史地震，藍點為 hypoDD 重新定位結果。. 圖 4-13：經 hypoDD 定位過程中刪除但被 h3dd 保留的地震的地震規模長條圖。. 42.

(53) (a). (b). (d). (c). 圖 4-14：hypoDD 的經度及緯度定位誤差結果。圖中以網格(a 及 b)及誤差線(c 及 d)表示 hypoDD 結果的經度以及緯度定位誤差。(a)及(b)的網格大小為 10x10 公里，表示整體定位結果離測站網遠近的經度及緯度誤差情況，黑點為重定位後的地震位置，灰色表示誤差數值高於 2.5 公里、白色表示誤差數值為 0。(c)及(d)之線段長度及顏色表示各地震事件的經度及緯度誤差值大小，色調旁邊的” ×102＂表示將各顏色代表的數字轉為公里。. 43.

(54) (b). (a). (c). (d). 圖 4-15：hypoDD 重新定位後地震位置隨時間的分布（以月為單位）。圖中圓點為重新定位後的地震位置，(b)中的星號為美濃主震重新定位後的位置。(a)至(d)為一月至四月的重新定位結果隨時間分布。. 44.

(55) (e). (f). (g). (h). 圖 4-15（續）：hypoDD 重新定位後地震位置隨時間的分布（以月為單位）。圖中圓點為重新定位後的地震位置，(e)至(h)為五月至八月的重新定位結果隨時間分布。. 45.

(56) spatial. 北. 美濃主震位置. 南 (b). spatial. 美濃主震位置. 西. (a). 東. (c). 圖 4-16：美濃地震前後的地震分布變化(a)為基準線位置圖，紅色框為研究區域位置；粉紅色線及藍色線分別為(b)及(c)的基準線位置，星號代表在研究時間內規模大於 5 的地震位置。(b)及(c)分別以 22.9 及 120.5 為基準線，點點顏色代表與基準線間的距離，星星為規模 5 以上的地震，紅色箭頭表示趨勢方向。 46.

(57) 4.3. 區域的 VP/VS 值測定本研究所取得的地震波資料可能幫助我們釐清地震至測站間之 VP/VS 值。透過 Lin. and Shearer (2007)所提出的方法，我們利用卑南站偵測 3091 個事件其 P 波及 S 波到時的前 0.5 秒至後 1 秒共 1.5 秒的波形資料，進行下方 VP/VS 值的估計。透過前面 3.4 所提及的兩次篩選後一共留下相似度較高(cc > 0.7)的 2657 個事件，可細分為 173 群，每一群的地震對事件數目介於 12～9137 間，相似地震之空間分布如圖 4-17 及圖 4-18 所示，多位於長微震震源區的上方、深度最深至 10 公里。事件對的 P 波及 S 波 cc 值分布（圖 4-19）最多分布在 0.75，有部分事件顯示出高於 0.9 的高 cc 值，而這群位置相近且相似度高的地震群，是否表示此區域內有破裂區相近的群震或是重複地震的出現，需要更進一步以整體波形進行比對才能確定。圖 4-20 則表現相似地震事件的時間分布趨勢，多數相似地震發生在 2016 年二月（餘震範圍內），而從篩選後的地震位置分布（圖 4-17）能看到位於臺灣西側的餘震、與位在臺灣東側的餘震間也有著明顯的數量差別，東側的餘震被保留下來的數量多於西側的，表示美濃地震後位於東側的餘震間有著較高的相似度，而西側主震周圍的餘震則否，此分布可能與兩側地震間的地質特性有關，東側的地震可能因為地震間的斷層機制或下方的速度構造較為相似才使得測站得到的波形間相似度較高，而西側的地震則可能因為介於西部麓山帶的沉積區至東部的構造變形區間，因此斷層機制變動大（從逆斷層轉為走向滑移或是正斷層），且速度構造的側向變化也因為位在沉積層上所以有較高的變化性，才使得測站所收到的波形間差異度較大，因此整體分布才會呈現東側保留下的地震數量比西側保留下的多。不過，由於我們僅取 P 波及 S 波到時前後共 1.5 秒的資料進行比較，因此也有可能因為比對相似度的波形時間太短，導致為小範圍的不相似處被放大造成資料較容易被判定為不相似，才使得東西側的資料分布有如此明顯的差異。在計算上，由於數量稀少的地震群在進行 VP/VS 求取時無法達到統計意義，因此我們僅選擇大於 500 個事件對的地震群做後續 VP/VS 分析，173 群中共有 105 群達到此標 47.

(58) 準。以數目最多的編號 16 為例，此相似地震群包含 9137 個事件對，兩兩事件的 P 和 S 波到時差所得的資料點如圖 4-23 所示，斜率即為目標參數：VP/VS 值。所有地震群的位置如圖 4-21 所示，大多數的地震群集中於中央山脈南段之下，各地震群所計算出的斜率如圖 4-22 所示，我們發現各群所得之 VP/VS 數值差異大，整體介於 0.9 至 3.1 之間，而地震群的決定係數（coefficient of determination，簡稱為 R2）落在 0.1 至 0.39 左右，將所有資料綜合後算出的斜率為 1.3152，但此區深度 10 公里左右的 VP/VS 值，透過 Huang et al. (2014)所提供的三維速度模型可知為 1.6 左右，因此利用相似地震求取 VP/VS 的可行性和可靠度需要充分討論，詳見第五章。. 48.

(59) 圖 4-17：區域 VP/VS 計算所用的相似地震位置及深度分布。圓點為地震位置，星號為美濃主震的位置圓，顏色對應地震震源深度。. 圖 4-18：區域 VP/VS 計算所用之相似地震位置（左）及深度剖面對應的 P 波、S 波和 VP/VS 值，本研究使用之速度模型源自 Huang et al. (2014)。 49.

(60) 圖 4-19：61959 個事件對間之 cc 值分布。左右圖分別表示 P 和 S 波到時前 0.5 秒致後 1 秒視窗所決定出之 cc 值。. JAN. FEB. MAR. APR. MAY. JUN. 圖 4-20：不同月份用以進行 VP/VS 計算的事件對數量分布圖。. 50. JUL. AUG.

(61) 圖 4-21：相似地震群的空間分布，以不同顏色表示不同地震群的編號。. 圖 4-22：各地震群所計算得到的 VP/VS 值。每一點表示該地震群進行 VP/VS 計算後所得的斜率。. 51.

(62) ds. dp v.s ds slope = 0.994398 R2=0.19929. dp. 圖 4-23：編號 16 地震群（共 9137 個事件）P 波到時差(dp）及 S 波到時差(ds）所求出的 VP/VS 值。. 52.

(63) 第五章 5.1. 結果分析與討論. 異常 VP/VS 值之原因本研究所得的 VP/VS 值在不同地震群的數值可相差近三倍（0.9 至 3.1），與參考值. 相差甚多，是否資料並不適用？我們參考 Lin et al. (2015)於夏威夷基拉韋亞(Kilauea)火山岩漿庫周圍的 VP/VS 值計算為例，可以發現他們在研究中所使用的皆為事件對距離非常近（最遠距離為 5.64 公里）且地震深度不超過 5 公里的地震群（圖 5-1），不僅如此，在 Lin and Shearer (2007)的方法論中所有用來測試的模擬資料，都被限制在深度 10 公里且長寬高範圍皆為 0.2 公里的方塊之中（實際使用資料的範圍則沒有提及），表示此方法可能比較適用非常小範圍區域的 VP/VS 值估算，方能取得該區域高精細度的 VP/VS 值。本研究的計算資料，以編號 8 地震群為例（得到最大的 VP/VS 值：3.1），事件對之間可相差至 50 公里，甚至相差到 60 至 70 公里（圖 5-2a），就算是相差距離最小的地震群（編號 81 地震群，VP/VS 值為 1.06），其相差距離也半數在 5 至 10 公里左右（圖 52b），事件對之間距離相差過大，可能是造成 VP/VS 估計誤差的原因。在黃翰榆（2014）同樣運用此方法計算七個不同區域的研究結果中，也看到相似的結果呈現，他的研究指出使用震央距越遠的測站與地震間距越小的地震對所估算的 VP/VS 值會有更精準的結果。此外，在他的研究中亦顯示地震間的初射角差異會與地震定位誤差會對估算的 VP/VS 值造成誤差，若測站分布密度高將能大幅降低此誤差對估計值的影響。因此可以推論本研究所求出的 VP/VS 估計值變動度大除了與震間距離相差過大有關外，使用的地震測站分布較稀疏且廣與地震位置的誤差也是可能的原因。不僅如此，除了上述三點外，造成 VP/VS 估計值異常低/高的原因，尚有(1)發震時間、(2)挑波造成的誤差、(3)利用不同 cc 值挑選地震群、(4)回歸線的計算方式，以及(5) 極值對斜率造成的影響…等因素需要進行進一步的測試才能知道是否會影響估計出的 VP/VS 異常低或高，因此預計未來將加入氣象局的發震時間及 P 波、S 波的到時資料進 53.

(64) 行計算，測試對 VP/VS 估計值的影響，以及，本研究預計取東部重複地震的資料進行相同的計算，與本研究進行比對測試地震群之間的距離差的影響。接著，由於相差距離過大的原因與可能僅取 1.5 秒的資料進行 cc 值的計算有關，若 SCC 計算時所取的時間太短容易造成求得的 P 波及 S 波到時有較大的誤差，因此需要再次計算距離過遠的事件對間較完整波形相似度結果及求出的 P、S 波到時差，預計會將使用的地震波形資料時間增長並把選取地震群的 cc 值標準自 0.7 提高，看看透過選取相似度更高的地震群是否能減少地震群間距離過大的情形，使地震群更加緊密並改善 VP/VS 估計值變動大的問題，最後會以多種計算回歸直線的方式找出最佳回歸直線的計算方式。此外，雖然本研究有取得精細度較高的 VP/VS 值結果，但因為結果變動度大且仍需進行更進一步的改善與修正，故後面的章節將沿用 Huang et al. (2014)所提供的三維速度模型 VP/VS 值進行分析與解釋。. 54.

(65) (a). (d). (g). (c). (b). (e). (f). (h). (i). 圖 5-1：夏威夷基拉韋亞(Kilauea)火山周圍的速度構造剖面。(a)及(b)為水平的 VP/VS 速度剖面，顏色表示波速變化，線段表示剖面位置；(c)為所使用的地震群平面位置，地震群以數字編號，顏色表示波速；(d)(e)及(g)(h)分別為垂直的 P 波及 VP/VS 速度構造剖面，顏色表示波速變化；(f)及(i)為地震群的垂直分布，地震群以數字編號，顏色表示波速，圖中的黑色矩形皆為數值最低的地方，最下方的表格為地震群的詳細資料 (圖取自 Lin et al., 2015)。 55.

(66) cluster 8，VP/VS ratio=3.1. cluster 81，VP/VS ratio=1.06. (a). (b). 圖 5-2：不同地震群內所有地震對間距的數量圖，數量以佔全體的百分比表示。(a)為 8 號地震群內的地震對間距數量圖；(b)為 81 號地震群內的地震對間距數量圖。. 56.

(67) 5.2. 快慢地震的時空關係中央山脈南段的地震網除了偵測到微震，近年來於孕震帶下方更偵測到長微震(Liu. et al., 2019)，為理解微震與長微震之間的關聯性，本研究利用顏元奕(2019)所提供的 2016 年長微震目錄、與本研究所建立的地震目錄進行比對分析。微震與長微震的分布如圖 53 所示，俯視圖上可發現兩者高度重疊，深度剖面上則可看出地震主要集中於深度 10 公里內、無法看出明顯的線性構造，而長微震則分布在更深處、位在 20 至 60 公里並呈現近垂直的分布。從事件數量在不同月份的分布上可發現，地震在二月數量最多，然該月份長微震的數量並不若三月及五至八月多（圖 5-4）。每天的事件數目分布則呈現更細微的特徵，每天的地震數量在第 40 至 70 天最多，於此期間長微震的活動性亦顯著（圖 5-5a），然其他期間長微震亦間歇性活躍。地震日累積數目和長微震持續時間的比較如圖 5-5b 所示，長微震在第 60、120、180，和 210 天有較長的持續時間，然而地震活動則於第 40 天有明顯增加，不同步的發生率進一步排除了主震和長微震的相依性。Peng et al. (2019)利用嚴謹的統計方法，計算地震和長微震間的時間差、位置差，分析和更遠的空間跨距相比，相近的長微震，是否更多受到地震影響而具有較短的時間差？他們發現地震及長微震間的觸發關係在 2008 規模 5.2 的桃源地震，及 2010 規模 6.4 的甲仙地震較顯著（圖 2-2），這樣的觸發關係可被靜態庫倫應力變化解釋，而 2016 年規模 6.4 美濃地震經計算後未呈現統計上有意義的長微震觸發行為，因此並不違背圖 5-3 所呈現的「不相關性」。且經統計後能發現近十年內的長微震及地震數量於時間及空間上有一明顯的趨勢：在長微震發生的前五天內、且與長微震距離十公里內，有較多的地震發生（圖 5-6），因此我們可以推論：在研究期間內中央山脈南段下方的地震及長微震之間相依性低，但就長期的觀測及統計可發現地震及長微震間具有一定程度上的相關性。此外，前人研究推測長微震的孕震機制可能和高含水量有關(Chuang et al., 2014; Chen et al., 2018; Peng et al., 2019)，Chuang et al. (2014)及 Chen et al. (2018)的研究顯示 57.

(68) 在孕震帶更下方的深部區域，可能因歐亞大陸板塊隱沒過程中的變質作用導致脫水，使得此區有著較豐富的液體含量，而流體因為構造作用（歐亞大陸板塊停止隱沒、造山運動的浮力、淺部地殼的伸張環境）而使孔隙壓變化和流體的運移，這些都是長微震在本區域的發生原因。長微震的震源機制顯示逆斷層機制(Ide et al., 2015)，此與前人研究（薩宜光，2004）中淺部地震多為正斷層並不同，不僅如此，根據 Huang et al. (2015)利用噪訊所導出的表面波訊號對臺灣造山活動的研究，亦說明地殼在淺層及深層的變形方式不一樣，淺層反應順應擠壓產生的構造，而深層則是反應下方隱沒板塊施加的剪切變形，兩種變形方式的轉變邊界位於中央山脈下方約 15 公里深，因此可以說明控制 (1)淺部地殼地震和 (2)孕震帶下方長微震的主應力方向並不同，而這個邊界約 15 公里深。. 58.

(69) 圖 5-3：地震與長微震的位置分布及深度剖面。黃色為地震位置、綠色為長微震位置（取自顏元奕，2019）、震源機制解為規模三以上的地震（取自 Jian et al., 2018）。. JAN. FEB. MAR. APR. MAY. JUN. JUL. AUG. 圖 5-4：地震與長微震之數量比較圖。黃色為每月所偵測到的地震數量、綠色為每月所偵測到的長微震數量。. 59.

(70) (a). (b). 圖 5-5：地震與長微震事件隨時間之分布圖。(a)各天所偵測到的地震數量與單一長微震事件持續時間比較圖 (b)地震偵測數量累積與長微震事件持續時間累積分布圖。黃色表示地震事件、綠色為長微震事件。. 60.

(71) 圖 5-6：地震在長微震發生前於時間及空間上的數量變化。dt-表示地震在長微震發生前特定天數，右上方方框內各顏色標示表示地震發生在長微震前幾天（負號後的數字）內的數量變化，x 軸表示與正規化的目錄相比地震數量多了多少（以百分比計算），y 軸表示與長微震間相差多遠，所以可以看出在長微震發生前五天內、且與長微震距離為五公里時地震數量與正規化目錄相比多了近 150%的數量(圖取自 Peng et al., 2019)。. 61.