國立臺灣大學理學院地質科學研究所 碩士論文
Department of Geosciences, College of Science National Taiwan University
Master Thesis
臺灣高屏地區 Sp 轉換波相之研究
A Study of Sp Converted Phase Using Strong Ground Motion Records in Kaoping Region, Taiwan
莊閔涵
Chuang, Min-Han
指導教授：吳逸民 博士 Advisor: Wu, Yih-Min, Ph.D.
中華民國 101 年 7 月 July, 2012
I
II
致謝
在碩士班的兩年時間，論文能夠順利的完成，首先要感謝指導教授吳逸民博 士，對於我的研究生活中給予很大的支持，研究過程中給予許多指導，也辛苦的 校閱過無數次文章，讓我的論文能夠更加完整；也很謝謝成功大學地質科學系樂 鍇‧祿璞崚岸博士，在工作之餘撥冗時間修正我的文章並提供寶貴的意見，讓論 文結構更加通順；以及中央氣象局張建興博士，提供研究上的資料，並且在資料 處理方面給予協助，在口試期間給予論文的結構及文句上面的修正。
感謝整個研究室的各位，對於許多程式相關問題，趙偉安學長都會給予協助 以及幫忙，黃信樺學長、謝志毅學長、陳達毅學長、陳祺炫學長、詹忠翰博士在 研究中給予多元的想法及見解，讓研究更具有完整性；其中也很感謝已經畢業的 魏嘉儀學姊，對於研究的相關問題不吝嗇給予協助，還有研究室的喬姐、周于洋 助理、劉瀚方、李定宇及其他學弟們，抽空來聽我的研究報告、口試，很謝謝大 家。還有研究之餘一起跑步健身的黃婉鈐、Kukuli，也很謝謝妳們。
另外，很感謝鈺芬、婉瑜、魏哲群等人，在研究之餘一同出遊、玩樂，在繁 忙的研究中享受放鬆時刻。也很謝謝大學同學邱瑜、伊珊、馨瑩、佳穎、均如等 人，在研究的過程中給予鼓勵以及大力支持；感謝研究所同學們的碩士團拍，留 下碩士生涯美好的記憶。更感謝葉孟維在研究所的兩年期間的陪伴。
最後，最感謝的是家人，從進入研究所到現在的支持，讓我的重心放在研究 上，能夠順利的完成學業。還有很多曾經在研究過程中幫助過我的大家，在此由 衷的感謝大家。
III
中文摘要
臺灣位於菲律賓海板塊與歐亞大陸板塊之交界帶上，因此地震活動較為頻繁。
臺灣有著高密度的地震網，提供了許多的地震紀錄可供相關研究。本研究區域位 於臺灣西南方的高屏地區，為一個三角形的沖積平原。利用臺灣強地動觀測計劃 (Taiwan Strong Motion Instrumentation Program，TSMIP)於 1992 年設立至 2010 年之 間，在高屏地區所接收到的地震資料，進行 Sp 轉換波位置之深度變化分析。在 高屏地區的 104 個 TSMIP 測站中，使用了 62 個測站所接收到的地震資料中，選 取 164 個 Sp 轉換波相，並利用三維速度模型及 Sp 波與 S 波的到時差，計算轉換 波相產生的深度變化。研究發現在高屏地區 Sp 波與 S 波的時間差為東向西增加，
並且在麓山帶最南端出現時間差最大值。在研究區域東側的屏東地區，求得的 Sp 波相轉換深度較淺，大約為 4 公里至 8 公里深，與地層剖面進行深度的比對，多 數的波轉換位置深度在中新世的烏山層以及長枝坑層。而位於研究區域西側的高 雄地區，求得轉換波相深度較深，平均深度為 14 公里，最深可達 17 公里，利用 三維速度模型深度的變化顯示，此區域呈現低 Vp 高 Vp/Vs 之現象，並隨著深度 到達 17 公里後漸漸轉換，推估研究區域內可能具有厚層沉積岩存在；而比對構造 上，位於變形前緣的高屏地區，隱沒作用產生增積岩體，因此求得的轉換波深度，
也有可能為增楔岩體與地殼的交界面為轉換波生成的深度位置。
關鍵字：Sp 轉換波、臺灣強地動觀測網、臺灣
IV
Abstract
Taiwan is located on the boundary of the Philippine Sea Plate and the Eurasian Plate with highly seismicity. Several dense seismic networks are installed in Taiwan and offer a lot of the earthquake records for related studies. The study region, the Kaoping area is a triangle alluvial plain located in the southwestern Taiwan.
Accelerograms recorded from 1992 to 2010 by the Taiwan Strong Motion Instrumentation Program (TSMIP) stations are used to study the depth variation of the Sp phase converted point. There are 164 Sp converted phases picked from 104 stations with 3-D velocity model and travel-time difference of S and Sp phases to estimate the converted depth of the Sp phase. Results show that the depths of converted point increase toward the west throughout of the study region. Kaohsiung area is located in western area of Kaoping region. The average depths of converted points in Kaohsiung region is about 14 km with a deepest depth of 17 km. Three-dimensional model shows Kaoping area characterized by a low Vp and high Vp/Vs zone. These signals maybe explain the large depth in this area. These depths also can be the boundary of accretionary prism and oceanic crust in this region. The Pingtung area is located in the eastern area of the study region. The depths of converted points are from 4 to 8 km and distribute around the Wushan formation (Miocene strata). Sandstone-Shale Interface at the Wushan formation beneath the sediment may be the boundary where Sv convert to P wave in the Pingtung area.
Keywords: Sp converted phase, Taiwan, TSMIP
V
目錄
致謝 ... II 中文摘要 ... III Abstract ... IV 圖目錄 ... VII 表目錄 ... IX
第一章 緒論 ... 1
1.1 研究動機及目的 ... 1
1.2 論文架構簡介 ... 5
第二章 研究區域地質構造 ... 6
2.1 臺灣地質背景 ... 6
2.2 地質構造 ... 9
2.2.1 地層 ... 9
2.2.2 褶皺 ... 12
2.2.3 斷層 ... 13
2.3 地球物理探測 ... 21
2.3.1 震測資料與鑽井資料 ... 21
2.3.2 重力異常 ... 21
2.3.3 GPS 資料 ... 22
第三章 研究方法 ... 27
3.1 轉換波特性 ... 27
3.1.1 Sp 轉換波介紹 ... 27
3.1.2 前人研究 ... 29
3.2 資料來源 ... 35
VI
3.2.1 臺灣強地動觀測網（TSMIP） ... 35
第四章 資料處理與分析 ... 37
4.1 資料篩選 ... 37
4.1.1 Sp 轉換波篩選 ... 37
4.1.2 轉換波深度計算 ... 39
4.2 地下震波速度構造選取 ... 40
第五章 結果與討論 ... 44
5.1 研究成果 ... 44
5.1.1 S-Sp 時間差 ... 44
5.1.2 估算轉換波深度變化 ... 45
5.2 成果討論 ... 53
5.2.1 轉換深度與地層對比 ... 53
5.2.2 速度構造對比 ... 57
第六章 結論 ... 63
參考文獻 ... 65
附錄 ... 73
VII
圖目錄
圖 1.1 臺灣板塊構造立體示意圖 ... 2
圖 1.2 1991 年至 2005 年的地震重定位之震央分布 ... 3
圖 1.3 屏東地震序列震央分布圖 ... 4
圖 1.4 甲仙地震 PGA 分布圖 ... 4
圖 2.1 臺灣地質框架 ... 7
圖 2.2 臺灣地區大地構造 ... 8
圖 2.3 臺灣地質圖 ... 18
圖 2.4 旗山斷層地表位置示意圖 ... 19
圖 2.5 台南至高雄地區麓山帶地質簡圖 ... 20
圖 2.6 中洲井下地質構造資料 ... 23
圖 2.7 臺灣西南部上新統頂部之等深度線 ... 24
圖 2.8 重力異常值 ... 25
圖 2.9 GPS 速度場觀測 ... 26
圖 3.1 轉換波模型 ... 28
圖 3.2 震波在不同岩性界面由 S 波產生折射與反射示意圖 ... 30
圖 3.3 莫荷不連續面折射示意圖 ... 31
圖 3.4 Sp 轉換波關係圖 ... 31
圖 3.5 (a)高屏地區沖積層厚度變化趨勢 (b)臺灣地下構造剖面圖 ... 32
圖 3.6 (a)蘭陽平原 S-Sp 時間差變化 (b)蘭陽平原地區沖基層厚度變化圖 ... 33
圖 3.7 嘉南平原沖積層厚度變化 ... 34
圖 3.8 (a)全臺灣 TSMIP 測站分布 (b)研究區域 TSMIP 測站分布 ... 36
圖 4.1 Sp 轉換波形(KAU061 測站) ... 38
圖 4.2 Sp 轉換波形(KAU003 測站) ... 38
VIII
圖 4.3 轉換波深度與速度關係 ... 39
圖 4.4 各測站底下震波速度 S-P 走時差計算概念圖 ... 40
圖 4.5 (a)速度構造剖面位置圖 ... 41
圖 4.5 (b)速度構造剖面圖 ... 41
圖 5.1 本研究所使用的地震深度分布圖 ... 46
圖 5.2 (a)KAU069 強震站垂直波形 (b)KAU003 強震站垂直波形 ... 49
圖 5.3 S 波與 Sp 波時間差 ... 50
圖 5.4 Sp 轉換波相的深度分布圖 ... 51
圖 5.5 S-Sp 到時差與轉換波深度變化對比 ... 52
圖 5.6 高屏地區繪製四條地質剖面圖分布圖 ... 54
圖 5.7 (a)轉換深度與地質剖面比對圖(A, B) ... 55
圖 5.7 (b)轉換深度與地質剖面比對圖(C, D) ... 56
圖 5.8 高屏地區 Vp 與 Vp/Vs 數值隨深度變化 ... 58
圖 5.9 臺灣南部速度構造剖面位置分布圖 ... 59
圖 5.10 (a)臺灣南部 AA’、BB’與 CC’速度構造剖面圖 ... 60
圖 5.10 (b)臺灣南部 DD’、EE’速度構造剖面圖 ... 61
圖 5.11 臺灣南部構造剖面圖 ... 62
IX
表目錄
表 2.1 高屏地區地層對比表 ... 17
表 4.1 KAU013 測站地下速度隨深度變化與時間差之對應表 ... 42
表 4.2 KAU060 測站地下速度隨深度變化與時間差之對應表 ... 43
表 5.1 研究區域中所使用之測站資料 ... 47
1
第一章 緒論
1.1 研究動機及目的
臺灣位於環太平洋地震帶之西側，為歐亞大陸板塊與菲律賓海板塊的聚合邊 界，菲律賓海板塊約在五百萬年前開始碰撞歐亞板塊，開始形成臺灣島；目前以 每年 82 公厘 (Yu et al., 1997)的移動速度向西北碰撞歐亞大陸板塊(Hall et al., 1995)，地震活動頻繁。臺灣南北有不同的隱沒系統，分別為呂宋隱沒系統（呂宋 島弧及馬尼拉海溝）與琉球隱沒系統（琉球海溝、琉球島弧及沖繩海槽），而臺灣 位於兩隱沒系統之轉換帶(圖 1.1)。
高雄、屏東地區位於西部麓山帶最南端，大多上覆第四紀沖積層，而此區域 內構造研究資料相較嘉南平原地區稍顯不足，加上高屏地區地層以古亭坑泥岩層 及礫岩為主，使得震測資料無法有明顯的反射訊號資料回傳，以致深部構造不易 觀察。對於高屏地區地下構造深部之探討，無法由震測資料中進行解釋，因此藉 由地震波傳遞於地殼中界面之波形，分析地震波紀錄瞭解地下構造之特性。中央 氣 象 局 自 1992 年 開 始 推 動 臺 灣 強 地 動 觀 測 計 畫 ( Taiwan Strong Motion Instrumentation Program, TSMIP )，安裝數位強震儀，對於資料收集的速度與品質 皆有提升，更利於地震研究發展。至 2010 年臺灣已有 866 個 TSMIP 測站分布於 島內外，本研究將利用高密度的 TSMIP 測站紀錄資料進行分析，將 1992 年至 2010 年在高屏地區所接收到的地震紀錄分析 Sp 轉換波相，並將分析出來的數值比對前 人研究，由地層資料、震測資料、三維速度模型以及隱沒系統構造，探討轉換波 的轉換深度與其所代表的構造意義。
自 1992 年至 2005 年地震重定位之分布圖中顯示(圖 1.2)，臺灣高屏地區屬於 地震活動度較低的地區(Wu et al., 2008)。2006 年 12 月 26 日發生芮氏規模 7.0 之屏 東地震 (圖 1.3)，及 2010 年 03 月 04 日發生芮氏規模 6.4 的甲仙地震(圖 1.4)，產 生一系列的主餘震序列，對於地震活動度較低之研究區域，提供豐富與良好的地
2
震研究資料。
圖1.1 臺灣板塊構造立體示意圖(修改自Angelier et al., 2001)。位於兩個隱沒系統轉折 帶的臺灣，菲律賓海板塊每年以82公厘的速率向西北碰撞歐亞大陸板塊。北 部為菲律賓海板塊隱沒至歐亞大陸板塊之下，產生琉球海溝系統；而在南部 則為歐亞大陸板塊隱沒至菲律賓海板塊之下，產生呂宋島弧。其中在兩個海 溝隱沒交界處由於板塊擠壓作用下生成增積岩體，分別位於臺灣南部海域及 東部海域。
3
圖1.2 臺灣於1991年至2005年的地震重定位之震央分布，高屏地區為地震活動度 小之區域(Wu et al., 2008)。
4
圖1.3 屏東地震序列震央分布圖 (Wu et al., 2009)。發生於2006年12月26日，最大 的地震規模7.0，地震深度44公里，產生一系列的餘震序列對於研究區域提 供完整的地震波形資料。星號為兩個主震位置，並標示出地震規模較大的 震源機制解。
圖1.4 甲仙地震PGA分布圖 (Huang et al., 2011)。發生於2010年03月04日，地震規 模6.4，地震深度23公里，在地震發生後的24小時之內共發生了474個餘震，
提供了許多的地震波資訊。紅色星號為主震位置，三角形為TSMIP測站分 布位置，黑色小點為此次地震的餘震分布位置。
5
1.2 論文架構簡介
本文將分為六個章節，第一章為緒論，說明研究的動機與目的；第二章介紹 研究區域地質構造，以文獻回顧說明研究方法的基礎，及以地球物理的角度對於 高屏地區的構造解釋。第三章則是以研究方法為主，介紹 Sp 轉換波的特性與資 料來源。第四章將利用 TSMIP 測站資料進行分析，並以三維速度模型演算轉換波 的轉換深度位置，統整後將結果呈現於第五章。第五章將研究成果與前人研究進 行比對與綜合性之討論，探討在高屏地區利用 Sp 轉換波求得的轉換波深度資料。
第六章為結論，指出研究結果與地質構造上相關性及所代表的意義。
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第二章 研究區域地質構造
2.1 臺灣地質背景
在地質框架(圖 2.1)可以將臺灣區分成四部分，由東至西為海岸山脈、中央山 脈、西部麓山帶及海岸平原，在板塊擠壓的作用下，台東縱谷可以視為島弧與大 陸板塊的縫合線(何春孫，1986)，台東縱谷以東為島弧系統，西側為大陸邊緣。在 西側的大陸邊緣由東至西變質程度銳減，而到西部麓山帶因為擠壓應力產生一系 列的褶皺與斷層，直到海岸平原區多以沉積層為主。臺灣大地構造示意圖(鄧屬予，
2007)解釋板塊在臺灣島內轉換，北以菲律賓海板塊隱沒至歐亞大陸板塊之下，往 南逐漸轉為歐亞大陸板塊隱沒到菲律賓海板塊之下，在隱沒的系統中岩體被擠壓 產生增積岩體，畢慶昌(1972)認為屏東谷地為馬尼拉海溝向北延伸的北端(圖 2.2)。
7
圖2.1 臺灣地質框架(鄧屬予，2007)。分為四個地質區，由東至西為呂宋島弧的海 岸山脈、中央山脈、西部麓山帶及海岸平原。西部麓山帶出露的年代為中 新統以上的地層，而海岸平原區多為第四紀沖積層所覆蓋。圖中數字分別 代表變形前緣屈尺斷層中央山脈斷層海岸山脈斷層。
8
圖2.2 臺灣地區大地構造(鄧屬予，2007)。D剖面為東北部沖繩海槽延伸至蘭陽平 原，此部分為反轉隱沒，碰撞造山活動停止，轉為琉球島弧的火山活動與 隱沒。B剖面為南部的馬尼拉海溝延伸至高屏地區(畢慶昌，1972)，為歐亞 板塊隱沒至菲律賓海板塊之下的陸緣隱沒。在構造圖中也表示馬尼拉海溝 與北呂宋島弧間生成一系列的增生楔(增積岩體)。
9
2.2 地質構造
本研究區域為曾文溪口以南，西部麓山帶南端的高雄到屏東縣區域，區域內 西部麓山帶地質以中新世-上新世地層為主，最老的出露岩層為研究區域東北側的 長枝坑層，而海岸平原區域則多為第四紀沖積層為主(圖 2.3)。將西部麓山帶作為 分界線，西側的高雄地區地表有夾雜岩塊較少的惡地地形，為上新世古亭坑層出 露於地表，其厚度可達 1100 公尺(孫習之，1963)；東側的屏東地區，東邊以潮州 斷層與中央山脈分隔，地形較為平坦。
分布在西部麓山帶及海岸平原的主要河系為鹽水溪、二仁溪、阿公店溪等，
而在屏東平原地區則為高屏溪、東港溪。自河系及地形分佈可知構造為影響的主 因(耿文溥，1981)。
2.2.1 地層
從經濟部中央地質調查所的地質圖(圖 2.3)可以觀察到高屏地區多由第四紀沖 積層覆蓋於表面上，而在中國石油公司台南高雄段十萬分之一地質簡圖中可以發 現(圖 2.5)，最老露出地表的岩層為中新世的長枝坑層。在本研究區域內以旗山斷 層為邊界，旗山斷層以西為關廟-旗山系統，以余輝龍(1990)地層分法為主，而旗 山斷層以東則為嶺口地區以孫習之(1964)地層分法為主(表 2.1)。以下對於兩個不同 系統的地層岩性及沉積厚度進行描述，年代自年輕到老說明：
（一） 關廟-旗山地層 1. 台南層
本地層岩性主要為未膠結的粉砂、泥土組成，分佈在台南台地上，其沉積 年代大約在7500-5800 年前，為全新世中期的地層（陳于高，1993），厚 度約10-100 公尺。
2. 六雙層
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本地層下段岩性以棕黃色砂岩與厚層泥岩互層為主要特徵，上段則以砂岩 為主，夾少量泥岩。棕黃色砂岩來源可能為沉積來源自中央山脈板岩轉變 成沉積岩岩屑為主所致(陳文山，1994)。其中六雙層亦含有豐富的貝類化 石。本層的底部與二重溪層的上部界線一致。
3. 二重溪層
本層屬於更新世早期的地層。上界與六雙層假整合接觸，並以塊狀泥質砂 岩為最大特徵，岩性以泥岩與泥質砂岩互層為主。本層含有豐富的淺海相 化石，利用化石定年可將二重溪的上下段之界面定出年代，界面年代約 78 萬年(Berggren et al., 1995)。
4. 上部古亭坑層
由半固結性的暗灰色細粒砂岩及砂質泥岩為主，含有薄層砂岩。沉積構造 有不對稱型漣痕、平行層理及交錯層等。厚度約 540 至 1000 公尺，並含 有豐富的微體化石。上部古亭坑層與下部古亭坑層的界線模糊，其中上部 古亭坑層的砂岩岩層較厚。
5. 下部古亭坑層
為半固結至固結性的細粒砂岩或泥岩為主，其中層理不明顯。厚度約有 4000 公尺，常造成顯著的惡地地形，並與烏山層整合接觸。由於與上部 古亭坑層不易區分（余輝龍等，1990），故常以古亭坑層表示之。
（二） 嶺口地層 1. 嶺口礫岩
本層下部屬於更新世，下部岩性主要為礫岩、泥岩互層為主，上部則是以 厚層礫岩夾透鏡狀粗砂岩為主，並保有原地生長植物之樹幹或樹根；整體 而言上部較少泥岩，下部泥岩較多，厚度由北往南有增厚的變化。台地堆 積層或沖積層以不整合接觸嶺口礫岩層。
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2. 南勢崙砂岩
由化石推測年代屬於晚上新世，相當於吉田要(1932)之木柵層的砂岩層及 周瑞燉(1971)稱之下部古亭坑層的上部。本層分為上下兩段，下段主要岩 性為厚層細粒砂岩至中粒砂岩、泥質砂岩為主，夾有厚層的薄砂頁岩互層；
上段以厚層碳質頁岩為主，偶夾有厚層的中粒至細粒砂岩，整層以交角不 整合的型式覆蓋於南勢崙砂岩之上，下部則與蓋子寮頁岩整合接觸。出露 於地表的厚度約 1210 公尺。
3. 蓋子寮頁岩
屬於早期上新世地層時代，相當於吉田要(1932)稱木柵層的砂岩及砂頁互 層烏山層，及周瑞燉(1971)的下部古亭坑層之下部。主要岩性為深灰色厚 層頁岩為主，夾有薄層細粒砂岩，下部與烏山層呈整合接觸，並與上覆南 勢崙砂岩為整合接觸。
（三） 中新世地層 1. 烏山層
烏山層為中新世早期地層，地層年代與糖恩砂岩相當。由厚層灰色細粒砂 岩與灰黑色頁岩及砂岩互層組成，夾有砂頁互層之薄層。以旗山斷層為界，
西側烏山層與上部與蓋子寮頁岩整合接觸，東側則與古亭坑層整合接觸，
而在大山里與南洲里為嶺口礫岩以不整合型式覆蓋於烏山層之上，下部為 旗山斷層所截。
2. 長枝坑層
僅出露於烏山嶺山脈之西側平溪斷層以東的位置，以灰色細粒砂岩或泥質 砂岩與黑色頁岩形成之帶狀互層為主，呈北東轉南北之走向，向東南傾斜 40-50 度，並與上下岩層呈整合接觸。長枝坑層的沉積環境為近岸大陸棚 (Chow,1980)。
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2.2.2 褶皺
1. 內門向斜
位於木柵斷層兩側，兩翼以泥岩為主；軸線為南北走向，傾角約 30 度，
並向西有漸漸變陡的現象。在近龍船斷層的地區有地層反轉。內門向斜為 沖積層覆蓋，向斜軸局部不明顯。
2. 小滾水背斜
位於古亭坑斷層東側，呈東北-西南走向，背斜兩翼地層較陡，並在背斜 軸上有泥火山的出現。
3. 田寮向斜
位於龍船斷層西側，以南偏西走向往西南延伸，在此向斜軸軸部地層北側 為古亭坑層，南側則為二重溪層。
4. 田草崙向斜
位於古亭坑斷層西側。
5. 大崗山背斜
此背斜位於小崗山斷層東側。
6. 關廟向斜
此向斜表面覆蓋地表堆積物，因此向斜軸的位置只能概估。關廟向斜為開 敞的向斜構造，軸線呈南北走向，兩側出露的地層為崎頂層大坑尾段。
7. 中洲背斜
此為南北走向之背斜，Hsieh (1970)利用重力與鑽井資料認為中洲背斜是 泥貫入體的構造，並在震測剖面上可見到背斜兩側地層的生長層序，與海 域中的泥貫入體特徵相似(石瑞銓等，2009)。
8. 台南向斜
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此向斜位於研究區域的西北方，為後甲里斷層西側。
9. 屏東向斜
位於屏東的東北方，呈南北走向，為重力及震測所判釋的構造。
10. 半屏山背斜
位於半屏山地區，半屏山為此背斜之東南翼(Heim and Chung,1962)。呈東 北-西南走向，在東北向推測為旗山斷層所截切，由於此背斜由於背斜軸 在地表並無出露，因此利用地下震測與重力異常資料得知(Pan,1968)。
11. 潮州背斜
位於潮州斷層與萬隆斷層中間的背斜構造，Chiang(1971)利用在屏東地區 震測剖面與鑽井資料，得知潮州背斜西翼為萬隆斷層所截。
12. 萬丹向斜
位於屏東的東南方，為重力所判釋的構造，呈南北走向（Chiang, 1971）。
13. 屏東背斜
為重力及震測所判釋的構造。呈南北走向，西翼被萬隆斷層所截切（Chiang, 1971）。
14. 鳳山背斜
前人資料顯示(中國石油公司臺探總處，1992；Pan, 1968)得知此背斜軸為 南北方向延伸。
2.2.3 斷層
根據中油公司十萬分之一地質簡圖中，調查出在台南高雄有 15 個斷層的分布 在此區，其中經濟部中央地質調查所在 2010 公佈活動斷層於此研究區域有旗山斷 層、潮州斷層、小崗山斷層、後甲里斷層以及左鎮斷層。
1. 旗山斷層
位於研究區域的東北方，呈東南走向的高角度左移逆衝斷層(Tsan and
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Keng, 1968；Hsieh, 1970；耿文溥, 1981)，斷層長約 30 公里（吉田要，1932；
鳥居敬造，1933；耿文溥，1967；Tsan and Keng,1968 )，旗山斷層的上下 盤岩層分別為烏山層與古亭坑層，在岩性上有很大的差異，因此地表地形 具有明顯的差異，出露於地表的古亭坑層多為低矮的惡地地形，並且穿過 了中寮隧道(圖 2.4；宋國城，2003)，宋國城(2004)調查中顯示旗山斷層截 切全新世的砂礫石層，故列為第一類活動斷層。
2. 潮州斷層
為臺灣主要縱斷層之一，又稱為土壟灣斷層(烏居敬造，1933)。位於研究 區域最東側，為中央山脈變質岩與平原區沈積岩的重要分界線(林昱圻與 石瑞銓，2007)。此斷層屬於高角度之左移逆衝斷層，呈南北走向並延伸 約 100 公里。潮州斷層東側地層為早中新世的輕度變質沈積岩，沈積環境 屬於半深海相；以西地層則為晚中新世淺海相沈積岩層(陳勇全，2001)。
根據斷層附近區域調查結果，發現潮州斷層或其分支斷層切過紅土台地堆 積層(林啟文等，2009)，顯示此斷層在更新世晚期仍有活動。
3. 後甲里斷層
為北走向的逆移斷層，長約 11 公里。鑽井資料配合地物探勘結果顯示後 甲里斷層為向西傾斜的斷層，其中破裂面未到達地表故屬於盲斷層，經濟 部中央地質調查所認定為第二列活動斷層。
4. 小崗山斷層
研究區域中段，為北北東走向之逆移斷層，長約 8 公里。其斷層可能截切 晚期更新世地層地層，目前暫列第二類活動斷層(林啟文等人，2000)。
5. 木柵斷層
此斷層北與平溪斷層銜接，為向東傾之高角度逆斷層，北段為南北走向，
南段則轉為東南走向。木柵斷層又稱平溪斷層或內門斷層，斷層東側為中 新世長枝坑層及其以上之地層所覆蓋，西側則出露上新世的泥岩岩層，而
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木柵斷層有分隔上新-更新世與中新世地層之作用存在，斷層落差達 1000 公尺以上。
6. 橋子頭斷層
為北北東走向的高角度逆斷層，東傾 80 度，此斷層北端被木柵斷層所截，
而南端被龍船斷層所截，斷層東為升側西為降側，高差約 900 公尺(徐慶 雲，1975)。
7. 鼓山斷層
此斷層為北北東走向的高角度逆斷層，位於旗山斷層的西側。
8. 龍船斷層
自中油公司鑽井資料顯示，此斷層為高角度之逆斷層，斷層上盤為古亭坑 層最下段，下盤則以左鎮段層為分界點，斷層北側為玉井頁岩，南側為古 亭坑層。龍船斷層也被認為位於旗山斷層西側且為旗山斷層的下盤(分支 盲斷層)，處於泥貫入體軸或斷層擴展褶皺的軸部，使得此斷層北部兩側 形成緊密褶皺，而向南延伸潛伏於地表下(謝凱旋等人，2011)。
9. 應菜龍斷層
本斷層為臺灣西南部古亭坑泥岩層中延伸最長的左移斷層。
10. 古亭坑斷層
此斷層為向東南傾之高角度逆斷層，斷層南北最大落差約 600 公尺，兩側 之岩層皆為古亭坑層。
11. 中洲斷層
呈東北走向斷層，長約 8 公里，劉桓吉等人(2008)綜合鑽探資料與沉積速 率分析認為中洲斷層的滑移量為每年 6.7-7.4 公厘。
12. 萬隆斷層
位於潮州斷層的西側，此斷層為南北走向的逆斷層，斷層面向東傾 50 度，
並與潮州斷層間形成背斜構造，為潮州背斜(盧詩丁等人，2009)。
16
13. 鳳山斷層
為一個推測斷層(中國石油探勘處，1992)，地表並無明顯的斷層證據，走 相約成南北走向；在經濟部中央地質調查所的地表與鑽井資料顯示(劉憲 德，2002)，靠近鳳山斷層有地表隆起之狀，其中鑽取岩芯具有長短不一 的剪裂帶存在。
14. 仁武斷層
屬於存疑斷層，呈北北西走向，長約 2 公里，北與旗山斷層南端相連，在 地表可以觀察到向西傾斜的斷層崖線，為現代斷層活動的結果(吳明淏，
2011)。
15. 右昌斷層
此斷層於數萬年前造成如九二一車籠埔斷層破裂之現象，但斷層破裂並未 在地表上；地質調查所在右昌斷層附近的地表發現有隆起現象而岩心也觀 察到有剪裂帶的存在(劉憲德，2002)。
17
表 2.1 高屏地區地層對比表(修改自鄭宏祺，2000)
18
圖2.3 臺灣地質圖(經濟部中央地質調查所，1999)，紅框處為本研究區域。
19
圖2.4 旗山斷層地表位置示意圖(宋國城，2003)，可以發現旗山斷層切過國道三號 的中寮隧道，近年來中央地質調查所的觀察，此斷層每年有10公厘的壓縮 量，也解釋旗山斷層屬於第一類活動斷層。
20
圖2.5 台南至高雄地區麓山帶地質簡圖(中國石油公司十萬分之一地質圖，1989)。
21
2.3 地球物理探測
2.3.1 震測資料與鑽井資料
鑽井為最直接的方式取得地下構造資料，對於鑽井岩芯進行分析可以充分的 了解區域中的地層岩性與厚度變化，高屏地區利用鑽井資料進行地下水監測，平 均分布於屏東平原，鑽井深度約百餘公尺。中油公司於高屏地區下的鑽井，分別 有中洲一號井、中洲二號井以集中洲三號井，鑽井深度可達 4400 公尺，鑽井岩芯 底部為下部古亭坑層，但並未完全切穿下部古亭坑層，因此對於古亭坑泥岩的實 際厚度目前尚未明瞭(圖 2.6)。
震測是利用地表或海面上製造震波，利用地下岩層的密度不同的特性，使得 傳波速度受到影響，對於不同層面上產生折射與反射的現象，並由接收器於折射、
反射的時間繪製出地下構造。因此利用震測的資料，能夠判斷地層界面及斷層的 位態。中油早期為了石油探勘在本研究地區曾進行震測調查，並確定地表下的淺 層構造。但由於研究區域中，地下構造以泥岩與礫岩為主，對於深部無法取得良 好的反射訊號，因此深部之構造型態尚不明瞭。多數的震測資料位於海域，陸上 的資料相對較少（圖 2.7）。
2.3.2 重力異常
地表上任一點物體受到重力有相對的關係，重力異常值為區域實際重力值與 理論重力值的差異，而主要原理是利用密度差異，所呈現的重力異常會有所不同。
造成地下構造密度不同的原因，(1)板塊運動將底下物質推擠上來(增積岩體)或受到 斷層擾動、(2)地層受到構造活動，將底下密度較大之物質推擠上來(背斜)。對於背 斜構造，重力異常呈現正值的現象，而鹽丘的構造中，被推擠上來的為密度較低 的物質，因此所產生的重力異常為負值，故重力研究可以大略分辨出地表上的向 斜、背斜及斷層線構造。對於臺灣西南部平原區有發現許多重力的異常區，這些
22
重力異常即為背斜所在的位置（Pan, 1968）；謝獻祥(2009)利用 25 mgal 繪製重力 異常圖，在臺灣西南部發現具有重力異常負值的現象(圖 2.7、圖 2.8)。
2.3.3 GPS 資料
GPS ( Global Positioning System, 全球衛星定位系統)，臺灣目前廣泛用於地殼 變動的觀測，利用監測 GPS 觀測量，可求得地殼變動的速度場以及位移量；於板 塊構造上，能夠求得板塊移動的位移量與方向。對於臺灣 GPS 資料中，以澎湖白 沙站為不動之觀察點，得知菲律賓海板塊上的綠島與蘭嶼每年以 8.2 公分速度朝西 北澎湖移動；而 Hsu et al.(2009)利用 1993-1999 年所蒐集的 GPS 資料，觀察整個 臺灣地殼變動的情形（圖 2.9），發現臺灣西南部的速度向量由西轉向西南，且位 移量往南有逐漸增加的趨勢，認為此區為受到北港高區所產生的逃逸構造所致 ( Bos et al., 2003)。
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圖2.6 中洲井下地質構造資料(摘自黃旭燦，2003)。鑽井深度可達4.4公里，其資 料顯示下部古亭坑層之底部，目前無法自鑽井資料中取得底部深度位置。
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圖2.7 臺灣西南部上新統頂部之等深度線。以及利用震測與重力資料繪製構造線 (Pan, 1968)。
25
圖2.8 重力異常值(謝獻祥，2009)，以25mgal為基準，在高屏地區有異常負值出 現，其中在高雄市為異常最負值的區域。
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圖2.9 GPS速度場觀測，以澎湖白沙為相對點(Hsu et al., 2009)。可以觀察到高屏 地區的速度場與其他區域明顯不同。
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第三章 研究方法
3.1 轉換波特性
本研究利用轉換波相進行地下構造分析，本節將詳細介紹 S-P 轉換波及前人 利用 S-P 轉換波之研究。
3.1.1 Sp 轉換波介紹
地震發生震波以放射方式向四周傳遞，並產生兩種主要的波形，分別為壓縮 波（compress wave，又稱 P 波），另一則為橫波（shear wave，又稱為 S 波），在地 震波傳遞過程中遇到性質差異大的界面時，由於不同介質下波速的轉換，產生折 射及反射成其他的波相，稱為 S-P 轉換波；當 P 波遇到界面時會折射成 Sv 波及 P 波，而 Sv 波也會折射成 Sv 波及 P 波，由 P 波轉換成 Sv 波稱 Ps 轉換波，而 Sv 波 轉換成 P 波則稱 Sp 轉換波(圖 3.1)。P 波屬於壓縮波，傳遞速率較 Sv 波快，因此 在垂直向觀察到最早到達的波為 P 波，而 Sv 波到達時間較晚且屬於橫波，故可以 在水平向觀察到明顯的波相；其中，Sv 轉換成 P 的轉換波，在經過沉積層或是速 度變化界面時，使得 Sp 波與 S 波傳遞速度值的差異造成兩個波相到達有時間差的 存在，Sp 波速度較快到達測站並在 S 波到達前出現。
地震波於堅硬基盤與鬆軟沖積層有著強烈的震波抗阻(impedance)之對比，是 由於鬆軟沖積層所特有的地表震動特性，當震波於鬆軟岩層中傳遞時，振幅有明 顯的放大效應，為場址放大效應(site amplification effect)；因此，對於此明顯的振 幅放大效應，在震波轉換時也會在地震紀錄上留下明顯的紀錄(Aki, 1988；溫國樑 等，2004)，本研究藉此探討高屏地區地下構造變化及其含義。本研究非使用 Ps 轉換波，是由於研究討論為近地表之地下構造，因此 P 坡轉換 S 波容易因為震源 破裂時間(source rupture duration)所影響，以及 P 波的尾波(P coda)以致震波波形複 雜不易被觀察到(Chang et al., 2010)；且 Sp 轉換波為具有強衝力(impulsive)的垂直
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向震波，而 Ps 轉換波則為較微弱之放射狀及橫向的震波(Mandal, 2007)。因此 Sp 轉換波型較 Ps 轉換波明顯且容易選取。
圖3.1 轉換波模型，根據斯奈爾定律(Snell’s law)當震波傳遞於堅硬岩盤(高速層) 進入密度較低的鬆軟沖積層(低速層)時，速度值快速變化產生折射的現象，
因此P波及Sv波皆會轉換成Sv波與P波，當Sv波轉換成P波稱為Sp轉換波，
而P波轉換成Sv波稱為Ps轉換波(Chang et al., 2010)。
29
3.1.2 前人研究
利用 S-P 轉換波研究地下構造，對於深部地函與地殼構造界面的莫荷不連續 面( Mohorovičić discontinuity )或是上部地殼與下部地殼岩性界面之康拉德不連續 面(Conrad Discontinuity)等皆為較明顯的震波不連續面(圖 3.2)，Bath 等人(1966)利 用地震波挑選 Sp 轉換波相進行莫荷不連續面深度的研究，而 Sp 波與 S 波時間差 關係式如下：
(1)
認為震波的入射角與速度在傳遞時會有函數關係存在(圖 3.3)；而 Smith(1970)將 Sp 轉換波求得莫荷不連續面深度於紐西蘭區域，理論中認為震波傳遞也受控於地震 波入射時的方位角度數，其關係式為：
(2)
其中 Vs、Vp 為地殼速度，V 為地函 S 波速度，θ為地層傾斜角，而 Ip、 Is、ip、
is 分別為 S 波與 P 波的入射角與反射角(圖 3.4)。
對於 S-P 轉換波可用於界定莫荷不連續面或板塊隱沒構造邊界的深度變化 (Smoke et al., 1977；Kayal,1986；Matsuzawa et al., 1990；Iidaka et al, 1990；Serrano et al., 2003) 。而上部地殼中 S-P 轉換波則以固結之沖積岩層與下部岩盤為明顯的 轉換界面(Chen, 1996；Mandal, 2007)。而 S-P 轉換波應用於臺灣之沉積盆地之厚度 變化已有研究，陳桂寶(1998)利用 PANDA (可攜式地震記錄陣列，Portable Array for Numerical Data Acquisition)於高屏地區之 Sp 轉換波相進行濾波後分析沖積層厚度 變化趨勢，與顏宏元(1991)繪製的剖面趨勢一致(圖 3.5)；而 Chang et al. (2010)利用
30
TSMIP 測站資料，將 Sp 轉換波於蘭陽平原估算沖積層厚度變化，發現沖積層最厚 區域為龜山島，與 Chiang (1976)繪製的沖積層厚度變化有很好的吻合(圖 3.6)；魏 嘉儀(2011)於嘉南平原 TSMIP 測站資料估算沖積層厚度變化，在厚度變化的趨勢 中也描繪出北港高區的輪廓(圖 3.7)。
圖3.2 震波在不同岩性界面由S波產生折射與反射 ( i為入射角，r為折射角；修改 自Kayal, 2008 )。
31
圖3.3 Sv波向上傳遞於莫荷不連續面折射產生Sv波與P波，由於震波為斜向入射，
速度會因折射角之度數所影響(修改自Bath et al, 1966)。is為S波入射角，i’p 與i’s分別為P波與Sv波的折射角，H為莫荷不連續面深度。
圖3.4 Sp轉換波關係圖(修改自Smith , 1970)。θ為地層傾斜角，H為莫荷不連續面 深度。
32
(a)
(b)
圖3.5 (a)利用PANDA收集地震資料，以濾波方式將Sp波選取出來，計算S波與Sp 波的時間差，並配合中國石油公司鑽井資料與中油經驗公式取得P波速度，
其中Vp/Vs為定值1.73，估算沖積層厚度變化趨勢(陳桂寶，1998)。 (b) 與 重力異常回推臺灣地下構造剖面圖進行比對(顏宏元，1991)，屏東、旗山 區域可以發現在2.42與2.53數值界線上，符合陳桂寶(1998)所估算的沖積層 厚度變化範圍(修改自顏宏元，1991)。
33
圖3.6 (a)蘭陽平原沖基層厚度變化，利用TSMIP測站所接收到的資料，挑選Sp 轉換波並與S波時間差繪製於地圖中，其數值變化趨勢為向東北增加 (Chang et al., 2010)。(b) 蘭陽平原地區沖基層厚度變化圖，在龜山島附 近達到最深的厚度，200公尺至1400公尺的厚度變化與Chang et al. 所估 算的厚度變化符合(Chang et al.(2010)修改自Chiang(1976))。
(a)
(b)
34
圖3.7 嘉南平原為臺灣最大的平原區，魏嘉儀(2011)利用TSMIP測站求得S-Sp時 間差，並配合震測資料求得Vp與Vp/Vs數值，估算嘉南平原沖積層厚度 變化，也描繪出沖積層較薄的北港高區輪廓。
35
3.2 資料來源
目前臺灣地震之監測系統有大幅提升，有中央氣象局之臺灣強地動觀測計畫 (Taiwan String Motion Instrumentation Program, TSMIP) 架設、中央氣象局即時觀測 網(Central Weather Bureau Seismic Network，CWBSN)、以及中央研究院所架設的 臺灣地區寬頻地震網(Broadband Array in Taiwan for Seismology，BATS)，提供了大
量高密度的且豐富的地震資料提供研究使用(張建興，2005)。本研究所使用為 TSMIP 強地動加速度紀錄儀接收的地震資料，以下詳細介紹 TSMIP 測站。
3.2.1 臺灣強地動觀測網（TSMIP）
中央氣象局於 1992 年開始設置臺灣強地動觀測計畫（TSMIP），採用數位強 震加速度儀，對於資料收集的速度與品質皆有提升。TSMIP 測站具有 16bit 或 24bit 的解析，其採樣率達 200Hz 或以上，對於高密度的 TSMIP 測站分布、接收地震資 料的精密度提升，本研究則利用 TSMIP 測站於高屏地區接收到的地震資料進行分 析(Chang et al., 2010)。
TSMIP 測站所接收到的紀錄，地震震央位置利用三維 Vp 和 Vp/Vs 將中央氣 象局地震目錄以重定位取得新的地震目錄，使得本研究中地震資料具有好的準確 性，對於研究地下構造分析也提供了較精確的資訊(Wu et al., 2008)。至 2010 年共 有 866 個 TSMIP 強地動測站分布於臺灣(圖 3.8)，並於都會區(台北、台中、高雄) 架設密集，高密度的測站分布加上接收地震資料的精密度提升，本研究將利用 TSMIP 測站於高屏地區接收到的地震資料，對於地下構造代表的意義進行分析。
36
圖3.8 (a)全臺灣TSMIP測站分布，至2010年共設置了866個測站，西部平原區較高山區密度較高，在花東縱谷也有很好的測站分布，
本研究區域測站密集，對於地震紀錄提供較多的資訊。(b)研究區域TSMIP測站分布，三角形為高屏地區TSMIP測站分布位置，
白色三角形為未使用的測站，而紅色三角形為使用Sp轉換波資料之測站。可用TSMIP測站於高屏地區分布為均勻且資料點密集。
此區域共有104測站，本研究使用了62測站所接收到Sp轉換波進行分析。
(a) (b)
37
第四章 資料處理與分析
4.1 資料篩選
利用第三章說明的 Sp 轉換波形資料分析，於 TSMIP 測站在高屏地區所接收 到的地震資料做進行篩選。
4.1.1 Sp 轉換波篩選
本研究主要為利用 S 波轉換 P 波之波形到時與 S 波到時的時間差估算轉換點 的深度，S 波轉換 P 波傳至測站為 P 波的運動模式到達，因此以壓縮傳遞的 Sp 轉 換波形會在垂直地震紀錄儀器所紀錄下來，但只依據垂直紀錄儀的紀錄無法準確 的選取 Sp 波形，因此以三軸分量的紀錄下，垂直紀錄儀器紀錄於 S 波到時以前出 現之明顯波形做為 Sp 波選取。
在估算 Sp 轉換波的深度時，假設地下構造為單一反射層面，分別為速度較慢 的層面覆蓋於速度較快層面之上，且震波傳遞為垂直入射測站之形式。而選擇 Sp 轉換波的條件為震源深度必須大於 6 公里，是為了確定震波穿透特定之地層界面 形成轉型波，且震波的離源角(Takeoff angle)必須要大於 150°(Chang et al., 2010)。
本研究中所使用的地震資料來源多為 2006 年屏東地震及 2010 年甲仙地震之主餘 震序列。由於高屏地區地震活動度相對於嘉南平原較低，多數測站可使用的 Sp 轉 換波波形資料僅有一筆，因此本研究所使用之 Sp 轉換波波形紀錄於同測站至少要 有兩筆資料，所取得的 S-Sp 時間差也為兩筆或以上的資料平均值。
38
圖4.1 Sp轉換波的選取。KAU061測站接收到的地震波形，此為1999年5月3日於 上午4點47分發生芮氏規模4.7的地震，地震深度50公里，震央距離測站位 置北偏東70公里處。在地震波形中，藍色線分別為S波與P波，紅色線則代 表Sp波並且在垂直向有明顯的起伏。
圖4.2 Sp轉換波的選取。KAU003測站接收到的地震波形，此為2010年1月8日於 下午11點40分發生芮氏規模4.4的地震，地震深度34公里，震央距離測站位 置北偏西32公里處。在地震波形中，藍色線分別為S波與P波，紅色線則代 表Sp波並且在垂直向有明顯的起伏。
39
4.1.2 轉換波深度計算
轉換波深度的估算，速度及時間差值為已知條件下，轉換點的深度數值是能 夠被推估出來。轉換深度為定值條件時，震波自震源到測站接收到所需時間與速 度值相關，當速度越快到達時間越早，反之則較晚到達測站；利用這樣的條件能 夠估算出轉換波深度的變化。在 S 波與 P 波速度值差異下，震波接近垂直入社的 條件下，利用 S-Sp 時間差回推深度變化數值(圖 4.3)，公式如下：
(3)
H 為估計出來的轉換波深度，Vp 為轉換後 P 波行走的速度，Vp/Vs 為轉換波形成 之後 P 波與 S 波的速度比值， 為 S 波與 Sp 轉換波到達的時間差。
圖4.3 轉換波深度與速度關係，震波傳遞於速度變化界面產生轉換波，對於Sp轉 換波於低速層傳遞時速度值仍高於S波，測站紀錄Sp波與S波到達有時間差 存在。假定深度(H)為已知條件下，配合速度差值推得理論S-Sp時間差。
40
4.2 地下震波速度構造選取
對於地下震波速度的選取，本研究以三維速度模型之資料進行轉換波深度的 估算，目前對於臺灣地下三維速度模型有 Kim et al. (2005) 、Wu et al. (2007)以及 Kuochen et al. (2012)。其中 Kim et al. (2005)及 Kuochen et al. (2012)利用 S 波與 P 波的到時推算 S 波與 P 波之三維速度模型，而 Wu et al. (2007)則是利用 P 波與 S 波的到時推算 P 波與 Vp/Vs 比值之速度模型。
Wu et al. (2007) 有用 TSMIP 測站之資料推算速度模型，因此本研究採此模型。
對於速度的選取，三維速度模型中 P 波、S 波為已知數值，假定震波垂直於地表向 上傳遞的條件下，將單一測站底下依據 Wu et al. (2007)之速度模型每 10 公尺求得 S 波與 P 波走時差，再將每段所求得的時間差加總後，得到不同深度下 Vp 值、Vp/Vs 比值以及理論 S 波與 P 波走時差(表 4.1、表 4.2)。資料分析取得各測站實際接收到 S-Sp 時間差，以對照理論時間差，及能夠取得轉換深度、Vp 及 Vp/Vs 比值的數值。
圖4.4 各測站底下震波速度S-P走時差計算概念圖。
41
圖4.5 (a)速度構造剖面位置圖(Wu et al., 2007)，方格為氣象局測站分布位置，三 角形為TSMIP測站分布位置。
圖4.5 (b)速度構造剖面圖(Wu et al., 2007)，速度隨深度變化在各速度構造剖面不 同，本研究區域內的FF’與GG’速度剖面淺層部分呈現低Vp。
42
表 4.1 KAU013 測站地下速度隨深度變化與時間差之對應表，此測站選取資料中 S-Sp 的時間差為 3.6 秒，依據理論秒數數值對應到的深度為 14.58 公里，
即求得測站下轉換波深度。紅框為估算出來的深度位置及相關資訊。
經度 緯度 深度(KM) VP(KM/S) VP/VS VS(KM/S) S-Sp TIME(S)
120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653 120.3653
22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947 22.7947
14.35 14.36 14.37 14.38 14.39 14.40 14.41 14.42 14.43 14.44 14.45 14.46 14.47 14.48 14.49 14.50 14.51 14.52 14.53 14.54 14.55 14.56 14.57 14.58 14.59 14.60 14.61 14.62 14.63 14.64 14.65 14.66 14.67 14.68 14.69 14.70 14.71 14.72 14.73 14.74 14.75 14.76 14.77 14.78 14.79 14.80 14.81 14.82 14.83
4.678 4.680 4.683 4.686 4.689 4.692 4.695 4.698 4.701 4.704 4.706 4.709 4.712 4.715 4.718 4.721 4.724 4.727 4.730 4.733 4.736 4.739 4.743 4.746 4.749 4.752 4.755 4.758 4.761 4.764 4.767 4.770 4.774 4.777 4.780 4.783 4.786 4.789 4.793 4.796 4.799 4.802 4.805 4.809 4.812 4.815 4.818 4.822 4.825
1.965 1.965 1.965 1.965 1.965 1.964 1.964 1.964 1.964 1.964 1.964 1.963 1.963 1.963 1.963 1.963 1.963 1.962 1.962 1.962 1.962 1.962 1.962 1.962 1.961 1.961 1.961 1.961 1.961 1.961 1.960 1.960 1.960 1.960 1.960 1.960 1.959 1.959 1.959 1.959 1.959 1.959 1.958 1.958 1.958 1.958 1.958 1.958 1.957
2.380 2.382 2.384 2.385 2.387 2.389 2.390 2.392 2.394 2.395 2.397 2.399 2.400 2.402 2.404 2.405 2.407 2.409 2.411 2.412 2.414 2.416 2.418 2.419 2.421 2.423 2.425 2.427 2.428 2.430 2.432 2.434 2.436 2.437 2.439 2.441 2.443 2.445 2.447 2.448 2.450 2.452 2.454 2.456 2.458 2.459 2.461 2.463 2.465
3.553 3.555 3.557 3.559 3.561 3.563 3.565 3.567 3.569 3.572 3.574 3.576 3.578 3.580 3.582 3.584 3.586 3.588 3.590 3.592 3.594 3.596 3.598 3.600 3.602 3.604 3.606 3.608 3.610 3.612 3.614 3.616 3.618 3.620 3.622 3.624 3.626 3.628 3.630 3.632 3.634 3.636 3.638 3.640 3.642 3.644 3.646 3.648 3.650
43
表 4.2 KAU060 測站地下速度隨深度變化與時間差之對應表，此測站選取資料中 S-Sp 的時間差為 3.165 秒，依據理論秒數數值對應到的深度為 17.11 公里，
即求得測站下轉換波深度。紅框為估算出來的深度位置及相關資訊。
經度 緯度 深度(KM) VP(KM/S) VP/VS VS(KM/S) S-Sp TIME(S)
120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319 120.319
22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695 22.6695
16.89 16.90 16.91 16.92 16.93 16.94 16.95 16.96 16.97 16.98 16.99 17.00 17.01 17.02 17.03 17.04 17.05 17.06 17.07 17.08 17.09 17.10 17.11 17.12 17.13 17.14 17.15 17.16 17.17 17.18 17.19 17.20 17.21 17.22 17.23 17.24 17.25 17.26 17.27 17.28 17.29 17.30 17.31 17.32 17.33 17.34 17.35 17.36 17.37
6.378 6.378 6.378 6.378 6.378 6.378 6.378 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.379 6.378 6.378 6.378 6.378 6.378 6.378
1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.940 1.939 1.939 1.939 1.939 1.939 1.939 1.939 1.939 1.939 1.939 1.939
3.288 3.288 3.288 3.288 3.288 3.288 3.288 3.288 3.288 3.288 3.288 3.288 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289 3.289
3.133 3.135 3.136 3.138 3.139 3.141 3.142 3.144 3.145 3.147 3.148 3.150 3.151 3.153 3.154 3.156 3.157 3.158 3.160 3.161 3.163 3.164 3.166 3.167 3.169 3.170 3.172 3.173 3.175 3.176 3.178 3.179 3.181 3.182 3.184 3.185 3.186 3.188 3.189 3.191 3.192 3.194 3.195 3.197 3.198 3.200 3.201 3.203 3.204
44
第五章 結果與討論
5.1 研究成果
5.1.1 S-Sp 時間差
利用高屏地區 TSMIP 測站資料分析，透過資料篩選於 1992 年至 2010 年自 62 個測站中取得 164 個 Sp 轉換波波形，選取資料震源深度大於 6 公里、震波離源角 大於 150°為條件下，計算 S 波與 Sp 轉換波時間差。研究所使用的地震資料中，地 震深度範圍介於 6-55 公里，分布於臺灣西南區域(圖 5.1)。將各測站所有選取之 Sp 轉換波垂直紀錄波形、地震震央及測站的位置描繪出來，並以垂直紀錄波形將 S 波到時為固定點，可以觀察到對於不同地震紀錄 Sp 波與 S 波的到達時間差並不會 隨著震央遠近而有所改變，而是 P 波與 S 波會隨著震央距離越大而時間差越長，
由此可知每個測站所接收到的 Sp 轉換波的轉換深度所對應的時間並非由震央距離 所控制，而是震波於地下構造之明顯折射界面所控制(圖 5.2)。
S-Sp 時間差依據測站分布位置繪製於高屏地圖中(圖 5.3)。其分布圖顯示，研 究區域大致以經度 120.4 為時間差變化之快速變化帶，相當於高屏溪為分界線。此 界線之東側的屏東地區 S-Sp 時間差落於 0.5-1.5 秒間，相對於西側的高雄地區 S-Sp 時間差則落於 1.5-3.6 秒間，其中秒數差值最大的區域出現在高雄市燕巢區。對於 S-Sp 時間差資料中可以初步推測，S-Sp 時間差較大的測站位置所求得的轉換波相 對比較深。
45
5.1.2 估算轉換波深度變化
本研究以 Wu et al. (2007)之三維速度模型估算轉換波之轉換深度，每個測站所 求得的深度及速度資料統整於表 5.1，並繪製出高屏地區轉換波深度變化的趨勢(圖 5.4)。估算出的轉換波深度趨勢為由東向西變深，其中高屏溪東側的區域，轉換波 深度變化約 4~8 公里深，平均深度為 6 公里深；而高屏溪西側的區域，其深度變 化為 10~15 公里深，平均深度為 13 公里，取得最深的轉換波深度為測站 KAU060，
估算轉換波深度為 17 公里深(僅有一站)，位於高雄市區。
將研究中所取得的 S-Sp 時間差與所推估的轉換波深度進行比對(圖 5.5)，可以 觀察到兩者之間的關係，從 S-Sp 時間差最大的測站所估算出的轉換波深度，並非 研究區域中求得轉換波深度最深的測站，是由於所使用的為三維速度模型，而非 單一的 Vp 及 Vp/Vs 數值進行運算。因此在不同的地質條件下所求得的時間差，並 無法直接的說明整體地下轉換波深度的趨勢圖，故配合三維速度模型所進行估算 的轉換波深度，較能夠說明研究區域中轉換波深度的變化。
46
圖5.1 本研究所使用的地震深度分布圖，地震深度介於6公里-55公里。
47
表 5.1 研究區域中所使用的測站資料，是利用三維速度模型隨深度變化之估算，
求得不同深度下理論之 S-Sp 時間差，其中理論到時差不一定會與本研究 資料相同，因此對照轉換波深度時會高估到時差。
測站 經度 緯度 高程(m) TS-Sp(s) 深度(km)
CHY021 120.2960 23.0785 8.0 0.99 3.71
CHY023 120.2880 22.9637 19.0 1.14 5.90
CHY063 120.3490 23.0250 30.0 1.16 3.47
CHY066 120.2167 22.9192 4.0 1.90 9.94
CHY067 120.1923 22.9975 15.0 0.87 4.25
CHY068 120.2097 22.9860 20.0 0.86 4.30
CHY070 120.2365 22.9632 20.0 1.04 5.34
CHY071 120.1730 23.0630 3.0 0.95 2.89
CHY078 120.2367 23.0380 8.0 0.92 5.25
CHY085 120.2050 22.9932 14.0 1.10 5.41
CHY096 120.2407 22.9810 39.0 1.38 6.85
CHY098 120.1658 23.0000 10.0 1.28 5.37
CHY114 120.1267 23.0362 4.0 1.56 5.94
CHY125 120.2040 22.9795 13.0 1.09 5.34
KAU003 120.2658 22.6265 2.0 2.81 15.36
KAU004 120.3508 22.6307 13.0 3.17 15.97
KAU005 120.3493 22.6167 12.0 3.11 15.51
KAU009 120.2645 22.8675 18.0 1.94 10.65
KAU010 120.2865 22.7858 20.0 2.58 12.47
KAU011 120.2643 22.7602 10.0 2.26 11.57
KAU012 120.3793 22.8778 20.0 1.41 6.26
KAU013 120.3653 22.7947 50.0 3.68 15.00
KAU015 120.3413 22.6543 20.0 2.23 11.04
KAU019 120.4573 22.8890 100.0 1.29 6.21
KAU020 120.5430 22.8998 46.0 0.90 4.54
KAU021 120.4440 22.7490 55.0 1.93 8.37
KAU022 120.4992 22.6683 26.0 1.26 5.84
KAU026 120.5070 22.6978 42.0 1.35 5.89
KAU028 120.5990 22.8260 95.0 0.72 4.10
KAU029 120.5760 22.7540 60.0 0.79 4.48
KAU030 120.5660 22.6103 22.0 1.08 5.17
KAU032 120.4610 22.5438 5.0 1.45 7.12
KAU033 120.4618 22.4625 2.0 1.41 7.38
48
KAU035 120.5400 22.5472 27.0 1.16 5.47
KAU044 120.5115 22.4367 3.0 1.09 5.57
KAU049 120.6402 22.7443 148.0 0.56 4.38
KAU057 120.2750 22.6360 125.0 2.87 15.03
KAU058 120.3290 22.6477 8.0 2.34 11.75
KAU059 120.3148 22.7260 22.0 2.89 13.82
KAU060 120.3190 22.6695 12.0 3.17 17.11
KAU061 120.2998 22.6387 20.0 3.09 16.24
KAU062 120.2923 22.6218 13.0 2.89 15.20
KAU063 120.1813 22.9033 8.0 1.78 9.42
KAU064 120.2477 22.7842 3.0 2.25 12.07
KAU065 120.3115 22.7522 8.0 3.17 14.43
KAU067 120.4238 22.6553 25.0 1.77 8.59
KAU068 120.5443 22.9760 125.0 0.92 4.85
KAU069 120.6647 22.8857 240.0 0.57 4.00
KAU070 120.4950 22.7808 23.0 1.12 4.82
KAU072 120.6015 22.6670 51.0 0.55 4.26
KAU073 120.5435 22.5338 13.0 1.33 6.34
KAU074 120.5723 22.5727 20.0 0.90 4.59
KAU075 120.5062 22.4882 8.0 1.10 5.81
KAU076 120.5650 22.4263 11.0 0.63 3.78
KAU078 120.6462 22.7068 45.0 0.72 6.05
KAU079 120.6325 22.5912 75.0 0.78 4.43
KAU085 120.3290 22.8840 32.0 1.50 7.95
KAU087 120.3182 22.6105 18.0 3.02 15.54
KAU088 120.3187 22.6440 20.0 2.24 11.16
MND004 120.2823 22.6755 0.0 2.69 14.10
MND008 120.3170 22.6103 0.0 2.88 14.65
TRB030 120.2125 22.9968 20.0 0.79 4.03
49
(a)
(b)
圖5.2 (a)KAU069強震站垂直波形，選擇具有Sp轉換波形之地震震央與測站分布 圖。(b) KAU003強震站垂直波形，選擇具有Sp轉換波形之地震震央與測 站分布圖。波形中藍色線分別為P波及S波，紅線為Sp轉換波，分別將各 垂直波形S波到達時間固定。
50
圖5.3 S波與Sp波時間差，以西部麓山帶為界，屏東地區時間差介於0.5秒到1.5 秒間，高雄地區取得S-Sp時間差較大，最高可達3.6秒，位於研究區域的 中心位置，為高雄市燕巢區。
51
圖5.4 利用時間差與三維速度模型計算出高屏地區Sp轉換波相的深度分布圖。
52
圖5.5 將S-Sp到時差與計算出的深度變化套疊，可以觀察到時間差最大的測站 推演出的深度並不是最深的位置，反而在高雄市內的測站得到最深的轉 換波深度。
53
5.2 成果討論
本研究利用三維速度模型與 S-Sp 轉換波的時間差，計算出高屏地區 Sp 轉換 波轉換深度的變化圖，由圖 5.4 中可以發現整個高屏地區呈現由東至西有變深的趨 勢，前人利用不同的地球物理方法取得的資料中顯示，在研究區域下可能有著巨 厚的沖積層存在(Wu et al. 2007；陳桂寶，1998；謝獻祥，2009)，本段將所求得的 數值變化與前人在高屏地區的地層、速度及構造進行討論。
5.2.1 轉換深度與地層對比
鄭宏祺(2000)利用地表地質調查、鑽井及震測資料於高屏地區繪製了四條地質 剖面(圖 5.6)，剛好與本研究的位置相符，並以等間距 20 公里的距離推估高屏地區 地下的構造。由於本研究區域西側所估算的轉換波深度較深，因此對於地層分析 中，只對於研究區域東側的屏東平原地層進行比對、分析。
地層及轉換位置對比中，將每條剖面線附近最靠近之測站所求得的深度繪製 於剖面上，再進行地層的比對。A 剖面位於為研究區域北段(圖 5.6)，所使用的測 站為 KAU018、KAU019、KAU020 及 KAU028，KAU018 與 KAU019 測站所對應 到的深度為烏山層/古亭坑層界面，KAU20 測站為長枝坑層，而 KAU028 測站所估 算出的深度則無法對應到相對的地層。B 剖面位於為研究區域中段(圖 5.6)，所使 用的測站為 KAU021、KAU029、KAU048 、KAU049、KAU070 及 KAU078，此 剖面線中所對應到的深度多位於烏山層/長枝坑層之界面，其中 KAU049、KAU078 測站所估算出的深度則對應到潮州斷層(圖 5.7a)。C 剖面位於為研究區域中段(圖 5.6)，所使用的測站為 KAU030、KAU067、KAU072 及 KAU095，於 C 剖面中所 對應到的地層為烏山層/長枝坑層之界面。D 剖面位於為研究區域南段(圖 5.6)，所 使用的測站為 KAU032、KAU035、KAU074 及 KAU079，其轉換波深度所對應到 的地層為烏山層/南勢崙砂岩層/蓋子寮頁岩層(圖 5.7b)。根據孫習之(1964)及余輝龍 (1990)研究區域地層年代由老到年輕順序為中新世長枝坑層、烏山層，上新世南勢
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崙砂岩、蓋子寮頁岩、古亭坑層。長枝坑層以細粒深色砂質為主，烏山層以細粒 砂岩與深灰色砂質頁岩所組成，南勢崙砂岩為深灰色中粒砂岩為主，蓋子寮頁岩 以頁岩為主，而古亭坑層則以泥岩為主。對於地層之岩性可以區分為砂岩(長枝坑 層)、頁岩(烏山層)、砂岩(南勢崙砂岩)、頁岩(蓋子寮頁岩)、泥岩(古亭坑層)之互 層，對於本研究明顯的轉換波生成的深度主要為中新世層面中有明顯的折射界面，
可能為砂岩層與頁岩層震波速度的變化，產生 Sp 轉換波；而對於 A 地層剖面中，
轉換波生成深度為烏山層與古亭坑層之界面，是由於古亭坑層為速度較慢的泥岩 為主，Sp 轉換波易於此條件下生成。
圖5.6 鄭宏祺(2000)於高屏地區繪製四條地質剖面圖。將四條剖面線繪製於本研究 的結果中，並以最接近剖面線的測站進行屏東平原深度與地層的討論。
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圖5.7 (a)將演算出來的Sp轉換波深度與鄭宏祺(2000)所繪製的構造地質圖比對，
地表三角型代表最接近剖面線的測站，藍色點為地表測站接收到地震資料 分析後所推演出的深度投影。
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圖5.7 (b)將演算出來的轉換波深度與鄭宏祺(2000)所繪製的構造地質圖比對，地 表三角型代表最接近剖面線的測站，藍色點為地表測站接收到地震資料分 析後所推演出的深度投影。
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5.2.2 速度構造對比
Wu et al.(2007)，發現臺灣南部地區具有低 Vp 高 Vp/Vs，此現象於 17 公里才 逐漸消失。本研究將資料於研究區域內以 4 公里、9 公里、13 公里、17 公里及 21 公里繪製區域內 Vp 及 Vp/Vs 的變化，並觀察到研究區域 Vp 數值隨著深度變化相 對於東側中央山脈區域 P 波速度較低(圖 5.8)，而 Vp/Vs 數值則偏高，且 Vp 數值 於深度 17 公里下開始呈現高值情況。
將本研究區域繪製五條速度構造之剖面，分別位於轉換波深度位置較深的高 屏地區之東側(圖 5.9)，AA’、BB’及 CC’三條為橫切於研究區域之剖面(圖 5.10a)，
測站所估算的轉換波深度位置繪製於速度構造剖面圖中，大致呈現由東向西變深 的趨勢，剖面圖也顯示隨深度變化 Vp 數值增加，而 Vp/Vs 數值卻位於近地表區域 呈現數值高區，研究中使用之測站所推估的轉換波深度位置位於 Vp/Vs 數值高區；
DD’剖面為縱切研究區域(圖 5.9)，轉換波深度位置呈現由北向南遞增的現象，同 樣的轉換波深度位置也位於 Vp/Vs 高值的位置 (圖 5.10b)；EE’剖面切過研究中所 估算出最深的轉換波深度位置(圖 5.9)，此區域的速度構造剖面中顯示(圖 5.10b)，
Vp/Vs 高值區域出現於此條剖面之西北側，估算之轉換波轉換深度位置介於 12-17 公里，並且對應到 Vp/Vs 高值的位置。
而本研究區域低 Vp、高 Vp/Vs 延伸至 17 公里後慢慢轉為低 Vp/Vs，認為高 屏地區地下構造可能具有巨厚沉積岩層存在，且深度可達 17 公里(Wu et al., 2007)。
高 屏 地 區 地 下 構 造 也 極 有 可 能 存 在 增 積 岩 體 ， Mclntosh et al. (2005) 於 震 層 (tomography)分析上可知增積岩體深度可達 15 公里(圖 5.11)，與本研究所推估的轉 換波深度有著密切的關係存在，因此，對於轉換波深度的解釋為增積岩體與下部 隱沒地殼之邊界，產生 Sp 轉換波相後傳遞至地震儀所紀錄下來。
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圖5.8 根據Wu et al.(2007)三維速度模型，將高屏地區的Vp與Vp/Vs數值隨深度變化繪製出來。Vp數值於研究區域在13公里左右仍呈現 數值低區，17公里以下則數值變化並無明顯的低區出現。而高Vp/Vs在研究區域分布於中央山脈西側(潮州斷層以西)，當深度於 13公里時，高Vp/Vs分布於西部麓山帶以南部分，於17公里以下Vp/Vs數值逐漸變小。
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圖5.9 臺灣南部速度構造剖面位置分布圖。
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圖5.10 (a)臺灣南部AA’、BB’與CC’速度構造剖面圖 (根據Wu et al., 2007)，分別 繪製Vp與Vp/Vs數值隨深度變化趨勢，估算之轉換波深度位置於東側較深，
並呈現東深西淺的趨勢，Vp數值呈現低值，並於研究區域地下10-20公里 後速度增快；而Vp/Vs比值於研究區域東側呈現高值，研究中所估算的轉 換波深度位置對應至此Vp/Vs高值的位置。圖中三角形表示測站相對位置，
而藍點為利用S-Sp時間差配合三維速度模型所估算出來的轉換波深度。
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圖5.10 (b)臺灣南部DD’、EE’速度構造剖面圖(根據Wu et al., 2007)，分別繪製Vp 與Vp/Vs數值隨深度變化趨勢，估算之轉換波深度位置於南段較深，並呈 現南深北淺的趨勢，Vp數值呈現低值，並於研究區域地下10-15公里後速 度增快；而Vp/Vs比值於研究區域南側呈現高值，研究中所估算的轉換波 深度位置對應至Vp/Vs高值的位置。圖中三角形表示測站相對位置，而藍 點為利用S-Sp時間差配合三維速度模型所估算出來的轉換波深度。
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(a)
(b)
圖5.11 Lin et al. (2009)修改自Mclntosh et al. (2005)繪製臺灣南部構造剖面圖。利 用三分量海底地震儀(OBSs)推演AA’剖面下的構造。臺灣南部為歐亞大陸 板塊隱沒至菲律賓海板塊之下，在板塊聚合的邊界上產生增楔岩體，而屬 於鬆軟的增積岩體區域地震活動較低。
