第四章 模擬與分析

第四章 模擬與分析

4.1

在建立初始模型時，需將地表地形之起伏考慮在內，測站之位置則在野外以 GPS 量測而得，然後再由數位地形資料中讀取每一測站之高程。接著根據線形陣 列所在之位置，規劃所需之測線剖面，如圖 4-1 所示，以經度 121.3203°E、緯度 23.7584°N 為模型的原點；而經度 121.7374°E、緯度 23.446°N 為模型的終點。原 點位置位於中央山脈東翼。距原點約 5 公里處，則是第一個測站所在位置，離約 測站約 13 公里處即進入花東縱谷所在的位置：即測站 KF07 和 KF08 的所在位 置，接下來離測站約 19 公里處即進入海岸山脈，而在測線約 27 公里處，則是台 灣東部海陸交界的地方，終點位置在花蓮外海處約 55 公里處。

此研究區域的初始速度模型：由於此區沒有仔細的地下構造研究成果，因此 在建立此研究區域的初始模型，花蓮光復區域陸上速度，僅能參考 Kim et al.(2005) 研究區域 C-C’剖面，和 Lin et al. (1998)利用 Yeh et al.(1997) 於花蓮地區收集的 觀測資料反演該地區的三維速度構造，其中測線 Y=-30km 與本研究區域較相 近；花蓮光復外海則是參考 Shih et al. (1998)，而大致上得到的一個初始速度模 型。

4.2 正演模擬

所謂正演模擬( Forward modeling )，在此是指利用波線追跡法加上人為判斷 的方式，不斷經由試誤法修正模型參數，直到找出模型誤差為可接受的範圍為 止。而在模擬過程中，程式會提供T_RMS值( RMS traveltime residual )作為理論走時 與觀測走時之間誤差的參考，即T 值越小，表示理論走時與觀測走時接近；但

如果發現理論值與觀測值之間的斜率相差太大，或到達時間偏離太遠，表示可能 是波相的選取錯誤，需先重新桃取正確之波相，再來進行正推模擬。

在研究範圍內盡量挑取位在觀測陣列及其延伸線上之地震，且地震紀錄主要 選取有較清析的折射波相，總共有 6 個地震事件被選用作為波線追跡模擬，表 4-1 是這次所選取做為波線追跡模擬的地震事件之相關資料，圖 4-1 則是其位分 布情形。

其中地震代號是以地震所在的區域來作為區別，在花東縱谷的西邊選取兩個 地震事件，代號分別為 W01 和 W02；在花東縱谷東邊選取四個地震，其代號為 E01~E04。而所有震源的基本資料都是採用 CWBSN 的定位資料。

表 4-1 本研究選取作為波線追跡模擬的地震事件基本資料。

地震代號 發震時間(UTC) yy/mm/dd/hh/mm

經度(°E) 緯度(°N) 深度(km) 規模 (M _L)

E01 2003/11/21/17/08 121.5818 23.5093 26.97 3.13 E02 2003/10/27/12/41 121.6560 23.5236 29.22 3.04 E03 2003/12/06/13/51 121.6620 23.5110 25.60 3.10 E04 2003/12/21/00/23 121.7220 23.4822 31.84 3.44 W01 2004/01/05/19/44 121.3983 23.7308 17.99 3.19 W02 2003/10/30/09/14 121.4083 23.7377 20.00 3.57

圖 4-1 觀測陣列之測站與選取的地震事件位置圖。

：代表斷層； ：代表選取的地震事件； ：代表擺設的測站。

4.3 觀測波形分析

地震事件波相記錄圖，我們可從波相紀錄圖(圖 4-2)中觀察到兩個明顯的現象。

第一，從圖中，我們可以很明顯的看到測站 KF05 和 KF06 之間，也就是以藍色 粗線為分界，使得 KF01 至 KF05 測站的直達波到時斜率，以及 KF06 至 KF15 測站的直達波到時斜率出現一個直達波時間的不連續。因此我們可以推測測站 KF05 和 KF06 之間可能存在一個速度不連續的界面，使得測站 KF05 和 KF06 之 間的到時斜率產生不連續。第二，從 KF06 至 KF15 測站的地震紀錄中，可以觀 察到一個很典型的快速折射波相，圖中以紅色的不連續粗體線表之，即是振幅小 的波相比振幅大的波相早到達地面測站，所以可能暗示在這四個地震事件下方可 能存在一個高速的界面，能產生快速的折射波相。

接下來看選取位於花東縱谷西側的兩個地震事件(圖 4-1)，從測站的地震紀 錄圖中(圖 4-3)，一方面沒有發現跟花東縱谷東側地震事件一樣的折射波相；另 一方面則是 KF05 和 KF06 之間的地震紀錄時間，雖然有些許的改變，但卻沒有 那麼大的差異(圖 4-3 中的藍線分隔)。因此可以得到兩點推測，即是在花東縱谷 西側的地震事件，其下方可能不存在高速的折射界面，且到時斜率較不受向東傾 斜的高角度界面的影響。

4.4 各個地震模擬分析

所有地震之模擬分析，以下分成花東縱谷東側與西側兩組來說明之。

4.4.1 花東縱谷東側地震事件 ─ E01~E04

在研究區域花東縱谷東側，選用了四個地震事件來進行模擬，其地震資料於 表 4-1 中。此四個地震事件除了區域所在位置相同，從觀察波相上(圖 4-4a、4-5a、

4-6a、4-7a)看來亦極為相似，所以放在一起比較。而圖 4-4b、圖 4-5b、圖 4-6b、

圖 4-7b，分別為這四個地震事件經過模擬後波傳路徑與理論到時的結果。

4.4.1.1 地震事件 E01

此地震位於花蓮外海(圖 4-1)，震源深度 26.97 公里，距離測線原點 38.15 公 里處。從Z方向波相圖(圖 4-4a)中，可以很明顯的挑出兩個清晰的波相，其中包 含了一個初達波Pg，以及振幅小於直達波的折射波Pr。對這兩組波相的波傳路徑 進行正演模擬(圖 4-4b)，認為此地震事件可能發生於海洋地殼中。其中直達波P_g 路徑，在測站KF01 至KF03 於海洋地殼中傳遞再由測站所接收；而測站KF06 至 KF09 則是從海洋地殼出發再經由一個大陸地殼上部物質，最後經過低速帶再由 測站接收；測站KF10 至KF13 則是先經海洋地殼再經過大陸地殼物質，由測站所 接收。折射波相P_r的路徑，則是從海洋地殼出發，然後經其下方約 28 公里處的 一個高速折射面，於測站KF0６至KF09 下方，再經上部地殼物質下方的折射面，

經大陸地殼物質及一個低速帶後由測站所接收；測站KF10 至KF13 則是經上部地 殼物質下方的折射面，再經大陸地殼物質由測站所接收。

模擬的結果(圖 4-4b)中可看到理論到時與觀測到時有一致的趨勢，其中折射 波P_r的模擬吻合度較高。而直達波P_g的模擬在KF01 至KF03、KF06 至KF09 及KF13 有些許的差異，測站KF01 至KF03 可能是受到測站附近的其下方的地質影響，即 海岸山脈玄武岩質較鄰近區域較為高速，因此觀測到時會較理論到時為少；測站 KF06 至KF09 及KF13，可能是經過的路徑需要較為低速的地質區域，或是由於

波相(圖 4-4a)上的選取所造成的誤差量。

4.4.1.2 地震事件 E02

此地震位同樣位於花蓮外海(圖 4-1)，震源深度 29.22 公里，距離測線原點 42.99 公里處。從Z方向波相圖(圖 4-5a)中，可以很明顯的挑出兩個清晰的波相，

其中包含了一個初達波P_g，以及振幅小於直達波的折射波P_r。對這兩組波相的波 傳路徑進行正演模擬(圖 4-5b)，認為此地震事件可能發生於海洋地殼中。其中直 達波P_g路徑，在測站KF01 至KF05 於海洋地殼中傳遞再由測站所接收；測站KF06 則是海洋地殼中傳遞再經由一個低速帶由測站所接收；而測站KF07 至KF09 則是 從海洋地殼出發再經由一個大陸地殼上部物質，最後經過低速帶再由測站接收；

測站KF10 至KF15 則是先經海洋地殼再經過大陸地殼物質，由測站所接收。折射 波相P_r的路徑，則是從海洋地殼出發，然後經其下方約 31 公里處的一個高速折 射面，於測站KF0６至KF09 下方，再經上部地殼物質下方的折射面，經大陸地 殼物質及一個低速帶後由測站所接收；測站KF10 至KF15 則是經上部地殼物質下 方的折射面，再經大陸地殼物質由測站所接收。

模擬的結果(圖 4-5b)中可看到理論到時與觀測到時有一致的趨勢，直達波Pg

和折射波P_r在此地震事件中的模擬吻合度皆較其他地震事件為高。而直達波P_g的 模擬在KF06 至KF09 及KF15 有些許的差異，測站KF06 至KF09，可能是經過的 路徑需要較為低速的地質區域，或是由於波相(圖 4-5a)上的選取所造成的誤差 量。而測站KF15 的到時誤差，可能來自於波相選取上的誤差，因為若要將整個 區域速度增加，勢必造成測站KF06 至KF09 的誤差更大。

4.4.1.3 地震事件 E03

此地震位同樣位於花蓮外海(圖 4-1)，震源深度 25.60 公里，距離測線原點 44.35 公里處。從Z方向波相圖(圖 4-6a)中，可以很明顯的挑出兩個清晰的波相，

其中包含了一個初達波P_g，以及振幅小於直達波的折射波P_r。對這兩組波相的波 傳路徑進行正演模擬(圖 4-6b)，認為此地震事件可能發生於海洋地殼中。其中直 達波P_g路徑，在測站KF01 至KF03 於海洋地殼中傳遞再由測站所接收；測站KF06 則是海洋地殼中傳遞再經由一個低速帶由測站所接收；而測站KF07 至KF09 則是 從海洋地殼出發再經由一個大陸地殼上部物質，最後經過低速帶再由測站接收；

測站KF10 至KF15 則是先經海洋地殼再經過大陸地殼物質，由測站所接收。折射 波相P_r的路徑，則是從海洋地殼出發，然後經其下方約 25 公里處的一個高速折 射面，於測站KF0６至KF09 下方，再經上部地殼物質下方的折射面，經大陸地 殼物質及一個低速帶後由測站所接收；測站KF10 至KF15 則是經上部地殼物質下 方的折射面，再經大陸地殼物質由測站所接收。

模擬的結果(圖 4-6b)中可看到理論到時與觀測到時有一致的趨勢，但直達波 P_g和折射波P_r在此地震事件中的模擬吻合度皆較其他地震事件為低。其中測站 KF06 至測站KF09，其直達波與折射波的理論到時沒有像其它地震事件有較清晰 的分離，最大的差別來自於此地震事件的折射波路徑，不像其它地震事件的路 徑，離開震源馬上進入折射面，所以造成折射波到達測站的時間有增加的趨勢。

更造成整個直達波的時間誤差量不能其它地震事件在模擬過程中找到更小的誤 差量。

4.4.1.4 地震事件 E04

離測線原點最遠的地震，距離測線原點 51.12 公里處。從Z方向波相圖(圖 4-7a) 中，同樣可以很明顯的挑出兩個清晰的波相，其中包含了一個初達波Pg，以及振 幅小於直達波的折射波P_r。對這兩組波相的波傳路徑進行正演模擬(圖 4-7b)，認 為此地震事件可能發生於海洋地殼中。其中直達波Pg路徑，在測站KF01 至KF03 於海洋地殼中傳遞再由測站所接收；測站KF06 於海洋地殼中傳遞再經過低速帶 由測站所接收；而測站KF07 至KF09 則是從海洋地殼出發再經由一個大陸地殼上 部物質，最後經過低速帶再由測站接收；測站KF10 至KF13 則是先經海洋地殼再 經過大陸地殼物質，由測站所接收。折射波相Pr的路徑，則是從海洋地殼出發，

然後經其下方約 33 公里處的一個高速折射面，於測站KF0６至KF09 下方，再經 上部地殼物質下方的折射面，經大陸地殼物質及一個低速帶後由測站所接收；測 站KF10 至KF13 則是經上部地殼物質下方的折射面，再經大陸地殼物質由測站所 接收。

模擬的結果(圖 4-7b)中可看到理論到時與觀測到時有一致的趨勢，在測站 KF06 至測站KF13 的直達波及折射波穩合度較高。而直達波P_g的模擬在KF01 至 KF03 有較大的誤差量，而折射波折是在測站KF7 有較大的誤差量。，測站KF01 至KF03 可能是受到測站附近的其下方的地質影響，即海岸山脈玄武岩質較鄰近 區域較為高速，因此觀測到時會較理論到時為少；測站KF07，由鄰近測站的模 擬來看最有可能的誤差量是來自於波相(圖 4-7a)上的選取所造成的誤差量。

4.4.2 花東縱谷西側地震事件 ─ W01、W02

在研究區域花東縱谷西側，選用了兩個地震事件來進行模擬，其地震資料於 表 4-1 中。此兩個地震事件除了區域所在位置相同，從觀察波相上(圖 4-8a、4-9a) 看來亦極為相似，所以放在一起比較。而圖 4-8b、圖 4-9b 分別為這兩個地震事 件經過模擬後波傳路徑與理論到時的結果。雖然這次研究主要是以找具有清楚折

射波相(Refraction phases)的地震事件為主，但是在觀測所有的地震事件，我們發 現兩種異常現象，第一、位於花東縱谷西側的地震事件(圖 4-3)皆不像花東縱谷 東側的地震事件一樣有折射波相(圖 4-2)；第二、也可從西側地震事件(圖 4-3)中 發現於測站 KF05 與 KF06 之間，沒有像東側地震事件一樣，有明顯的一個到時 不連續面(圖 4-2、圖 4-3 中藍色粗線)。因此把這兩個現象也加入本次研究的討論 中，一方面希望能讓整個速度模型能藉由較多的地震事件來增加其合理性，一方 面希望能得知西側地震事件是否會像東側地震事件一樣會受到此到時不連續面 的影響。

4.4.2.1 地震事件 W01

此地震事件位於中央山脈東翼(圖 4-1)，震源深度 17.99 公里，距離測線原點 8.084 公里處。從Z方向波相圖(圖 4-8a)中，可以很明顯跟東側地震事件作比較，

在測站KF03 與測站KF05 間沒有受到不連續面的影響，反而大約在測站KF07 與 KF08 之間有些許的變化，從模擬的結果(圖 4-8b)得知此變化的產生，較有可能 是由花東縱谷下方的低速帶所造成。而整個模擬出來的到時趨勢則非常的符合。

除了測站KF01、KF05、KF06，有較大的誤差量，由於是模擬較沒受到其他能量 干擾的直達波相Pg，因此可能是來自測站區域地質影響所造成的誤差量。

4.4.2.2 地震事件 W02

此地震事件位於中央山脈東翼(圖 4-1)，震源深度 20.00 公里，距離測線原點 8.387 公里處。從 Z 方向波相圖(圖 4-9a)中，同樣可以很明顯跟東側地震事件來 作個比較，整個波相到時位置與地震事件 W01 一樣：在測站 KF03 與測站 KF05 間沒有受到不連續面的影響，反而大約在測站 KF07 與 KF08 之間有些許的變化，

從模擬的結果(圖 4-9b)得知此變化的產生，較有可能是由花東縱谷下方的低速帶

所造成。而整個模擬出來的到時趨勢則非常的符合。除了測站 KF01、KF02、

KF05、KF06，有較大的誤差量，這模擬結果也跟地震事件 W01 有相同的結果，

因此可能是來自測站區域地質影響所造成的誤差量。

4.5 模擬結果之分析

一是受到界面上下的速度影響；二是受到波在界面上行經路程的長或短；三是界 面淺或深。而影響直達波的因素有二：一是花東縱谷東側表面速度，二是花東縱 谷區下的相對高速區。

若是將整個折射的快速界面深度加深的話，那麼折射波的整個到時會漸漸的 的增加，甚至比直達波還要慢。折射界面的角度從 24 公里~45.89 公里處大約為 30°左右，到 45.89 公里~54.85 公里處轉為 10°左右，整個界面的深度則由西向東 從 24 公里增加至 32 公里。

花東縱谷西側的兩個地震選取，主要是拿來與東側的構造作比較。由波相記錄圖 (圖 4-2、圖 4-3)中，可以發現西側的地震事件並沒有像東側的地震事件一樣，存 在一個折射波相(圖 4-2 中紅色粗線)，應該可堆得這兩個地震下方並沒有像東側 地震事件一樣經過一個高速的折射面，最後由臨時架設的地震測站所接受到。而 且從整個模擬的結果得知，界面的存在與否和速度模型上的差異，似乎吻合震波 的走時變化(圖 4-4b~圖 4-9b 的直達波變化趨勢)。用來增加整個速度模型的存在 性。