利用永久散射雷達干涉技術分析瑞穗至池上地區縱谷斷層地表變形活動

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國立台灣大學理學院地質科學系碩士論文

Department of Geosciences College of Science

National Taiwan University Master thesis

利用永久散射雷達干涉技術分析瑞穗至池上地區縱谷斷層地表變形活動

Analysis of surface deformation of the Longitudinal Valley Fault in Rueisui to Chishang segment by PS-InSAR method

游鎮源 Cheng-Yuan Yu

指導教授：胡植慶博士 Advisor: Jyr-Ching Hu, Ph.D.

中華民國 103 年 7 月

July, 2014

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誌謝

離開學校邁入社會工作，又在工作中回過頭扮演學生的腳色，我的時間軸流動速度總是與其他人不一樣，有著自我堅持的牛脾氣與獨到的緩步節奏，我的碩士生涯前前後後紀錄了我 22 到 28 歲的青春，六年的時間，發生了許多的重要的事情，和舊親人道別，和新到來這世界的家人見面，期間半途離開了學術地質圈，

繞個彎卻又意外得到了一個穩定的地質工作，我的碩士學位與其說是正式和求學生涯說聲告別，又或者是一個與地質糾纏不清的結緣賀禮。

在地質這條學習道路上首先需要特別感謝三位老師對我的幫助。感謝鄧屬予老師，是帶我踏入地質研究的入門導師，求學問的態度與一絲不苟的堅持立下一個良好典範；感謝林啟文老師，在地調所工作期間不只讓我在野外技能成長，更多的是給予我個人非常多的關心與建議，是鼓勵讓我完成這篇文章最主要的推手，

並且給予這篇文章的許多指導；感謝胡植慶老師，給我這機會從高空上看看美麗的縱谷，提供了我非常多的研究資源，也讓在緊迫的時間下還是給予我摸索的空間，讓我從逗號、句點都有問題到可以拼湊出一篇文章，尤其在過程中持續的鼓勵讓我相當的感激。接著還要感謝盧佳遇老師與朱傚祖老師，在口試時給予許多邏輯思考的方向與仔細閱讀與校訂文章的內容。這篇文章得以形成還有許多的功臣，感謝昱茨、喭汝、宛琳、冠全、童忻、秀芳等實驗室的學妹、學長姐或助理們，大部分的人雖然由於工作關係見面次數不多，但是提供了這篇文章需要的最關鍵的技術指導與資源。

除此之外，還有很多很多，感謝我的兩位阿嬤在天上的保佑，感謝我的家人對於我的選擇給予的信任與尊重，感謝我朋友到場搖旗吶喊，感謝我同事在工作上的支援與體諒，還有很多很多，難以用單一事件表述，也無法一一點名，在此僅以最簡單的代稱來感謝所有關心我的人，這最後的成果作品可能差強人意，還是將這一點點成就獻上表示感激，感謝這個詞彙可能通篇顯得過於單調空泛，但還是以此兩個字來向你們表示可能不曾當面對你們說出的內心裡溫暖的感受。

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中文摘要

台灣東部縱谷地區位於菲律賓海板塊與歐亞板塊的碰撞縫合帶，縱谷斷層為其中最主要的活動構造，地震活動頻繁，並伴隨著明顯的震間潛移行為，本研究利用永久散射體合成孔徑雷達干涉技術(Persistent Scatters SAR Interferometry, PS-InSAR) 觀測瑞穗至池上地區的地表變形活動，雷達影像涵蓋的測量範圍較為全面與廣泛，可彌補有限的 GPS 測站數量或是節省水準測量所需耗費的時間金錢成本。本研究使用 ALOS 衛星影像於 2007 年至 2010 年拍攝 L 波段雷達影像，利用 StaMPS 方法流程移除軌道、地形與大氣所貢獻的相位誤差，最後獲得 89800 個平均視衛星方向 (Line of sight, LOS) 速度場資料點，對縱谷地區的變形提供了更連續性的觀測視野。資料結果顯示縱谷斷層各個斷層區段 (Fault segment) 具備不同的地表變形特性，研究區域內池上斷層沿線皆具備明顯潛移特性，變形狹長且集中於斷層跡線兩側，有 20-35 mm/yr 不等的視衛星方向速率落差，越往南側抬升越劇烈；潛移行為往北至瑞穗地區便快速消散，變形行為轉變為瑞穗斷層與奇美斷層之間有相對於縱谷平原有約 8-10 mm/yr 視衛星方向速率緩慢抬升；而玉里斷層與嶺頂斷層於 2007 年至 2010 年則無明顯間震滑移速率相對變化。由 PS-InSAR 視衛星方向速度場比對全球定位系統 (GPS) 與精密水準監測成果，變形結果呈現出相同的趨勢，顯示本研究成果具備一定的可靠性；由光達數值地形判釋出近斷層活動地形特徵與斷層潛移前緣地理位置比較，地表變形分布推測出斷層跡位置與高確實度的活動地形特徵分布結果相當吻合，且對於構造線形不明顯的地區提供了斷層跡延伸位置的線索；由地質與地震資料剖面檢視地表變形特性，除了應力上的差異外，斷層的上、下盤岩性強度也會加強或降低斷層的地表潛移表現，另池上斷層的地表變形行為觀測到與地震活動度有相關性，若地震數量愈多、震源分布深度愈淺，池上斷層所觀測到的地表變形速率會更劇烈。

關鍵字永久散射體合成孔徑雷達干涉法震間變形縱谷斷層瑞穗斷層池上斷層

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Abstract

Longitudinal Valley of eastern Taiwan is considered as a collision boundary between Eurasian Plate and Philippine Plate. Longitudinal Valley Fault (LVF) is one of most significant structure which has been undergoing rapid creeping motion. This study presents an observation of the surface deformation from Rueisui to Chishang by using Persistent Scatters SAR Interferometry technique (PS-InSAR). Radar interferometry is now a well-established technique for monitoring regional active deformation. GPS and leveling survey have been useful tools for measuring surface deformation; however the density of stations were relatively sparse and costly. We use StaMPS approach to remove the errors contributed by orbital, topographic and atmospheric effects to obtain mean deformation rate along radar line-of-sight (LOS) by ALOS L-band SAR images from 2007 to 2010. According to PS-InSAR result, a sharp gradient of 20-35 mm/yr along the LOS across the Chishang Fault is observed. For the Rueisui segment, a gradient of 8-10 mm/yr along the LOS between Rueisui Fault and Chimei Fault area relative to Longitudinal plain. In addition insignificant interseismic deformation change across both the Yuli fault and the Linding fault, implying creeping behavior disappeared in the northern segment of the LVF. In this study, the precise leveling and GPS measurements were also applied. The deformation trend was quite consistent, which shows that our result is reliable and with highly accuracy. Comparing with LiDAR morphotectonic analysis, the deformation front not only shows reasonable spatial distribution with the geomorphic feature, but also provides a clue for tracing the fault line position in the sediment-covered area. According to the geological and earthquake profile, the strength of lithology of the hanging wall and footwall might affect the creeping rate besides strain; and underground seismicity and earthquakes

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depth were associated with surface deformation behavior along the Chishang Fault.

Keywords: PS-InSAR, Interseismic deformation, Longitudinal Valley Fault, Rueisui Fault, Chishang Fault

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圖目錄

圖 1-1-1 台灣地區活動斷層分布圖與歷史重大災害地震震源機制解 ... 2

圖 1-2-1 台灣地區 3D 地體構造圖(Angelier et al., 2001) ... 4

圖 1-2-2 台灣地區周遭海域高程陰影圖與地質分區圖 (修改自 Lin et al., 2010) .... 5

圖 2-1-1 本研究範圍區域地形、水系與地理位置分布圖 ... 7

圖 2-1-2 本研究區區域地質圖 (修改自何春蓀，1986；陳文山與王源，1993) ... 9

圖 2-1-3 花東沿岸全新世抬升速率分布圖(Hsieh et al , 2004) ... 11

圖 2-1-4 中央山脈東緣地形特徵分布圖與地形剖面(Shyu et al. 2006b) ... 12

圖 2-2-1 東部地區三角測網施作位置圖 ... 14

圖 2-2-2 花東地區相對於澎湖白沙站（S01R）之 GPS 水平方向速度場 ... 15

圖 2-2-3 東台灣地盤升降軸合圖(修改自陳惠芬，1984) ... 17

圖 2-2-4 1976 至 1984/85 年期間一等水準網平差計算結果與台東縱谷地區水準點高程變化（余水倍與李瓊武，1986） ... 17

圖 2-2-5 2000 年至 2008 年全台垂直高程變化速度場 (Chen et al., 2011)... 18

圖 2-2-6 1990-2010 年 20 年震源機制解與地震分布 ... 20

圖 2-2-7 中央氣象局 1991-2002 年地震重定位東台灣 6173 筆地震資料(Kuochen et al., 2004) ... 21

圖 2-2-8 2013/10/31 瑞穗地震震源機制解與餘震分布 ... 22

圖 2-3-1 東部地區 1997-2000 年 InSAR 資料成果 (Hsu and Burgmann, 2006) ... 23

圖 2-3-2 利用 ALOS 衛星影像探測玉里至台東地區 PS-InSAR 成果(Champenois et al.,2012) ... 24

圖 2-4-1 1951 年花蓮台東地震序列地震震源機制解與地表破裂分布 ... 26

圖 2-4-2 縱谷斷層分段比較圖 ... 30

圖 2-4-3 本研究地區活動斷層分布圖(修改自林啟文等，2009) ... 33

圖 3-1-1 側視雷達波幾何關係示意圖 ... 34

圖 3-1-2 距離解析度與脈衝長度的關係(Lillesand et al., 2004) ... 35

圖 3-1-3 方位解析度與地距的幾何關係(Lillesand et al., 2004) ... 36

圖 3-1-4 合成孔徑雷達波幾何關係示意圖 (Lillesand et al., 2004) ... 37

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圖 3-1-5 真實孔徑雷達和合成孔徑雷達解析度比較(Lillesand et al., 2004) ... 37

圖 3-2-1 干涉合成孔徑雷達波軌道幾何關係(修改自謝嘉聲，2006) ... 38

圖 3-2-2 衛星雷達波干涉幾何關係示意圖 (謝嘉聲，2006) ... 39

圖 3-2-3 差分干涉處理流程 (謝嘉聲，2006) ... 40

圖 3-2-4 差分孔徑雷達干涉技術幾何關係示意圖 ... 42

圖 3-3-1 永久散色體雷達訊號示意圖(Hooper et al., 2007b) ... 44

圖 3-3-2 StaMPS 方法流程圖 (修改自 Sousa et al., 2011) ... 45

圖 4-1-1 ALOS 衛星示意圖 ... 51

圖 4-1-2 PALSAR 感測器拍攝方式... 52

圖 4-1-3 ALOS 衛星影像編號涵蓋圖 ... 52

圖 4-1-4 ALOS 衛星 Frame440 — Path446 時間與空間基線分布圖 ... 53

圖 4-1-5 ALOS 衛星 Frame450 — Path445 時間與空間基線分布圖 ... 54

圖 4-2-1 PS 資料點標準差分布圖 ... 56

圖 4-2-2 CHUN GPS 測站 2006~2012 年測站位移-時間序列圖 ... 57

圖 4-2-3 PS-InSAR 視衛星方向平均變動速率與資料點個數分布曲線 ... 57

圖 4-2-4 縱谷地區視衛星方向平均變動速率圖 ... 58

圖 4-2-5 縱谷斷層北段活動潛移與速度剖面 ... 61

圖 4-2-6 縱谷斷層南段活動潛移與速度剖面 ... 62

圖 5-1-1 GPS 變化量與視衛星方向變動之幾何關係示意圖(Huang, 2009) ... 64

圖 5-1-2 GPS 投影至視衛星方向變動與 PS 資料比較圖 ... 64

圖 5-1-3 PSLOS 速度場與 GPS 站速度場分布 ... 65

圖 5-2-1 變動速度方向換算示意圖(楊佳祥，2011) ... 67

圖 5-2-2 水準點測線分布 ... 68

圖 5-2-3 豐濱至光復測線水準垂直速度分布與 PS 速率剖面 ... 69

圖 5-2-4 靜浦至紅葉測線水準垂直速度分布圖與 PS 速率剖面 ... 70

圖 5-2-5 光復至池上與磯崎至都歷地區水準垂直速度與 PS 速率剖面 ... 71

圖 5-3-1 東部地區構造線形分布 ... 75

圖 5-3-2 判識斷層跡之比較圖 ... 76

圖 5-3-3 修正後斷層跡線位置與地表線形位置分布圖 ... 74

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圖 5-4-1 地震、地質與 PS 速度剖面位置圖 ... 80

圖 5-4-2 富田-豐濱 PS 視衛星方向速度與地質-地震剖面圖 ... 81

圖 5-4-3 富興—石梯坪 PS 視衛星方向速度與地質-地震剖面圖 ... 82

圖 5-4-4 鶴岡—八仙洞 PS 視衛星方向速度與地質-地震剖面圖 ... 83

圖 5-4-5 舞鶴—長濱 PS 視衛星方向速度與地質-地震剖面圖 ... 84

圖 5-4-6 鐵份—城山 PS 視衛星方向速度與地質-地震剖面圖 ... 85

圖 5-4-7 樂樂溪—都威 PS 視衛星方向速度與地質-地震剖面圖 ... 86

圖 5-4-8 東里—成功 PS 視衛星方向速度與地質-地震剖面圖 ... 87

圖 5-4-9 大坡—都歷 PS 視衛星方向速度與地質-地震剖面圖 ... 88

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表目錄

表 2-4-1 不同學者對於活動斷層分段差異(McCalpin, 1996) ... 29

表 2-4-2 本研究區活動斷層特性一覽表(修改自林啟文等，2009) ... 32

表 3-1-1 IEEE 公布之雷達頻率波長標準 ... 36

表 3-3-1 誤差時空間特徵(Hopper et al., 2007b) ... 49

表 4-1-1 ALOS 衛星基本資料 ... 51

表 4-1-2 ALOS 衛星 frame440，Path446 影像列表 ... 53

表 4-1-3 ALOS 衛星 frame450，Path445 影像列表 ... 54

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第一章緒論

1-1 研究動機與目的

台灣位於菲律賓海板塊與歐亞板塊碰撞縫合帶，地震活動頻繁（圖 1-1-1），

其中台灣東部地區屬於地震活躍帶，縱谷斷層每年吸收了板塊聚合 20-25 mm/yr 的變形量(Angelier et al., 1997)，約占兩個板塊聚合變形量 1/4，為構造活躍之斷層。

然而台灣侵蝕率高再加上沖積層的覆蓋，使得斷層與地表的接觸面很難被直接觀察到(Hsu，1976；York, 1976)，就算有可以直接從地表觀察到的斷層崖或其他活動地形的證據，也因為過於分散且受到切蝕，也無法蒐集足夠資料得知斷層的確切位置(何春蓀，1986)，因此前人也對於花東縱谷的斷層構造存在著不同的看法。

縱谷斷層的活動行為首先由三角點測量可知，屬於左移兼逆衝性質的活動斷層(陳佳元，1974)，藉由地形、定年與測量資料顯示，斷層南段較北段抬升快，

斷層行為也由逆衝為主轉變為逆衝兼左移特性(Biq, 1984)。瑞穗至玉里地區屬於縱谷斷層中間區段，屬於縱谷南北區域不同的活動特性的轉換帶，此地區地震活動不明顯，然而由 GPS 觀測、槽溝定年與水準測量等發現，地殼活動之長期以及短期的抬升速率不一致，推測縱谷斷層中段斷層活動行為偏向同震位移的形式發 生，屬於未來有發生大地震之災害風險之地區 (Chen et al., 2007；Chung et al., 2008； Ching et al., 2011)。地殼中累積的能量可能以地震（seismic）或無震（aseismic）

的形式釋放，進而產生地震波（seismic waves）或是形成地表潛移（creep），因此了解斷層的地表潛移有助於分析斷層的孕震特性，多位學者早已針對縱谷斷層 活動的潛移行為作了許多測量研究 (Angelier et al., 2000; Lee et al., 2001; Lee et al.,2003; Mu et al., 2011; Chuang et al., 2012)，然而受限於 GPS 測站數量有限及水 準測量耗費耗時、成本昂貴，加上縱谷斷層於不同時間與空間上測量結果也都有相當大的變異，我們對於縱谷斷層的變形行為難以有全區域的詳細檢視。

永久散射體雷達干涉法(PS-InSAR Method)具備衛星遙測的面積廣泛與資料密集的高精度測量特性，可於快速的時間對同一地區進行重複觀測的工作，可大幅補足過去受限於地質調查或測量精度與數量的不足，本研究使用 ALOS 衛星影

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像資料利用永久散射體雷達干涉法觀測縱谷斷層於瑞穗至池上地區 2007-2010 年的間震滑移活動，除期望清楚描繪出縱谷斷層中間區段斷層潛移行為的空間分布與變位量，並藉由彙整光達數值地形判釋、地質調查成果與地震資料做比對，期望藉由不同的地表或地下構造資訊，進一步討論縱谷斷層地表變形可能代表的地質意義。

圖 1-1-1 台灣地區活動斷層分布圖與歷史重大災害地震震源機制解。紅色機制解為台灣東部地區發生之大型歷史災害地震 (資料來源：中央氣象局) 。

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1-2 地體架構

台灣位於菲律賓海板塊與歐亞板塊碰撞縫合帶，台灣南部歐亞板塊沿馬尼拉海溝向東隱沒至菲律賓海板塊下，形成呂宋島弧系統，而台灣東部菲律賓海板塊沿琉球海溝向北隱沒至歐亞板塊之下，形成琉球島弧系統(Hsu, 1971; Suppe, 1981;

Angelier, 1986)（圖 1-2-1）。畢慶昌提出利吉層為隱沒作用產生的混同層(Biq, 1971；

Biq, 1972)，之後則是島弧與大陸的聚合作用，縱谷地區分割中央山脈與海岸山脈地質區，縱谷以西屬於歐亞大陸邊緣，縱谷以東海岸山脈屬於菲律賓海板塊一部 分，為呂宋島弧的北邊延伸。Wu et al.(2009)利用地震、GPS 以及水準測量等資料 進一步提出更精準的 3D 模型，認為在大約在緯度 23.7 的位置為板塊碰撞與隱沒的界線，23.7 以北的海岸山脈進入低緩的板塊隱沒範圍影響，會受到部分的張力作用，而 23.7 以南的海岸山脈仍屬於菲律賓海板塊向西北移動的碰撞隱沒模式進行。菲律賓海板塊相對於歐亞板塊的運動速度可由不同的全球板塊模式進行估算 (Karig, 1975; Seno, 1997; Seno et al., 1993)，近幾年 GPS 衛星測量技術快速發展，

GPS 原為美國國防部軍事導航與定位系統，由分布於 20,000 公里高空的 24-27 個衛星組成，藉由嚴謹的資料處理可提供毫米級的精度，被廣泛的應用於大地測量上，前人利用 GPS 測量推算，綠島對於澎湖每年以相對 310 度的方向 82 mm/yr 的速度聚合(Yu et al., 1997; Yu and Kuo, 1999, 2001; Lin et al., 2010)（圖 1-2-2），

台灣東部地區首當其衝這劇烈快速的板塊活動，使得縱谷斷層成為一個高度活動性的斷層，研究縱谷斷層活動特性也成為一個極重要的課題。

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圖 1-2-1 台灣地區 3D 地體構造圖。台灣南部歐亞板塊向東隱沒至菲律賓海板塊 下，而台灣東部菲律賓海板塊向北隱沒至歐亞板塊之下 (Angelier et al., 2001)。

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圖 1-2-2 台灣地區周遭海域高程陰影圖與地質分區圖。板塊沿者琉球海溝與馬尼拉海溝隱沒(黑色三角形實線)，大型紅色箭頭為火山島弧相對於穩定大陸邊緣聚合速度，數字 1-6 為主要斷層，紅色細線箭頭為修改自 Yu and Kuo(1999)。GPS 速度相對於穩定歐亞大陸速度場，而紅色方框範圍為本研究地區(修改自 Lin et al.,

2010)。

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第二章前人研究

2-1 地質背景

2-1-1 研究範圍

本研究範圍西起東經 121.199°至東經 121.590°，南起北緯 23.009°至北緯 23.736°，大致位於臺灣東部海岸山脈中間，範圍以花蓮縣光復鄉花蓮溪以南、台東縣池上鄉以北之區域，地形上由西至東可分為中央山脈、縱谷平原與海岸山脈三個主要地形區，秀姑巒溪為本研究區主要水系，為唯一切穿海岸山脈之溪流（圖 2-1-1）。

中央山脈於本區海拔可達 3296 公尺，多為陡峭河谷地形，主要河流有花蓮溪、

光復溪、富源溪、紅葉溪、豐坪溪與樂樂溪，主要為格子狀或樹枝狀水系，河流多為西北往東南流。海岸山脈由北往南漸漸高聳，受到造山活動擠壓的影響，海岸山脈沿線走向皆為北東 20°~50°間，地形起伏與岩層走向平行，並形成許多狹長之盆地，主要由都鑾山火成岩形成主要高峰，本研究區內最高峰為 1682 公尺(麻荖漏山)，山脈東緣發育河系多短小湍急，只有馬武窟溪與丁子漏溪為發育較長之河流，於海岸山脈內與東緣皆有良好河階與海階發育。

縱谷平原分布約 6~8 公里寬，地形由花蓮市到光復鄉主要以大型沖積扇發育 (Lin, 1991)，由光復鄉進入瑞穗鄉富興村至玉里鎮，沖積平原逐漸以丘陵或山地地形代替，為整個縱谷沖積平原分布最狹小處，寬度僅約 1.8 公里。瑞穗至玉里地區有縱谷平原紅土化隆起扇階分布，如舞鶴台地、德武階地等。玉里至池上地區除明顯斷層崖與地形線形外（張國楨等，2012），地表更可直接觀察到多處地表破裂與斷層露頭。由本區域的地形分布，除由東至西的概略的區域地體架構，

同時本地區也涵蓋了縱谷地區由南至北構造特性的轉變之範圍。

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圖 2-1-1 本研究範圍區域地形、水系與地理位置分布圖。由東至西可分為三個主要地形區，分別為中央山脈、縱谷平原與海岸山脈（資料來源：40 公尺數值地形

圖）。

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2-1-2 地層與地質構造

本研究跨越中央山脈與海岸山脈兩個地質區，中央山脈東斜面出露的變質岩由大南澳片岩與板岩組成（何春蓀，1986），大南澳片岩包含石墨片岩、片狀砂岩、石英片岩與石英岩、綠泥石片岩等，在此一併稱為中央山脈變質岩區（圖 2-1-2）。

海岸山脈為第三紀的海相地層與第四紀的火山碎屑岩與陸源沉積物，層序由下而上分別為都巒山層(包含上覆石灰岩)、大港口層、利吉層、紅土礫石層以及第四紀沖積層(包含海階台地)。都巒山層由火山集塊岩、凝灰岩或凝灰質物質所組成，岩性變化甚大，都巒山層厚度大，底部沒有出露。大港口層主要岩性為深灰色粉砂岩及泥岩，偶夾薄層砂岩，局部地區有出現厚層礫岩，屬於大陸斜坡深海的沉積物。利吉層為並夾有各種岩石角礫塊的泥岩地層，最大岩塊可達數公里長，分布於海岸山脈的最西側，具有鱗片狀葉理結構，並廣泛出現整個利吉層基質泥中，代表其曾受板塊碰撞剪切之構造作用。紅土礫岩層主要分布在瑞穗以南之舞鶴台地與德武階地，以礫岩為主，含部分砂岩或泥岩層，礫岩組成有變質岩、

板岩、結晶石灰岩與綠色片岩等岩性，為河相的沉積物。沖積層第四紀全新世陸上河流的堆積層或山麓下之崩積層，礫石與砂為主要堆積物，本層也包含以淺海相砂層為主海階台地。

縱谷斷層為菲律賓海板塊的海岸山脈逆衝至歐亞板塊中央山脈之上之板塊邊界斷層，南北綿延約 140 公里，形成一系列寬廣的逆衝斷層帶，斷層的發育走向相當一致，約為北偏東 15 度向東傾斜。此外海岸山脈可見明顯的碰撞後的褶皺逆衝帶(Hinterland fold-thrust belt)構造，大體而言，堅硬的都巒山層常呈背斜構造，

而較鬆軟的岩層如大港口層呈向斜構造(陳文山與王源，1993)。

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圖 2-1-2 本研究區區域地質圖，黑色為斷層線，三角形箭頭狀指向上盤，紅色線為褶皺軸位置，(修改自何春蓀，1986；陳文山與王源，1993)。

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2-1-3 構造地形

徐鐵良(1954)提出海岸山脈新期構造隆升的證據，發現以瑞穗為界南北的河、

海階地形有明顯的不同，往南河階數有增多的趨勢。劉平妹等人認為花東海岸沿 海的階地皆為全新世(Liew et al., 1990)。 Hsieh et al. (2004) 整理花東海岸 140 公 里沿線的海階形貌及彙整花東海岸地區的定年資料，他們歸納出北段 30 公里海岸抬升速率小於 4 mm/yr (地理位置大致為花蓮溪到磯崎)，接續的 30 公里(磯崎至八仙洞)抬升速率為 4~7 mm/yr，剩餘的的 80 公里的海岸抬升速率大於 7~10 mm/yr，

其中以都蘭地區為最高值，每年可大於 1 cm 的抬升量，描繪出海岸山脈東側海岸不等量抬升的差異，且南段的抬升速率明顯大於北段的海岸(圖 2-1-3)，Yamaguchi and Ota (2004)則提出這些花東海岸的抬升可能與海域的斷層活動有關。 Hsieh and Rau (2009)由定年的證據指出潮間帶生物同時大量死亡以及配合海蝕崖的形貌，辨認出東部海岸線的兩起同震抬升事件，第一個同震事件發生於距今約 900 年前或最久不到 1000 年前，於磯崎至三間屋共造成海岸線 3-6 公尺抬升總量，影響範圍達 70 公里，同時也引發此區域的大規模山崩土石堆積，推估當時的地震規模比目前東部地區有紀錄地震還來得大，另一起事件為縱谷南邊的 2003 年成功地震，推測每兩百年內僅抬升不到一公尺，認為縱谷南段的海域可能以無震或小規模的同震方式抬升。

Shyu et al. (2006a)針對秀姑巒溪河階對比以及岩床下切的速率，推測縱谷斷 層全新世以來的滑移速率為 22.7±2.2 mm/yr。Shyu et al. (2006b)也針對中央山脈東翼一系列的河階地形，推測這些河階地形(包含舞鶴台地)可能為中央山脈斷層抬升活動的證據(圖 2-1-4)。近期由於光達數值地形模型(Light Detection and Ranging, LiDAR)發展，大幅提升我們對於地表地形解析度的辨認，詹瑜璋 (2011) 判識出於海岸山脈北段有西北走向截斷海岸山脈走向構造線形出現，延伸不長，

皆為 2 公里以內，可能為後期發育岩石節理系統，推測與板塊隱沒的張力有關。

張國楨等(2012)也藉由光達數值地形重新判釋縱谷斷層近斷層前緣地表構造線形，

將構造線形依照確實度分成五類，描繪出縱谷地區更精確的地表特徵。

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(23)

圖 2-1-3 花東沿岸全新世抬升速率分布圖(Hsieh et al., 2004)。紅色線為本研究區 範圍之海岸線，大致以八仙洞為界，以北抬升速率為 4-7mm/yr，以南抬升速率為

7-10 mm/yr。

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(24)

圖 2-1-4 中央山脈東緣地形特徵分布圖與地形剖面。CRF 代表中央山脈斷層位置，

A、B、D 剖面分別為北西方向地形剖面（黑色實線），C 剖面為北東方向地形剖面（黑色虛線），舞鶴台地與其周遭河階地被認為是中央山脈斷層活動產生的背斜

地形(Shyu et al. 2006b)。

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(25)

2-2 測地學與地震活動

2-2-1 水平位移觀測

台灣東部地區的大地測量首先由陳佳元(1974) 利用三角點檢測證實東台灣海岸山脈向北北東移動，縱谷斷層有左移的行為（圖 2-2-1(a)）。Biq (1984) 利用 1914-1979 六十年區間一等三角點檢測描述海岸山脈活動，他發現海岸山脈南段 及中段多往北北西前進，而在北段則往北北東右轉，陳文山等(Chen et al., 1991) 則綜合 Biq (1984)與余水倍和李瓊武(1986)成果，配合地形與野外斷層構造觀察，

認為奇美斷層為分隔海岸山脈南、北兩側塊體，以不同的形式運動。中研院於 1980 年開始多次利用三角測網與水準測線觀測台灣東部的變形行為，於縱谷地區可同時觀測到左移與垂直潛移的分量，海岸山脈相對於中央山脈，壓縮方向由南至北位移方向由北北西往順時鐘方向旋轉，於花蓮、米崙地區更變為北北東的方向，

位移速率介於 20~30 mm/yr 不等(Yu and Lee, 1986; Yu and Liu, 1989, Yu et al., 1990)（圖 2-2-1(b)）。

近年由 GPS 測站的架設使得我們對於東部地區的地殼變形有更精確的掌握 (胡植慶等，2012，2013)，根據 2006-2012 年解算出來的 GPS 連續測站水平速度場（圖 2-2-2(a)），東部地區相對於澎湖(S01R)測站，方向為西北方運動，局部方向略有些許差異，玉里至池上地區為向西北方運動，變位量也最大，平均速度值介於 50-70 mm/yr，花蓮地區與台東地區較偏向西北西方向，平均速度值為 20-60 mm/yr。主軸應變率為利用 GPS 速度場梯度張量加特徵值得到，即可用最大與最小主軸應變率來呈現速度場變化，東部地區以壓縮為主，因此皆為負值。由主軸應變率可見壓縮率集中於玉里至池上地區，最小主軸應變率可達-2 µstrain/yr（圖 2-2-2(b)），台東地區最小主軸應變率約-0.5 至-2 µstrain/yr，花蓮至瑞穗地區主軸應變率最為-0.3 至-0.5 µstrain/yr，與銜接的玉里至池上地區有明顯的不同。

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(26)

圖 2-2-1 東部地區三角測網施作位置圖。(a)陳佳元(1974)使用三角測網首先提出縱谷斷層有左移的現象。(b)利用海岸山脈水準一等點相對於中央山脈，量測 1983-1988 年之三角網速度，由北往南主要壓縮方向有順時鐘旋轉的趨勢(Yu et al., 1990)。

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(27)

圖 2-2-2 (a)花東地區相對於澎湖白沙站（S01R）之 GPS 水平方向速度場(資料來源：胡植慶等，2012)。黑色速度場箭頭表示表示 2006-2012 年測量資料所求得之速度場分布情形，色階表示速度場大小的值。(b)花東地區主軸應變率場分布圖（資料來源：胡植慶等，2012）。黑色箭頭顯示地表為壓縮或是伸張變形模式，色階暖色系為壓縮、冷色系為伸張。於圖中可見玉里至池上地區，與花蓮至瑞穗地區後

應變場有明顯不同。

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(28)

2-2-2 垂直位移測量

陳惠芬(1984) 利用 1914-1979 年的三角點高程檢視台灣地區六十六年間的地殼升降，認為海岸山脈除弧陸碰撞造成整體抬升外，海岸山脈受到橫移斷塊褶皺影響造成海岸山脈的局部上升，於新社、玉里、鹿野等地區有局部的上升軸（圖 2-2-3）。余水倍與李瓊武(1986)等自 1983 年開始於東部地區頻繁施測水準與三角網測量，1984-1985 年檢完成台東至花蓮段一等水準測線工作，與 1976 年的檢測結果比較，8 年期間於北邊玉里至瑞穗的九個水準點上升達 7~16 公分，顯示正承受強烈板塊擠壓作用（圖 2-2-4），而在瑞穗至池上地區，海岸山脈相對於中央山脈穩定抬升，上升率達 10-20 mm/yr，其中最大的上升率於富里附近，並其快速變動地區集中於非常狹窄的距離，由施測期間的地震紀錄比對並無大地震活動，余水倍等認為此地區的快速變動皆為無震滑移所致(Yu and Liu, 1989; Liu and Yu, 1990; Yu and Kuo, 2001)。

部分學者也經由實地測量縱谷斷層垂直與水平滑移速率，不過地點著重於活 動行為較明顯的池上斷層南段區域(Angelier et al., 1997; Angelier et al., 2000)。現 今全台垂直變動主要使用內政部利用全台一等一級與一等二級水準點建立之全台高程基準(TWVD 2001)，並以基隆潮位站作為地表高程原點，景國恩等以此基準並於 2005 年及 2008 年重新施測，得出全台水準 2200 公里之垂直速度場（圖 2-2-5），

發現短期的位移抬升速率應該會與長期的地質抬升速率相近（除人為活動影響，

如超抽地下水），資料顯示縱谷地區花蓮以南長濱以北 2000-2008 年間屬於下降趨勢，然而相同範圍地區的長期垂直變動卻為上升的，可能暗示此地區為應力累 積的地區，有災害地震的風險(Ching et al., 2011; Chen et al., 2011)。

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(29)

圖 2-2-3 東台灣地盤升降軸合圖。陳惠芬利用 66 年間的水準資料檢視全台灣的地殼升降，認為除弧陸碰撞造成整體抬升外，另有橫移斷塊造成海岸山脈的局部上

升 (修改自陳惠芬，1984)。

圖 2-2-4 1976 至 1984/85 年期間一等水準網平差計算結果(左圖)與台東縱谷地區各水準點相對於南華 (10086 號水準)之高程變化(右圖)，玉里至瑞穗的九個水準

點於八年內上升 7~16 公分（余水倍與李瓊武，1986）。

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(30)

圖 2-2-5 2000 年至 2008 年全台垂直高程變化速度場，白色三角形為水準測點，

平均點位相距 2 公里，暖色為相對抬升，冷色為相對下降(Chen et al., 2011)。

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2-2-3 地震觀測

由 1990-2010 年 20 年間地震分布與震源機制解可了解本地區的地震特性（圖 2-2-6），於中央山脈地區可觀察到淺層正斷層機制解，而海岸山脈與縱谷地區以池上—成功地區活動性明顯大於縱谷區其他任何地方（圖 2-2-5），呈現一系列走向約北偏東 25 度的逆斷層機制解，屬於歐亞板塊向東隱沒至菲律賓海板塊的地震 帶特徵（圖 2-2-7）(Kuochen et al., 2004)。由池上—成功地區往北，地震開始銳減，

可觀察到逆斷層與左移斷層的地震，其他規模較大地震發生限於較地下較深部地區。瑞穗地區的地震活動明顯比南邊池上以及北邊花蓮低，過去發生較大規模的地震為 1951 年的玉里池上大地震以及 1972/4/24 號發生的規模 7.2 瑞穗地震，鮮 少有規模大於 6 以上的地震紀錄(王錦華等，2008)，鐘令和等(Chung et al., 2008) 由地震資料判斷瑞穗至玉里自 1951 年後成為地震空白區(seismic gap)，推測此地震空白區為此區段斷層開始蓄積地下應力造成，此區段位移偏向同震的形式發生，

由斷層錯位模擬結果最大可能會誘發規模 7.4 的地震發生。

2013/10/31 發生規模 6.04，震央於瑞穗之地震 (中央氣象局)，斷層機制解為北北東走向，向西傾斜的逆斷層，其餘震分布亦向西傾，且有往北傳遞趨勢（圖 2-2-8），此結果與傳統認知的縱谷斷層向東傾斜逆斷層兼左移性質的發震機制有所不同，反而更符合中央山脈斷層的特性，然中央山脈之下相較縱谷地區地震顯得不頻繁，地表也無明顯地斷層露頭出露，至今對於中央山脈斷層的範圍延伸、

構造形貌或活動特性等尚不明確，仍待後續研究才能夠有更具體的了解。

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(32)

圖 2-2-6 1990-2010 年 20 年震源機制解與地震分布。灰色點為地震震央分布，主要集中於池上、成功地區，震源機制解為芮氏規模大於 6.5 之地震，其顏色代表

震源深度分布（吳逸民教授提供）。

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(33)

圖 2-2-7 地震重定位東台灣地區中央氣象局 1991-2002 年 6173 筆地震資料，與 N60°W 方向之地震剖面，主要為向東傾斜的地震帶分布 (Kuochen et al., 2004)。

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圖 2-2-8 2013/10/31 瑞穗地震震源機制解與其餘震分布，地震規模 6.04，其 AA’

地震剖面於右圖，右圖上方紅線為地形線，地震投影寬度為 10 公里，震源機制解與餘震分布皆顯示向西傾分布（資料來源:中央氣象局）。

2-3 雷達干涉法

雷達干涉法近年來已成為測量地殼變形的重要工具之一，其基本原理利用雷達(Radio Detection Ranging)主動發送訊號，再經由目標物散射後接受回波訊號而完成觀測，回波的資訊包含雷達波的強度訊號以及相位訊號，這些訊號反映了地表的特性以及距離的資訊，如果可以精確地知道衛星的位置，利用不同雷達影像，

即可求得不同時間點內，地表的相對變動量。應用永久性散射體差分合成孔徑雷達干涉技術(PS-InSAR)技術近年也被廣泛應用在台灣地表的變形研究，證實郊區農地及山區等地可以獲得連續且可靠的資訊，指出 PS-InSAR 確實可達 mm/yr 之精確度，對於斷層活動或地層下陷監測情形皆獲得了良好的成果 (盧玉芳，2007；

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童忻，2008；周鋒泯，2009，盧志恆，2009，Chang et al., 2010; Liu et al., 2011; Tung and Hu, 2012 ;林耕霈，2012；蘇柏宗，2012)。

台灣東部地區亦有許多學者使用干涉技術觀測縱谷地區的地殼變形。Hsu and Burgmann (2006) 使用 1997-2000 年 ERS1 與 ERS2 使用 InSAR 技術衛星影像三幅影像對進行疊加，指出池上至玉里地區之間有 11-35 mm/yr 不等之潛移速率，並 觀測到縱谷斷層地表鎖定現象有明顯的邊界（圖 2-3-1）。Peyret et al. (2011) 使 用 ERS 衛星 1993-1996 年的影像，利用 PS-InSAR 技術同時使用昇軌方向與降軌方向作觀測，並使用 GPS 資料將 PS 資料由視衛星方向變動逆推回其可能水平與 垂直速度變位，建立出東部地區 3D 地表變形模型。Champenois et al. (2012) 針對 台東至池上地區，使用 ALOS 衛星 2007-2010 年的 L 波段的資料，與前人使用 ERS 衛星 C 波段資料相比，由於波長較長，更能穿透山區植生，大幅提升了資料數量與品質，清楚展現縱谷南段鹿野高台與卑南山地區的構造活動（圖 2-3-2），本研 究亦採用 Champenois et al.(2012)的 ALOS 衛星影像，然而將觀測地區往北移動，

期望同樣獲取大量品質良好的資料描繪出縱谷地區中段地表潛移特性。

圖 2-3-1 東台灣地區 1997-2000 年 InSAR 資料成果。 (a)研究範圍 DEM 與斷層分布(黑線)(b) InSAR 資料與 GPS 位移資料，GPS 測站為相對於 S080(紫色三角形) 測站之位移(c) InSAR 資料 PS 資料、潛變儀、現地重複測量與水準資料比較(Hsu

and Burgmann, 2006)。

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(36)

圖 2-3-2 利用 ALOS 衛星影像探測玉里至台東地區 PS-InSAR 成果。以 GPS 連續站 YULI 為基準點(圖中星號處)，圖中圓點為 GPS 投影至視衛星方向速度場，顏

色比例尺同 PS 資料，(Champenois et al., 2012)。

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2-4 縱谷地區活動斷層分段

2-4-1 1951 年花蓮–台東地震系列

1951 年 10 月 22 日壽豐外海相繼發生三起規模 7 以上地震（圖 2-4-1），引發米崙斷層的錯動，造成 68 人死亡與百餘人輕重傷，於主震發生 34 天後，於 11 月 25 日分別於玉里(ML 6.0)與池上(MS 7.1)也連續發生兩起強震，發生時間相距不到三分鐘，造成 20 人死亡與上千棟房屋倒塌，最大位移量有 1.63m 的左移量以及垂直位移 1.3m (Hsu, 1962)，地表破裂前後斷續延伸 75 公里長(Bonilla, 1975；

朱傚祖與游明聖，1995; Shyu et al., 2007)，於同年 12 月 5 日，於縱谷南段台東也發生災害地震。鄭世楠等(Cheng et al.,1996；鄭世楠等，1997)將 1951 年 10 月至 12 月間發生地震利用 S-P 波時間差利用蒙地卡羅法進行地震重定位，重定位結果不僅震央位置更貼近縱谷斷層，這幾次地震也均顯示為北北東走向，向東傾的逆衝兼左移分量的斷層機制解，由斷層面解以及主應力軸方向這些地震被認為是縱谷斷層活動造成，合稱為 1951 花蓮–台東地震序列，鄭世楠認為此地震序列由 10/22 地震發生後造成應力改變，應力往南傳遞使縱谷斷層南段的池上斷層與玉里斷層產生後續的破裂。此地震被認為是縱谷斷層分段破裂的活動紀錄（游明聖等，1994）。

由 Gutenberg and Richter (1954)的經驗公式得知斷層的長度與地震規模成正比(Log 𝐿 = 𝑎𝑀 − 𝑏)，然而大部分的大地震斷層歷史資料顯示，斷層一次往往只破裂整個斷層長度的一小部分，若將整個斷層的長度套用經驗公式會得出不合理的大規模地震，因此有了斷層分段(fault segmentation)的概念。縱谷斷層為長度 140 公里的活動斷層，依前人研究結果，縱谷斷層沿線的地形、構造、定年與測量或地震紀錄等特性各地區皆有所差異，為合適的分段對象，分段的依據可藉由斷層的幾何、地質分區、地表活動性觀測或歷史地震等訊息來推敲，也因此許多學者對於斷層分段有不同的看法。

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圖 2-4-1 1951 年花蓮台東地震序列地震震源機制解與地表破裂分布(修改自 Cheng et al.,1996；鄭世楠等，1997 ; Shyu et al., 2007)。

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2-4-2 縱谷斷層分段歷史

Allen (1968)首先提出以斷層的破裂長度(rupture segment)來建立地震模型，而開始有了斷層分段的概念，然而斷層面在幾何或物理性質上為不均質，因此依照不同人以不同的地質尺度常常對斷層分段有不同判斷，如研究最透徹的美國聖安德列斯斷層，有四位以上的作者劃分，分段的數量從 4 段到 784 段，平均長度差異從 245 km 至 1.2 km （表 2-4-1）(Allen , 1968 ; Wallace, 1973; McCalpin, 1996)。

Aki (1984)進一步提出障礙(persistent barrier)的想法，一條長型的斷層會由障礙終止破裂的前進，斷層的最大破裂長度被限制兩個障礙之間，一旦斷層的長度決定，

我們便可推估每個斷層區段能夠產生的最大規模地震，以地震學者的觀點，不僅簡化地震災害潛勢區模型，也使我們對斷層的分段有了比較一致的目標。

Hsu (1962)由 1951 年地震認為是縱谷斷層的米崙斷層、玉里斷層與池上斷層三條破裂斷層之活動（圖 2-4-2(a)），米崙斷層為高角度左移為主斷層，池上斷層除當時同震位移外還有明顯的潛變行為，造成 1951 年的台東地震則最主要為玉里斷層活動所致。Bonilla (1975) 整理全台灣的活動斷層文獻，依截切台灣全新世與更新世的地層的斷層列為活動斷層，東部地區的活動斷層則沿用 Hsu (1962) 斷層定義，列出米崙、玉里、池上與卑南山礫岩兩側共 5 條斷層。徐鐵良與張憲欽(Hsu and Chang, 1979)列出第四紀晚期的活動斷層，東部地區分成米崙、玉里、

池上、瑞穗、鹿野、利吉、海岸山脈等 7 條斷層。海岸山脈斷層是由陳佳元(1974) 利用三角點測量推測出的斷層，相當於現在的嶺頂斷層或月眉斷層，其瑞穗斷層為秀姑巒溪河堤西側與瑞穗火車站間截切河階的斷層，也是 1972 年瑞穗地震的震央地區，然而 1972 的地震於此地區沒有造成地表破裂。

畢慶昌(Biq, 1965)認為縱谷本身為對衝斷層，西側有向西傾斜的中央山脈斷層，東側為海岸山脈斷層，這兩個斷層控制了東部縱谷地區的構造形貌，徐鐵良 (Hsu, 1976)找出了少許的中央山脈斷層的露頭（圖 2-4-2(b)），其他主要以斷層線崖型態分布於縱谷西側，以新構造的眼光來看，中央山脈斷層活動性較海岸山脈 斷層來低，Shyu et al.(2006b)也以地形的證據認為中央山脈正在抬高，為中央山脈 斷層存在的間接證據。

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石再添與楊貴三等(石再添等，1983；楊貴三，1986)利用地形判釋找出活動斷層，並利用野外調查將活動性確實度分成三級，其中東部地區共有 29 條為位置與錯動現象屬於確定的活動斷層。中央地質調查所(張徽正 1998；林啟文等，2000) 出版台灣五十萬分之一活動斷層圖，重新檢視嶺頂、光復地區的構造線形(月眉斷層、米棧斷層、山興斷層、大平地斷層等) ，認為屬於較老之斷層，因此不予命名或合稱為月眉斷層（圖 2-4-2(c)），此外並將奇美斷層納入活動斷層中，將縱谷斷層分為米崙、月眉、玉里、奇美、池上、鹿野與利吉斷層共 7 條活動斷層。

游明聖等(1994) 則是彙整地形、地質、地表測量及歷史地震等資料將縱谷斷層劃分成花蓮段、鳳林段、玉里段及台東段四個區段（圖 2-4-2(d)），由於 11 月 25 日發生於玉里及池上之兩起地震前後只差三分鐘，因此將其歸類為同一段，根據 1924-1976、1976-1985、1985-1987 三次的水準高程檢測，四個區段以玉里段為縱谷最為活躍的地區。朱傚祖與游明聖(1995)延續楊貴三(1986)工作，利用地形與野外判識描繪每個斷層露頭實際出露位置，並推測其延伸繪製出 35 條活動斷層分布（圖 2-4-2(e)）。

Chen et al. (2007)利用槽溝古地震的資料配合大地測量、地形、地層等資料，

對縱谷斷層分段與前人做了部分區隔，縱谷斷層由北至南分為米崙斷層、嶺頂斷層、瑞穗斷層、奇美斷層、池上斷層、利吉斷層與鹿野斷層（圖 2-4-2(f)）。嶺頂斷層為縱谷北段主要活動斷層，位於海岸山脈與花東縱谷的交界，與前人於都巒山層內的觀察到線形崖之月眉斷層有所區別，位置為更西緣，然而於地表無出露斷層痕跡或線形；瑞穗斷層為 1951 年 11 月 25 日之活動斷層，並非採用 Hsu(1962) 或與所稱為玉里斷層之北段，因在瑞穗北方造成兩條平行地表破裂，與南段玉里斷層兩者斷層特性不同而特別獨立分出，池上斷層的定義為由春日里往南南西方向延伸至瑞隆村，長約 67 公里，長度延伸了許多，包含 Hsu (1962) 原先定義的玉里斷層與池上斷層範圍，除玉里斷層北段獨立稱為瑞穗斷層，其玉里斷層定義與張徽正等(1998)與林啟文等(2000)定義玉里斷層或楊貴三(1986)定義之掃叭斷層 與溪東斷層大致相同，然同時卻也和徐澔德等(Shyu et al., 2006a)標示之中央山脈 斷層位置相似，顯示於此地區在構造解釋上有些許差異。

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表 2-4-1 不同學者對於活動斷層分段提出看法差異(McCalpin, 1996)

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圖 2-4-2 縱谷斷層分段比較圖。(a) 徐鐵良(1962)與 Bollina(1975)由 1951 年地震定義斷層破裂區段(b) 徐鐵良(1976)繪製中央山脈斷層與縱谷斷層，紅色為斷層出露位置，棕色為推測斷層(c) 林啟文等(2000)活動斷層分布圖，紅色為第一類，棕色為第二類活動斷層 (d)游明聖等(1994)將縱谷活動性分成四段(e)朱與游(1995)

繪出實際斷層露頭(圖中紅線) (f)Chen et al. (2007)定義縱谷活動斷層區段。

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(43)

2-4-3 本研究採用活動斷層命名系統

本研究採用地質調查所林啟文等人(2009)活動斷層命名系統（圖 2-4-3），其主要是延續 Chen et al. (2007)工作基礎，將縱谷地區其文章未提及其他構造單元做更完整說明。其分段基礎以二萬五千分之一的地質圖幅調查為基礎，並參考地震、

大地測量、槽溝開挖資料與地球物理探勘方法作為輔助，以下分述如下。

嶺頂斷層，台東縱谷背部與海岸山脈的交界，屬於左移兼具逆移性質的斷層，

由花蓮嶺頂向南延伸至光復鄉富田，地表並未發現斷層露頭或斷層地形特徵，然由大地測量結果(饒瑞鈞等，2008)，斷層兩側水準與 GPS 有明顯相對變化（表 2-4-2），推測斷層跡位於花蓮溪河床中，被沖積物所掩蓋，被列為二類活動斷層，

本研究區僅涵蓋嶺頂斷層銜接至瑞穗斷層南段一部分。

瑞穗斷層，位於台東縱谷北部與海岸山脈的交界，為逆移斷層兼具左移性質，

由光復鄉東富村向南延伸至玉里鎮春日里，長約 33 公里，一部分等同徐鐵良(Hsu, 1962)所稱的玉里斷層北段，斷面以高角度向東傾斜，本地斷層為 1951 年地震的地震斷層，屬於第一類活動斷層。古地震的活動周期約 190±20 年，瑞穗斷層的長期抬升速率為 12.5-16.0 mm/yr，由斷層面幾何與抬升速率估算，沿者瑞穗斷層面的長期滑移速率約為 24±2 mm/yr (Chen et al., 2007; Yen et al., 2008；陳文山等，

2008) 。

奇美斷層，從豐濱經奇美村、德武至玉里春日鎮，長度大約 30 公里，為少數橫切海岸山脈的斷層，奇美斷層為都巒山層逆衝至八里灣層與利吉層上（陳文山，

1993），往南銜接瑞穗斷層與池上斷層，斷層切過更新世晚期的階地礫石層，而尚未有全新世活動之紀錄，跨斷層兩側無明顯之位移，原由歸類為第一類活動斷層（張徽正等，1998；林啟文等，2000）改為第二類活動斷層，與原先定義斷層區段的位置與長度延伸不同有關。

玉里斷層，為北北東走向，由玉里鎮客城里延伸至瑞穗鄉舞鶴，楊貴三(1986) 分別命名舞鶴台地兩側斷層為掃叭斷層與溪東斷層，兩者往南於崙山合併後線形

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延伸至玉里，但南側構造線形變得不明顯，長約 23 公里，由野外調查結果顯示，

判斷舞鶴礫岩形成後才活動，並於 1951/11/25 有地表破裂的現象，玉里斷層可能向北延伸連接瑞穗斷層。

池上斷層，由玉里鎮春日里向南延伸經池上鄉瑞隆村，總長約 67 公里，位於台東縱谷南部與中央山脈的交界，為約北北東走向的逆移斷層，本研究地區涵蓋池上斷層 50 公里，由玉里鎮春日里至池上鄉錦園，1951 年地震與 2003 年成功地震均產生地表破裂，根據槽溝開挖結果，池上斷層活動周期為 50~160 年。

表 2-4-2 本研究區活動斷層特性一覽表(修改自林啟文等，2009)

斷層名稱

活動斷層分類

斷層長度

跨斷層水平速度變化 (mm/yr)

跨斷層垂直速度變化 (mm/yr)

滑移特性

第三章研究方法原理

3-1 真實孔徑雷達與合成孔徑雷達

3-1-1 真實孔徑雷達

雷達其基本原理利用雷達主動發送微波訊號，經由目標物散射後接受回波訊號而完成觀測，回波的資訊包含雷達波的強度訊號以及相位訊號，這些訊號反映了地表的特性以及距離的資訊，微波的波長介於 1mm 至 1m 之間，雷達系統可以依據使用的雷達波段和頻率不同加以分類（表 3-1-1），目前較常用的有 C 波段(ERS 衛星)及 L 波段(ALOS 衛星)的雷達影像，具有可穿透雲雨的特性，相較於一般光學系統的衛星具有不分晝夜，且不受天候影響的優勢。

1950 年發展出裝載真實孔徑雷達(Real Aperture Radar, RAR)的空載側視雷達 (Side-Look Radar, SLR)，側視雷達的觀測方向不同於一般垂直攝影，雷達朝著垂直於航線之方向，以小於 90 度的俯角朝地表目標發射訊號，透過接收由物體反射之回波訊號來辨識不同的物體，飛機或衛星在行徑中，前後方向都會受到都普勒效應影響，使回波的頻率改變，只有側像可以將都普勒效應最小化，另外雷達影像是由回波的時間先後組成，藉由側向視角使得遠近回波時間不同，可以提升雷達影像解析度，其側視雷達波幾何關係如圖 3-1-1。

圖 3-1-1 側視雷達波幾何關係。由衛星或是太空飛行器搭載感測器(Antenna)，側向發送連續的微波訊號，方位方向為平行載具移動方向(Flying track)θ為衛星拍攝視角，雷達天線至地面點之距離稱為斜距(Slant Range)，影像為幅寬(swath)。

側視雷達成像的解析度可分成兩部分探討，分別為斜距解析度與方位解析度。

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雷達是藉由物體反射之回波訊號來辨識不同的反射物體，如果兩個物體距離太近，兩物體的回波脈衝會產生重疊，在影像上則無法辨識出兩個物體，雷達天線至地面上某一點之距離稱為斜距(Slant Range)，斜距解析度的定義為測距方向兩點間所能辨識的最小單位（圖 3-1-2），受雷達系統發射脈衝的持續時間或脈衝長度(pulse length)決定，其關係如式子(3-1)，c 為光速，τ 為脈波週期，當兩物體的距離小於脈衝長度的一半，則回波脈衝之間會發生重疊現象。前者越短解析度越佳，感測器決定主要因素有雷達波長、軌道的傾角及重複軌道的周期等。地距解析度還需考慮的因素為視角，視角越大，地距越大者解析越佳。

Rs(slant)= ^{𝑃𝑃𝑃𝑃}

2

=

cτ/2 (3-1)

圖 3-1-2 距離解析度與脈衝長度的關係(Lillesand et al., 2004)。

方位方向為平行於雷達載具移動的方向，解析度主要由天線長度 L、波長 λ 與斜距 R 決定。雷達波束(Radar Beam)會受到雷達波束與地距的影響，地距增加其波束也會變寬（圖 3-1-3），使得方位解析度降低，要取得較佳的解析度唯有增加天線的長度，但是衛星載具的重量有一定限度，無法無限度加長天線長度，也因此限制了雷達在距離方向的觀測範圍，此種側視雷達又稱為真實孔徑雷達(Real

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Aperture Radar, RAR)，由於此種雷達必須透過加長雷達天線長度才能得到較佳的方位解析度，又被稱為蠻力型系統(Brute Force System)。

Azimuth Resolution (𝛿𝛿_{𝐴𝐴𝐴𝐴}) ∝ 𝜆𝜆 𝐷𝐷 𝑅𝑅

(3-2)

圖 3-1-3 方位解析度與地距的幾何關係(Lillesand et al., 2004)。

表 3-1-1 IEEE 公布之雷達頻率波長標準(資料來源: Wikipedia)

波段名稱頻率單位波長單位波段代碼註記

UHF 300–1000 MHz 0.3–1 m Ultra High Frequency

L 1–2 GHz 15–30 cm Long wave

S 2–4 GHz 7.5–15 cm Short wave

C 4–8 GHz 3.75–7.5 cm Compromise between S and X X 8–12 GHz 2.5–3.75 cm Used in WW II for fire control,

X for cross (as in crosshair)

Ku 12–18 GHz 1.67–2.5 cm Kurz-under

K 18–24 GHz 1.11–1.67 cm German Kurz (short) Ka 24–40 GHz 0.75–1.11 cm Kurz-above

V 40–75 GHz 4.0–7.5 mm

W 75–110 GHz 2.7–4.0 mm W follows V in the alphabet

mm 110–300 GHz 7.5-1 mm Millimeter

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3-1-2 合成孔徑雷達

合成孔雷達(Synthetic Aperture Radar, SAR)克服了真實孔徑雷達的不足，他利用較短的實體天線，其原理為天線在航行中，會在多個位置接收到同一目標物的回波，利用軌道參數計算透過平移或疊加訊號校都卜勒位移便可合成出虛擬的長天線（圖 3-1-4），不需要非常長的實體天線或是較短的雷達波長，即可獲得較佳的方位解析度或更大的觀測範圍，真實孔徑雷達與合成孔徑雷達的主要差異在於方位解析度，其長度因此不用降低雷達的波長即可達到良好的方位解析度，合成孔徑雷達其地距不會對方位解析度造成影響，其方位解析度也相對較佳（圖 3-1-5）。

圖 3-1-4 合成孔徑雷達波幾何示意圖 (Lillesand et al., 2004) 。藉由真實天線(短長 方形)與飛行軌道參數，利用幾何計算的方式模擬出合成的虛擬長天線(Synthesized

Radar Antenna)。

圖 3-1-5 真實孔徑雷達(RAR)和合成孔徑雷達(SAR)解析度比較(Lillesand et al., 2004)

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3-2 雷達干涉技術

3-2-1 合成孔徑雷達干涉技術

合成孔徑雷達技術包括合成孔徑雷達干涉法(Interferometry synthetic aperture radar, InSAR) 與合成孔徑雷達差分干涉法 (Differential Interferometry synthetic aperture radar, DInSAR)，在雷達干涉獲取的模式中，依照接收天線位置之幾何關係之不同，可分為橫軌式干涉(Across track)、沿軌式干涉(along track)與重複軌道式干涉(repeat track)三種（圖 3-2-3）。橫軌式干涉為同時裝置兩個雷達天線系統在同一機載平台上，且兩天線所構成的直線方向與飛行方向相互垂直，沿軌式干涉為同時裝置兩個雷達天線系統在同一機載平台上，且兩天線所構成的直線方向與飛行方向相互平行，此方法可觀測物體瞬間變動量，如水流，但是無法觀測固定不動的物體訊號，重複軌道式僅配置一個天線，故需利用載具飛行同一區域兩次的方式進行干涉處理，此方法需要衛星精密的軌道配合以獲取影像瞬間準確的實際位置，為目前常採用的模式。

圖 3-2-1 干涉合成孔徑雷達軌道幾何關係 (a)橫軌式干涉 (b)沿軌式干涉 (c)重複軌道干涉，紅色箭頭為飛行方向，z 為變動觀測目標 (修改自謝嘉聲，2006)。

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每張 SAR 的影像接包含了振幅(Amplitude)與相位(Phase)的資訊，合成孔徑雷達干涉法為利用不同時間或不同位置的天線所獲得的相位值差異來獲取地表的三維資訊（圖 3-2-2）。兩個天線位置接收到的相位差值為ϕ，根據波行進的理論，

每個干涉環的距離是波長之二分之一，在干涉處理的技術中，只要確定軌道的航高、視角、基線及水平線的夾角等，經由相位復原(Phase Unwrapping)配合雷達的波長就可以回推計算地表高程值，可用來大幅提升數值地形之精度，被廣泛用在地表監測中。

ϕ =2𝜋𝜋

𝜆𝜆 ∙(2δ) =4𝜋𝜋 𝜆𝜆 ∙ δ

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圖 3-2-2 衛星雷達波干涉軌道幾合示意圖，H 為航高，θ 是視角，r 為第一個天線至地面點的距離，δ為第二個天線至地面點的差值，α 為基線與水平線夾角(謝嘉

聲，2006)。

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3-2-2 差分孔徑雷達干涉技術

差分孔徑雷達干涉技術是用來量測地表微小變動的技術，主要建構在兩張不同時期影像建立的相位干涉圖，其中一張稱為干涉圖地形對，另一張則為干涉圖變形對，變形對同時包含了地形效應與地表變形效應，由變形對與地形對干涉圖相減便可去除變形對中的地形效應，只留下地表變形的相位差，藉由相位回復便可回推求出公分級精度的變形量(Gabriel, 1989) 。產生干涉影像的處理步驟繁複，

包括將原始資料轉換成單一視角影像（Single look complex, SLC）、影像套合、

產生干涉圖、平坦化、重新取樣、干涉條紋濾波、相位回復等步驟程序等。建立干涉圖的每幅雷達影像都需要座標影像套合程序(初步套合與精密套合，於此僅為計算步驟上區分，無概念上的差異)，套合完成便可計算相位干涉圖，使用 DEM 移除地形效應產生相位值 (平坦化)，再進行像元重取樣以及座標修正(微調)，最後進行相位回復與差分處理，便可獲得地表變動量。

圖 3-2-3 差分干涉處理流程 (謝嘉聲，2006)。

差分孔徑雷達干涉技術，依取得地形對來源不同而有不同的處理流程，可分為二軌跡法、三軌跡法以及四軌跡法（圖 3-2-4）。二軌跡法(two-pass Differential interfergram)以既有的 DEM 模擬干涉圖當作地形對，另外選擇兩張影像(S1、S2) 產生干涉圖做變形對，將 DEM 與干涉圖進行差分後，便可移除地形貢獻造成的

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相位差，得到地表變動量。此種方法的技巧著重於 DEM 與雷達影像的座標套合，

套合的精確將會控制干涉成果好壞，此外既有的 DEM 品質也會影響計算結果。

三軌跡法(three-pass Differential interfergram)需選用 3 張 SAR 影像進行干涉，

一張主影像與兩張副影像(S1、S2、S2’)，以 S1 與 S2 做地形對，另以 S1 與 S2’

做變形對，將地形對與變形對進行差分計算後，便可取得 S2 與 S2’拍攝期間的地表變動量，此種方法的優點為影像皆參考同一座標，無座標套合問題，且此法不需使用既有 DEM，因此無須擔心 DEM 原有品質良窳。

四軌跡法(four-pass Differential interfergram)選用 4 張 SAR 影像，其中兩張(主影像 S1 與副影像 S2)干涉圖做地形對，假設此影象隊拍攝期間無地表變形發生，

另外兩張(主影像 S3 與副影像 S4)做變形對，將兩張干涉圖進行干涉處理獲取變形量的相位差，此種方法取得的地形變動量為變形對(主影像 S3 與副影像 S4)的兩張影像拍攝時間之內。無論是何種方式的差分干涉技術，其量測地表移動量 (Displacement)的方向並非垂直的方向，而是沿著雷達視距(Line of Sight)方向的變動量。

差分孔徑雷達技術無法保證擁有可靠的結果，其成果受限於合成孔徑雷達影像對的品質，比如時間基線、空間基線、影像都普勒中心頻率差異或是地形植被等等，當影像對失去同調性時便會影響監測之精度。另由於大氣效應會影響不同時間拍攝影像的同調性，因此較難以使用於長時間的地表變遷監測中，永久散色體雷達干涉法極為提出改良方法之一。

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圖 3-2-4 差分孔徑雷達干涉技術 (a)二軌跡法 (b)三軌跡法 (c)四軌跡法 衛星軌道幾何關係示意圖(Hassen, 2001; Zebker et al., 1994) 。

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3-3 永久散射體合成孔徑雷達干涉法

3-3-1 永久散射體

永久散射體合成孔徑雷達干涉法(Permanent Scatterer Interferometry Synthetic Aperture Radar, PS-InSAR)是以差分干涉雷達為基礎去做改良，D-InSAR 雷達訊號在空間上與時間上容易產生不相關性，產生干涉條紋需要較高門檻的影像品質，

限制了此項技術無法更廣泛的應用。

PS-InSAR 原理為選取雷達影像取樣範圍中具有穩定反射雷達訊號的物體，稱為永久散射體(Permanent Scatterer)，利用這些永久散射體於 SAR 影像中形成的像素點進行地表變遷分析本技術方法，由於 PS-InSAR 只針對具有穩定反射雷達訊號的散射體進行分析，故可避開時間性誤差(地表地物改變、大氣效應)或空間性誤差(如軌道效應)，可以比差分干涉雷達可獲得更好的精度等級，並可使用橫跨較長時間影像做觀測，最早由義大利米蘭科技大學(Technical University of Milan) Ferretti 教授所提出(Ferretti et al., 2000; 2001)，隨後該名稱以''Permanent Scatterer technique^TM 被註冊專利，因此後續相關方法的發展就以永久散射體(Persistent Scatterer) 的名義發表。

在雷達影像的成像過程中，一個解析像元(Resolution Element) 所反映訊號是由該像元範圍內所有散射訊號的平均值，因此像元內大量雜訊會影響影像相位値及振幅值的結果(形成訊號或破壞訊號)，所以當像元內訊號源均勻，較容易產生雜訊(訊號不相干)，這也就是在傳統處理的方法中，植生密集區不易產生干涉影像的原因。永久散射體 (PS) 技術主要是利用像元內的最大的主要訊號源如橋樑及建物等，因該類像元有明顯固定的散射訊號，因此在時間序列的影像中，這些點位在該區域中，有足夠穩定的訊號來提供分析的資訊（圖 3-3-1），根據同一區域鄰近像元環境條件相類似的假設，在後續分析中，就可以利用這些永久散射的點位資訊進行雜訊的濾除，進而推算出在時間序列中不同時間點 PS 點相位及高程的變化。

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選取像素點是永久散射體合成孔徑雷達干涉法的核心技術，許多研究團隊提 出利用震幅強度或是同調性等多種不同策略選取 PS 像素(Ferretti et al.,2001;

Lyons and Sandwell, 2003; Werner et al., 2003)，本研究以 Hooper 等人發展之 StaMPS 軟體作為干涉處理的研究方法(Hooper 2004, Hooper et al., 2007; Hooper and Zebker, 2007)。

圖 3-3-1 永久散色體雷達訊號示意圖，永久散色體若存在雷達影像像元中，會使 其像元雷達訊號更趨於穩定 (Hooper et al., 2007)。

3-3-2 StaMPS 方法

StaMPS 為史丹佛大學(Stanford Method for Persistent Scatterers, StaMPS) Hooper 教授等人 2004 年所發表差分干涉演算模式，其程式碼可公開下載提供給學生或非營利用途，他們於加州長谷的火山口測試，不需加入線性平均速度場，

並可得出震幅較低但相位穩定變化的 PS 點，其程式集包含了數個軟體的套件，

如美國 NASA JPL 實驗室開發的 ROI_PAC，對影像作影像單一視角(single look complex)的前處理，Doris 軟體(由荷蘭 Delft University of Technology 開發) 將所有影像對同一主影像(master image)產生干涉圖，以及利用 Matlab 程式處理永久散射體候選點(PSC)及相位穩定性分析重新萃取出永久性散射體，最後利用史丹佛大學 Snaphu 軟體從永久散射體最後從平面空間關係進行相位回復與修正(Chen and Zebker, 2002)，以下依序步驟做介紹（圖 3-3-2）。

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圖 3-3-2 StaMPS 方法流程圖，可簡單歸納為干涉圖建置、PS 點選取與相位回復 與濾波修正(修改自 Sousa et al., 2011)。

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利用永久散射雷達干涉技術分析瑞穗至池上地區縱谷斷層地表變形活動

國立台灣大學理學院地質科學系 碩士論文

Department of Geosciences College of Science

National Taiwan University Master thesis

利用永久散射雷達干涉技術分析 瑞穗至池上地區縱谷斷層地表變形活動

Analysis of surface deformation of the Longitudinal Valley Fault in Rueisui to Chishang segment by PS-InSAR method

游鎮源 Cheng-Yuan Yu

指導教授：胡植慶 博士 Advisor: Jyr-Ching Hu, Ph.D.

中華民國 103 年 7 月

July, 2014

誌謝

中文摘要

Abstract

目錄

圖目錄

表目錄

第一章 緒論

第二章 前人研究

第三章 研究方法原理

=

國立台灣大學理學院地質科學系碩士論文

利用永久散射雷達干涉技術分析瑞穗至池上地區縱谷斷層地表變形活動

指導教授：胡植慶博士 Advisor: Jyr-Ching Hu, Ph.D.

第一章緒論

第二章前人研究

第三章研究方法原理