臺灣地區近地表之震波非均向性研究

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國立臺灣大學理學院地質科學研究所碩士論文

Department of Geoscience College of Science

National Taiwan University Master Thesis

臺灣地區近地表之震波非均向性研究

On the Near-surface Seismic Anisotropy of Taiwan

陳力維 Li-Wei Chen

指導教授：龔源成博士

梁文宗博士

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誌謝

終於寫到論文的最後了，感激現在或曾經我擁有的一切。

並且由衷感謝此時此刻翻開這本論文的你，謝謝。

獻給我所愛的臺灣

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中文摘要

本研究使用井下-地表地震儀資料，以尾波交互相關法建立垂直及水平經驗格林函數，量測近地表(< 400m) 33 組震波非均向性快軸方向及強度，並且同時獲得 31 筆 Vp、33 筆均向性 Vs、31 筆 Vp/Vs 比值。

過去研究臺灣地殼內的震波非均向性以觀測地震剪力波分離及表面波層析成像為主，由於此二法分別受限於路徑平均效應及缺乏高頻資料，無法解析近地表的震波非均向性。中央氣象局從 2011 年陸續建置了 30 個地表-井下地震觀測站，配合臺灣寬頻地震網既有的 4 個地表-井下測站，提供了難得的機會得以全面了解臺灣近地表震波特性。

結果顯示，臺灣近地表的震波非均向性強度變化大(~ 0-30%)且和區域地質高度相關，在空間分佈上呈現兩種不同的形態：(1)臺灣的山脈區域，震波非均向性快軸方向平行於山脈的走向，與地層內傾斜的橫向均向構造相關。 (2)西部平原和縱谷地區富含沖積物的區域，震波非均向性的快軸方向平行於最大主應力方向，由岩層中的節理或裂隙所主導，而震波非均向性強度與井體中地層的岩性相關。普遍來說，

位於變質岩帶的量測強度最大，位於沉積岩區域的量測強度次之，而年輕未固結的沖積層、膠結鬆軟的沉積岩、還有火成岩區域的量測強度為最小。

臺灣近地表的震波速度及 Vp/Vs 比值量測與井體中地層的岩性高度相關。測站位於年輕且未固結的沖積層或階地堆積層之中，由於膠結疏鬆的岩層中孔隙率高，含水飽和程度高，所得震波速度慢且 Vp/Vs 比值高。而測站位於中央山脈區域的變質岩帶，整體而言震波速度快且 Vp/Vs 比值低。

關鍵字：地震尾波、震波干涉法、震波非均向性

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Abstract

We measure the near-surface Vs, Vp and Vs azimuthal anisotropy of Taiwan by using the Empirical Green’s Functions (EGF) between the newly deployed borehole seismic array and their corresponding overhead surface stations.

Since the inter-station distances of the borehole-surface station pairs are less than 400m, relatively high frequency EGFs are required to accurately measure the azimuthal anisotropy. We compared EGFs derived from two approaches: (1) deconvolution of earthquake signals, and (2) cross-correlation of earthquake coda waves from local earthquakes (ML>4). While both approaches may provide robust high frequency EGFs (2-8 hz), the application of deconvolution method is limited by the nearby seismicity, thus, most of our results are derived by the coda cross-correlation method.

We derived EGFs from 34 borehole-surface station pairs. We first correct for the borehole sensor orientation, we then measured the Vs azimuthal anisotropy, and evaluate the shallow Vp, Vs and Vp/Vs at each borehole site.

In more than 30 derived EGFs, we have found clear cos2θ patterns of Vs azimuthal dependence. These results represent direct measurements for the near-surface seismic anisotropy, and they are strongly correlated with the surface geology. In general, the fast axis of Vs anisotropy is sub-parallel to the mountain strike in the mountain area, and sub- parallel to the trend of maximum compression stress, suggesting that the observed

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圖目錄

圖 1-1、剪力波分離示意圖。 ... 1

圖 1-2、非均向孔隙彈性模型示意圖。 ... 3

圖 1-3、裂隙密度及半徑與震波非均向性強度關係圖。 ... 4

圖 1-4、非均向性岩體結構示意圖。 ... 4

圖 1-5、橫向均向變質岩的波速量測結果。 ... 5

圖 1-6、橫向均向頁岩的波速量測結果。 ... 6

圖 1-7、臺灣地區上地幔震波非均向性參數分布。 ... 9

圖 1-8、臺灣地區地殼震波非均向性參數分布。 ... 10

圖 1-9、臺灣地區表面波周遭噪訊層析成像結果。 ... 11

圖 2-1、臺灣地區地體架構示意圖。 ... 14

圖 2-2、臺灣地質圖和地質分區示意圖。 ... 15

圖 2-3、臺灣地區水平應力及應變場軌跡線。 ... 17

圖 2-4、臺灣地區水平應變及應力場。 ... 18

圖 3-1、本研究所使用的測站分布圖。 ... 20

圖 4-1、建立兩測站路徑間經驗格林函數示意圖。 ... 24

圖 4-2、井下-地表測站經驗格林函數正負時間軸示意圖。 ... 25

圖 4-3、本研究所使用 2011 至 2014 年間規模大於 4.0 的地震分佈圖。 ... 30

圖 4-4、尾波長度選取示意圖。 ... 31

圖 4-5、選取水平尾波訊號之訊噪比對時間的變化。 ... 31

圖 4-6、選取水平分量尾波長度的實際範例。 ... 32

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圖 4-7、選取垂直分量尾波長度的實際範例。 ... 33

圖 4-8、HGSD 測站井下各個方位分量對地表測站(1) N-S 與(2)E-W 分量尾波訊號的 CCF。 ... 36

圖 4-9、正對 HGSD 地表測站 N-S 方向之旋轉角度對 CCF 原點振幅的曲線。 .... 37

圖 4-10、正對 HGSD 地表測站 E-W 方向之旋轉角度對 CCF 原點振幅的曲線。 . 37 圖 4-11、HGSD 測站井下方位旋轉角度。 ... 38

圖 4-12、HGSD 測站井下資料方位校正圖。 ... 38

圖 4-13、HGSD 測站方位角修正前後波形比較。 ... 39

圖 4-14、使用 CHY 測站垂直分量資料以交互相關法建立的井下-地表測站經驗格林函數波形。 ... 41

圖 4-15、使用 CHY 測站水平分量資料以交互相關法建立的井下-地表測站經驗格林函數並依據方位角排列。 ... 42

圖 4-16、CHY 測站 115˚度及 25˚度水平經驗格林函數比較。 ... 43

圖 4-17、地震垂直入射井下-地表測站示意圖。 ... 45

圖 4-18、所選取 CHY 井下和地表測站垂直速度紀錄。 ... 46

圖 4-19、所選取 CHY 井下和地表測站水平速度紀錄。 ... 46

圖 4-20、使用 CHY 測站垂直分量資料以解迴旋法建立的井下-地表測站經驗格林函數波形。 ... 47

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圖 5-2、本研究所得台灣近地表測站的 S 波震波速度分布圖。 ... 56

圖 5-3、本研究所得台灣近地表測站的 Vp/Vs 比值分布圖。 ... 57

圖 5-4、本研究所得台灣近地表測站的震波非均向性之方向與強度分布圖。 ... 60

圖 5-5、近地表 500 公尺內之剪力波分離時間預估。 ... 62

圖 6-1、臺灣地質圖與測站位置分區。 ... 66

圖 6-2、二十五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(I)。 ... 69

圖 6-3、二十五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(II)。 ... 70

圖 6-4、二十五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(III)。 ... 73

圖 6-5、二十五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(IV)。 ... 73

圖 6-6、二十五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(V)。 ... 76

圖 6-7、二十五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(VI)。 ... 76

圖 6-8、二十五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(VII)。 ... 79

圖 6-9、二十五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(VIII)。 ... 79

圖 6-10、五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(I)。 ... 81

圖 6-11、五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(II)。 ... 81

圖 6-12、五萬分之一地質圖與震波非均向性量測(III)。 ... 82

圖 6-13、測站井體位於傾斜傾角的地層示意圖。 ... 85

圖 6-14、測站井體位於水平傾角的地層示意圖。 ... 85

圖 B-1、CHY 測站之震波非均向性量測結果。………94

圖 B-2、ECL 測站之震波非均向性量測結果。……….94

圖 B-3、EGFH 測站之震波非均向性量測結果。………..95

圖 B-4、ETLH 測站之震波非均向性量測結果。……….95

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圖 B-5、HGSD 測站之震波非均向性量測結果。………96

圖 B-6、HSNB(H)測站之震波非均向性量測結果。………96

圖 B-7、HWA 測站之震波非均向性量測結果。………97

圖 B-8、ILA 測站之震波非均向性量測結果。………..97

圖 B-9、LAY 測站之震波非均向性量測結果。……….98

圖 B-10、NCUH 測站之震波非均向性量測結果。………98

圖 B-11、NDT 測站之震波非均向性量測結果。………99

圖 B-12、NHDH 測站之震波非均向性量測結果。………99

圖 B-13、NMLH 測站之震波非均向性量測結果。………100

圖 B-14、NNSH 測站之震波非均向性量測結果。………100

圖 B-15、NTC 測站之震波非均向性量測結果。………..101

圖 B-16、NTS 測站之震波非均向性量測結果。………101

圖 B-17、NWL 測站之震波非均向性量測結果。………102

圖 B-18、OWD 測站之震波非均向性量測結果。………102

圖 B-19、PNG 測站之震波非均向性量測結果。………103

圖 B-20、RLNB 測站之震波非均向性量測結果。………103

圖 B-21、SLG 測站之震波非均向性量測結果。………104

圖 B-22、SNJ 測站之震波非均向性量測結果。………104

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圖 B-27、WCHH 測站之震波非均向性量測結果。………107

圖 B-28、WDJ 測站之震波非均向性量測結果。………107

圖 B-29、WDLH 測站之震波非均向性量測結果。………108

圖 B-30、WHP 測站之震波非均向性量測結果。………108

圖 B-31、WHY 測站之震波非均向性量測結果。………109

圖 B-32、WJS 測站之震波非均向性量測結果。………109

圖 B-33、WLCH 測站之震波非均向性量測結果。………110

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表目錄

表 3-1、本研究測站相關資訊(I)。……….21

表 3-2、本研究測站相關資訊(II)。……….….22

表 4-1、CHY 測站交互相關法和解迴旋法量測結果比較。……….….…50

表 5-1、本研究所得震波速度及震波非均向性參數。……….….63

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第一章、緒論

1.1、震波非均向性

非均向性物質內的彈性性質隨著方位改變，造成彈性波(elastic wave)在此介質中傳遞有不同的震波速度，稱之為震波非均向性(seismic anisotropy)。岩石中晶體的排列、層面構造(layering)或應力造成的微裂隙(micro cracks)排列都可能造成震波非均向性。當剪力波在非均向性介質中傳遞，依據介質中彈性結構偏極化 (polarization)至兩個振動方向互相垂直的分量，以不同的波速傳波而逐漸分離，此現象稱之為剪力波的分離作用(shear-wave splitting)(圖 1-1)。快慢剪力波因為波速的差異會有分離時間(delay time,δt)，而其中快剪力波的振動極化方向稱為快軸方向(fast direction,ψ)。

圖 1-1、剪力波分離示意圖。剪力波(黑)在非均向性介質中傳遞，分離成極化方向與快軸平行的快剪力波(藍)以及極化方向與快軸垂直的慢剪力波(紅)。由於快慢剪力波速的差異造成分離時間(δt)。(取自 http://garnero.asu.edu)

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1.2、成因探討

上地幔(upper mantle)中存在的橄欖岩(oliveine)和輝石(pyroxene)等高度非均向性礦物，由於晶格優選排列(lattice preferred orientation)作用(Schulz, 1949)，長晶軸排列方向會順應地幔流場，導致快軸方向排列反映區域板塊的運動模式(e.g., Vauchez and Nicolas, 1991；Silver and Chan, 1991；Silver, 1996；Savage, 1999)。

而地殼(crust)中震波非均向性和脆性(brittle)形變的空間分布有關。Crampin 和 Zatsepin (1997) 提出了非均向孔隙彈性模型(anisotropic poro-elasticity, APE)解釋水平壓應力和快軸方向分布的關係。當岩體受到水平最大壓應力(maximum horizontal stress)作用，平行於應力方向的裂隙會張開，垂直於應力方向的裂隙會關閉，造成快軸方向隨著裂隙分布因而平行於應力的方向(圖 1-2)，震波非均向性強度受岩體內的裂隙密度以及裂隙孔隙半徑影響(Crampin, 1994) (圖 1-3)。

另外，岩石內的層面構造(layering)會因為橫向均向(transverse isotropic)現象造成震波非均向性。Brocher 和 Christensen (1990) 透過岩石力學實驗，發現變質岩中的震波非均向性並非受裂隙排列影響，而是與內部的層狀葉理結構相關(圖 1-4)。

Johnston 和 Christensen (1995)藉由改變變質岩樣本的葉理結構傾角，量測不同傾角對震波波速的影響。當震波橫向入射岩石樣本時，葉理結構傾角越趨於水平，P 波波速越快，而不同振動方向的 SH、SV 波波速差異會越大(圖 1-5)。Godfrey 等人

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整體而言，由於溫壓條件差異，韌性(ductile)的上地幔和脆性(brittle)的上部地殼受構造應力有不同的變形機制。上地幔震波非均向性和塑性的剪切變形相關；而地殼內震波非均向性受(1)壓應力裂隙排列以及(2)橫向均向的傾斜構造導致。

圖 1-2、非均向孔隙彈性模型示意圖。裂隙軸比值以不同寬窄表示，SH為軸差應力。原本均向分布且寬度均等的裂隙，當軸差應力增加時，垂直於應力方向的裂隙逐漸關閉，而平行於應力方向的裂隙打開。(Crampin and Zatsepin, 1997)

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圖 1-3、裂隙密度及半徑與震波非均向性強度關係圖。百分比為快慢軸速度差與平均速度的比值，ε為裂隙密度，a 為裂隙半徑。當裂隙密度及半徑越大，

震波非均向性也越強。(Crampin, 1994)

圖 1-4、非均向性岩體結構示意圖。岩體內部結構會影響震波非均向性，如裂隙的排列方向(左)和橫向均質的層面構造(右)。(Brocher and Christensen, 1990)

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圖 1-5、橫向均向變質岩的波速量測結果。當震波橫向入射岩石樣本時，葉理結構傾角越趨於水平，P 波波速越快；而不同振動方向的 SH、SV 波波速差異會越大。岩石樣本為片岩(Haast schist)。(修改自 Johnston and Christensen, 1995)

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圖 1-6、橫向均向頁岩的波速量測結果。左上為不同入射角度的 P 波、SH 波和 SV 波示意圖。NEW7、TH-26、ANT1 為不同的頁岩樣本。在水平的層狀構造下，入射角度越低，P 波波速(三角形)越快；而不同振動方向的 SH(圓形)、

SV(方塊)波波速差異會越大。(修改自 Godfrey et al., 2000)

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1.3、研究動機

研究台灣地區的震波非均向性，最常被使用的是觀測地震波的剪力波分離。

透過使用遠震剪力波波相如直達 S、ScS、SKS、SKKS 量測震波非均向性，結果顯示快慢軸分離時間介於 0.5-2.1 秒，而快軸方向普遍平行於山脈的走向(e.g., Rau et al., 2000；Huang et al., 2006；Kuo-Chen et al., 2009) (圖 1-7)。

Kuo et al (1994)使用兩個短周期的測站資料，量測區域地震的剪力波分離，得到北臺灣的地殼快軸方向為南北向，大致平行於應力軌跡方向，而分離時間則為 0.03-0.07 秒。Chang et al (2009)使用淺於 40 公里的區域地震剪力波，量測地殼內的震波非均向性。研究指出在變形前緣以東，平均的分離時間為 0.05 秒，快軸方向大致上平行於山脈走向；但是在變形前緣以西，平均的分離時間為 0.15 秒，快軸方向平行於應力方向(圖 1-8)。由於地震位置分布不均以及剪力波分離受到地震路徑平均的影響，無法確切得知非均向性介質的位置、深度與厚度。所以 Huang et al (2013)透過表面波周遭噪訊層析成像法(ambient noise tomography)，解析台灣地殼內 2-30 公里各深度的震波非均向性強度及方向。結果指出上部地殼(upper crust) 的震波非均向性強度相對較強，快軸方向大致與山脈的走向平行，從台灣中南部的南北向，轉向到北部區域的東北-西南向；中部地殼(middle crust)的震波非均向性強度相對較弱，快軸方向轉變成平行於應力方向，呈現東南東-西北西的方向(圖 1-9)。

綜合遠震和區域地震的剪力波分離觀測以及表面波逆推結果得知，遠震波相所得的剪力波分離時間普遍大於區域地震所得，故可推論遠震震波非均向性大部分由上地幔所貢獻。整體來說，上地幔流場方向平行於臺灣山脈走向，由中南部的南北向轉變到北部的東北-西南向。至於臺灣的地殼，深淺可能有著不同的變形機

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制：中部地殼震波非均向性相對弱並且受到 SEE-NWW 向的應力影響；上部地殼震波非均向性較強而且平行於山脈走向，可能是受到高度葉理化的變質構造影響。

值得注意的是，表面波逆推結果顯示上部地殼的快軸方向，在變形前緣西側並沒有如同 Chang et al (2009)結果轉向為 SEE-NWW 的應力方向；中部地殼雖然平行於應力方向，但是整體震波非均向性強度弱，無法造成平均 0.15 秒的分離時間。藉此推論快軸轉向的現象可能存在更淺部的地殼，由於表面波逆推結果可能受限於高頻資料缺乏及路徑涵蓋範圍，無法對極淺層地殼提供較精細的解析能力。

中央氣象局從 2011 年開始陸續建置了 30 個地表-井下地震觀測站，配合中研院地球所及中央氣象局共同設置臺灣寬頻地震網(Broadband Array in Taiwan for Seismology, BATS)既有的 4 個地表-井下測站，提供了難得的機會得以全面了解臺灣近地表震波特性。本研究透過震波干涉法(seismic interferometry)建立地表-井下測站間的經驗格林函數(empirical Green’s function, EGF)，量測臺灣地區近地表的震波速度和震波非均向性，並探討其在構造上的含意。

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圖 1-7、臺灣地區上地幔震波非均向性參數分布。臺灣地區上地幔的快軸方向大致與山脈走向平行。快軸方向從台灣中南部的南北向，到北部區域的東北- 西南向。(Kuo-Chen et al., 2009)

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圖 1-8、臺灣地區地殼震波非均向性參數分布。粗黑虛線為變形前緣界線，細黑虛線為最大水平應變場的分布。變形前緣以東快軸方向多為東北-西南分布；以西快軸方向多為東西分布。(Chang et al., 2009)

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圖 1-9、臺灣地區表面波周遭噪訊層析成像結果。冷色系表示快波速，暖色系代表慢波速。黑線方向及長短代表震波非均向性的快軸方向及強度。快軸方向在中部地殼以下逐漸轉向為東西向。(Huang et al., 2013)

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第二章、研究區域概況

由於近地表的震波特性，包含震波速度以及震波非均向性，都與地表地質及應力應變場息息相關，在此章節說明臺灣的地體構造、區域地質以及應力應變場。

2.1、臺灣地體架構及區域地質

臺灣地區現今的地體構造的主要架構，是歐亞大陸板塊與菲律賓海板塊的聚合作用(圖 2-1)。由 GPS 觀測顯示，菲律賓海板塊以約 82 mm/yr 的相對速率向西北移動(Yu et al., 1997)。主要區分為兩個隱沒系統，臺灣東北方為菲律賓海板塊向北隱沒到歐亞大陸板塊之下的琉球弧溝系統，伴隨沖繩海槽的弧後張裂，其伸張中心向西延伸到蘭陽平原；臺灣南部則為歐亞大陸板塊向東隱沒至菲律賓海板塊之下的呂宋島弧系統，由菲律賓呂宋島向北延伸，銜接到臺灣東部的海岸山脈。由於板塊的擠壓方向造成地質構造區的排列是東南向西北變化，使得臺灣主要的構造線如地層走向、斷層線以及摺皺都為東北-西南走向。區域地質由東到西分別為：海岸山脈、花東縱谷、中央山脈東翼、中央山脈西翼、西部麓山帶、西部濱海平原、

澎湖群島 (何春蓀, 1982) 。

海岸山脈(圖 2-2，V)為臺灣最東部的山脈，與東南外海的綠島和蘭嶼兩個火山島，被認為是呂宋火山島弧和呂宋海槽向北延伸的部分。海岸山脈的岩層由一系列

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中央山脈東翼(圖 2-2，IV 東側)為臺灣出露最老的大南澳片岩帶，以壽豐斷層為界，依照變質岩生成環境可以區分為太魯閣帶和玉里帶：以西的太魯閣帶為高溫低壓的生成環境，以泥質片岩、片麻岩、混合岩、變質石灰岩、綠色片岩和角閃岩所構成；以東的玉里帶為低溫高壓的生成環境，多為泥質黑色片岩、少量的綠色片岩組成。變質雜岩帶的北部，層理和片理大致平行，呈現東西走向；在宜蘭及花蓮縣交界的和平溪以南，片岩構造線走向轉成東北或北北東向。中央山脈西翼以梨山斷層為界區分為雪山山脈和脊梁山脈(圖 2-2，III、IV 西側)，由西邊的硬頁岩，向東逐漸轉變為板岩和千枚岩。低度的區域變質伴隨地殼變動，使得變質程度由西向東逐漸增加。由於硬頁岩-板岩帶可塑性較高，經過地殼變動後形成複雜的褶皺構造，同時產生岩石的流動和板劈理。在北部，多數的地層的區域走向為東北東到北北東；而南部則呈現南北走向。

西部麓山帶(圖 2-2，II)地層以砂岩和頁岩構成的新第三紀碎屑狀沉積岩，大多為淺海相到濱海相的沉積環境。沉積層序從漸新世、中新世、上新世、更新世地層連續沉積，由於更新世發生主要的造山運動，形成一系列東北東到北北東走向的覆瓦狀逆衝斷層與褶皺。西部平原(圖 2-2，Ia)、屏東河谷，東北部的宜蘭平原(圖 2- 2，Ib)、及花東縱谷區(圖 2-2，VI)域廣泛地覆蓋了由黏土、粉砂、砂、礫岩所組成的現代沖積層。澎湖群島(圖 2-2，VII)位在台灣海峽中央，為基性的玄武岩熔岩流作組成的火山群島，由於中國南海海底擴張所引發的張力以及岩漿作用，使得玄武熔岩沿著張裂的裂隙湧出地表。

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圖 2-1、臺灣地區地體架構示意圖。臺灣為兩大板塊交界處，東北方的琉球弧溝系統為菲律賓海板塊向北隱沒到歐亞板塊之下，南部呂宋島弧系統則為歐亞大陸板塊隱沒到菲律賓海板塊之下。區域地質粗略分為四區，最東邊由火山島弧所組成的海岸山脈，花東縱谷與變質岩為主的中央山脈，摺皺和斷層交錯分布的西部麓山帶，到最西邊的是沖積層為主的西部平原。西部平原和麓山帶的交界則為變形前緣，圖中紅線處。(Angelier et al., 2001)

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圖 2-2、臺灣地質圖和地質分區示意圖。臺灣區域地質主要分為七區：Ia.西部海岸平原、Ib.宜蘭平原、II.西部麓山帶、III.雪山山脈、IV.脊梁山脈、V.東部海岸山脈、VI.花東縱谷、VII.澎湖群島。(修改自經濟部中央地質調查所 1999)

VII Ia

II

III IV

V

VI

Ib

IV

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2.2、臺灣水平應力及應變場

透過地震斷層面解可以求解臺灣地區區域應力場(e.g. Chang et al., 2003；Wu et al., 2008；Hsu et al., 2009)；而 GPS 速度場連續資料可以用來推估區域水平應變場 (e.g Chang et al., 2003；Bos and and Spakman, 2003；Hsu et al., 2009)。整體來說，

應力場水平最大主應力(maximum principal stress,σ1)的方向和應變場水平壓縮軸 (compressive strain)方向大致相同(圖 2-3，圖 2-4)。

綜合前人研究結果，在西部平原以及西部麓山帶為壓縮狀態(contraction)，壓縮應變量(strain rate)集中在西部麓山帶中南部區域。水平最大主應力以及水平應變壓縮軸方向大致為東南-西北向至東西向，沿著北港基盤高區呈現扇形狀分布；中央山脈南段(23˚N 以南)至東北部宜蘭平原為伸張狀態(extension)，伸張應變量集中在中央山脈南段和中央山脈北段(24˚N 以北)及宜蘭平原，水平最大主應力作用不明顯而壓縮應變量小，方向則為南北向。水平應變伸張軸(extensive strain)由中央山脈南段的東西向，向北逐漸轉至東北部宜蘭平原的東南-西北向；東部海岸山脈為壓縮狀態，水平最大主應力和水平應變壓縮軸為東南-西北向，同板塊聚合方向。

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圖 2-3、臺灣地區水平應力及應變場軌跡線。應變場軌跡透過 GPS 資料所得；

應力場軌跡使用裸孔伸張資料、地震資料、以及第四紀斷層擦痕資料線性內差而得。箭頭為板塊聚合方向，長虛線標示出變形前緣以及板塊聚合帶，短虛線為水平壓縮軸的應力及應變場軌跡線。(Chang et al., 2003)

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圖 2-4、臺灣地區水平應變及應力場。左圖黑色箭頭表示 GPS 資料所得水平應變場，背景顏色為應變率；右圖為水平應變場(黑色箭頭)與地震初動解得應力場 (紅色箭頭)比較。(Hsu et al., 2009)

(32)

第三章、資料簡介

為了提升地震監測能力，中央氣象局發展了新一代即時地震觀測網，計畫重點為建置高品質深井地震觀測站、整合海陸地震觀測網並加強地震海嘯監測。從 2011 年至 2014 年初為止，建置了共 30 個地表-井下地震觀測站。每站各裝設 3 部地震儀，包括位於地表、井下各一部的力平衡式加速度型地震儀 (force balance accelerometer, FBA)和一部位於井下的速度型寬頻地震儀(broadband seismometer)。

原則上鑽井深度必須達到岩盤，各站深度從 200 公尺至 400 公尺不等，因此大幅降低了來自地表的雜訊，並可獲得高品質的地震訊號。各個深井均有詳細的鑽探取樣紀錄，而部分深井有地球物理井測試驗及岩芯照片可供日後研究分析之用。本研究除了使用地表及井下的加速度紀錄(表 3-1)，另外更結合中研院地球所及中央氣象局共同設置臺灣寬頻地震網(Broadband Array in Taiwan for Seismology, BATS)既有的 4 個井下-地表地震觀測資料(RLNB，HGSD，TAIB(H)，HSNB(H))(表 3-2)，

試圖全面性地了解臺灣地區近地表的震波特性(圖 3-1)。表 3-1、表 3-2 列出本研究所使用的測站相關資訊。

(33)

圖 3-1、本研究所使用的測站分布圖。方形為中央氣象局新一代即時地震觀測網，三角形為中研院地球所及中央氣象局共同維護的 BATS 臺灣寬頻地震網。

(34)

表 3-1、本研究測站相關資訊(I)。

站名緯度經度高程(m) 測站間距(m)

CHY 23.4963 120.4325 27 397 ECL 22.5958 120.9617 101 170 EGFH 23.6688 121.4274 132 295 ETLH 24.2068 121.4818 4 120 ENAH 24.4494 121.8102 969 288 HWA 23.9751 121.6135 16 289 ILA 24.7638 121.7563 7 177 LAY 22.0373 121.5581 324 196 NCUH 24.9679 121.1849 153 296 NDT 24.6025 121.5128 439 200 NHDH 24.9630 121.5250 41 210 NMLH 24.5372 120.7910 201 296 NNSH 24.4284 121.3829 1106 293 NTC 24.8544 121.8297 4 292 NTS 25.1644 121.4492 16 292 NWL 24.7772 121.5025 396 196 OWD 23.9545 121.1759 1263 290 PNG 23.5653 119.5636 19 300 SLG 22.9934 120.6463 255 350 SNJ 22.7533 120.3352 21 400 SNS 23.2198 120.4973 156 300 SSP 22.4835 120.5681 16 295 TTN 22.7524 121.1549 9 296

(35)

WCHH 24.0795 120.5583 34 296 WDJ 24.3478 120.6403 107 400 WDLH 23.6888 120.5381 69 296 WHP 24.2777 120.9458 954 122 WHY 23.6961 120.8532 504 300 WJS 23.8219 120.7279 175 292 WLCH 22.3508 120.3788 14 167

表 3-2、本研究測站相關資訊(II)。

站名緯度經度高程(m) 測站間距

(m) 管理單位地表儀器井下儀器 RLNB 23.8913 120.3594 63 100 IES FBA BB HGSD 23.4921 121.4239 135 104 IES FBA BB TAIB(H) 23.0379 120.2364 18 228 CWB BB BB HSNB(H) 24.8282 121.0143 34 244 CWB BB BB

(36)

第四章、理論背景及分析方法

4.1、震波干涉法

透過計算均勻散射波場(diffuse field)中任兩點之間連續紀錄的交互相關函數 (cross-correlation function)，可以得到介質的經驗格林函數(e.g., Weaver and Lobkis, 2001, 2002；Shapiro and Camille, 2004；Snieder, 2004)。相當於其中一點處施予脈衝源(impulse source)，在另一點接收到的脈衝響應(impulse response)(圖 4-1)。而建立經驗格林函數的過程被稱為震波干涉法(seismic interferometry)。通常利用周遭噪訊 (ambient noises)或是地震尾波(earthquake coda waves)作為經散射場充分散射的波形來源。前人研究指出，周遭噪訊能量主要來自海浪和海床間耦合(coupling)作用產生的微地動 (e.g., Longuet‐Higgins, 1950; Stehly et al., 2006 )，周期約為 2-20 秒，並且主要以表面波的形式傳遞(Shapiro and Campillo, 2004)；而地震尾波為地震直達波到達之後，在異質性(heterogeneous)介質中多重散射(multiple scattering)而達到能量均分(equipartition)的狀態(Hennino et al., 2001)。因為尾波散射的路徑範圍廣泛，

平均了來自路徑效應(path effect)和震源輻射型態(radiation pattern)的影響，保留散射介質中震波的訊息。從 2003 年 Campillo 和 Paul 首度使用地震尾波重建經驗格林函數後，相關研究至今仍舊方興未艾。

震波干涉的相關研究普遍使用位於地表的測站對(station pair)建立經驗格林函數以解析地殼內的震波訊息。而近年來的研究以高頻的人為噪訊(e.g., Miyazawa et al., 2008；Lewis and Gerstoft, 2011)或是地震尾波(e.g., Nakata and Snieder, 2012)作為散射場的資料來源，並將該技術延伸至垂直排列的井下地震儀陣列以解析近地表的震波特性，如 P 波及 S 波速度，及 S 波震波非均向性等。

(37)

由於臺灣地區周遭噪訊主要周期約為 2-8 秒(Chen et al., 2011)，其表面波波長普遍大於本研究的測站間距 (< 400 m)。因此，我們嘗試以相對高頻(2-8 Hz)的地震尾波紀錄建立井下-地表測站經驗格林函數，以量測臺灣地區近地表的震波速度和震波非均向性(圖 4-2)。

圖 4-1、建立兩測站路徑間經驗格林函數示意圖。在散射波場下，看似雜亂的波形紀錄經過計算兩測站間的交互相關函數，相當於在其中一站施予脈衝源，

而另一站接收到的脈衝響應。(Snieder and Wapenaar, 2010)

(38)

圖 4-2、井下-地表測站經驗格林函數正負時間軸示意圖。負時間軸(τ< 0)的 EGF 代表於井下測站施予脈衝源，地表測站的脈衝響應函數，反之亦然。而當測站間有非均向性介質時(紫色區塊)，會產生剪力波分離現象。

Receiver

Receiver Isotropic Media Anisotropic Media

Receiver

Receiver Isotropic Media Anisotropic Media

τ < 0

τ > 0

(39)

4.2、理論背景

Lobkis 和 Weaver 在 2001 年以正常模態(normal mode)證明測站間震波紀錄的交互相關函數等同於經驗格林函數。以下依據 Snieder 和 Wapenaar(2010)簡化其推 導流程。假設一封閉系統中能量均分的均勻散射波場由 m 組正常模態展開(normal mode expansion)表示：

𝑢(𝑟, 𝑡) = ∑

而用來描述兩點間 (𝑟 跟 𝑟^’) 脈衝響應的經驗格林函數 (empirical Green’s function)

G(𝑟, 𝑟

^,

, 𝑡)

為：

G(𝑟, 𝑟

^,

, 𝑡) = ∑

^𝑢^𝑚^(𝑟)𝑢_𝜔 ^𝑚^(𝑟^,⁾

𝑚

sin 𝜔

_𝑚

𝑡

𝑚 ……….. ( 2 )

…………...………. ( 3 ) 速度場下的經驗格林函數亦為G(𝑟, 𝑟^,, 𝑡)對時間 t 的微分：

(40)

T

：時間窗(time window)長度

τ

：延遲時間(time lag)

將(3)式帶入(5)式可得：

𝐶

_𝑟𝑟^(𝑣)^,

(𝜏) = ∑ 𝑢

(𝑡 + 𝜏)}

………...( 6 )

〈 〉

𝑎

_𝑛

〉 = 0

(𝑟

^,

) cos 𝜔

_𝑚

𝜏

= 𝑆[𝐺

^(𝑣)

(𝑟, 𝑟

^,

, +𝜏) + 𝐺

^(𝑣)

(𝑟, 𝑟

^,

, −𝜏)]

……….( 8 ) 由( 8 )式可知速度場下兩點之間的交互相關函數與正(τ > 0)、負時間軸 (τ <

(41)

0)速度場經驗格林函數(( 4 )式)相加成正比關係。而正時間軸的速度場經驗格林函 數相當於在 r 點施予脈衝源，於𝑟^,點的脈衝響應函數，反之亦然。

4.3、分析方法

本研究採用 2011 至 2014 年 34 個井下-地表地震觀測站所接收規模大於 4.0 共 398 筆地震尾波資料，以訊噪比值定義尾波長度作為研究依據。首先，藉由比較地表和井下水平各分量的低頻(0.1-0.5 Hz)尾波訊號，校正井下地震資料的方位。再使用地表和井下 N-S、E-W 和 Z 分量的高頻(2-8 Hz)尾波訊號，以地震尾波交互相關法(coda wave cross-correlation)重建水平各個分量以及垂直分量的經驗格林函數；

利用地震直達波(P、S waves)將井下紀錄對地表紀錄作解迴旋(de-convolution)，同樣也可以建立經驗格林函數。最後量測各個分量所得的經驗格林函數的波峰走時，

_𝑢𝑑

(𝑡)

：為垂直 Z 分量的地震紀錄

將水平、垂直絕對振幅的發震時間前 20 秒作為噪訊時間窗(noise window)，

發震時間後最大振幅峰值定義為尾波的起始時間，而後每 20 秒取訊號時間窗 (signal window)，而相鄰時間窗彼此重疊 90%(圖 4-4)。計算每個訊號時間窗和噪訊時間窗內振幅標準差的比值，定義為訊噪比(signal to noise ratio)：

SNR =

^𝜎^{𝑠𝑖𝑛𝑔𝑛𝑎𝑙}

𝜎_{𝑛𝑜𝑖𝑠𝑒} ……….………( 11 )

當訊噪比低於 1 時，最後一個訊號時間窗的結尾就作為尾波的結束時間。如圖 4-5 為 NCUH 測站接收到 2013/6/2 13:43:3.2 南投地震紀錄，選取水平尾波對訊噪比的時間變化，而圖 4-6 及圖 4-7 為選取水平及垂直分量尾波長度的實際範例。

(43)

圖 4-3、本研究所使用 2011 至 2014 年間規模大於 4.0 的地震分佈圖。

(44)

圖 4-4、尾波長度選取示意圖。黑線為地震的絕對振幅，黑色直線為訊號時間窗，綠色直線為噪訊時間窗，淡藍色方塊為尾波的選取時間範圍。

0

Signal window Noise window Coda duration

圖 4-5、選取水平尾波訊號之訊噪比對時間的變化。測站為 NCUH，地震時間為 2013/6/2 13:43:3.2，震央位於台灣南投，深度 14.5 公里，芮氏規模 6.5。

(45)

圖 4-6、選取水平分量尾波長度的實際範例。紅線標示發震時間，藍色方塊標示尾波選取的範圍。由於井下測站背景雜訊較低，尾波長度以井下測站資料定義。

地震資訊同圖 4-5 圖說。

surface

borehole

borehole HLE

HLN

HL1

HL2

(46)

4.3.2、井下資料方位角修正

建立井下-地表 EGF 之前，必須先校正井下地震儀水平分量資料的方位角。我們從先前未濾波的速度場水平分量地震資料，將地表資料與井下資料之尾波訊號提取出來。之後針對井下未修正方位 N-S 分量和 E-W 分量的尾波訊號，以 5˚度的間隔順時針投影至 0˚度到 355˚度共 72 個方位分量 (0˚定義為正對未修正前井下的 N-S 分量)。

將井下 72 個方位分量的尾波訊號分別對地表(1)N-S 分量和(2)E-W 分量的尾波訊號作交互相關運算。流程如下：由於尾波振幅隨時間以對數形式衰減，為了避免尾波前段直達波主導整體結果，我們把井下及地表水平尾波訊號分割成數個 100 秒

圖 4-7、選取垂直分量尾波長度的實際範例。地震資訊同圖 4-5 圖說。

surface

borehole HLZ

HLZ

(47)

的時間窗，相鄰時間窗彼此重疊 90%，並在頻率域進行交互相關運算。確保疊加後各個時間窗所得 CCF 有相同的功率頻譜密度(power spectrum density)，在頻率域計算 CCF 時同時進行頻譜白化(spectrum whitening)處理：

𝐶

_𝑟𝑟^(𝑣)^,

(𝜔) =

_|𝑣^𝑣^𝑟^(𝜔)𝑣^𝑟,^∗^(𝜔)

𝑟(𝜔)||𝑣_𝑟,(𝜔)|………( 12 )

𝐶

_𝑟𝑟^(𝑣)^,

(𝜔)

：頻率域之交互相關函數，又稱相干性(coherency)

𝑣(𝜔)

^{：速度場紀錄頻譜}

*

：共軛複數（complex conjugate）

最後疊加所有時間窗所得的 CCF 後，以疊加個數平均疊加後 CCF 的振幅。

將所有的 CCF 進行帶通濾波 0.1-0.5 Hz，由於選取頻段的 S 波波長範圍大於井下-地表測站間距(< 400 m)，當井下水平尾波訊號旋轉到正確的方位時，會與地表水平尾波訊號同步並且在 CCF 原點處有最大的峰值(圖 4-8)。透過頻譜白化處理，

使得不同規模大小地震所得 CCF 振幅有相同的基準。我們採用所有 2011-2014 年的地震尾波訊號，比較井下 72 個方位分量對地表(1) N-S 與(2)E-W 分量尾波訊號的 CCF 原點處振幅，能得到旋轉角度對原點振幅的曲線(圖 4-9、圖 4-10)，並使用三次仿樣內插法(cubic spline interpolation)對曲線內插，尋找最大值以確定旋轉角度正對地表測站 N-S 與 E-W 方向。由於 0˚定義為正對未修正前井下測站 N-S 分量，

因此正對地表測站 N-S 方向的旋轉角度即為方位角修正值；而正對地表測站 E-W

(48)

前後有明顯改變。我們以人工方式依照時間分類不同的旋轉角度，並將正對地表測站 E-W 方向的旋轉角度資料扣除 90˚度，同時納入正對地表測站 N-S 方向的旋轉角度資料，以中位數(median)作為井下測站整體的方位角修正值。最後依據所得時間段的方位角修正值校正所有井下資料(圖 4-12)，圖 4-13 為使用 HGSD 測站接收到 2013/6/2 13:43:3.2 南投地震紀錄，方位角修正前後波形比較。所有測站的方位角修正值請詳見附錄 A。

(49)

圖 4-8、HGSD 測站井下各個方位分量對地表測站(1) N-S 與(2)E-W 分量尾波訊號的 CCF。左圖結果顯示，當井下水平尾波訊號順時針旋轉至 210˚度左右時，

與地表 N-S 分量尾波訊號的 CCF 在零點處有最大值；右圖顯示井下水平尾波訊號順時針旋轉300˚度左右時，與地表 E-W 分量尾波訊號的 CCF 在原點處有最大值。

(50)

圖 4-9、正對 HGSD 地表測站 N-S 方向之旋轉角度對 CCF 原點振幅的曲線。

灰線為個別地震所得結果。

圖 4-10、正對 HGSD 地表測站 E-W 方向之旋轉角度對 CCF 原點振幅的曲線。

灰線為個別地震所得結果。

(51)

圖 4-11、HGSD 測站井下方位旋轉角度。2011-2014 年選取規模大於 4.0 地震而得正對地表測站 N-S(黃色三角形)與 E-W 方向(紅色三角形)的井下方位旋轉角度，於 2012 年 300 日前後有明顯改變。

(52)

4.3.3、地震尾波交互相關法

校正井下地震儀水平分量資料的方位角之後，我們使用 4.4.1 小節所提及未濾波的速度場地震尾波訊號以建立(1)垂直及(2)水平分量井下-地表 EGF。

將地表及井下垂直分量的地震尾波訊號，同樣分割為數個 100 秒的時間窗，

相鄰時間窗彼此重疊 90%，並在頻率域進行交互相關運算並同時頻譜白化。疊加所有時間窗所得的 CCF 後，將 CCF 振幅以疊加個數平均。為了增加井下-地表 EGF 的訊噪比，再次疊加個別地震所得的 CCF 並將振幅以地震個數平均。最後對疊加後 CCF 進行高通濾波 2 Hz，而得垂直分量井下-地表 EGF。圖 4-14 為 CHY 測站圖 4-13、HGSD 測站方位角修正前後波形比較。範例為 2013/6/2 13:43:3.2 南投地震紀錄，濾波 0.1-1 Hz。修正後井下測站波形相似於地表測站波形。

surface borehole borehole

HLE HHE HH2

after calibration

before calibration

(53)

疊加 217 筆地震結果，所得的垂直分量井下-地表 EGF。

藉由地表及井下 N-S 和 E-W 分量的地震尾波訊號，交叉進行交互相關運算而得四種 CCF：𝐶_𝑁𝑁、𝐶_𝑁𝐸、𝐶_𝐸𝐸、和𝐶_𝐸𝑁。下標的第一個字母表示為井下測站的方位，第二個字母為地表測站的方位，而交互相關運算流程如同前段所述。透過下列 (13)、(14)式，以每 5˚度的間隔順時針建立 0˚度到 175˚度共 36 個方位的 CCF：

𝐶

_𝜃𝜃

= 𝐶

_𝑁𝑁

cos 𝜃 cos 𝜃 + 𝐶

_𝐸𝑁

sin 𝜃 cos 𝜃

+𝐶

_𝑁𝐸

sin 𝜃 cos 𝜃 + 𝐶

_𝐸𝐸

sin 𝜃 sin 𝜃 ..

...( 13 )

𝐶

_(𝜃+𝜋

2)(𝜃+𝜋

2)

= 𝐶

_𝑁𝑁

sin 𝜃 sin 𝜃 − 𝐶

_𝐸𝑁

sin 𝜃 cos 𝜃

−𝐶

_𝑁𝐸

sin 𝜃 cos 𝜃 + 𝐶

_𝐸𝐸

cos 𝜃 cos 𝜃

... ( 14 )

θ

：方位角。0˚度定義為正北。

最後對水平 36 個方位分量的 CCF 進行帶通濾波 2-8 Hz，而得一組水平分量井下- 地表 EGF。圖 4-15 為 CHY 測站疊加 217 筆地震結果，所得的水平分量井下-地表 EGF，並以方位角排列。

由於選取頻段垂直分量(> 2 Hz)及水平分量( 2-8 Hz)的體波波長範圍小於井下 -地表測站間距，因此 EGF 中的波峰走時能充分顯示地表-井下測站路徑間的體波震波訊息。由 4.3 節(8)式而知負時間軸(acausal part，τ< 0)的 EGF 代表於井下測站施予脈衝源，地表測站的脈衝響應函數；而正時間軸(causal part，τ> 0) 的 EGF

(54)

圖 4-14、使用 CHY 測站垂直分量資料以交互相關法建立的井下-地表測站經驗格林函數波形。EGF 中波峰走時約為 0.2 秒左右。

Time (sec)

Amplit ude

(55)

(56)

4.3.4、地震解迴旋法

除了地震尾波訊號，使用地震直達波同樣可以利用解迴旋(de-convolution)建立 EGF。當一地震垂直入射井下-地表測站時，在井下測站會接收到到時最早的上行波(up-going wave)以及經過地表反射的下行波(down-going wave)；而在地表測站則同時紀錄到上行與下行波，其到時介於井下測站接收到的上行波及下行波到時之間(圖 4-17)。我們依據 Mehta 等人在 2007 年所提出的解迴旋技術分別建立垂直及水平分量井下-地表的 EGF。

為了確保地震波垂直入射井下-地表測站，本研究採用 2011-2013 年間測站方圖 4-16、CHY 測站 115˚度及 25˚度水平經驗格林函數比較。紅色波形為 25˚度的 EGF，而綠色波形則為 115˚度的 EGF。

Time (sec)

Amplit ude

(57)

人工方式挑選地表測站接收到的 P 波和 S 波到時。同時以地表 P 波到時前後 1 秒，

選取井下和地表測站垂直紀錄(圖 4-18)；以 S 波到時前後 3 秒，選取井下和地表測站水平紀錄(圖 4-19)。圖 4-18 及圖 4-19 為所選取 CHY 井下和地表測站垂直及水平紀錄，不論 P 波或 S 波，皆可由地表紀錄看出明顯的單一波形，以及井下紀錄的上行波及下行波。

將所選取井下及地表水平紀錄以5˚度的間隔，順時針投影至 0˚度到 175˚度共 36 個方位分量。並使用垂直及水平的 36 個方位分量的紀錄，把井下紀錄對地表紀錄在頻率域裡解迴旋(Mehta et al., 2007)：

𝐷(𝜔) =

^𝑣_𝑣^𝑏^(𝜔)

𝑠(𝜔)

=

^𝑣_|𝑣^𝑏^(𝜔)𝑣^𝑠^∗^(𝜔)

𝑠(𝜔)|²+𝜀………..( 15 )

𝐷(𝜔)

：解迴旋函數(de-convolution function)

𝑣

_𝑠

(𝜔)

和

𝑣

_𝑏

(𝜔)

：地表及井下測站速度場紀錄

*

：共軛複數（complex conjugate）

𝜀

：阻尼係數。避免分母有極小值，本研究採用 0.05。

為了增加訊噪比，將個別地震所得的解迴旋函數疊加並將函數振幅以地震個數平均，建立井下-地表 EGF。

垂直 EGF 負時間軸的波鋒代表於上行 P 波於井下-地表測站間的走時；正時間軸的波鋒相當於下行 P 波於測站間的走時；同理可知，水平 EGF 正、負時間軸

(58)

位角排列，EGF 中波峰走時範圍為 0.7-0.75 秒，在方位角 115˚度時波峰最早到達，

而在25˚度時最晚到達。

圖 4-17、地震垂直入射井下-地表測站示意圖。井下測站會接收到上行波和下行波，而地表測站則同時紀錄到上行波與下行波，波形相對單純。

surface

borehole

Ś S

Ŝ S

Ŝ Ś

borehole

surface

(59)

圖 4-18、所選取 CHY 井下和地表測站垂直速度紀錄。地震時間 2012 11/18 21:02:34.04，震央位於臺灣嘉義，深度 10.26 公里，芮氏規模 2.1。

surface

borehole

HLZ

HLN

HLE

surface

borehole

(60)

圖 4-20、使用 CHY 測站垂直分量資料以解迴旋法建立的井下-地表測站經驗格林函數波形。EGF 中波峰走時約為 0.2 秒左右。

Time (sec)

Amplit ude

𝜑

^{：快軸方向}

以正弦及餘弦函數所組成的多項式表示( 16 )式：

𝑉

_𝑠

(𝜃) = 𝑉

_𝑖𝑠𝑜

+ 𝑣

₁

cos 2𝜃 + 𝑣

₂

sin 2𝜃

………..( 17 )

𝑉

_𝑎𝑛𝑖

= √𝑣

₁²

+ 𝑣

₂²………....( 18 )

𝜑 =

¹₂

tan

⁻¹

(

D

^{：地層厚度}

圖 4-22(a)(b)為量測 CHY 測站震波非均向性的實際範例。(a)圖及(b)圖分別為地震尾波交互相關法及地震直達波解迴旋法所得的結果，藉由量測井下-地表 EGF 36 個水平方位 S 波波速(圖 4-22 灰色圓圈)，建立最佳擬合曲線(圖 4-22 黑色虛線) 而得到震波非均向性訊息。表 4-1 比較前述兩種建立 EGF 方法在正負時間軸的量測結果，顯示 Vp、Vs、震波非均向性強度和快軸方向均有相近的數值。暗示著地震在最大振幅過後，垂直分量尾波訊號大部分以 P 波的形式存在，而水平分量尾波訊號以 S 波的形式存在。不過由於解迴旋法受限於地震位置以及震波入射角，

所以我們採用地震尾波交互相關法建立 EGF。

表 4-1、CHY 測站交互相關法和解迴旋法量測結果比較。

Vp (m/sec)

均向性 Vs (m/sec)

非均向性強度 (%)

快軸方向 (。)

(64)

由於井下-地表測站為垂直分布，地表以上的介質沒有尾波傳遞而未達到均勻散射波場的條件，所計算的 EGF 在時間的正負兩側並不全然對稱。負時間的 EGF 波場能量來源為地表以下的尾波散射波場；因為地表為強反射面，推論正時間的 EGF 波場能量可能由地表反射的尾波所提供，作用機制尚未明瞭。因此我們以地震尾波交互相關法建立 EGF 並選擇負時間軸量測震波速度及非均向性。所有測站的震波非均向性量測結果請詳見附錄 B。

(65)

(a)

(b)

(66)

第五章、結果

本研究採用 2011 至 2014 年 34 個中央氣象局及台灣地震寬頻網井下-地表地震觀測站所接收規模大於 4.0 共 398 筆地震尾波資料，並以地震尾波交互相關法建立垂直及水平經驗格林函數，共量測近地表 31 筆 Vp、33 筆均向性 Vs、31 筆 Vp/Vs 比值，及同時獲得 33 組震波非均向性參數，並且以量測結果預估近地表的剪力波分離時間(表 5-1)。本章結綜合上列震波參數以不同地質分區描述之。

5.1、 P 波、S 波波速量測及 Vp/Vs 比值

圖 5-1 為量測垂直經驗格林函數的波峰走時所得的 P 波波速結果；圖 5-2 為使用水平經驗格林函數所得的均向性 S 波波速(見(16)式)；而圖 5-3 則為所得 Vp/Vs 比值。臺灣不同區域近地表的震波速度存在很大的差異，但是主要 P、S 波快慢波速分布形態類似。而近地表的 Vp/Vs 比值普遍偏高，範圍約 1.4-4.5，暗示近地表岩層的孔隙率高因而含水飽和程度高。本研究顯示過去利用地震資料所得的震波速度層析成像 (seismic tomography) 結果(e.g., Kuo-Chen et al., 2012; Wu et al., 2007;

Kim et al., 2005)，淺部地殼的速度變化程度可能高度被低估。

測站位於富含現代沖積物的西部平原(RLNB、WDLH、CHY、TAIB(H)、SNJ、

SSP)、宜蘭平原(ILA、NTC)、以及北部區域的桃園台地(NCUH)和淡水河流域(NTS) 等區域，相較於其他區域有較慢的震波速度以及較高的 Vp/Vs 比值。P 波波速範圍為 1106-2475 m/sec；S 波波速範圍為 288-899 m/sec；Vp/Vs 比值範圍為 3.07-4.25。

在 RLNB 測站量測到所有測站中最慢的震波波速，以及在 ILA 測站量測到臺灣島內測站最高的 Vp/Vs 比值。位於西部麓山帶(NHDH、HSNB(H)、NMLH、WDJ、

(67)

WHP、WCHH、WJS、WHY、SNS、SLG)的測站相較於位在富含沖積物的區域，

所得的震波速度稍快而 Vp/Vs 比值較低。越靠近東側中央山脈，其震波速度逐漸變快而 Vp/Vs 比值逐漸變低。P 波波速範圍為 1744-3223 m/sec；S 波波速範圍為 544-1569 m/sec；Vp/Vs 比值範圍為 2.05-3.54。測站位於中央山脈西翼雪山山脈 (NWL、NDT)以及東翼脊梁山脈(NNSH、ETLH、OWD、ECL)，相較其他區域震波速度為快而 Vp/Vs 比值較低。P 波波速範圍為 2833-4835 m/sec；S 波波速範圍為 1212-2597 m/sec；Vp/Vs 比值範圍為 1.67-2.43。而在 NNSH 測站量測到所有測站中最快的震波波速，以及在 OWD 測站量測到測站中最低的 Vp/Vs 比值。東部區域之花東縱谷(HWA、EGFH、TTN)及海岸山脈(HGSD)的測站，震波速度、Vp/Vs 比值範圍相似於西部平原及西部麓山帶的量測。P 波波速範圍為 1327-2367 m/sec；

S 波波速範圍為 608-899 m/sec；Vp/Vs 比值範圍為 2.52-3.56。

蘭嶼(LAY)、小琉球(WLCH)和澎湖(PNG)等離島區域的測站。P 波波速依序為 1757、1226、2546 m/sec；S 波波速為 389、585、948 m/sec；Vp/Vs 比值為 4.51、

2.10、2.69。其中 LAY 測站量測到所有測站最高的 Vp/Vs 比值。

綜合以上結果，富含沖積物的區域震波速度慢，Vp/Vs 比值大；而進入西部麓山帶後震波速度向東逐漸增加，Vp/Vs 比值逐漸變小；在中央山脈區域震波速度隨著區域雖然差異性大，普遍上震波速度快，Vp/Vs 比值小。各個離島區域地質環境差異大，但是整體而言震波速度偏慢，Vp/Vs 比值大。

(68)

圖 5-1、本研究所得台灣近地表測站的 P 波震波速度分布圖。臺灣海岸線輪廓及主要地質分區由黑線標示。

(69)

(70)

圖 5-3、本研究所得台灣近地表測站的 Vp/Vs 比值分布圖。

(71)

5.2、近地表震波非均向性

圖 5-4 為使用水平經驗格林函數量測震波非均向性時，所得震波非均向性的強度及方向(見 4.3.5 小節(16)式)。

臺灣各個區域近地表之震波非均向性強度及方向有很大的差異。測站位於西部平原(RLNB、WDLH、CHY、TAIB(H)、SNJ、SSP)的震波非均向性強度偏小，

除了 TAIB(H)、CHY 測站分別觀測到 16.4%、9.2%的數值外，強度範圍在 0.2%- 4.6%；快軸方向大致為東南東-西北西向(~N25˚W)。位在北段西部麓山帶(HSNB、

NMLH、WHP、WDJ、WCHH)及北部區域(NCUH、NTS)的測站，其震波非均向性強度範圍為 2.9%-11.4%；快軸方向範圍從北部區域的南北向(NS)逐漸往南轉變為東南南-西北北(~N30˚W)。南段西部麓山帶的測站(WJS、WHY、SNS、SLG)量測到的震波非均向強度範圍在 3.7%-11.7%；快軸方向隨著區域而有所不同：WJS、

WHY 測站為南北向(NS)及 SNS 測站為東北-西南向(N45˚E)，此三測站快軸方向同於與山脈走向；SLG 測站為東西向(EW)。中央山脈區域(NHDH、NTC、NWL、NDT、

NNSH、ETLH、OWD、ECL)之測站，其震波非均向強度存在很大的差異，強度範圍為 4.3%-34.4%；快軸方向也同向於中央山脈走向，普遍為東北北-西南南方向 (~N40˚E)。東部區域之花東縱谷(HWA、EGFH、TTN)、海岸山脈(HGSD) 及離島區域蘭嶼(LAY)的測站，其震波非均向性範圍為 5.6%-19.9%；快軸方向範圍由東南

(72)

整體來說，臺灣近地表震波非均向性快軸方向可以分為兩種形態：平行於水平壓縮軸應變方向及平行於山脈走向。臺灣西側的快軸方向，由西部平原、西部麓山帶的東南東-西北西方向(~N25˚W)逐漸往北轉向至北部區域的南北方向(NS)，變化趨勢大致平行於水平壓縮軸應變方向。而震波非均向性強度普遍為 10%左右；

進入山脈區域後，快軸方向逐漸與山脈走向同向。各測站之震波非均向性強度差異性很大，範圍可由 4.3%至 34.4%，存在著由西部麓山帶向東側中央山脈逐漸增強的變化趨勢。東部區域的快軸方向大致為東南-西北向(~N30˚W)至南北向(NS)。而北段震波非均向性強度較大，為 18%左右，而南段 TTN、LAY 測站非均向性強度較小，分別為 11.5%與 5.6%。離島區域快軸方向無一致的結果，震波非均向性強度整體低於 11.0%。

(73)

(74)

5.3、剪力波分離時間預估

由於各個井下測站的深度範圍不一，我們假設近地表 500 公尺內有相同的震波非均向性特性，將所得的快軸和慢軸速度換算成剪力波分離時間(見 4.3.5 小節 (21)式)。觀測地震的剪力波分離作用時，此結果可做為相關研究評估近地表影響的依據。

圖 5-5 為本研究近地表 500 公尺內之剪力波分離時間預估。整體而言，震波非均向性程度和剪力波分離時間沒有直接的關係。此外，近地表造成的剪力波分離時間普遍不大於 0.1 秒，在花東縱谷區域北段(HWA、EGFH、HGSD)有較大的分離時間；臺灣西南部的 CHY 和 TAIB(H)測站預估的分離時間分別可達 0.09 秒 0.20 秒，若此震波非均向性構造延伸至地表下數公里，將可累積相當可觀的分離時間，

因此此區域地殼內的剪力波分離作用有可能主要由近地表地殼所貢獻。

(75)

(76)

表 5-1、本研究所得震波速度及震波非均向性參數。

Vp (m/sec) 均向性 Vs (m/sec)

Vp/Vs 比值

非均向性強度 (%)

快軸方向 (。)

快軸方向 Vs (m/sec)

慢軸方向 Vs (m/sec)

500 公尺預估分離時間(sec)

CHY 1927 544 3.54 9.2 113 571 518 0.089 ECL 2941 1212 2.43 21.0 171 1354 1070 0.098 EGFH 2262 899 2.52 19.3 121 994 802 0.120 ETLH 1932 778 2.48 8.7 56 813 743 0.058 HWA 2367 725 3.26 19.9 179 805 645 0.155 ILA 1625 383 4.25 2.2 162 387 379 0.028 LAY 1756 389 4.51 5.6 161 400 378 0.074 NCUH 1985 615 3.23 10.0 164 647 582 0.086 NDT 2833 1335 2.12 18.9 28 1474 1196 0.079 NHDH 2104 862 2.44 12.9 50 922 803 0.080 NMLH 1744 653 2.67 4.0 145 666 640 0.031 NNSH 4835 2597 1.86 32.6 42 3102 2092 0.078 NTC 2110 500 4.22 9.7 55 525 474 0.102 NTS 2475 666 3.72 2.9 14 676 656 0.022 NWL 4041 2777 1.46 4.3 95 2839 2716 0.008 OWD 3821 2285 1.67 34.4 41 2760 1810 0.095 PNG 2547 948 2.69 3.9 104 967 929 0.021 SLG 3223 1569 2.05 8.2 93 1636 1502 0.027

SNJ 753 4.6 87 771 735 0.031

SNS 2693 1107 2.43 9.2 44 1161 1054 0.044 SSP 1801 491 3.67 1.6 129 495 487 0.017 TTN 1965 640 3.07 11.5 149 679 601 0.096 2016 590 3.41 9.6 119 620 561 0.085

(77)

WDJ 2093 701 2.99 11.4 134 743 659 0.086 WDLH 1826 428 4.27 1.5 143 431 425 0.017 WHP 1794 867 2.07 11.2 141 919 816 0.068 WHY 2662 1300 2.05 3.7 2 1325 1276 0.014 WJS 2260 981 2.30 11.7 176 1042 920 0.064 WLCH 1226 585 2.10 11.4 32 620 549 0.103 RLNB 1106 288 3.84 0.2 88 289 288 0.004 HGSD 1327 608 2.18 17.7 169 667 549 0.162 TAIB(H) 437 16.4 116 476 398 0.205 HSNB(H) 2044 663 3.08 9.9 180 697 629 0.078

(78)

第六章、討論

6.1、臺灣近地表之區域震波特性討論

臺灣各測站淺地表的震波速度及震波非均向性存在很大的差異性，並且與區域地質分區高度相關。因此本研究依照各測站位置區分為東、西、南、北以及離島區域(圖 6-1)，並針對各測站量測結果與鑽井地質資料及經濟部中央地質調查所出版之二十五萬分之一台灣地質圖(地層圖例於附錄 C)進行探討：

(1)北部區域：涵蓋桃園台地、西部麓山帶、雪山山脈與宜蘭平原等區域。圖 6-1 之區塊(a)包含 NTS、NCUH、HSNB(H)測站；區塊(b)包含

NHDH、NWL、NTC、ILA 測站。

(2)西部區域：涵蓋西部麓山帶以及西部平原區域。圖 6-1 之區塊(c)包含 NMLH、

WDJ、WHP、 WCHH 測站；區塊(d)包含 RLNB、WJS、WHY、

WDLH、CHY 測站。

(3)南部區域：涵蓋西部平原、西部麓山帶、中央脊梁山脈及花東縱谷南段區域。

圖 6-1 之區塊(e)包含 SNS、TAIB(H)、SLG、SNJ 測站；區塊(f)包含 TTN、ECL、SSP 測站。

(4)東部區域：涵蓋海岸山脈、花東縱谷及中央脊梁山脈北段區域。圖 6-1 之區塊 (g)包含 ETLH、OWD、HWA、EGFH、HGSD 測站；區塊(h)包含 NDT、NNSH 測站。

(5)離島區域：涵蓋澎湖群島、小琉球、蘭嶼。測站 PNG、WLCH、LAY 分別位於圖 6-1 之區塊(i)、(j)、(k)。

(79)

臺灣地區近地表之震波非均向性研究

國立臺灣大學理學院地質科學研究所 碩士論文

Department of Geoscience College of Science

National Taiwan University Master Thesis

臺灣地區近地表之震波非均向性研究

On the Near-surface Seismic Anisotropy of Taiwan

陳力維 Li-Wei Chen

指導教授：龔源成 博士

梁文宗 博士

誌謝

中文摘要

Abstract

目錄

Abstract ... iv

圖目錄

表目錄

第一章、 緒論

1.1、 震波非均向性

1.2、 成因探討

1.3、 研究動機

第二章、 研究區域概況

2.1、 臺灣地體架構及區域地質

VII Ia

II

II

III IV

V

VI

Ib

IV

2.2、 臺灣水平應力及應變場

第三章、 資料簡介

第四章、 理論背景及分析方法

4.1、 震波干涉法

τ < 0

τ > 0

4.2、 理論背景

𝑢(𝑟, 𝑡) = ∑

(𝑎

𝑠𝑖𝑛 𝜔

𝑡 + 𝑏

𝑐𝑜𝑠 𝜔

𝑡)

𝑢(𝑟, 𝑡)

𝜔

𝑢

(𝑟)

𝑎

𝑏

G(𝑟, 𝑟

, 𝑡)

G(𝑟, 𝑟

, 𝑡) = ∑

sin 𝜔

𝑡

𝑢(𝑟, 𝑡)

t

v(𝑟, 𝑡) = ∑ 𝑢

(𝑟) (𝑎

cos 𝜔

𝑡 − 𝑏

sin 𝜔

𝑡)

T

τ

𝐶

(𝜏) = ∑ 𝑢

(𝑟)

𝑢

(𝑟

) ×

∫ {〈𝑎

𝑎

〉 cos 𝜔

𝑡 cos 𝜔

(𝑡 + 𝜏)

−〈𝑎

𝑏

〉cos 𝜔

𝑡 sin 𝜔

國立臺灣大學理學院地質科學研究所碩士論文

指導教授：龔源成博士

梁文宗博士

第一章、緒論

1.1、震波非均向性

1.2、成因探討

1.3、研究動機

第二章、研究區域概況

2.1、臺灣地體架構及區域地質

2.2、臺灣水平應力及應變場

第三章、資料簡介

第四章、理論背景及分析方法

4.1、震波干涉法

4.2、理論背景

4.3、分析方法

4.3.1、資料處理

4.3.2、井下資料方位角修正