期末報告

經濟部中央地質調查所報告

計畫編號:101-5226904000-05-01

台灣北部火山活動觀測研究－

台灣北部火山活動地區密集陣列觀測研究(1/4)

期末報告

執行機關：經濟部中央地質調查所 執行機關：中央研究院地球科學研究所

中華民國一○一年十二月

經 濟 部

台灣北部火山活動觀測研究－

台灣北部火山活動地區密集陣列觀測研究(1/4)

期末報告

計畫主持人： 林正洪 協同主持人： 陳洲生 研究人員 ： 黃柏壽 研究人員 ： 劉忠智 研究人員 ： 張道明 研究人員 ： 黃文紀

委託機關：經濟部中央地質調查所

執行機關： 中央研究院地球科學研究所

中華民國一○一年十二月

台灣北部火山活動觀測研究－台灣北部火山活動地區密集陣列觀測研究(1/4)

目錄

頁碼 中英文摘要 ··· III 圖目錄 ··· V 表目錄 ··· XI

壹、前言 ··· 1

貳、研究方法與步驟 ··· 5

一、計劃執行方法 ··· 5

二、進行步驟 ··· 11

三、作業方式與電腦工作 ··· 14

四、地震定位的方法 ··· 16

五、單站頻譜比法 ··· 19

六、時間項分析法 ··· 19

七、表面波格林函數 ··· 20

八、頻率-波數法 ··· 22

參、成果與討論 ··· 25

一、大台北地區 ··· 25

1. 井下寬頻地震站 ··· 26

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3. 微震觀測網的地震觀測 ··· 32

4. 寬頻地震站場址特性 ··· 42

5. 地下折射層與時間項之研究 ··· 53

6. 剪力波速度構造 ··· 57

二、大屯山地區 ··· 62

1. 微震網觀測 ··· 62

2. 密集地震站陣列 ··· 74

三、宜蘭地區 ··· 89

1. 微震網觀測 ··· 89

2. 大地電磁監測 ··· 99

肆、結果 ··· 113

五、參考文獻 ··· 115

附件一：回覆期末綜合審查意見 ··· 119

附件二：回覆期中綜合審查意見 ··· 120

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中文摘要

火山活動所產生的災害，一直是威脅人類社會安全與文明進步。台灣地區雖 無明顯活動的火山，但過去的歷史文獻紀錄從十八世紀以來，台灣東部鄰近海域 有四次的火山活動。位於宜蘭縣之龜山島及台北盆地北側之大屯火山群為北台灣 主要之火山地區。龜山島生成年代推測約在七千年前，因此一直為台灣學術界認 定為一個活火山。相對地，大屯火山群根據多年來的調查監測結果，雖然沒有立 即噴發的危險，但是大屯火山群的種種地質跡象仍讓科學家擔憂，因為大屯火山 群很年輕，證據顯示最近一次噴發年代落於國際活火山定義的一萬年內，且地殼 深部仍可能有高溫的岩漿存在之可能。因此，為進一步探測北台灣主要之火山地 區火山活動相關之岩漿熱液活動，本計畫規劃以四年之時間，利用多種密集陣列 觀測，研究北台灣火山地區之火山地下構造。主要工作項目包括（1）密集地震 儀陣列、（2） 大地電磁陣列、（3）大屯火山及台北井下地震網觀測與（4）宜蘭 龜山島地震網觀測等四部分。今年度主要工作已依規劃之進度，除了維護現有地 震網，並完成兩個火山地區之微震觀測分析外，已於大屯山地區完成三個密集地 震儀陣列之設置，並收集大量資料進行分析與初步之討論。同時在台灣北部火山 完成部分大地電磁觀測與解釋。預期四年計畫完成後之具體成果，不但可更了解 台灣北部火山之岩漿活動型態及行為，同時提供政府單位在台灣北部火山防災項 目上政策制定，善用及掌握火山地區高溫流體之存在活動範圍，對火山地熱能源 開發將有相當大助益。

關鍵詞：大屯火山、龜山島、地震網、地震陣列、大地電磁陣列、火山活動

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ABSTRACT

Volcanic activity is always threatening the safety and civilization of human beings. Although there was not historical eruption in the island of Taiwan, four possible volcanic activities offshore eastern Taiwan have been found in some literatures since the 18 century. Tatun volcano group and Kueishantao are two of active volcanoes in the northern Taiwan area. Kueishantao was resulted from volcanic activity before 7,000 years ago and thus it has been considered as an active volcano.

Although the Tatun volcano group hasn’t been found any eruption in the human history, recent studies suggest that the last eruption might be taken place about 6,000 years ago. Therefore, the project is planning to study both volcanic areas of Tatun volcano group and Kueishantao in the northern Taiwan area by deploying several geophysical arrays in the following 4 years. The major works in the study areas will include（1）dense seismic arrays,（2）MT arrays, （3）seismic networks in the Taipei area and （4）seismic networks in the Ilan area. In this year, we have finished the seismic observations in two volcanic areas, deployed three dense seismic arrays at the Tatun volcanic area and some preliminary MT measurements in Ilan area. The final results will not only improve the understanding of volcanism geometry beneath the Tatun volcano group as well as the Kueishantao area, but also provide important information for reducing the potentially volcanic hazard and geothermal exploration in the future.

Keywords： Tatun volcano, Kueishantao, seismic array, MT array, volcanic

activity

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圖目錄

頁碼

圖 1 大屯火山群數值地型模型 ··· 1

圖 2 大屯山地區過去幾年微震分佈之三維空間投射 ··· 2

圖 3 宜蘭龜山島地區過去幾年微震分佈之三維空間投射 ··· 3

圖 4 大屯山地區地震站及規劃設置的三個密集地震站震列之位置圖 ··· 6

圖 5 宜蘭地區地震站及規劃設置的密集地震站震列之位置圖 ··· 7

圖 6 北台灣地區規劃設置的密集線形地震陣列之位置圖 ··· 8

圖 7 北台灣地區規劃設置的兩個密集棋盤式地震站陣列範圍 ··· 8

圖 8 大地電磁主要之代表性陣列觀測站佈置圖 ··· 9

圖 9 台北盆地、大屯火山區及宜蘭地區測站分佈圖 ··· 10

圖 10 4.5 赫茲垂直向感應器（GS-11D） ··· 11

圖 11 RT-125A（Texan）記錄器 ··· 12

圖 12 英國 Guralp 公司所製 CMG-6TD 中長週期速度型地震儀 ··· 13

圖 13 德國 Mark Products 公司所製 LE-3Dlite 短週期速度型感應器 ··· 13

圖 14 大台北地區寬頻地震觀測網的測站位置分佈 ··· 26

圖 15 本計畫各井下站址的淺層 P 波與 S 波速度曲線 ··· 28

圖 16 西元 2012 年初建立之地表寬頻站之波形即時展示系統 ··· 30

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南北向速度的波形即時展示 ··· 31 圖 18 DANB 井下地震站在西元 2005 年 10 月至西元 2012 年 11 月所

收錄臺灣地區地震之震央分佈 ··· 32 圖 19 西元 2012 年 2 月 26 日屏東霧台地震在 PADB 井下站與 TB37

地表站所記錄的三分量速度波形 ··· 33 圖 20 西元 2004 年 10 月至西元 2012 年 11 月發生於北台灣地區之淺

震與深震的震央分佈。 ··· 34 圖 21 西元 2012 年 6 月 9 日宜蘭外海地震在 DANB 井下站所記錄到

的三分量速度與加速度波形 ··· 35 圖 22 西元 2012 年 6 月 13 日新竹縣尖石鄉地震在 DANB 井下站與

TB37 地表站所記錄的三分量速度波形 ··· 36 圖 23 西元 2012 年 7 月 20 日新北市三峽區地震在 101B 與 PADB 井

下站，和 TB37 地表站所記錄的三分量速度波形 ··· 37 圖 24 西元 2012 年 10 月 13 日新北市石碇區地震在 101B 井下站與

TB36 地表站所記錄的三分量速度波形 ··· 38 圖 25 DANB 在西元 2005 年 10 月至西元 2012 年 11 月所收錄之遠場

地震之震央分佈 ··· 39 圖 26 西元 2012 年 11 月 11 日緬甸發生規模 6.8 的強烈地震的震央位

置圖 ··· 39 圖 27 西元 2011 年 3 月緬甸東南部、靠近寮國、泰國邊界也發生強烈

地震 ··· 40 圖 28 西元 2012 年 11 月 11 日緬甸地震在 GDUB 井下站與 TB36 地表

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站所記錄到的三分量速度波形 ··· 40

圖 29 用於分析台北盆地周邊山區測站之地震事件分佈圖 ··· 43

圖 30 台北盆地周邊山區測站位置分佈及放大主頻範圍 ··· 44

圖 31 用於分析盆地內測站之地震事件及測站分佈圖 ··· 45

圖 32 盆地內各測站 H/V 分析時所使用之地震事件數量統計表 ··· 47

圖 33 盆地內測站放大主頻選取範例 ··· 48

圖 34 台北盆地微地動測量研究之主頻分佈結果及松山層等深度圖 ··· 50

圖 35 台北地區寛頻測站資料分析所得各測站場址之主頻分佈，及寬 頻地震測站位置分佈 ··· 51

圖 36 Wen et al.（1994, 1995）對羅東的 LSST 陣列資料進行頻譜分析 之結果 ··· 52

圖 37 震源與測站分佈 ··· 54

圖 38 震源與測站間距離大於 25 公里之 P 波到時之時間項標準差 ··· 54

圖 39 北台灣的時間項變化分佈圖 ··· 55

圖 40 大台北地區的時間項變化分佈圖 ··· 56

圖 41 時間域經驗格林函數 ··· 57

圖 42 測站分佈與逆推區塊圖 ··· 58

圖 43 各構造區的雷利波群速度頻散曲線 ··· 59

圖 44 各構造區的剪力波速度模型 ··· 60

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圖 46 三個深井地震站分佈 ··· 64

圖 47 深井地震站現場施工情況 ··· 64

圖 48 八個淺井地震站分佈 ··· 65

圖 49 淺井地震站現場施工情況 ··· 65

圖 50 大屯山地區過去數年中之微震活動分布 ··· 66

圖 51 大屯山各地區各月份累積之微震活動個數 ··· 67

圖 52 大屯山地區的七星山與大油坑附近之微震深度分布統計圖 ··· 68

圖 53 大屯山地區的七星山與大油坑附近之微震規模分布統計圖 ··· 68

圖 54 大屯山地區的地震日個數統計圖 ··· 70

圖 55 西元 2011 年 4 月 1 日至 6 日的群震活動 ··· 70

圖 56 西元 2011 年 4 月 17 日至 29 日的群震活動 ··· 71

圖 57 西元 2011 年 5 月 14 日的群震活動 ··· 71

圖 58 西元 2011 年 10 月的數個群震活動 ··· 72

圖 59 西元 2011 年 11 月的數個群震活動 ··· 72

圖 60 西元 2011 年 4 月及 5 月的數個群震活動 ··· 73

圖 61 西元 2011 年 6 月及 7 月的數個群震活動 ··· 73

圖 62 大屯火山地震網偵測火山型震動訊號之紀錄 ··· 74

圖 63 火山型震動訊號之振幅平方記錄 ··· 75

圖 64 大屯山地區設置的三個密集地震儀陣列相關位置圖 ··· 75

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圖 65 竹子湖密集地震儀陣列位置圖 ··· 76

圖 66 八煙密集地震儀陣列位置圖 ··· 77

圖 67 擎天崗密集地震儀陣列位置圖 ··· 77

圖 68 Texan 記錄器及車用型電池 ··· 78

圖 69 密集地震儀陣列野外施測情形 ··· 79

圖 70 利用掌上型 GPS 量測每個測點位置 ··· 79

圖 71 竹子湖密集地震儀陣列的直角座標系統 ··· 85

圖 72 八煙密集地震儀陣列的直角座標系統 ··· 86

圖 73 擎天崗密集地震儀陣列的直角座標系統 ··· 86

圖 74 Ghosh et al.（2009）利用頻率-波數法分析結果 ··· 87

圖 75 大屯山地區密集地震儀陣列利用頻率-波數法分析結果 ··· 88

圖 76 宜蘭地區地震分佈圖 ··· 90

圖 77 宜蘭地區地震深度的統計圖 ··· 91

圖 78 宜蘭地區地震規模的統計圖 ··· 91

圖 79 宜蘭地區每月地震個數的統計圖 ··· 91

圖 80 宜蘭地區西元 2007 年地震分佈圖 ··· 92

圖 81 宜蘭地區西元 2008 年地震分佈圖 ··· 93

圖 82 宜蘭地區西元 2009 年地震分佈圖 ··· 94

圖 83 宜蘭地區西元 2010 年地震分佈圖 ··· 95

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圖 84 宜蘭地區西元 2011 年地震分佈圖 ··· 96

圖 85 宜蘭地區西元 2012 年地震分佈圖 ··· 97

圖 86 宜蘭地區西元 2012 年地震的深度淺於 10 公里的每日個數統計圖· 98 圖 87 大地電磁法原理圖 ···103

圖 88 大地電磁儀系統 ···103

圖 89 本研究之大地電磁監測站位置 ···104

圖 90(a) 清水大地電磁監測站最近一年之視電阻率與相角記錄圖 ···105

圖 90(b) 大油坑大地電磁監測站最近一年之視電阻率與相角記錄圖 ···106

圖 91 大地電磁監測站代表性之視電阻率曲線、相位角曲線及極化圖 ···107

圖 92 大地電磁監測站代表性之視電阻率曲線、相位角曲線及其一維 反演 ···108

圖 93 大地電磁監測站最近一年 TM mode 之視電阻率及相角圖 ···109

圖 94 大地電磁監測站最近一年 TM mode 之電阻率時間變化 ··· 110

圖 95 清水大地電磁監測站周邊約 50km 之雨量、電阻率與地震比對 圖 ··· 111

圖 96 大油坑大地電磁監測站周邊約 50km 之雨量、電阻率與地震比 對圖 ··· 112

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表目錄

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表 1 西元 2012 年大台北地區井下與地表寬頻地震測站的參數 ··· 27

表 2 台北盆地附近山區場址分析所選用之地震列表 ··· 44

表 3 台北盆地內場址分析所選用之地震事件列表 ··· 46

表 4 西元 2008 年 TAIGER 炸測實驗中北部之炸點 ··· 53

表 5 本研究中使用之地震 ··· 53

表 6 竹子湖地震儀陣列測點位置及 Texan 記錄器序號 ··· 81

表 7 八煙地震儀陣列測點位置及 Texan 記錄器序號 ··· 82

表 8 擎天崗地震儀陣列測點位置及 Texan 記錄器序號 ··· 83

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壹、前言

台灣北部地區存有兩個火山活動記錄之地區（Chen, 1990; Tsao, 1994）。首先 是大屯火山地區（圖 1），它位於台北盆地北方，雖然人類歷史上並無任何火山噴 發之記錄，但地表地熱活動極為明顯。大屯火山群不僅緊鄰大台北地區，同時其 北側之金山萬里地區有兩座核能發電廠，所以大屯山是否再度活動（包括火山或 地震），不僅是一個科學上的問題，更關係著大台北都會區內數百萬居民之生命及 財產之安全。故政府該有責任與義務積極整合所屬的相關部門及廣納學術研究單 位之意見，朝基礎研究與防震減災的兩個目標，妥善規劃該地區的中、長期之監 測計畫。

圖1 大屯火山群數值地型模型（中央地質調查所提供）。

大屯火山的噴發形態依據顏等人（Yen et al.，1984）提出與金山斷層有關。宋 等人（Song et al.，1992）綜合相關資料進一步推論大屯火山群噴發機制為地殼陷 沒後，使岩漿湧出地表，最晚期的大量噴發時間約在 0.3 Ma （Wang and Chen，

1990）。然而台北盆地沉積物內仍夾有火山噴發物的觀察，使得相關研究學者研判

大屯火山的噴發時間可能持續到最近一萬年左右。此外，最近一些地球化學（Yang

et al., 1999）

及地震觀測等結果（Lin et al., 2005a, 2005b 及 Konstantinos et al., 2007 ）

（圖 2），一致高度懷疑大屯山之火山活動可能還未完全停止。雖然政府已整合所 屬的相關單位及學術研究團體之力量，建置大屯火山觀測站，進行火山監測之任 務。但是還是應該對大屯火山地區作更進一步之研究，以期達到真正防災及研究 之兩種目的。

圖 2 大屯山地區過去十年微震分佈之三維空間投射。

龜山島是北台灣地區另一處活躍的火山地區 （圖 3）。龜山島上的火成岩年齡 只有 7000 年（誤差±800 年），以火山地質上的定義來說，龜山島是一個活火山。

根據海洋地球物理與最近之地震觀測（Lin et al., 2007）等研究清楚地指出，該島 及其附近有許多火山活動。龜山島雖然位於宜蘭外海，離台北都會區較遠，其火 山活動亦將可能造成北台灣嚴重災害。例如雖然龜山島離台灣本島依舊有大約二 十公里之距離，但如果龜山島或附近之海底火山有任何活動（包括火山及地震）， 均有可能對蘭陽平原居民之生命與財產造成威脅。其中特別是因地震或火山所造 成之海嘯，對北台灣沿岸之村落更具有非常大之衝擊。如此，政府及相關學術研

究單位，應對此地區進行更詳盡的研究及監測。因此，有必要對其進行監測研究，

以期對台灣地區可能的火山活動獲得全盤的了解。由於龜山島位於海域，監測不 易，因此本研究對龜山島的地震監測，僅設立一個長期監測站實施長期監測。

圖 3 宜蘭龜山島地區過去幾年微震分佈之三維空間投射。

中央地質調查所自 93 年起推動大台北地區特殊地質災害調查與監測計畫，到 西元 2011 年為止，總共進行 2 期 8 年之各項領域研究計畫，內容包括調查及監測 台灣北部火山活動區域之地質、地震、地球化學等特性。並以長期監測資料建立 火山異常活動指標、地震分佈及震波效應，評估火山及鄰近區域斷層之活動性，

及應用高精度及高解析度光達數值地形資料於研判災害特徵，符合經濟部以強化 環境保育和土地使用管理，落實永續能/資源發展與環境保護之施政藍圖，與在基

礎地質調查資料庫建置、火山地質調查研究及特殊地質資源調查及保育之施政職 掌。

本計畫全程目標將以四年為期，利用設立地震陣列及大地電磁陣列，進行火 山地區之地下構造與可能活動特性研究，同時整合過去兩期（共 8 年）已經設立 之地表與井下地震儀，適度增加或調整觀測站之個數，並持續維護現有之地震網，

針對大屯火山群和龜山島之地震活動進行調查與監測，以評估火山之活動性。將 可全面性同時監測兩個火山地區及大台北附近地區之微震及火山活動地動訊號，

以期達到多重學術與防災之目的，期望能為大台北地區潛在火山相關災害的了解 與減災之重要目標提供具體貢獻。具體工作時程將由 2012 年起執行，預定於 2015 年底完成全程計畫。

貳、研究方法與步驟

一、計畫執行方法

本計畫主要工作包括（1）密集地震儀陣列、（2）大地電磁陣列、（3）大屯 火山與台北盆地井下地震觀測網與（4）宜蘭龜山島地震觀測網等四部分，以下分 項說明之。

(1) 密集地震儀陣列：

本計畫之調查範圍設定為台灣具有明顯火山活動之兩區域：（一）大屯火 山群，及（二）宜蘭龜山島周圍之陸海域地區。本計畫擬於調查範圍每年設置 多種不同型式之密集地震儀陣列，每次時間為期 3 個月，對研究區域進行地下 構造之推求。前兩年分別在大屯山及宜蘭地區，以三個密集地震站之震列方式

（如圖 4 與圖 5），每陣列包括至少 20 個垂直向地震儀，偵測可能之火山型震 動（volcanic tremors），試圖辨識火山主要活動位置與深度，期望能清楚判釋 火山地區底下可能主要岩漿活動之位置。

第二及三年將參考美國 USArray 計畫，配置大屯火山群及宜蘭地區，高密 度線形地震陣列，定期觀測及解析地震波相訊號。此項工作需要大量地表地震 感應器（sensors），以線形或十字型地震陣列方式（如圖 6），每陣列預估包括 15 個地震儀，每次時間為期 3 個月，接收地震網外之區域地震，再次確認可 能主要岩漿活動之位置。

最後兩年以棋盤式地震站陣列（如圖 7），每陣列包括 25 個地震儀，每次 時間為期 3 個月，利用震波層析成像（tomography）之方法，嘗試獲得更仔細 之速度構造模式。並與前兩年之結果進行比對，最後期望對火山可能岩漿之存 在形貌或其活動行為可有進一步了解。所有上述規劃之地震陣列之個數與位 置，可以依現場地形與設站條件等之因素，進行適度之調整，以達到規劃之目 標。

圖4 大屯山地區地震站（三角形與四方形）及規劃設置的三個密集地震站震列（點 狀圓圈）之位置圖。

圖5 宜蘭地區地震站（菱形）及規劃設置的密集地震站震列（點狀圓圈）之位置 圖。

圖6 北台灣地區規劃設置的密集線形地震陣列（白色點狀虛線）之位置圖。

圖7 北台灣地區規劃設置的兩個密集棋盤式（左上）地震站陣列範圍（長方形）。

(2) 大地電磁陣列：

為探測台灣北部火山活動岩漿熱液之存在及活動範圍及行為，本計畫擬於 未來四年內，利用四部大地電磁觀測儀器，在台灣北部配置大地電磁陣列（圖 8），收集深部電性資料，解釋深部電性構造，推估火山構造。因為大地電磁法 對深部岩層流體與溫度極為靈敏，可以幫助我們了解火山或地熱區由淺而深部 地殼的熱水分佈、地下火成岩體的範圍。若整合上述地震站陣列所推估之速度 地下構造之結果，將有助益於判斷岩漿之存在與否。

圖 8 大地電磁主要之代表性陣列觀測站佈置圖。

由於大地電磁法測站之選定極為嚴格，位置要儘量避免人為的電磁干擾，

才能紀錄到來自深部（~10 km）的微弱電磁訊號，故建站前先以車載深部透地 雷達掃瞄北台灣，來瞭解廣域地下淺部（~100m）地質構造，針對北台灣火成 岩體、地熱區或地質構造先行普查，再提供大地電磁測勘選站之參考。此外為 了要進一步了解地下岩漿或殘餘的岩漿位置、形貌或火山的活動情形，也必須 對測區火山地下做長期的監測，運用所建立之台灣北部電性地層構造資料，選 擇適當地點，建立地電監測站，持續長期觀測記錄火山活動變化徵兆與背景 值，從監測資料的變化趨勢才能進一步推斷地下火山活動是否有異常變化，以

作為分析可能之火山活動預警前兆。

(3) 大屯火山與台北盆地井下地震觀測網：

本計畫將維持台北盆地井下寬頻地震站與大屯火山外圍地區現有之地震 站（圖 9）之運轉，進而偵測火山地震之時空分佈。此地震網對小區域之火山 地震活動有更高之應用性。此外，考慮台北盆地內人為活動頻繁，地表雜訊大，

本計畫將持續維護井下地震站運轉，並聯合地表地震網共同觀測地震活動。至 於小區域地質構造之微震活動監測，則可以利用密集地震站為主要觀測工具，

針對台北盆地可能存在的斷層或大屯火山活動所產生之地震，藉由地表的密集 地震站進行有系統的調查與監測。

圖 9 台北盆地、大屯火山區及宜蘭地區測站分佈圖。

(4) 宜蘭龜山島地區地震觀測網：

本計畫將維持宜蘭龜山島地區現有之地震站（圖 9）之運轉，進而偵測火 山地震時空分佈。此地震網對小區域的斷層或火山地震活動有更高之應用性。

中央氣象局的地震觀測是以大區域的角度來監測本島及鄰近地區的地震活

動。而對於小區域地質構造的微震活動監測，則可以利用密集地震站為主要觀 測工具，針對小區域內可能存在的斷層或火山活動所產生之地震，藉由擺設於 地表的密集地震站進行有系統的調查與監測。

二、進行步驟

(一) 收集分析現有資料：本計畫的第一件工作將為收集分析過去國內對大屯火山 群與宜蘭龜山島所進行的地震調查及其成果，以提供本計畫野外細部作業的參 考。

(二) 密集地震儀陣列：本計畫將在調查範圍，每年設置多個密集地震儀陣列，每 次時間為期 3 個月，對研究區域進行火山活動之監測。主要使用之感應器為 GS-11D（圖 10），是 4.5 赫茲（Hz）垂直向地震檢波器（geophone）；記錄器

（recorder）為 RT-125A，也叫 Texan（圖 11），解析度為 24 位元，記憶體容量 為 1GB，只能記錄單一分量。利用頻率-波數法（frequency-wavenumber method，

F-K method）分析陣列資料，辨識可能火山活動之來源。

圖10 4.5Hz垂直向感應器（GS-11D）。

圖11 RT-125A（Texan）記錄器。

小型地震網：台灣中央氣象局的地震觀測，以監測全國境內的所有地震活動 為其主要目標。相對於較小區域之長期的火山活動監測，則有其不達之困難。為 了能達到對重點地區的火山地震活動之精密監測目的，可以利用小型密集的地震 網為主要觀測工具，藉由地表連續性地震網擔任觀測任務，對區域內存在的許多 火山活動進行有效的調查與監測。利用地震觀測方法調查火山的活動度，與其地 下形貌或應用於火山地震活動的調查與監測等，在國內外已行之有年並獲得具體 成果。為能蒐集微小之地震波信號，並連續觀測該地區之地震活動，本計畫之地 震觀測網採用高解析度的數位式地震記錄器，並以高效能、PC-Based 的資料擷取 系統作分析研究。

本計畫所架設臨時地震觀測網的感應器為三向量速度型感應器，分別有英國 Guralp 公司所生產的中長週期 CMG-6TD（圖 12），及德國 Mark Products 公司所生 產的短週期 LE-3Dlite（圖 13）。記錄器為英國 Guralp 公司所生產的 CMG-6TD，

及日本東京測振株式會社（Tokyo sokushin）所生產的 SAMTAC-801 系列（801H 與 802H）。資料存放在硬碟，其容量高達 20 Gigabyte。硬碟優點在於連續記錄的 資料量龐大，高容量硬碟將可減少前往測站蒐集資料的次數。觀測微小地震是本

監測網的主要任務，為避免在監測的過程中漏失任何有用的資訊，連續記錄方式 就成為較佳的選擇。具有 24 位元的解析度，取樣率最高可達每秒 100 點（100Hz）。 地震紀錄與資料處理系統，包括三組磁碟陣列（Disc-array）、數台個人電腦（PC）

及兩個工作站（SUN-workstation）來進行地震資料處理分析研究。

圖 12 英國 Guralp 公司所製 CMG-6TD 中長週期速度型地震儀（感應器與記錄器）。

圖 13 德國 Mark Products 公司所製 LE-3Dlite 短週期速度型感應器。

(三) 在本計畫中其配置及設定的狀況如下：

取樣率：100 Hz

頻道數目：日本東京測振株式會社所生產的 SAMTAC-801 記錄器可以接 6 個，

頻道 1、2、3 連接短週期（訊號主頻率為 2Hz）速度地震計（L、V、T 方向）。

若有需要記錄較長週期之地震訊號時，可於頻道 4、5、6 連接中長週期（訊號 週期可至 30 秒）速度型感應器。英國 Guralp 公司所生產的 CMG-6TD 只有 3 個頻道，且也是中長週期感應器。

定時系統：利用 GPS 全球定位系統（Global Position System）接收衛星時間信 號，全球定位系統所獲得之時間作為地震觀測網之標準時間系統。換言之，每 一地震觀測站之時間系統均為 GPS 時間。每小時的 55 分~00 分會進行一次 GPS 時間修正，而儀器每小時的誤差量不會超過 0.005sec。在儀器的設定上，每隔 0.01 秒就會記錄一次。

(四) 大地電磁法：本計畫將以四年時間進行台灣北部火山活動重點地區之深部電 性資料收集與深部地熱構造解釋。大地電磁法是以地球外部天然交變電磁場為 場源，量測此電磁場進入地層後之感應電磁場，在地面上一點或多點同時觀測 互相垂直的電磁場水平分量，可以測獲地球內部的電阻率構造，這是法國學者 Louis Cagniard（1953）所創，成為一種研究地球深部電性構造的有效方法。

天然交變電磁場，屬寬頻、能量強、場源豐富等特性，高頻段（>1 Hz）主要 由大氣層中雷電效應所引起，低頻段（< 1 Hz）則是與太陽帶電粒子擾動地球 磁層有密切的關係。不同頻率的電磁場訊號，具有不同的穿透深度，頻率越低 穿入地層越深，研究不同的頻率響應，即可獲得不同深度的地下電阻率分佈情 形。主要採用的儀器設備，是由加拿大鳳凰公司所製造之 MTU-5A（收訊頻寬 範圍約 0.0000129Hz 至 384Hz）大地電磁測深儀，配合持續供電設備如太陽能 板與鉛蓄電池等。

三、作業方式與電腦工具

本計畫的執行將依下列步驟依序進行：

1. 既有資料之彙整研究：就大屯山與宜蘭龜山島等地區之火山地震相關資料

（包括地震資料、地質資料、震測資料、火山活動觀測資料等），進行有系 統之蒐集、歸納、整理及分析。本研究所搜集地震資料將建立目錄提供各 界使用。並研擬宜蘭龜山島與大屯火山地區的地震站分佈規劃。

2. 測站址勘查、設置與維護：規劃宜蘭龜山島與大屯火山地區內，設立地震 站及臨時地震站等兩種。本計畫於安裝地震儀觀測地震前，將先行赴陽明 山區及宜蘭縣內進行站址勘查，對各預定地點量測地表雜訊與測試 GPS 收 訊以評估設站之可能性，確認可行後再協調建站用地與進行土木施工完成 建站作業。地震儀器安裝前須先行配電。安裝寬頻地震儀須要有良好之隔 熱處理，待完成後須測試其紀錄的穩定性，必要時將安裝電話線建立資料 傳輸系統。

3. 資料收集與整理：地震儀器安裝與測試後，大多數之地震站均到野外現地 讀取，將定期派員收集資料與維護寬頻地震儀運作正常。即時處理各種問 題，以維持資料紀錄品質。野外收集之資料經過分類與初步整理後，將建 立地震資料庫供進一步分析。有些井下地震站資料，將採取即時網路傳輸 方式取得。

4. 資料整理與儲存：地震紀錄取回到室內後，必須進行資料格式之轉換、截 取與儲存等過程，並放置於磁碟陣列之資料庫中，以便進行下一步之分析 工作。

5. 地震事件分析與到時讀取：地震資料由資料庫中選取出來，依經驗判識地 震事件之意義，經過適當的修正處理後，利用自行發展之電腦軟體，進行 P 波與 S 波到時的摘讀。

6. 深部電探之分析：擁有寬頻衛星同步大地電磁測勘系統共計 4 台，以及建 立完成之 MT 連續記錄站，必需利用遠距同步施測之技術，才可有效壓制 人為雜訊的干擾，目前具有兩個遠距參考站－澎湖與宜蘭縣福山。此外，

每個測站至少需要有三天以上之連續紀錄，才能提升深部資料（1000s）之 品質。

7. 火山地震來源之分析：以陣列分析軟體，計算地震網所記錄之低頻微地動

資料，以了解微地動之時空分佈，並決定可能之火山型震動來源。

8. 探討所有地震之時空分佈：以期尋找火山地震之時空分佈與火山地質構造 之可能關係。

9. 評估可能火山地質災害或威脅：整合本計畫觀測分析結果與其他相關之地 質資料，進行可能火山地質災害之評估。

10. 成果整理與報告撰寫：彙整各項研究成果，並撰寫年度結案報告。

利用個人電腦蒐集和處理資料是本計畫地震監測網的特色之一。拜科技進步 之賜，以往須仰仗大型電腦才能運作的即時地震資料蒐集系統，目前已可完全由 廉宜的個人電腦取代。研究地區微震觀測網的地震紀錄與資料處理系統，基本上 是由根據中央研究院地球科學研究所（簡稱地球所），過去幾年的工作經驗所設 計。整體地震紀錄與資料處理系統，包括三組磁碟陣列、數台個人電腦及兩個工 作站，來進行地震資料之分析研究。其主要功能分別如下：

（1）磁碟陣列：大量地震資料儲存系統。

（2）個人電腦： 地震資料擷取與資料處理系統。

（3）工作站：地震定位與資料處理系統。

本計畫首先利用電腦程式，讀取研究地區地震網所獲得微震之 P 波與 S 波到 時，然後利用一般基本定位方式（HYPO 71；Lee and Lahr, 1972），給予簡單速度 模型，完成初步地震定位之工作。

四、地震定位的方法

將每一地震在各測站所讀取 P 波和 S 波到時資料，採用 HYPO 71 電腦程式，

可求得地震之參數（發震時間、震央位置、震源深度、地震規模）、震波自震源 傳至各測站之方位角（azimuth）、離源角（take-off angle）及震源距離等。其主要 原理在逐步調整一假定之震源及發震時間，使震波到達時間之殘餘值（residual），

即觀測到時減去理論到時趨於極小。當調整向量（adjustment vector）小於某一規 定值時，其震源位置和發震時間即為所求。

其原理是利用下列變量進行運算：

不變量：第 i 個地震站的坐標位置

( x

i,

y

i,

z

i

)

。 第 i 個地震站觀測到的波相到時

T

_i。

可變量：發震時間 t 。 震源位置

( x , y , z )

。 應變量：理論到時

t

_i。

觀測與理論震波到時差

R

_i =

T

_i −

t

_i。

當

R

i很小，由泰勒展開式忽略高次項可得：

i i

i i

i

dz e

z t dy t

y t dx t

x t dt t

R

+

∂

− +∂

∂

− +∂

∂

− +∂

= ( ) ( ) ( )

（2.1）

設 ⁱ

a

_i

x

t

t =

∂

−

∂ ( )

i

i

b

y t

t =

∂

−

∂ ( )

ⁱ

c

_i

z

t

t =

∂

−

∂ ( )

（2.1）式中的

e

i是第 i 個測站的近似誤差量（approximation error），將（2.1）

式移項後可得：

( )

²

2

R a dx b dy c dz dt

e

_i

=

_i

−

_i

−

_i

−

_i

−

（2.2）

一般在進行地震定位時都不會只使用一個測站，若有 n 個測站，測站數大於 未知數（可變量數目），則用最小平方法（least square method）可得到未知數最 佳解。即

∑

= n =

i

e

1

2

( ) ( ( ) )

^min

1

2 ⇒

−

−

−

−

=

∑

= n

i

i i i

i

a dx b dy c dz dt

R

f ε

_（2.3）

( x , y , z , t )

ε

=

四個變數

而

( )

=0

ε

ε d

df

為在獲得極值時的必要條件，

故把（2.3）式分別對

dx

、 dy 、

dz

、

dt

做偏微分可得：

⎪ ⎪

⎪ ⎪

⎭

⎪ ⎪

⎪ ⎪

⎬

⎫

∑ + ∑ + ∑ + ∑ = ∑

∑ + ∑ + ∑ + ∑ = ∑

∑ + ∑ + ∑ + ∑ = ∑

∑ + ∑ + ∑ + ∑ = ∑

= = = = =

= = = = =

= = = = =

= = = = =

n i

n i

n i

n

i i

n i i i

i n i

n i

n i

n

i i i

n

i i

i i

i i

i n i

n i

n i

n

i i i

n

i i

i i i

i i n i

n i

n i

n

i i i

n

i i

i i i

i i

R dt

dz c dy b dx a

R c dt

c dz c dy c a dx c a

R b dt

b dz c b dy b dx b a

R a dt

a dz

c a dy b a dx a

1 1 1 1 1

1 1 1 1 1

2

1 1 1 1 1

2

1 1 1 1 1

2

（2.4）

利用矩陣的方式可得到四個未知數

dx

、 dy 、

dz

、

dt

的解，再利用所得的四 個未知數，配合起始的震源位置得到新的修正後坐標

( x + dt , y + dy , z + dz )

，再以新 的坐標代入計算，經過多次疊代（iteration）後，一直修正到此震源解與前一個震 源解的

dx

²

+ dy

²

+ dz

²

≤ _{0 . 05}

公里及

dt ≤ 0 . 1

秒範圍內，此時結果已收歛，即可得到 最佳之震源位置及發震時間。

此程式所需輸入的資料包含初達 P 波或 S 波的到時、加權值、波相初動型態

（上動或下動）、地震波振動延遲時間（duration time）。上述的加權值是指在挑 選波相的到時值，挑選者對於其所挑選到時的正確性與信心程度，可提供程式進 行有鑑別度的加權運算，提高觀測到時與降低不明顯訊號之計算權重，增加地震 定位的準確性。而波相初動型態是在提供後續運算震源機制時使用。同樣的，地 震波振動延遲時間則是被利用來計算地震延時規模（Md）。

在計算過程中，S 波速度是根據理論公式由 P 波速度除以 3 來獲得。由於各 個測站的標高不盡相同，故各測站之地震波到達時間須作高度修正，其修正公式 為（2.5）

V t= H

δ （2.5）

式中δt 為延遲時間修正量，H 為測震站標高，V 為表層岩石之地震波平均速度。

本研究採用 3790 公尺/秒作為表層岩石的地震波平均速度。

本計畫 Md 是根據各測震站之震央距離和總振動時間資料，依 Lee and Lahr

（1972）之經驗公式來計算，其公式為：

Δ +

+

−

= 0.87 2log₁₀

τ

0.0035

M

d （2.6）

上式中τ為總振動時間（單位為秒），Δ為測震站到震央的距離（單位為公里）。

關於台灣地區 M_d的計算，（2.6）式是最普遍被使用的。此外，地球所在台灣遙記 式地震觀測網（Taiwan Telemtered Seismographic Netwrk，TTSN），其 Md的計算 公式也是以（2.6）式為主（Shin，1986），但與（2.6）式不同是加入了一個測站 的修正項。因此本研究還是以較普遍的（2.6）式計算本研究所監測到的微震規模。

五、單站頻譜比法（H/V 方法）

單站頻譜比法（Horizontal-to-vertical spectral ratio，簡稱為 H/V 方法，Nakamura, 1989）利用同一測點之水平向之於垂直向的頻譜比（H/V ratio）來估算場址之主頻 及震幅放大因子，推估出地表沈積物厚度及換算為地表震波速度等資訊，進而探 討當地的場址效應。場址放大倍率定義為軟弱特性之場址地震動值相對於岩盤之 放大倍率值，在過去研究中因岩盤參考站不易取決，多以其他具參考性資料為依 據，如 H/V 的頻譜比法，採用同一測站之垂直方向地震記錄為參考，水平向記錄 相對於垂直向之頻譜比即為放大倍率。此法提供了快速有效的研究分析方式以評 估每一測站位置之場址特性，其結果可提供予地表強地動分佈差異之分析參考，

增進防震減災評估之可信度。

參照微地動之經驗式，所反應的頻率主要與地層 S 波速度及沖積層厚度相關，

三者間之簡單關係如下：

f = Vs/4h （2.7）

f 代表頻率、Vs 為 S 波速度、h 為沖積層厚度。

六、時間項分析法（time-term method）

時間項分析法是利用走時反演推求地層中的折射構造，此方法在 1957 年由 Scheidegger and Willmore 開始發展，其 1960-70 年間廣泛地運用在折射震測實驗中 用以分析地殼構造（Willmore and Bancroft, 1960; Robert, 1970）。此方法的優點為，

計算過程的穩定與快速，由於計算過程簡單，因此在計算過程中不會受限於小規 模的地下構造變化，造成計算結果之不穩定，且快速得到結果。同時，若測站分 佈在一個區域裡，亦可推求出折射層速度。

在時間項分析法中，假設震源（i）與測站（j）間的折射波走時，表示如下：

Aj V Ai

tij

= Δ

ij

+ + （2.8）

其中 tij ＝理論走時； ijΔ ＝震源 i 與測站 j 間之距離；

Ai, Aj

＝震源 i 與測站 j 之時間項；

V

=折射層速度。

又Tij 為觀測之走時，我們可以定義

tij

Tij

Rij

= − （2.9）

Rij 為觀測的殘差值。當觀測值之數量超過測站數目時，即可以最小平方法求

得每一測站之時間項。如果觀測值數量遠超過測站數，同時測站廣泛地分佈在一 個區域裡，即可以推求出折射層速度。此方法之基本假設為折射層速度沒有太大 的側向變化，每個折射點均為平面；因此每一個時間項反映出單一測站下方之折 射層深度與速度變化。

七、表面波格林函數

近年來研究指出利用兩個測站的長時間背景訊號（ambient noise）進行交對比

（cross-correlation），可獲得測站間的表面波格林函數（Shapiro and Campillo, 2004;

Shapiro et al., 2005; Sabra et al., 2005），可用以分析測站間的地層資訊。利用背景雜 訊計算表面波頻散曲線，不需考慮震源位置或特性，能任意配對，因此近年來廣 泛應用於測站分佈幾何不佳或者地震數量較少的區域。除此之外，背景雜訊所獲 得的表面波週期比傳統的表面波分析週期更低，能提供淺層地層更好的解析能 力，因此該方法已廣泛應用於全世界，計算短週期的表面波頻散曲線以分析淺層 的剪力波速度構造。交對比函數與經驗格林函數以下列式子表示：

) ( )

( )

ˆ ( ) ˆ ( )

(

G t G t G t G t dt

t dC

BA AB

BA AB

AB =− + − ≈− + − （2.10）

) (t

C

_AB 代表測站 A 與測站 B 訊號的交對比函數，

G

和

Gˆ

分別代表真實與經驗 格林函數。

G

ˆ_AB(

t

)為訊號從測站 A 到 B 的經驗格林函數，且當 t 大於零時才有數 值，反之

G

ˆ_BA(− 代表訊號從測站 B 到 A 的經驗格林函數，且當 t 小於零時才有數

t

) 值。

採用 Dziewonski et al.（1969）提出的多重濾波法，計算經驗格林函數的群速

頻散曲線，能有效且快速地分析複雜的頻散訊號（Dean and Keller, 1991）。多重濾 波方法採用高斯濾波器（Gaussian Filter）在頻率域進行乘法運算，其形式如下：

⎪⎪

⎩

⎪⎪

⎨

⎧

>

−

≤

−

=

− −

c n

c n n

n n

e H

ω ω ω

ω ω ω ω

ω ω α ω

0 ) (

)2

(

（2.11）

α 為濾波函數參數，控制濾波器的頻寬及中心頻率兩翼下降情形，數值越大 代表濾波器越窄。

ω

_c為濾波函數的截切頻率，代表濾波器兩翼下降停止的位置，

ω

_n 為濾波函數的中心頻率。計算步驟為將訊號經傅利業轉換轉換至頻率域，選定中 心頻率

ω

_n，與上式的濾波器進行運算，可取出的不同頻率的函數分布。轉換至時 間域可得各週期的時間函數，計算訊號的包跡（envelope）後，包跡最大振幅對應 的時間即代表該週期的群速度。

採用純路徑法（pure path method）的概念進行區塊逆推，週期 T 的表面波到 時為路徑沿途通過各個不同構造單元的走時總和，可以用下式表示：

t 、

i

V 及

_i

L 為第 i 條波線的觀測走時、群速及距離，

_i

L 則為第 i 條波線通過第

_ij j 個區塊時的距離，

V 為第個區塊的群速，N 為分區的區塊數目。逆推求取各區塊

_j 的不同週期群速度，獲得不同地質分區的雷利波群速頻散曲線。

利用雷利波的群速頻散曲線逆推速度模型，只考慮地層剪力波速度對群速的 影響時，兩者的關係可以下式表示：

∑

= ∂ Δ ∂

=

Δ ^N

i i

j i

j

T T G

G

1

)) ( (

)

(

β β

（2.13）

Δ G

為觀測結果與參考模型對應的理論相群速差異，Δ 為第 i 層地層相對於

β

_i 參考模型的剪力波速度變動量，N 為地層總層數。計算時採用 Herrmann（1991）

發展的逆推程式，加入阻尼最小平方差法觀念以穩定參數的收斂性。

∑

=

=

=

^N

j j

ij i

i

i

V T

L V

T L t

1

( )

)

(

（2.12）

八、頻率-波數法（Frequency - wavenumber method）

頻率-波數法是將傳統一維（時間域）擴展至二維（時間和空間域），再進一步 求得某一頻率的波，其能量在波數域的分布情形，藉此求得水平相速度及入射到 陣列的方位等。

頻率-波數法主要是由頻率（F）和波數（K）兩個函數所組成，其單位分別為 cycle/sec、cycle/km，是由時間和空間對應而成。假設地下構造是均質（homogeneous）

且等向（isotropic）的水平地層，當平面波入射陣列，每測站接收到波會有時間差，

即可依到時的不同，利用時間移位法（time shift），得到平面波的特性。但實際上 地下構造並非均質且等向的水平地層如此簡單，且由於雜訊的干擾，因此一般大 都採用交對比（cross-correlation）法，求得震波到各測站間的時間差，研究波的特 性。

F-K 功率譜可由連續的地震儀紀錄經兩次傅氏轉換（Fourier transform）求得。

目前 F-K 的分析方法有三種：

1. Maximun Entropy Method（MEM）

（Barnard, 1969）：

MEM 具有最佳的解析力，但只適用於等間隔的陣列排列，或不等間隔的線性 排列。由於本研究測點因地形地物影響，並無法達成以上條件，是採取非等間隔 二維陣列排列方式，故無法使用此方法分析。

2. Beam Forming Method（BFM）

（Lacoss, 1969）：

BFM 求 F-K 功率譜時，首先考慮解析度的問題。在現實狀況下可能會有許多 種類的平面波同時存在，而某些相關性良好的雜訊也有可能是個信號。BFM 對波 數 K 的解析能力主要由陣列的大小決定，雖然增大陣列後可以提高我們的解析 力，但陣列的測站數目是固定的，於是增加了測站與測站間彼此的距離，相對的 提高空間映頻機會。另外陣列太小，會因解析不夠而合成假的平面波，造成所求 的速度偏高。除此外，還會因測站排列方式所引起的邊葉（sidelobe）效應，出現 不正確的能量高區，也會誤認為有另一個波的存在。

為 了 解 決 上 述 的 缺 點 ， Capon（1969）提出 Maximun Likelihood Method

（MLM），目的就是希望能提高解析力，並壓低邊葉效應。

3. Maximun Likelihood Method（MLM）

（Capon, 1969）：

MLM 是依據統計的原理，利用 Maximun Likelihood Filter 濾波，提高信號與 雜訊比。

假設測站 i 的資料

d

i_,t，是由信號

S

i_,t及雜訊

n

i_,t所組成，則：

N 1,..., i

_,

,

,_i = _it + _it =

t

S n

d

（2.14）

t 為離散時間（discretized time），

S

i_,t為各測站信號（common signal）

若簡單考慮某一時間的情況則：

N , 1,...

i = +

=

_i

i

S n

d

（2.15）

假設

d

_i符合高斯分佈（Gaussian distribution），並且其平均值為 S，則其變異 數矩陣（covariance matrix）可寫為

R

i_,j =

n

i

n

j ，所以

d

_i的聯合機率密度函數（joint probability density function）為：

⎥⎦

⎢ ⎤

⎣

⎡− − −

=

∑

= N

j i

j N i

N

i

d d S d S

d F

1 ,

ij 2

12

) )(

( 2

exp 2)

( ) ...

(

π φ

π φ

（2.16）

其中

φ

ij_是

R

_i,j的逆矩陣，

φ

是φ 的行列式值。 ij

為了求得更佳的信號，因此希望

∑

=

−

N

−

j i

j

i

S d S

d

1 ,

ij

( )( )

φ 值為最小，所以將（2.16）

式對 S 微分，並令其值為零，以求得最小值，則：

1...N i

1 ,

1 ij

=

= ∑

∑

=

= N i

j i

ij N

j

d

S

φ φ

（2.17）

（2.17）式所表示的是對每一個測站紀錄的加權，加權的大小與

φ

ij成正比，由 此可決定資料的品質，可利用最小差方法證明之（Aki and Richard，1980）。

若定義：

1...N i

1 ,

1 ij

=

=

∑

∑

=

= N

j i

ij N

j

A

i

φ φ

（2.18）

如此一來，就像是每個測站的資料都經過

A

_i濾波，MLM 就是比 BFM 多加了 濾波動作，然後再相加起來，所以

A

_i稱為 Maximun Likelihood Filter。

Capon（1969）利用上述的方法，以 MLM 求得 F-K 功率譜，其結果如下：

1 1

1

)]}

( ) (

exp[

) ( {

) , ,

(

⁻

=

=

− +

−

= ∑ ∑

^{N ij x i j y i j}

j N

i y

x

k ik x x ik y y

k

P

ω φ ω （2.19）

根據黃文紀（1986）對 BFM 與 MLM 相比較的結果，發現 MLM 結果較好，

因此本研究也採取 MLM 方法分析密集地震儀陣列資料。

叁

、成果與討論

一、大台北地區

西元 2004 年起中央地質調查所在大台北地區進行「大台北地區特殊地質災害 調查與監測」計畫，此計畫的重點即在大台北地區廣泛、密集的裝設新一代高性 能的數位式寬頻地震儀，設置地點除了涵蓋都會區地震災害潛能較高的斷層區域 外，也將鄰近大台北地區的大屯火山群與宜蘭外海龜山島的火山活動納入觀測的 範圍。此項工作是由地球所負責執行，在歷經西元 2004 年至西元 2007 年「地球 物理微震調查與監測」與西元 2008 年至西元 2011 年「大屯火山群與台北盆地之 地震地質調查與監測」的兩期計畫後，共完成有 6 口座落於台北盆地內的井下長 期寬頻站，4 個位於大屯火山群外圍區域與 2 個位於台北與宜蘭山區間的地表長期 觀測固定站，以及 10 個以上設於台北盆地鄰近山區的地表臨時觀測站，不僅擴大 北台灣地區構造活動的監測範圍，同時也能補強過去宜蘭、花蓮發生大地震時，

地震波行經山區傳至台北間所缺乏的資料。

大台北地區寬頻微震觀測網運轉迄今已進入第 9 年，該網已收錄超過 300 起 以上的顯著地震，這些紀錄已用於探討場址放大、地震動特性、改進外海地震定 位及近地表鬆軟地層對震波的放大效應。目前這些資料均存放於資料庫中，以提 供地震與地震工程相關之研究。鑒於大台北地區在地震研究上的重要性與寬頻微 震觀測網之成就，西元 2012 年中央地質調查所為進一步探測北台灣主要火山地區 之火山活動的需要，進行「台灣北部火山活動觀測研究－台灣北部火山活動地區 密集陣列觀測研究」計劃。任務是延續前期計畫的工作，將地震觀測的實驗場移 至兩個北台灣主要之火山地區:宜蘭縣之龜山島和台北盆地北側之大屯火山群，而 此計劃之偵測儀器安裝、定期儀器維護、資料收集及處理則委由地球所辦理。在 野外地震觀測工作上，將繼續在台北盆地所設立的長期井下地震站與大屯火山群 外圍固定的寬頻地震站的運轉，同時爲維持觀測網的持續性與完整性，也將若干 在台北盆地鄰近山區的地表臨時觀測站投入觀測的行列（地球所提供儀器）。本報 告將對西元 2012 年大台北地區寬頻微震觀測網的運轉狀況與資料收錄狀況作一概 述。

1. 井下寬頻地震站

本計畫在大台北都會區有 6 口井下地震站正常運轉，它們分別是西元 2005 年 建立於台北市大安森林公園的 DANB、西元 2006 年建立於台北市關渡自然公園的 GDUB、西元 2007 年建立於新北市新莊區生命紀念公園的 SNJB、西元 2008 年建 立於新北市板橋區八德公園的 PADB、西元 2009 年建立於新北市三重區國立三重 高級商工職業學校的 SCVB 與西元 2010 年建立於新北市五股區憲兵學校的 WKVB。此 6 口井下地震站的位置繪於圖 14，各站的參數則列於表一。每個井下 站均設計有深度 100 公尺（或 150 公尺）與 50 公尺的兩個井位，其中較深的井位 所安裝的是 VSE-355G3R 速度地震計；而 50 公尺的井位所安裝的是 AS-3250 加速 度地震計，兩者均為東京測振株式會社所出產。由圖 14 可知若以 SCVB 為中心測 站，井下站約略呈半徑 6 公里的圓形分佈，形成同心圓狀的排列，涵蓋台北盆地 的主要都會區，此一適當的幾何排列，除希望藉由對小地震的監測勾勒出山腳斷 層的幾何形貌外，對波場行經盆地內部與震波進入盆地的方位都具有均一性。此 外，此 6 個井下地震站在施作過程中都進行了淺層（地下 100 公尺） P 波與 S 波 速度的量測工作（圖 15），這些資料將提供波形模擬、場址效應等研究的參考。

圖 14 大台北地區寬頻地震觀測網的測站位置分佈，紅色實心圓是 6 個地表固定 站，藍色方塊是 7 個井下站（含 101B，地球所建立），深棕色實心圓是 10 個臨時站（地球所建立）。

表 1 西元 2012 年大台北地區井下與地表寬頻地震測站的參數。

測站 編碼

儀器型式 測站座標

運轉時間 測站位置

感震器 記錄器 東西經(E) 南北緯(N)

TB02 Trillium-40 Q330 121.4796 25.1585 20080611 ~ 新北市淡水區國華高球場 TB03 Trillium-120 Q330 121.4176 25.1294 20080611 ~ 觀音山國家風景管理處 TB19 Trillium-40 Q330 121.5686 25.9995 20080611 ~ 台北市文山區萬芳國小 TB21 Trillium-40 Q330 121.5452 25.1339 20080611 ~ 台北市士林區山仔后消防分隊 TB24 KS54000 Q680 121.4881 24.9754 20080611 ~ 新北市中和區南勢角

TB28 Trillium-40 Q330 121.6411 25.0379 20090917 ~ 新北市汐止白雲分校 TB29 Trillium-120 Q330 121.6437 25.0134 20070504 ~ 新北市石碇國中

TB30 Trillium-40 Q330 121.5927 25.2680 20081030 ~ 新北市石門區乾華國小(固定站) TB31 Trillium-40 Q330 121.5202 25.2614 20060508 ~ 新北市三芝區橫山國小(固定站) TB32 Trillium-40 Q330 121.4846 25.2242 20081030 ~ 新北市淡水區中泰國小(固定站) TB33 Trillium-40 Q330 121.6515 25.2082 20060517 ~ 新北市萬里區大鵬國小(固定站) TB35 Trillium-40 Q330 121.5475 24.9337 20070509 ~ 新北市新店區花園新城 TB36 Trillium-120 Q330 121.8043 25.0156 20090820 ~ 新北市雙溪區柑林國小(固定站) TB37 Trillium-120 Q330 121.6604 24.9343 20090820 ~ 新北市石碇區直潭分校 (固定站) TB40 Trillium-120 Q330S 121.7471 25.0016 20090617 ~ 新北市平溪區東勢國小

TB41 Trillium-120 Q330S 121.8448 25.1050 20090820 ~ 新北市瑞芳區欽賢國中

101B VSE355GR Q330 121.5664 25.0291 20061229 ~ 台北市防災應變中心(深度: 100 公尺) DANB VSE355GR

& AS3250 Q330 121.5352 25.0394 20051008 ~ 台北市大安森林公園(深度: 90, 50 公尺) GDUB VSE355GR

& AS3250 Q330 121.4673 25.1145 20061103 ~ 台北市關渡自然公園(深度: 150, 50 公尺) SNJB VSE355GR

& AS3250 Q330 121.4160 25.0307 20071129 ~ 新北市新莊區生命紀念公園(深度: 100, 50 公尺)

PADB VSE355GR

& AS3250 Q330 121.4752 25.0246 20081216 ~ 新北市板橋區八德公園(深度: 100, 50 公 尺)

SCVB VSE355GR

& AS3250 Q330 121.4793 25.0700 20090924 ~ 新北市三重區國立三重高級商工職業學校 (深度: 100, 50 公尺)

WKVB VSE355GR

& AS3250 Q330 121.4301 25.0756 20101220 ~ 新北市五股區五股憲兵學校 (深度: 100, 50 公尺)

圖 15 本計畫各井下站址的淺層（<100 公尺）P 與 S 波速度構造曲線。

目前 6 口井下寬頻地震站均裝有非對稱數位用戶線路（ADSL），功能除了可 以即時的將資訊傳回地球所資料中心之外，也可以隨時監控儀器的運作狀況，並 且掌握第一手地震訊息。透過 ADSL 的資料傳輸功能，地球所已在西元 2010 年 8 月建立了井下寬頻地震站的即時波形與紀錄頻譜展示系統，繪出最近數日內的資 料 ， 以 供 使 用 者 查 閱 ， 其 網 址 分 別 為 http://tbdh-heli.earth.sinica.edu.tw/ 與 http://tbdh-heli.earth.sinica.edu.tw/sgram/。

2. 地表微震觀測站

本計畫目前共設有 16 個地表地震站，6 個是長期固定地震站，分別建於西元 2006 年（2 個）、西元 2008 年（2 個）與西元 2009 年（2 個），其中 4 個是設置在 大屯火山群地區外圍，2 個是設置於宜蘭與大台北之間的山區。而為了沿續觀測網 的完整性，我們保留前期計畫中的 10 個臨時站繼續加入地震觀測的行列，這些臨 時站的位置主要是分佈在環繞台北都會區的外圍山區，測站的位置與參數如圖 14 與表 1 所示。此 16 個測站均配備有相同的 Trillium 速度地震計（40 秒或 120 秒）

和 Quanterra Q330 記錄器，對後續的資料處理與研究分析有相當大的幫助。

為了加強即時提供地震的資訊，西元 2012 年我們已將 6 個長期地表固定地震 站透過 ADSL 建立了波形即時展示系統（http://140.109.82.93/tb/），提供 7 日內各 測站的全日波形歷時紀錄（圖 16），使用者可依其需求點選測站與日期依序查閱，

圖 17 是西元 2012 年 11 月 13 日測站 TB36 兩個水平向（東西向與南北向）的全日 波形之一例。結合先前井下站的波形即時展示系統，將對大台北地區的地震監測 工作提供更完整的資訊。

Recent Helicorder Displays (http://140.109.82.93/tb/)

TB30 HHZ TW -- : TAP TB

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圖 16 西元 2012 年建立之地表寬頻站的波形即時展示系統，使用者可依測站與日 期查閱。

圖 17 地表寬頻站 TB36 在西元 2012 年 11 月 13 日的（a）東西向與（b）南北向速

（a）

（b）