臺灣宜蘭清水地熱區之應力狀態研究
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(2) 中文摘要 為了減緩對石化燃料過度的依賴以及減少二氧化碳的排放，開發新興能源不 僅僅是最好的解決辦法，同時也是國際間的趨勢。在各式各樣新興能源當中，地 熱發電是個發展較完備的技術。數十年來，宜蘭清水地熱地區以其豐富的地熱資 源成名已久。一些初步的調查顯示在宜蘭清水的下方有著龐大的熱儲集層。因此， 倘若地熱發電廠能在此處商轉，將對政府能源政策帶來正面的助益。. 了解地層中導水裂隙是地熱發電廠以及增強型地熱系統(EGS)建構中關鍵的 一環。而評估古應力與現地應力則能幫助我們判別應力場變化的狀態。有了現地 應力與裂隙的資料之後，便可知道哪些裂隙會成為導水裂隙。清水地熱地區坐落 於臺灣東北角，屬脊梁山脈西部板岩帶。此處位於板塊碰撞轉換到弧後張裂的過 渡帶，應力狀態變化十分複雜，因此本研究將探討宜蘭清水地區之應力狀態。. 我們使用地表斷層擦痕反演法以期估計應力演化狀態，此方法顯示出宜蘭清 水一帶曾經歷至少三期不同的應力場。另一方面，我們透過 IC-21 號井所取得之 岩心進行非彈性應變回復法(ASR)，以評估現地應力，其結果顯示：此區域正受 到東北－西南向的擠壓與西北－東南向的拉張，呈現一走向滑移應力場，且此處 應力比值極低，容易發生 σ2 與 σ3 互換之現象。此一結果與斷層擦痕反演法之最 新一期結果一致，因此此結果足以代表宜蘭清水地熱地區之現地應力。. 關鍵字：宜蘭清水、應力反演、非彈性應變回復法、現地應力。. ii.
(3) ABSTRACT In order to relieve the dependence on fossil fuels and reduce the production of carbonate-dioxide, the development of neo-energy is not only one of the best ways to work out but also the latest trends in the world. Among all the neo-energy sources, geothermal power plant is a well-developed technique. Chinshui geothermal district, Ilan, Taiwan has been known as one of famous geothermal districts for decades. Some preliminary research shows that there is a huge geothermal reservoir right below Chinshui, Ilan. It would be a great help to the energy policy if the efficient geothermal power plant could be set up here. Understanding fluid conduit fractures is the key to develop geothermal power plants and further Enhanced Geothermal System (EGS). Assessing stress-state (both paleo & in-situ stress) helps out evaluating history evolution of stress states. Base on in-situ stress state in addition to fracture orientation, the passage or barrier of various fractures can be determined. Chinshui, Ilan locates in the western slate belt of Backbone Range, NE Taiwan. The variation of stress state here is quite complicated since the complex tectonic history of NE Taiwan resulted from collision to back-arc extension. In this work, multi methods were applied to find out the stress states around Chinshui, Ilan. In order to evaluate paleo-stress states, analysis of heterogeneous fault-slipdata such as slickenside and quartz and calcite steps collected from outcrop along 10 km-long Chinshui area. Results show that at least three stages of stress state can be determined. On the other side, to know in-situ stress state, Anelastic Strain Recovery (ASR) method, a core-based method, was applied on the core retrieved form a latest drilling bore-hole of IC-21. Results show that NE-compression and NW-extension of strike-slip faulting stress regime with a low stress ratio. This result consisted with the youngest stage of stress state inferred from fault-slip analysis, impling that this strike-slip stress regime is the in-situ stress throughout the Chinshui geothermal district, Ilan.. Keywords: Chinshui, Ilan; Stress Inversion; Anelastic Strain Recovery; In-situ Stress;. iii.
(4) 目錄 口試委員會審定書 .......................................................................................................# 誌謝................................................................................................................................ I 中文摘要 ...................................................................................................................... II ABSTRACT ............................................................................................................... III 目錄............................................................................................................................. IV 圖目錄 ........................................................................................................................ VI 表目錄 ..................................................................................................................... VIII 第一章. 前言 ............................................................................................................... 1. 1.1 研究動機與目的...................................................................................................... 1 1.2 研究內容簡介.......................................................................................................... 2 第二章. 研究區域背景 ............................................................................................... 5. 2.1 地質概況................................................................................................................. 5 2.2 區域構造.................................................................................................................. 8 2.2.1 GPS 地表測量 .................................................................................................. 8 2.2.2 震源機制解.................................................................................................... 12 第三章. 研究方法 ..................................................................................................... 19. 3.1 地表斷層擦痕應力反演........................................................................................ 19 3.1.1 原理................................................................................................................. 19 3.1.2 資料來源......................................................................................................... 21 3.1.3 程式運算......................................................................................................... 21 3.2 非彈性應變回復法.............................................................................................. 25 3.2.1 原理................................................................................................................ 25 iv.
(5) 3.2.2 非彈性應變回復量之量測設備.................................................................... 29 3.2.3 非彈性應變回復量之量測實驗步驟............................................................ 32 3.2.4 溫度效應........................................................................................................ 36 3.2.5 非彈性應變之計算........................................................................................ 36 3.2.6 淨水壓值之估計............................................................................................ 37 3.2.7 應力值之解算................................................................................................ 37 3.2.8 孔隙水壓值之估算........................................................................................ 38 第四章. 研究成果與分析 ......................................................................................... 40. 4.1.斷層擦痕應力場反演........................................................................................... 40 4.1.1 MIM 結果......................................................................................................... 41 4.1.2 T-TECTO 3.0 分期結果................................................................................ 43 4.2 非彈性應變回復法(ASR)結果............................................................................. 45 第五章. 討論 ............................................................................................................. 54. 5.1 現地應力主軸方向............................................................................................... 54 5.2 不同樣本非彈性應變回復量之差異與比較....................................................... 56 5.3 孔隙水壓效應....................................................................................................... 57 5.4 移孔隙水壓後的應力值....................................................................................... 60 5.5 現地應力與深度變化關係................................................................................... 62 第六章. 結論 ............................................................................................................. 64. 參考文獻 ..................................................................................................................... 65. v.
(6) 圖目錄 圖 1.1 潛在裂隙與導水裂隙示意圖.................................... 3 圖 1.2 現地應力與地熱井汲水區分佈示意圖............................ 3 圖 2.1 吳永助與張寶堂所繪製之臺灣宜蘭清水地熱地區地質圖 ............ 6 圖 2.2 曾長生所繪製之臺灣宜蘭清水地熱地區地質圖 .................... 6 圖 2.3 林啟文與林偉雄所繪製的臺灣宜蘭清水地熱區地質圖 .............. 7 圖 2.4 宜蘭地區 GPS 速度場 .......................................... 9 圖 2.5 宜蘭地區應變速率及面膨脹率分佈圖 ............................ 9 圖 2.6 臺灣地區各測站相對澎湖白沙站之 GPS 速度場 ................... 10 圖 2.7 臺灣地區應水平變速率及面膨脹率分佈圖 ....................... 11 圖 2.8 臺灣東北部宜蘭地區震源機制解 ............................... 13 圖 2.9 臺灣東北地區區域應力震源機制解簡圖 ......................... 14 圖 2.10 臺灣地區震源機制解解算結果................................ 15 圖 2.11 臺灣地區水平方向主應變速率與主應力方向對比圖.............. 16 圖 2.12 臺灣造山帶書摺構造模型示意圖.............................. 16 圖 2.13 中央山脈雪山山脈帶地表斷層擦痕反演結果.................... 17 圖 2.14 中央山脈脊梁山脈帶地表斷層擦痕反演結果.................... 18 圖 3.1 安德森斷層理論模型與其斷層破裂面之下半球投影............... 19 圖 3.2 清水溪流域位置圖與野外斷層擦痕採集分布圖................... 21 圖 3.3 MIM 程式計算結果截圖 ....................................... 23 圖 3.4 清水地熱地區具截切關係的斷層擦痕........................... 23 圖 3.5 T-TECTO 3.0 應力反演結果................................... 24 圖 3.6 應力解除與應變回復示意圖................................... 26 圖 3.7 非彈性應變回復法(ASR)三軸主應力計算流程圖.................. 28 圖 3.8 資料擷取器與擴充模組....................................... 29 vi.
(7) 圖 3.9 恆溫水循環系統與 UPS 不斷電系統 ............................. 30 圖 3.10 應變計.................................................... 31 圖 3.11 白金電阻測溫棒............................................ 31 圖 3.12 定向岩芯之紅藍參考線與 ASR 座標參考線示意圖................ 32 圖 3.13 依照 XYZ 圓柱座標設計之應變計配置圖........................ 32 圖 3.14 應變計之配置與黏貼........................................ 33 圖 3.15 PE 袋包覆岩芯之狀況 ....................................... 33 圖 3.16 鋁箔袋包裝之完成品........................................ 34 圖 3.17 實驗岩芯置入恆溫水槽...................................... 35 圖 3.18 將應變計連接至資料擷取器上................................ 35 圖 3.19 孔隙水壓逸散對 ASR 量測值隨時間的變化...................... 39 圖 4.1 清水溪流域斷層擦痕範例..................................... 40 圖 4.2 MIM 解應力場計算結果 ....................................... 42 圖 4.3 T-TECTO 3.0 解算應力場之結果 ............................... 44 圖 4.4 (a)-(i) ASR 實驗非彈性應變回復量 ........................... 50 圖 4.5 非彈性應變主軸之非彈性應變回復量解算結果................... 51 圖 4.6 ASR 應變主軸之下半球投影圖 ................................. 52 圖 5.1 解算結果比對圖 ............................................. 55 圖 5.2 非彈性應變主軸之非彈性應變回復量解算結果................... 56 圖 5.3 樣本 7 曲線擬合結果......................................... 59 圖 5.4 樣本 8 曲線擬合結果......................................... 59 圖 5.5 總應力-深度梯度圖.......................................... 63 圖 5.6 有效應力-深度梯度圖........................................ 63. vii.
(8) 表目錄 表 2.1 岩性對比表.................................................. 7 表 4.1 ASR 樣本採樣深度簡表 ....................................... 45 表 4.2 應力深度對照表............................................. 53 表 5.1 總應力深度對照表........................................... 61 表 5.2 有效應力深度對照表......................................... 61. viii.
(9) 第一章 前言 1.1 研究動機與目的 目前人類主要仰賴的化石燃料，有著不可再生與產生汙染的特性，故開發綠 色及再生能源有其必要性，因此發展更有效率的再生能源已成為國際間努力的目 標。臺灣宜蘭清水地區有著極豐富的地熱能源，自民國 70 年起便有開採記錄， 惟因地下水源未能及時補充及管壁結垢等問題導致地熱井使用一段時間後，地熱 產能逐漸下降而導致發電機組被迫關閉。近年來，隨著能源議題逐漸浮上檯面， 清水地區的地熱能源也重新受到重視。在開發地熱能源的過程當中，為了避免重 蹈傳統型地熱發電之問題，且確保能提高產能及延長機具壽命，最直接的方法是 產生足夠充分的人工裂隙確保地熱流體能順利的進入生產管線當中，以推動發電 機進行穩定且有效率的發電；此亦為非傳統型地熱發電－增強型地熱系統 （Enhanced Geothermal System，EGS）中關鍵的一環。. 現地應力狀態是開發地熱井時不可或缺的重要資料，主要原因有三點： 1. 岩層中可能有數組不同方向的潛在裂隙，而這些裂隙是否能成為導水裂隙， 則必須端視現地應力狀態而定。唯有在孔隙水壓與現地應力達成合適組合足 以撐開的裂隙，才有可能成為導水裂隙（圖 1.1）。一旦確定主要導水裂隙的 方向，在開鑿地熱井或 EGS 所需之定向井時，只要能鑿穿越多導水裂隙，便 能提高生產效率，而此相對方位與現地應力有密切的關係。. 2. EGS 地熱井的集水區域，其分佈範圍大致呈橢圓形（圖 1.2） ，橢圓的長軸方 位略等於主導水裂隙的走向。因此，選擇井位時應考慮井與井之間的相對方 位與距離，以提高 EGS 地熱井之效能。 1.
(10) 3. 現地應力會在井壁上造成應力集中的現象（圖 1.3） 。倘若應力差大於超過岩 石強度，則岩壁將會破裂，造成工安意外。因此了解現地應力場的狀態便能 評估井孔的穩定度，進而減少井壁破裂的機會。. 臺灣處於歐亞板塊與菲律賓海板塊的碰撞活動帶，此兩個板塊以每年 8.2 公 分的速度聚合，菲律賓海板塊在臺灣東北向北隱沒於歐亞板塊之下，進而形成琉 球島弧與沖繩海槽(弧後張裂)之弧溝系統。沖繩海槽呈南北向拉張並向西南延伸， 在臺灣島上形成一以牛鬥為頂點之三角型張裂平原－宜蘭平原。臺灣宜蘭地區的 應力場變化相當複雜，主要有歐亞板塊與菲律賓海板塊斜向碰撞的西北－東南向 聚合、沖繩海槽擴張的南北向張裂、以及由聚合轉為張裂的平移過渡帶。清水地 熱區，位於臺灣東北之宜蘭平原的西南山區，正好位在應力場轉換的交界帶，使 得此地區的應力狀態變化相當複雜，在學術上的解釋仍眾說紛紜。因此希望透過 現地應力的量測求得清水地熱地區之現地應力，以期能貢獻於此區地熱開發之研 究。. 1.2 研究內容簡介 為了測量宜蘭清水地熱區現地應力狀態，以及確保此一應力量測結果是否足 代表整個清水地熱地區，因此將本研究分為兩部分：第一部分：透過蒐集清水溪 流域之地表斷層擦痕資料，以期能確定清水地熱地區所受之應力場的一致性與其 所作用之範圍。第二部分：透過非彈性應變回復法量測井場尺度之現地應力狀態。 本研究希望能確定清水地熱地區的應力狀態，並將本資料提供給未來在此區開採 地熱能源之使用。. 2.
(11) 圖 1. 1 潛在裂隙與導水裂隙示意圖。紅色箭頭表示空間中最大應力( )擠壓方向， 淺藍色線段為導水裂隙。在此一應力場之下只有特定方向的潛在裂隙能夠被孔隙 水壓撐開成為導水裂隙。. 圖 1. 2 現地應力與地熱井汲水區分佈示意圖。圖中圓圈表示相鄰井位，紅、藍 色箭頭分別表水平面上最大與最小應力方向，在此應力狀態下容易誘發與圖中實 線平行之導水裂隙。. 3.
(12) Breakou. σH σh. 圖 1. 3 應力集中造成之井壁崩壞。圖中最大應力在東北-西南向、最小應力在西 北-東南向。此處因應力集中而使得井壁岩朝西北-東南向破裂。. 4.
(13) 第二章 研究區域背景. 2.1 地質概況 本研究區域之地層，主要以中新統及古第三系地層為主，依據岩性的不同分 為下列三種不同的說法： 依據何春蓀（1986）之區分方法，清水地熱地區屬於中新世廬山層，並且可 細分為三個地層，由老至年輕分別為：乾溝層、仁澤層以及蘇澳層（吳永助與張 寶堂，1976）。所對應之岩性：乾溝層幾乎全為板岩，整合於四稜砂岩之上，變 質度由西往東增加。仁澤層則為變質砂岩與板岩互夾。蘇澳層則以暗灰色厚板岩 夾淺灰色變質砂岩為主（圖 2.1）。 另外曾長生（1978）則是將此區廬山層由老至年輕分成古魯段、清水湖段和 仁澤段，其中古魯段主要為硬頁岩夾板岩，清水湖段則以板劈理構造發達的黑色 板岩為主，其中偶夾變質砂岩；仁澤段下部是黑色板岩夾變質砂岩，上部則是黑 色板岩或板岩質頁岩為主，偶夾變質砂岩（圖 2.2）。 林啟文和林偉雄（1995）則將清水地熱區的廬山層分為兩個岩段：由老至年 輕分別為清水湖段與仁澤段。其中清水湖段以劈理發育相當完整的板岩為主，偶 夾透鏡狀變質砂岩；仁澤段則以淺灰色硬頁岩或硬頁岩與薄變質砂岩互層為主 （圖 2.3）。 綜合以上前人文獻可以確定，宜蘭清水地熱地區所處之岩性以板岩與硬頁岩 為主，偶夾薄層變質砂岩。(表 2.1). 5.
(14) 圖 2. 1 吳永助與張寶堂所繪製之臺灣宜蘭清水地熱地區地質圖與柱狀圖。黑框表 示清水地熱徵兆區（摘自吳永助與張寶堂，1976）。. 圖 2. 2 曾長生所繪製之臺灣宜蘭清水地熱地區地質圖與柱狀圖。黑框表示清水地 熱徵兆區（摘自曾長生，1978）。 6.
(15) 圖 2. 3 林啟文與林偉雄所繪製的臺灣宜蘭清水地熱區地質圖與柱狀圖。黑框表示 清水地熱徵兆區（摘自林啟文與林偉雄，1995）。. 何春蓀(1986). 曾長生(1978). 林啟文與林偉雄(1995). 板岩/頁岩 蘇澳層. 板岩 (變質砂岩). (變質砂岩). 仁澤段. 板岩. 仁澤段. 硬頁岩 (變質砂岩). (變質砂岩) 仁澤層. 板岩/ 變質砂岩. 板岩. 清水湖段. (變質砂岩) 清水湖段. 乾溝層. 板岩. 硬頁岩. 古魯段. (板岩). 表 2. 1 岩性對比表. 7. 板岩 (變質砂岩).
(16) 2.2 區域構造 宜蘭清水位於沖繩海槽擴張南端，且於脊梁山脈西翼板岩轉折處，構造應力 史極為複雜，針對不同的研究方法及前人文獻，整理其研究結果分述如下： 2.2.1 GPS 地表測量 邱詠恬等人（2008）分析 2002 年至 2006 年共 32 個 GPS 測站資料以了解宜 蘭地區主要地表變形與應變分析的情況。圖 2.4 為各測站相對澎湖白沙站之的水 平速度場解算結果，宜蘭地區的位移速度約為 0.6 至 44.0 mm/yr，最大值位於宜 蘭平原南緣之蘇澳附近（圖中測站 052） 。圖 2.4 中可見宜蘭平原蘭陽溪以北之地 區，速度場向量值較小（0.6 - 5.9 mm/yr） ，且方向並不固定；另一方面，蘭陽溪 以南之地區速度場向量值明顯較高（2.7 – 44.0 mm/yr），且有由西往東漸增的趨 勢；此外，宜蘭平原南緣的速度場，由西往東有明顯之順時鐘旋轉，速度方位角 由 39°轉向到 148°。圖 2.5 顯示宜蘭地區應變速率分布情形，黑色向量表壓縮分 量，白色向量表伸張分量。由圖可知宜蘭平原之地表應變主要受到西北-東南向 的伸張以及東北-西南向的壓縮，值約為 -0.4 – 2.9 μstrain/yr。最小應變速率值位 於蘭陽平東北邊頭城一帶，約為 -0.4 – 0.1 μstrain/yr。而蘭陽平原南側的應變速 率則是由西南邊的 0.1 – 0.3 μstrain/yr 往東逐漸變大，最大出現在蘭陽平原東南 方（蘇澳以南），其值約 0.1 – 1.0 μstrain/yr，且伸張軸在此略為順時鐘旋轉成北 北西-南南東。 Hsu et al.（2009）分析 1993 到 1999 年間所收集到 195 個衛星控制點與 17 個 GPS 衛星連續追蹤站的觀測資料，對全台地殼變形與板塊邊界做了描述，圖 2.6 為全台速度場解算結果；圖 2.7 為應變速率分布情形。從圖 2.6 中可以看出 GPS 速度場在臺灣東北部有順時鐘旋轉的情形，且從圖 2.7 中可以也可看出應變 在此發生轉向。 8.
(17) 圖 2. 4 宜蘭地區(各測站相對澎湖白沙站之)GPS 速度場。黑色向量為水平位移方 向；底色表示水平位移之向量值大小，點位速度內插半徑為 10 公里（摘自邱詠 恬等，2008）。. 圖 2. 5 宜蘭地區應變速率及面膨脹率分佈圖。黑線代表壓縮分量，白線代表伸張 分量，底色為膨脹速率（摘自邱詠恬等，2008）。 9.
(18) 圖 2. 6 臺灣地區各測站相對澎湖白沙站之 GPS 速度場（摘自 Hsu et al., 2009） 。. 10.
(19) 圖 2. 7 臺灣地區應水平變速率及面膨脹率分佈圖。黑色向量表示擠壓方向、灰色 向量表示伸張方向，底色為面膨脹率（摘自 Hsu et al., 2009）。. 11.
(20) 2.2.2 震源機制解 從臺灣寬頻地震網以及中央氣象局地震觀測網所收集到的地震資料並解算 出來的震源機制解可以表示目前大地應力在空間中分布的情況。將兩者互相比較 後發現，Liang et al. （2005）的分析結果顯示羅東與蘇澳附近有兩條地震密集帶 （圖2.8），其中包含1994年6月5日（Mw 6.2）、2001年6月14日（Mw 5.9）、2002 年5月15日（Mw 6.2）、以及2005年3月5日（Mw 5.9）宜蘭雙主震，且皆帶有左 移的側向滑動分量。黃信樺（2007, 2012）進一步將臺灣東北地區現有震央分布 情形區分成(a)沖繩海槽地震序列、(b)宜蘭雙主震地震序列、(c)轉換帶走向斷層 系統、(d)碰撞帶斷層系統及(e)琉球海溝隱沒系統等五組，結果如圖2.9，圖中可 見其空間分布情形。地震序列震源機制的應力反演結果顯示：(a)沖繩海槽地震 序列最大主應力(σ )為鉛直方向可能指示此區屬於正斷層的塌陷構造，且最小主 應力(σ )呈西北-東南向，表示沖繩海槽擴張的方向，且有向西南延伸的趨勢。(b) 宜蘭雙主震地震序列位於宜蘭平原南端，由初動法解算結果為正斷層，由波形逆 推反演法解算結果為左移斷層，兩者皆朝西北-東南向拉張；加上反演結果顯示 最大主應力(σ )與次大主應力(σ )量值接近，顯示應力場在空間中有發生應力軸 互換的現象。(c)轉換帶走向斷層系統同樣受到西北-東南向的拉張，為左移滑動 之走向滑動斷層。與(b)區不同的是此處應力較為集中與明顯，應力軸並無在空 間中發生互換。(d)碰撞帶斷層系統主要之斷層型態為逆斷層與右移斷層。綜合 解算之應力結果為一西北-東南向的擠壓，足見此區的構造運動是由菲律賓海板 塊向西北向擠壓所驅動。(e)琉球海溝隱沒系統的結果顯示此區主要受南北向擠 壓的應力。與菲律賓海板塊向北隱沒時造成的擠壓狀況一致。由圖2.9可見，臺 灣東北地區由南往北，分別是(d)碰撞帶斷層系統、(c)轉換帶走向斷層系統、(b) 宜蘭雙主震地震序列、與(a)沖繩海槽地震序列；也就是先由西北-東南向的板塊 碰撞擠壓，經過轉換帶轉成東北向擠壓-西北向伸張的走向滑移斷層的趨勢，接 12.
(21) 著最大主應力σ 逐漸由水平面轉到垂直地表的方向，形成宜蘭雙主震地震序列的 左移滑動；最後σ 轉到垂直地表，形成沖繩海槽南端-蘭陽平原的擴張。 Hsu et al.（2009）所解算出全台應力場結果顯示（圖2.10及圖2.11） ，臺灣東 北部隨著中央山脈脊梁山脈帶由花蓮往宜蘭，應力場由花蓮西南向擠壓的逆斷層 趨勢；在過了土場後，至清水一段逐漸轉為東北-西南向擠壓、西北-東南向伸張 的轉型斷層趨勢；在進入蘭陽平原後才轉為西北向純拉張的正斷層趨勢。 針對應力場與大地構造在中央山脈脊梁山脈帶北端由東北-西南向擠壓轉換 變成左移滑動的現象，Liang et al.（2005）也提出書摺構造（bookshelf structure） 的模型來解釋此一現象：在呂宋島弧向西北擠壓的同時，中央山脈脊梁山脈帶北 端受到彎折後，沿舊有構造發生層間錯動的左移滑動，如圖2.12所示。. 圖 2. 8 臺灣東北部宜蘭地區震源機制解。圖中可見兩條明顯東-西走向之地震密 集帶。震源機制解為 1994 年 6 月 5 日（Mw 6.2） 、2001 年 6 月 14 日（Mw 5.9）、 2002 年 5 月 15 日（Mw 6.2）、以及 2005 年 3 月 5 日（Mw 5.9）宜蘭雙主震 之解算結果。圓圈大小表規模，顏色表深度（摘自 Liang et al., 2005）。. 13.
(22) 圖 2. 9 臺灣東北地區區域應力震源機制解簡圖。赤平投影圖中，黑色、紅色與藍 。 色分別代表空間中最大( )、次大( )與最小( )主應力方向（摘自黃信樺, 2007）. 14.
(23) 圖 2. 10 臺灣地區震源機制解解算結果。黑色方型、藍色三角型、與紅色圓形分 。 別代表最大( )、次大( )與最小( )主應力方向（摘自 Hsu et al., 2009）. 15.
(24) 圖 2. 11 臺灣地區水平方向主應變速率與主應力方向對比圖。黑色向量代表主應 變方向；紅色向量代表空間中最大( )及最小( )主應力軸投影至水平面之結果 （摘自 Hsu et al., 2009）。. 圖 2. 12 臺灣造山帶書摺構造模型示意圖（摘自 Liang et al., 2005）。. 16.
(25) 2.2.3 地表斷層擦痕 蘭陽平原北以中央山脈雪山山脈帶為界，南以中央山脈脊梁山脈為界。 Angelier et al.(1990)以及 Chu（1990）根據在中央山脈板岩帶所收集到的地表斷 層擦痕，對臺灣北部地區的大地構造做了基本的描述。雪山山脈所收集到的斷層 擦痕（圖 2.13），在此區內主要是受到西北-東南方向的擠壓與東北-西南方向的 伸張。其結果顯示由於受到菲律賓海板塊向西北擠壓的關係，造成逆斷層與右移 斷層為主的地表破裂。中央山脈脊梁山脈帶向北延伸到宜蘭平原的南端，此段區 域所記載的資料不多（圖 2.14） ，大多集中在蘭陽平原西南頂點的牛鬥附近。依 據斷層擦痕反演的結果顯示此處空間中最大應力主要是西北-東南向的擠壓並且 最小應力方向呈東北-西南向伸張的情形。. 圖 2. 13 中央山脈雪山山脈帶地表斷層擦痕反演結果。圖中五角、四角與三角星 號分別表示空間中最大( )、次大( )與最小( )主應力方向（摘自 Angeliar et al., 1990）。. 17.
(26) 圖 2. 14 中央山脈脊梁山脈帶地表斷層擦痕反演結果。圖中五角、四角與三角星 號分別表示空間中最大( )、次大( )與最小( )主應力方向（摘自 Chu,1990）。. 18.
(27) 第三章 研究方法. 3.1 地表斷層擦痕應力反演. 3.1.1 原理 依據 Anderson 斷層理論，斷層可依其破壞的應力場型態區分為三類：正斷 層、逆斷層與平移斷層（圖 3.1）(Angelier, 1994)。三種斷層的產生是由於不同 應力分布而造成。岩體所受的應力可以簡化為鉛直應力(S )、水平最大應力 (S. ) 與水平最小應力(S. )；三者互相垂直。當鉛直應力為最大應力時，會. 發育成正斷層；而當鉛直應力為最小應力時，便會發育成逆斷層；當水平最大應 力與水平最小應力分別為最大應力與最小應力時，則會發育為走向平移斷層。. 圖 3. 1 安德森斷層理論模型與其斷層破裂面之下半球投影。由左到右依序為正 斷層、逆斷層與走向滑移斷層。σ 、σ 與σ 分別表應力場中之最大，次大與最小 應力主軸。三軸互相垂直且其中一軸為垂直應力軸（修改自 Angelier, 1997）。. 19.
(28) 岩體在受應力作用而形成脆性斷層時，會在滑動面上留下擦痕。因此可以透 過收集清水溪流域的地表擦痕及其運動方向，加以分類分析，再透過程式運算， 便可解算出此區可能存在過的應力場之三軸方向及其應力比值。. 今有 N 組斷層擦痕資料，且這 N 組斷層擦痕資料是在同一應力場σ下產生滑 動。令n. 為指向上盤之斷層面法向量，則應力場作用在上盤之應力為： t =σ n. Eqn. 3.1. α = 1,2, ⋯ , N σ 為 σ 的轉置矩陣，因 σ 為一對稱矩陣，所以σ = σ。並可將上式改寫成： t = σn. Eqn. 3.2. 因此斷層面上的剪應力為： s = σn − (n ) σn n. Eqn. 3.3. 由於剪動力決定滑動的方向，因此滑動方向可表示為 −s. ，由於−s 是理. 論上的滑動方向，與實際觀察到的滑動方向可能存有一些誤差角。因此若用Δ 表 示兩者之間的差距，則可以透過求出最小誤差角總和 S 的方法來決定應力場σ。 S=∑. Δ. Eqn. 3.4. 透過這個方法所解算出的應力橢圓不只可以決定應力場的方向，同時也可以 決定出應力場的應力比值(stress ratio, Ф)： Φ = (σ − σ )⁄(σ − σ ). Eqn. 3.5. 也因此，每一次解算需要至少 4 組斷層擦痕資料方可解算出一組應力場之三 軸方向與其應力比值。. 20.
(29) 本研究利用野外露頭上觀察到的截切關係來決定應力場的相對先後關係，在 解算出不同時期的應力場之後，以期獲得最新一期的應力場，並與現地應力結果 相互比較。 3.1.2 資料來源 本研究沿清水溪流域量測地表斷層擦痕共 69 筆，並記錄其位態與截切關係。 由於此區構造演化史相當複雜，可能有不同期應力場作用所產生的斷層擦痕，因 此本研究使用 MIM 與 T-TECTO 3.0 兩套程式做運算與結果比較。. 圖 3. 2 清水溪流域位置圖（左）與野外斷層擦痕採集分布圖（右） 。藍色圓點表 地表斷層擦痕採集點；紅色星號表清水岩芯採集位置（IC-21）。. 3.1.3 程式運算 本研究使用了 MIM 與 T-TECTO 3.0 兩套軟體分析擦痕資料並將結果做 交互比對。兩套程式分別有著不同的特點，分別介紹如下：. 21.
(30) 3.1.3.1MIM（Multiple inversion method） MIM 所使用的方法類似群集分析(Yamaji, 2000)。由於計算結果會互相牽引， 於是可以從混雜的資料當中，求出較明顯的分期。由於每四筆地表斷層擦痕資料 可以求得一組應力橢圓之結果，其中包括一個應力比值與三軸方向。若有一組混 雜不同應力場的 N 筆擦痕資料，且每四筆資料便能計算出一個結果，由排列組 合，共可求得多筆解算結果。 C =. ! !(. Eqn. 3.6. )!. MIM 利用此方式解算出空間中所有可能存在的最大應力軸與最小應力軸並 標示在下半球投影圖上，同時搭配每組運算結果所計算出的應力比值的顏色分布， 進而可以研判出其空間中可能存在的應力分布狀態（圖 3.3）。 然而 MIM 本身無法自行將多個應力場進行分期，因此在野外紀錄斷層擦痕 的同時，必須利用截切關係判斷其先後順序，於室內先依照不同期的斷層擦痕進 行分組（圖 3.4），再經過 MIM 的計算之後，便可求得該期應力場之應力比值與 最大應力主軸與最小應力主軸在空間中的分布位置。. 22.
(31) 圖 3. 3 MIM 程式計算結果截圖。此為一混合範例的計算結果，分別將所有最大 主應力軸與最小主應力軸的位態以蝌蚪頭標示在左右兩個下半球投影當中。蝌蚪 的顏色代表其應力比值的大小；蝌蚪尾巴長度則表示其傾沒角度。此圖中經由顏 色與應力軸方向比對後，可見藍、綠與橘三組應力場。. 圖 3. 4 清水地熱地區具截切關係的斷層擦痕。可用來幫助判斷應力場的先後分 期。圖中黃色箭頭方向的斷層擦痕截切過紅色箭頭方向的斷層擦痕。. 23.
(32) 3.1.3.2 T-TECTO 3.0 T-TECTO 3.0 本身是一個具有相當多功能的軟體，而其中一個主要的功能便 是由混合斷層擦痕資料反演各期應力場(Žalohar & Vrabec, 2007)。將所蒐集到的 斷層擦痕資料不經分期，全數輸入程式後，透過給定的相容角（compatibility angle） ，程式便會搜尋應力場解算空間，並將符合同一應力場且數量最多筆的擦 痕資料挑選出來，視為獨立的一期。而剩餘的資料，再經過重複的步驟之後，便 可進一步分成不同方向的應力場。. 圖 3. 5 T-TECTO 3.0 應力反演結果。圖中可見分為六組應力場，n 表示符合該應 力場之樣本數（由多至少排列）。每組應力場解算結果包含左側的下半球投影圖 與右側的莫爾圓。下半球投影圖中的正方形由大而小分別代表空間中最大、次大 與最小主應力軸。莫爾圓可表示計算結果之應力比值(Ф)。. 24.
(33) 3.2 非彈性應變回復法. 3.2.1 原理 岩芯在地底所受到三維空間中的現地應力場，可以用三維應力張量來表示： σ σ σ= σ. σ σ σ. σ σ σ. σ = 0 0. 0 σ 0. 0 0 σ. l m n. Eqn. 3.7. 當地下岩芯被鑽取進入岩芯管時，岩芯會解壓進而產生應變回復（strain recovery）。應變回復可分為彈性應變回復（elastic strain recovery）與非 彈性應變回復（anelastic strain recovery，ASR），如圖3.6所示。彈性應變 回復會在岩芯解壓的瞬間完全釋放，而非彈性應變回復則會隨時間逐漸釋放；因 此只有非彈性應變回復能被量測。又因非彈性應變回復量與總應變回復量之間有 固定比例的關係(Voight, 1968)，故量測非彈性應變回復足以代表總應變回復， 進而可以用來計算現地應力場的大小。. 25.
(34) 圖 3. 6 應力解除與應變回復示意圖。上圖表應力解除，應力瞬間變為 0；下圖為 應變回復，在應力解除瞬間釋放彈性應力回復，之後隨時間釋放非彈性應變回 復。. Matsuki(1991)提出了利用ASR量測空間中三維應力場的方法：對一均質等向 且具黏彈性的物質而言，其應變回復量需符合剪力變形模式（shear deformation mode）與體積變形模式（volumetric deformation mode）兩者；在這兩個模式中， 非彈性應變回復體積柔度(J )與非彈性應變剪動柔度(J )可以表示成隨時間的 函數如下： e (t) = J (t)(σ − p ). Eqn. 3.8. e (t) = J (t)S. Eqn. 3.9. 其中e (t)、e (t)分別表非彈性平均應變（anelastic mean normal strain） 與非彈性應變偏量（anelastic principal strain deviations）；σ 、S 分別 26.
(35) 表應力釋放時的平均應力(mean stress)與應力偏量(deviatoric stress)； p 表 孔隙水壓。 σ = 1 ⁄3 σ. +σ. +σ. Eqn. 3.10. S =σ −σ. Eqn. 3.11. 根據線性黏彈性的定義，並假設體積模數不隨黏彈性改變，可以求得在任一 方向(l, m, n)上的非彈性應變回復量為： ε = (1/3) (3l − 1)σ 6mnτ. + 6nlτ. + (3m − 1)σ. + (3n − 1)σ + 6lmτ. × J (t) + (σ − p )J (t) + α ∆T(t). + Eqn. 3.12. 上式中，σ 、σ 、σ 、τ 、τ 、τ 表應力張量，J (t)與J (t)分別代表 非彈性剪動柔度與非彈性體積柔度，p 表水壓，α 表岩石的熱膨脹係數，∆T(t)表 溫度改變量，σ 表平均應力：. 因此可以透過非彈性應變回復的量測來計算現地應力張量(圖 3.7)。. 27.
(36) 圖 3. 7 非彈性應變回復法(ASR)三軸主應力計算流程圖。. 28.
(37) 3.2.2 非彈性應變回復量之量測設備 本研究使用之設備功能與參數分述於下： ①. 資料擷取器，包含 30 條頻道的主機，以及可擴增 50 條頻道之擴充模組 （圖 3.8），其詳細規格如下： . 量測範圍：0 to ±500,000μm/m； -200 to 510℃. . 量測精度：±0.05%,(1μm/m)；±0.3℃. . 量測最高解析：0.1μm/m；0.1℃. . 掃描速率：50ms/CH. 圖 3. 8 資料擷取器 KYOWA UCAM-60B（左）與擴充模組 KYOWA UCS-60B（右） 。. ②. 恆溫水循環系統（圖 3.9） . 操作溫度範圍：-10℃-80℃. . 溫度精度：±0.1K. . 加熱功率：1.5KW. . 冷卻功率：20℃ - 220W 0℃ - 60W. 29.
(38) ③. UPS 不斷電系統（圖 3.9） . 額定容量：1KVA/700W. . 交流輸入：電壓範圍─80V-140V 頻率範圍─50Hz/60Hz (自動偵測). . 交流輸出：電壓及穩定度─110V±2% 頻率及穩定度─50Hz/60Hz±0.05Hz. 圖 3. 9 由左至右：恆溫水循環系統（Thermo Scientific- EZ COOL 80）、恆溫 水槽與 UPS 不斷電系統（台達電 GES102N）。. ④. 應變計（strain Gauge）(圖 3.10) . 應變計長度：10mm. . 工作溫度：-10℃ to 80℃. . 應變常數：2±1%. . 工作熱膨脹係數(adoptable thermal expansion)：11.7PPM/℃. 30.
(39) 圖 3. 10 上圖為三線式單軸應變計（KYOWA, Model:KFG-10-120-C1-11 L3M3R）， 下圖為三線式雙軸應變計（KYOWA, Model:KFG-10-120-D16-11 L3M3S）。. ⑤. 白金電阻測溫棒（圖 3.11） . 測溫範圍-200.℃ to 510.0℃. . 測溫最高解析：0.1℃. . 測溫精度：±0.3℃. 圖 3. 11 白金電阻測溫棒。. 31.
(40) 3.2.3 非彈性應變回復量之量測實驗步驟 ①. 挑選均質且完整無破裂的定向岩芯一段約 20 公分。 ②. 在岩芯上畫上 XYZ 圓柱座標的參考線(圖 3.12)。藍線為岩芯圓柱表面上, 面狀構造（例如層面、板劈理面等）最低點之連線，可對應到空間中面 狀構造之傾沒方向，將 ASR 參考線與應變計配置設定於適合黏貼應變計 的區域，應避免裂隙與顆粒不均質的位置。. 圖 3. 12 定向岩芯之紅藍參考線與 ASR. 圖 3. 13 依照 XYZ 圓柱座標設計之應. 座標參考線示意圖。. 變計配置圖。. 32.
(41) ③. 依照應變計配置圖(圖 3.13)，將應變計確實黏貼在岩芯上(圖 3.14)。. 圖 3. 14 應變計之配置與黏貼。. ④. 使用 PE 袋包覆已貼好應變計的岩芯，使其不會受到循環水流衝擊的干 擾。(圖 3.15). 圖 3. 15 PE 袋包覆岩芯之狀況。. 33.
(42) ⑤. 使用鋁箔袋再包覆一次，加強防水強度，並避免實驗過程受靜電干擾(圖 3.16)。. 圖 3. 16 鋁箔袋包裝之完成品。. ⑥. 將包裝好的岩芯放進恆溫循環水槽中，且須將水溫設定至高於當地當季 最高室溫，以避免日夜溫差變化影響實驗數據，本研究於此將此水溫設 為 34℃。需注意不得將貼有應變計的一面放置在岩芯下方亦不得將岩芯 互相堆疊，以免應變計受到壓迫產生異常數據。(圖 3.17). 34.
(43) 圖 3. 17 實驗岩芯置入恆溫水槽。需注意岩芯彼此不能堆疊或互相擠壓。. ⑦. 將應變計的電線端依照預先設計的頻道連接到資料擷取器上。(圖 3.18). 圖 3. 18 將應變計連接至資料擷取器上。需注意三線式應變計的連接方式是將有 顏色的銅線鎖在 A 格，另外兩條銅線鎖在 B、C 兩格。. 35.
(44) ⑧. 設定取樣頻率為每五分鐘一次，每次取 11 筆，紀錄其平均值，並確認 每個頻道都能正確記錄到應變回復數據。 ⑨. 進行連續性的資料記錄，直到非彈性應變回復完全釋放為止。. 3.2.4 溫度效應 本次實驗，由於岩芯值續置於恆溫環境下(∆T = 0)；故溫度效應校正量為 0。. 3.2.5 非彈性應變之計算 透過實驗可量測出岩芯在九個方向上之非彈性應變回復量(ε 、ε 、ε 、 ε 、ε 、ε 、ε 、ε 、ε )，每個方向量測兩組數據共 18 組數據，以其平 均值做計算。. ε ε ε. ε 總應變場(ε) = ε ε ε 故. −ε ε ε. ε. ε. −ε ε. ε ε ε ε ε ε −ε. ε = 0 0. 0 ε 0. l m =0 n. 0 0 ε. l m n. Eqn. 3.13. Eqn. 3.143. 求解l時，由Cramer’s rule可知：. l=. =0. Eqn. 3.15. 因分子永遠為0，此式若要有nontrivial solution，則分母必須為0。. ε. −ε ε ε. ε. ε −ε ε. ε ε ε −ε. =0. Eqn. 3.16. 展開後為一 的三階方程式，可得三個解 、 與 ，分別代表空間中最大、 36.
(45) 次大與最小非彈性主應變的值。同時，將 、 與 分別代回上式便可求得代表 非彈性主應變方向之三個方向餘弦(l,m,n)。 平均非彈性應變回復量可由三主應變回復量之平均求得： ε = 1⁄3 (ε + ε + ε ). Eqn. 3.17. 由三主軸分別減去平均非彈性應變回復量便可求得三軸之非彈性應變偏 量： e =ε −ε. Eqn. 3.18. i=1,2,3. 3.2.6 淨水壓值之估計 由於清水地熱區有溫泉水自然湧出至地面，故假設地下水面為地表，則淨水 壓為： p =ρgh. Eqn. 3.19. ρ為水的密度(1.0 g/cm3)；g為重力加速度(9.8 m/s2)；h為樣本深度(m)。. 3.2.7 應力值之解算 岩石所受的三軸主應力與其非彈性應變回復量可以表示成下列關係式： σ = e (t)⁄J (t) + e (t)⁄J (t) + p. Eqn. 3.20. i=1,2,3 因此，如果能求得J (t)與J (t)之值，便能計算出三主應力軸的應力大小。 Matsuki(1991)提出，可以於實驗室內以同樣的岩芯作三軸加壓與解壓的岩石力 學試驗，並同時量測其解壓時的非彈性應變回復量以求得其柔度與時間的關係 (J (t)與J (t))。. 37.
(46) 然而，如利用上述方法求得柔度，其實驗方式必須以迭代方式逐步逼近現地 應力以求得真實的柔度，此舉非常複雜且必須投注大量時間與金錢。 為此，Lin et al.,(2006)提出改良方法，並提出兩點假設： 1、 假設與地表垂直之軸所承受的現地應力等於淨岩壓： σ =l σ +m σ +n σ. Eqn. 3.21. 2、 根據Matsuki(2008)的岩石力學實驗數據可知：J (t)與J (t)的比值皆落在1 到3之間。因此，本研究假設J (t)與J (t)的比值為一定值： c = J (t)⁄J (t) = 2. Eqn. 3.22. 至此，應力與非彈性應變回復量的關係可以改寫為： σ = e (t)⁄c + e (t) ⁄J (t) + p. Eqn. 3.23. i=1,2,3 綜合上述兩點，便可計算出J (t)，進而計算出三主要應力軸之大小。. 3.2.8 孔隙水壓值之估算 Brereton(1995)提出，若岩芯本身具有構造裂隙，當岩芯被提取到地表時， 除了有非彈性應變回復造成岩芯膨脹以外，當孔隙水壓逸散時，亦將會造成岩芯 體積收縮，導致量測非彈性應變回復量時出現收縮的情況。而我們所量測的應變 回復值實乃兩者作用之綜合結果。 Warpinski 與 Teufel(1989)進一步提出：岩芯解壓的應變回復曲線與岩石 中所含的孔隙水壓作用在解壓的岩芯上所呈現的曲線可以分別簡化為： ℰ = ℰ∞ 1 − e β = −β∞ 1 − e. /. Eqn. 3.24 /. Eqn. 3.25. 其中τ、λ 分別為非彈性應變回復量與孔隙水壓逸散收縮應變量的特徵時間. 38.
(47) 常數；ℰ∞ 、β∞ 分別為非彈性應變回復與孔隙水壓逸散收縮(當 t=∞)之漸進值。 故實驗所量測到的應變回復值實際上是上列兩公式(Eqn. 3.23, Eqn. 3.24) 之和：. ℰ=ℰ + β = ℰ. 1−e. /. −β. 1−e. /. Eqn. 3.26. 由於非彈性應變回復與水壓逸散效應的速度不盡相同，所以一旦兩者的特徵 時間(τ、λ)不相同，加上量測 ASR 的起始時間(t0)不同，便有可能造成量測到曲 線有先膨脹後收縮，甚或是純收縮的現象(圖 3.19)。這種現象在較緻密、滲透 率較低的岩石上特別明顯，如玄武岩以及本研究區域常見的板岩與硬頁岩。因此 必須先針對孔隙水壓逸散造成的收縮進行分析討論，以移除β 對總應變回復量的 影響。. 圖 3. 19 孔隙水壓逸散對 ASR 量測值隨時間的變化。藍色曲線表示岩石解壓膨脹 曲線、紅色曲線表示孔隙水壓逸散造成收縮的量，紫色曲線表示藍、紅線之和。 圖中(a)與(b)以及(c)與(d)分別具有相同的漸近值與特徵時間。然因起始實驗的 時間不同，而有截然不同的曲線。. 39.
(48) 第四章 研究成果與分析 本章節主要是呈現並說明不同分析方法所得到之結果。 4.1.斷層擦痕應力場反演 經野外調查，於清水溪流域量測採集到 95 筆斷層擦痕資料，並記錄其 位態、斷層類型與相互截切關係(圖 4.1)。以期利用截切關係尋找最近一期 之應力場。. 圖 4. 1 清水溪流域斷層擦痕範例。如圖所見，兩組斷層擦痕之滑動方向分別以 紅、黃箭頭來表示。向下滑動的擦痕截切過向右滑動的擦痕，可以判斷黃色箭頭 所存在的應力場較紅色箭頭所存在之應力場晚。. 40.
(49) 4.1.1 MIM 結果 先將清水溪流域所量測到的野外斷層擦痕資料進行分期由 MIM 分析結果 中所顯示之應力場分布如下圖(圖 4.2)。圖中左右兩大圓分別為最大主應力 軸（左圖）與最小主應力軸（右圖）之下半球投影。. 此處分期乃經由擦痕截切關係進行分期，故只能顯示其相對先後順序。 初步分為 m, (m+1) 與 (m+2)期。截切關係顯示：第(m+2)期截切過第(m+1) 期，且無其他數據截切過它，故為相對最新之應力場。而第(m+1)期截切過第 m 期，故第 m 期為較早期之應力場。. 由圖 4.2 可見，第(m+2)期的最大主應力軸幾乎平行地表，且呈東北-西 南走向。而最小主應力軸則散落成一大圓分佈。主要是由於該應力場之應力 比值(Ф)較小(Ф≒0.1)，σ2、σ3 兩軸容易發生互換的情形，故σ3 軸會散 落在與σ1 軸垂直的大圓上。. 第(m+1)期的解算結果顯現其最大主應力軸(σ1)集中在西北-東南向。 而最小應力場(σ3)則位在東北-西南，約略平行地表。此應力場的應力比值 (Ф)較第(m+2)期略大(Ф≒0.3)。. 第 m 期的解算結果顯現其最大應力主軸(σ1)集中在東-西向，且最小應 變主軸(σ3)集中在南北向。由圖中可以看出，此區所涵蓋的應力比值範圍較 大(0.3≦Ф≦0.9)，主要是因為此期的資料實為無法透過斷層擦痕進行分期 之剩餘資料，故其有可能其隱含著兩組以上的應力場與其交互複合之結果。. 41.
(50) 圖 4. 2 MIM 解應力場計算結果。左側表示最大主應力軸之方向，右側表示最小主 應力軸之方向，投影方法為下半球投影。顏色表示應力比值(Ф)。以斷層擦痕所 決定之相對先後順序，由下而上分為第 m、(m+1)、(m+2)期等漸新的順序。. 42.
(51) 4.1.2 T-TECTO 3.0 分期結果 將 95 筆資料輸入 T-TECTO 3.0，程式會將資料分成數組可能存在的應力 場。本研究將資料數太少以及無法判斷截切關係之分期捨去後，留下三期應 力場。由於 T-TECTO 3.0 程式本身不做分期，故仍需比對截切關係後，始可 將此三期應力場由較老至較新分為 n, (n+1) 與(n+2)期(圖 4.3)。. 由圖 4.3 可見，第(n+2)期所受的應力場，其最大應力主軸約略平行地 表，呈東北-西南方向擠壓，且由右側圖中之莫爾圓顯示其解算出之應力比值 (Ф)約略等於 0.1，與(m+2)期相似。. 第(n+1)期一樣有著極低的應力比值(Ф)，約略等於 0.1。然而擠壓方向 已經不同，主要是由西北-東南向擠壓，並往東北-西南向拉張，結果與(m+1) 期類似。. 第 n 期應力場所受的主要擠壓方向為接近水平的東西向擠壓，且往南北 向拉張。應力比值的解算結果稍大，約略等於 0.4，結果與 m 期相似。 將 MIM 結果與 T-TECTO 3.0 的結果放在一起比較：兩者最年輕的一期(m+2 與 n+2)均是受到東北－西南向擠壓與西北－東南向拉張的走向滑移應力場， MIM 的結果因為應力比值極低，所以 σ3 容易與 σ2 發生互換，同樣的情況 在 T-TECTO 3.0 的解算結果也可以看到 σ2≒σ3 以及極低的應力比值。此外， 第 m 期與第 n 期以及(m+1)期與(n+1)，在擠壓、拉張方向與應力比值也都可 以互相對比。. 43.
(52) 自此，從清水溪野外斷層應力反演結果配合截切關係，約略可看出此處 岩石所紀錄到了從早期歐亞大陸板塊受到菲律賓海板塊之東西向擠壓逐漸轉 變為西北-東南向擠壓，直至現今受東北-西南向擠壓之書摺構造的演化。. 圖 4. 3 T-TECTO 3.0 解算應力場之結果。左圖為空間中三主軸應力之下半球投影 與擠壓方向，圖上方框由大而小分別代表空間中最大、次大、與最小應力主軸； 右圖則為應力比值解算結果之莫爾圓(Mohr circle)。依截切關係可分為由較老 至較年經分成第 n、(n+1)、(n+2)期。. 44.
(53) 4.2 非彈性應變回復法(ASR)結果 本次 ASR 實驗以清水地熱 IC-21 號井鑽探計畫所取得之岩芯以進行 ASR 實驗。 該計畫之目的為採集深度六百至八百公尺處之岩芯。期間挑選符合完整、均質且 無可視裂隙之岩芯進行 ASR 實驗，總計施作實驗樣本共九個，表列如下：. 表 4. 1 ASR 樣本採樣深度簡表。. 九個樣本，於九個方向上實際量測到的 X、Y、Z、XY、YX、YZ、ZY、ZX 與 XZ 方向之原始數據如下圖 4.4(a)-(i)。每個方向量測兩組實驗數據，並以其平 均值解算應變主軸： ε ε ε = ε. ε ε ε. ε ε ε. ε = 0 0. 0 ε 0. 0 0 ε. Eqn. 4.1. 45.
(54) (a). (b). 46.
(55) (c). (d). 47.
(56) (e). (f). 48.
(57) (g). (h). 49.
(58) (i). 圖 4. 4 (a)-(i) ASR 實驗非彈性應變回復量。每個方向各有兩組量測資料。由(b) 圖中可以看出，樣本 2 所記錄的結果受到外界嚴重干擾，無法使用。. 九個樣本所量測之非彈性應變回復透過 Eqn. 4.1 所求得之主應變回復量如 圖 4.5。圖中紅色、綠色與藍色曲線分別代表最大、次大與最小應變主軸之非彈 性應變回復量；黑色表平均應變回復量。由於樣本 2 在實驗過程中發生 PE 袋破 裂進水的情況，使得應變計受到影響，因此所記錄到的應變回復量有相當大的波 動與誤差(圖 4.3-b)，在下一章節討論時，將予以屏除，不加以討論。. 50.
(59) 圖 4. 5 非彈性應變主軸之非彈性應變回復量解算結果。圖中紅色(ɛ1)、綠色(ɛ2) 及藍色(ɛ3)圓點代表空間中最大、次大與最小應變主軸之非彈性應變回復量。黑 色(ɛm)圓點則表示平均非彈性應變回復量。. 各個樣本所解算出之非彈性應變主軸之空間位態投影圖如圖 4.6。圖中紅色、 綠色與藍色點分別表示三維空間中，最大、次大與最小應變主軸投影的方向。由 於應變解壓過程中會呈現略為浮動的現象，因此以倒三角形與正方形分別表示各 軸浮動的起點與終點；圓形則代表平均值。 由圖 4.6 中可見，九個樣本在最大應變主軸(ε1)的方向上有著一致性，皆 受到東北-西南的擠壓。然較深處樣本(5,6,7,8 與 9)因其次大應變主軸(ε2)垂 直於地表，故呈現走向滑移斷層的應力場；而較淺處的樣本(2,3)因最小應變主 軸垂直地表，而呈現逆斷層之應力場；樣本 1 與 4 則呈現次大應變主軸(ε2)與 最小應變主軸(ε3)互換之過渡帶。 51.
(60) 圖 4. 6 ASR 應變主軸之下半球投影圖。紅、綠與藍色分別代表空間中最大、次大 與最小應變主軸。倒三角形與正方形表示應變釋放過程中的漂移起點與終點；圓 形表平均應變軸。. 52.
(61) 應力大小方面，依照 Lin et al. (2006)中所使用的方法(詳見本文 3.2.8) 進行運算，可以求得各樣本所在深度之應力大小(表 4.2)。由表中可見此區之 應力比值偏低，介於 0.03 與 0.37 之間。空間中之最大主應力介於 54.41 至 30.32MPa 間；最小主應力則介於 26.43 至 19.45MPa 之間。. 表 4. 2 應力深度對照表。經由 ASR 實驗解算出各樣本於該深度所受之三維主應 力、平均應力與應力比值。右側灰色欄位之顏色表示不同範圍之應力比值。. 53.
(62) 第五章 討論 5.1 現地應力主軸方向. 比較 MIM 和 T-TECTO 3.0 最新一期解算結果與 ASR 實驗結果，將可以了解與 評估宜蘭清水地熱區不同尺度現地應力的狀態（圖 5.1）。. 由圖中可以發現空間中最大應力主軸（σ1）的位態相當一致：呈東北－西 南方向的擠壓；而最小應力主軸（σ3）則因為應力比值偏低，容易有 σ２與 σ3 軸互換的現象，因而散落在一與 σ１軸垂直的大圓上，往西北－東南向拉張。. 54.
(63) 圖 5. 1 (a)MIM 最新一期解算結果。左圓代表最大應力主軸（σ１)投影圖；右圓 表示最小應力主軸（σ３)投影圖。(b) T-TECTO 3.0 最新一期計算結果。左圖為 空間中三應力主軸投影圖，方形由大到小分別代表 σ１、σ２與 σ３；右側則為所 對應之應力莫爾圓。(c)ASR 實驗結果之三應力主軸投影疊合圖（除樣本 2）。紅 色、綠色與藍色則分別代表 σ１、σ２與 σ３。圖中紅色箭頭表最大應力擠壓方向； 藍色箭頭表最小應力拉張方向。. 55.
(64) 5.2 不同樣本間非彈性應變回復量之差異與比較. 各樣本間的非彈性應變回復量並無顯著隨深度變化的現象（圖 5.2）。由圖 5.2 可見樣本 1, 2, 4 有著較高的非彈性應變回復量(ɛ1>3000; ɛ m>1000)，而樣 本 3 及 5-9 則有著較一致偏低的應變回復量 ɛ 1<800; ɛ m<300)。 造成此一現象主要由是於應變量(ε )取決於應力強度(σ )與岩石材料特性 (C. ) (Eqn. 5.1)：. σ =C. ε. Eqn. 5.1. 因此樣本 1, 2, 4 所在之深度，有可能承受較大的應力場，亦或是此深度岩 層的岩石材料特性較軟，因而有著較大的應變回復量。如有需要可以透過岩石力 學試驗機進行試驗以求的岩石材料參數。. 圖 5. 2 非彈性應變主軸之非彈性應變回復量解算結果。圖中紅色(ɛ 1)、綠色(ɛ 2) 及藍色(ɛ 3)圓點代表空間中最大、次大與最小應變主軸之非彈性應變回復量。黑 色(ɛ m)圓點則表示平均非彈性應變回復量。 56.
(65) 5.3 孔隙水壓效應 由於從所量測到的非彈性應變回復量中有觀察到收縮之現象，如樣本 3,5,6, 7,8,9 的ℰ 有先膨脹後收縮的現象，以及樣本 3,5,6,8,9 的ℰ 產生直接收縮的現 象。此現象有可能是孔隙水壓逸散時造成岩芯收縮的情形（Brereton, 1995）。 因此本研究依據 Brereton(1995)提出的公式（Eqn.5.2），將觀察值拆解成應力 相關之ℰ 與孔隙水壓相關之 β 兩部分。. Strain = ℰ + β = ℰ. 1−e. /. −β. 1−e. /. Eqn.5.2. 在此使用 MATLAB 進行曲線擬合，透過參數格點掃描的方式，計算出具有最 低 chi-square(χ2)值的近似曲線，以將孔隙水壓造成收縮效應與非彈性應變回 復分離開。. 在此分兩種情境來討論：(1)若孔隙水壓效應具等向性(Isotropic)，則 ℰ 、ℰ 與ℰ 三軸方向應受相同的水壓效應與特徵時間(β,λ)作用；(2)若孔隙水 壓具正交異向性(Orthotropic)則ℰ 、ℰ 與ℰ 三軸方向各自應受不同的水壓效應 與特徵時間(β1,λ1)、(β2,λ2)與(β3,λ3)的作用。. 以樣本 7(圖 5.3)與樣本 8(圖 5.4)為例。由圖中可見，若將水壓視為正交各 向異性，則可求得較低之χ2 值；曲線亦有較近似之結果。然而，在實際操作上， 若假設孔隙水壓逸散是呈現正交異向性，則常常會發生無解或無唯一解的情形。 原因列舉如下：. I.. 若水壓逸散收縮曲線的特徵時間極小，則孔隙水壓作用的效應將會在很 短的時間內全部逸散完畢，如此一來便無法求得(β,λ)。. 57.
(66) II. 若解壓膨脹與水壓逸散收縮兩者之間的特徵時間兩者近似時(τ≒λ)， 會出現無限多組解的情況。 因此，目前我們仍然假設孔隙水壓效應對岩心的影響為等向性。. 58.
(67) 圖 5. 3 樣本 7 曲線擬合結果。上方假設孔隙水壓具等向性；下方假設孔隙水壓 具正交異向性。. 圖 5. 4 樣本 8 曲線擬合結果。上方假設孔隙水壓具等向性；下方假設孔隙水壓 具正交異向性。. 59.
(68) 5.4 移除孔隙水壓後的應力值. 依據所量測到的非彈性應變回復量，透過 Lin et al. (2006)的計算方法， 可以求出各個樣本於該深度的三軸主應力大小與應力比值(表 5.1)。今假設孔隙 水壓逸散對岩芯造成的收縮效應具有等向性，在經由 MATLAB 曲線擬和並移除孔 隙水壓效應之後，可以求得各深度有效應力(effective stress)的值(表 5.2)。. 由(表 5.2)中可以發現： I.. 有效應力的應力比值(Ф)極低，數值也更具有一致性。. II. 樣本 1 與樣本 6，在移除液壓效應之後，出現 σ2 軸與 σ3 軸大小互 換的現象，此一現象主要是因為此深度應力比值極低，故 σ2 軸與 σ3 軸數值相近。. 60.
(69) 表 5. 1 總應力深度對照表。依照 Lin et al. (2006)計算方法所求得之結果。右 側灰色欄位之顏色表示不同範圍之應力比值。. 表 5. 2 有效應力深度對照表。經由曲線擬和並移除水壓效應之後，所計算出之 有效應力結果。右側灰色欄位之顏色表示不同範圍之應力比值。. 61.
(70) 5.5 現地應力與深度變化關係. 將前面章節所求得總應力與有效應力，分別對照深度作圖(圖 5.5,圖 5.6)。 由圖 5.5 中可以看出，總應力在深度 650m 以上的地方，σ2 與 σ3 數值十分接近， 故容易發生兩軸互換的現象，因此深度 650m 以上的地方會出現平移斷層與逆斷 層；而 σ2 與 σ3 兩者隨著深度漸深，遂有明顯差距，故深度 650m 以下之樣本， 僅有平移斷層之應力場。有效應力方面(圖 5.6)：σ2 與 σ3 數值呈一致的趨勢並 且隨深度變大，且 σ1 隨深度變化的趨勢的更加劇烈。假設應力場連續，可推測 此處下方的深部應力場會是低應力比值(Ф)的平移斷層應力場。. 62.
(71) 圖 5. 5 總應力-深度梯度圖。透過 ASR. 圖 5. 6 有效應力-深度梯度圖。將 ASR. 實驗求得之總應力-深度梯度圖。圖中. 結果經曲線擬和並移除水壓效益後之. 紅色、綠色與藍色點分代表空間中最. 有效應力-深度梯度圖。圖中紅色、綠. 大、次大與最小應力值。紫色表垂直. 色與藍色點分代表空間中最大、次大. 淨岩壓。. 與最小應力值。紫色表垂直淨岩壓。. 63.
(72) 第六章 結論 本研究結論有下列數點： 一，. 透過清水溪流域地表斷層擦痕的收集與分析，可初步將清水溪流域之 應力史分為三期。最老一期應力場受到東西向擠壓與南北向的拉張， 隨後轉為西北－東南向擠壓與東北－西南向的伸張。而最年輕的一期 則顯示目前現地應力場受到東北－西南向的擠壓以及西北－東南向 的拉張，呈走向滑移應力場之趨勢。. 二，. 透過非彈性應變回復法(ASR)所量測到空間中之現地應力，呈現一東 北－西南擠壓與西北－東南向拉張之走向滑移應力場。. 三，. 應力大小方面，由 ASR 實驗求得，清水地熱地區於深度 600 至 800m 處所受之總應力，可見此區之應力比值偏低，介於 0.03 與 0.37 之間。 空間中之最大主應力介於 54.41 至 30.32MPa 間；最小主應力則介於 26.43 至 19.45MPa 之間。. 四，. ASR 實驗結果與地表斷層擦痕顯示之最新一期應力場一致，足見此一 現地應力狀態卻存於清水地熱地區。. 五，. 此次為首次針對板岩進行 ASR 實驗，由於板岩較為緻密，滲透率較低， 因此孔隙水壓逸散時在板岩上造成之收縮較為明顯。本實驗中嘗試以 曲線擬合之方式將膨脹與收縮兩者之曲線拆解出來，此一部分仍有加 強之空間。. 64.
(73) 參考文獻 Angelier, J. (1994). Fault Slip Analysis and paleostress reconstruction. In P. L. Hancock (Ed.), Continental Deformation. New York: Pergamon Press. Angelier, J., Bergerat, F., Hao, T. C., Wen, S. J., & Chia, Y. L. (1990). Paleostress Analysis as a Key to Margin Extension - the Penghu Islands, South China Sea. Tectonophysics, 183(1-4), 161-176. doi: Doi 10.1016/0040-1951(90)90414-4 Brereton, N. R., Chroston, P. N., & Evans, C. J. (1995). Pore Pressure as an Explanation of Complex Anelastic Strain Recovery Results. Rock Mechanics and Rock Engineering, 28(1), 59-66. doi: Doi 10.1007/Bf01024773 Hsu, Y. J., Yu, S. B., Simons, M., Kuo, L. C., & Chen, H. Y. (2009). Interseismic crustal deformation in the Taiwan plate boundary zone revealed by GPS observations, seismicity, and earthquake focal mechanisms. Tectonophysics, 479(1-2), 4-18. doi: DOI 10.1016/j.tecto.2008.11.016 Huang, H.-H., Shyu, J. B. H., Wu, Y.-M., Chang, C.-H., & Chen, Y.-G. (2012). Seismotectonics of northeastern Taiwan: Kinematics of the transition from waning collision to subduction and postcollisional extension. Journal of Geophysical Research, 117(B1). doi: 10.1029/2011jb008852 Liang, W. T., Lee, J. C., & Kuo, B. Y. (2005). Left-Lateral Strike-Slip Faulting in Ilan Lateral Extrusion at the Transition between Taiwan Mountain Range and the Okinawa Trough. Geodynamics and Enviromental in Asia International Conference and 5th Taiwan-France Earth Science Symposium. Lin, W. R., Kwasniewski, M., Imamura, T., & Matsuki, K. (2006). Determination of three-dimensional in situ stresses from anelastic strain recovery measurement of cores at great depth. Tectonophysics, 426(1-2), 221-238. doi: DOI 10.1016/j.tecto.2006.02.019 Matsuki, K. (1991). Three-dimentional In-situ stress measurement with anelastic starin recovery of a rock core. International congress on Rock Mechanics, 1, 557-560. Matsuki, K. (2008). Anelastic strain recovery compliance of rocks and its application to in situ stress measurement. International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences, 45(6), 952-965. doi: DOI 10.1016/j.ijrmms.2007.10.005 Voight. (1968). Determination of the virgin state of stress in the vicinity of a borehole from measurements of a partial anelastic strain tensor in drill cores. Rock Mechanics and Engineering geology, 6/4, 201-215. Warpinski, N. R., & Teufel, L. W. (1989). A Viscoelastic Constitutive Model for Determining In-Situ Stress Magnitudes From Anelastic Strain Recovery of 65.
(74) Core (includes associated papers 19042 and 19892 ). SPE Production Engineering, 4(3), 272-280. doi: 10.2118/15368-pa Yamaji, A. (2000). The multiple inverse method: a new technique to separate stresses from heterogeneous fault-slip data. Journal of Structural Geology, 22(4), 441-452. doi: Doi 10.1016/S0191-8141(99)00163-7 Žalohar, J., & Vrabec, M. (2007). Paleostress analysis of heterogeneous fault-slip data: The Gauss method. Journal of Structural Geology, 29(11), 1798-1810. doi: 10.1016/j.jsg.2007.06.009 朱傚祖. (1991). 玉山地區逆衝斷層構造之研究. 中國地質學會會刊, 34(4), 199-232. 吳永助. (1976). 清水土場地熱區及其外圍之地質. 礦業技術, 14(12), 484-489. 林啟文, & 林偉雄. (1995). 三星圖幅暨說明書. In 經濟部中央地質調查所 (Ed.), (Vol. 15, pp. 56). 邱詠恬, 景國恩, 侯進雄, 胡植慶, & 饒瑞鈞. (2008). 由 2002-2006 年之 GPS 觀 測資料探討宜蘭平原之地殼變形. 經濟部中央地質調查所特刊, 20, 111-124. 曾長生. (1987). 宜蘭縣清水及土場區地質及地熱產狀. 台灣石油地質, 第 15 號, 第 11-23 頁. 黃信樺. (2007). 台灣東北地區的地震構造：由碰撞末期轉變為隱沒拉張之構造特 性. (Master ), 國立臺灣大學.. 66.
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