交通部中央氣象局 委託研究計畫期期末末成果報告

交通部中央氣象局

委託研究計畫期 期 末成果報告 末

地震震源資訊成果彙整與孕震成因研判及震源破裂時空模擬(II)

計畫類別：□氣象 □海象 ■地震 計畫編號：MOTC-CWB-101-E-08

執行期間： 2012 年 1 月 1 日 至 2012 年 12 月 31 日 計畫主持人：林正洪、李憲忠

執行機構：中華民國地球物理學會

本成果報告包括以下應繳交之附件(或附錄)：

□赴國外出差或研習心得報告 1 份

□赴大陸地區出差或研習心得報告 1 份

□出席國際學術會議心得報告及發表之論文各 1 份

中華民國 101 年 11 月 22 日

政府研究計畫 (期 ( 期末 末 )報告摘要資料表 )

計畫中文名稱 地震震源資訊成果彙整與孕震成因研判及震源破裂時空模擬 (II)

計畫編號 MOTC-CWB101-E 主管機關 交通部中央氣象局

執行機構 中央研究院地球科學研究所

年度 101 執行期間 101.01-101.12 本期經費

(單位：千元)

1,334 千元

執行進度 預定（％） 實際（％） 比較（％）

100 100 100

經費支用 預定(千元) 實際(千元) 支用率（％）

1,334 1,334 100

研究人員

計畫主持人 協同主持人 研究助理

林正洪、李憲忠

報告頁數 使用語言

中英文關鍵詞 中大規模地震、震源破裂、快速震源反演

研究目的 本計畫針對台灣地區中大規模地震進行震源破裂過程的時間- 空間分佈分析。所採用的方法為體波震源逆推法，透過世界地 震觀測網的遠震體波資料進行快速震源逆推分析。此方法在進 行分析前需要完整的震源參數資訊，包括地震規模、震源位 置、震源機制、斷層面解等。目前這些資訊氣象局已於地震發 生後快速地做例行公布。因此在現有的資訊架構下，於中大型 地震發生後快速建立震源破裂過程的初步結果是可以達到 的。此研究之目的即希望建立震源破裂之時空模擬的快速反應 機制，透過計畫之執行與實際的地震案例分析來建立快速反演 所需流程，並修正潛藏的系統錯誤與累積相關的研究實務經 驗。

研究成果 本年度(民國 101 年)於台灣附近共發生了兩個規模大於 ML6.0 的中大規模地震，分別是2012 年 2 月 26 日的霧台地震(ML6.4) 以及2012 年 6 月 10 日宜蘭外海地震(ML6.6)。

2012 年 2 月 26 日霧台地震是 2012 年至今於台灣發生的最大規 模島內地震。此地震的發生位置相當接近 2010 年甲仙地震，

且兩地震有許多相似性。此次地震同樣發生在過去地震活動相 對較少的地震空白區，且其斷層面解也與周遭已知的斷層走向 有很大的差異。為了要釐清這個地震究竟如何發生、破裂過程 為何，本研究採用近場強震資料與遠場體波資料進行聯合震源 過程逆推。研究中採用USGS 震源機制解中的一個西北-東南走

向、朝東北下傾的斷層面做為斷層模型，以三維格林函數來擬 合近場資料，並以平行化非負最小平方法來進行逆推。逆推結 果顯示，此次霧台地震的規模僅 Mw5.89，此規模具相對單純 的破裂過程可以預期。斷層面上僅有一個主要的錯動區，以帶 左移分量的逆衝滑移為主；另外一個相對較小的滑動區則位在 斷層淺部，以純左滑為主要破裂行為。

2012 年 6 月 10 日宜蘭外海發生芮氏規模 6.6 的地震，此起地 震為今年台灣附近規模最大的地震，地震深度 70 公里，宜蘭 南澳與花蓮和平最大震度五級，全台遠至澎湖和馬祖皆有感受 到震度，但因震源深度較深並且震央在外海，並沒有造成任何 重大災害。此區域為菲律賓海板塊與歐亞大陸板塊交界，並且 附近有琉球島弧以及琉球海溝等構造。為了探討此地震如何發 生以及其破裂過程為何，本研究採用遠場體波資料進行震源過 程逆推。考慮BATS 以及 CWB 兩組東西與南北向各四個震源 機制解，藉由不同的震源機制探討可能的發震過程。逆推結果 顯示，儘管斷層面解方向截然不同，但 dip 的角度差不多，滑 移型態也都為逆衝為主，在深度70 公里左右這樣的破裂模式，

推測應是受隱沒帶擠壓，在隱沒帶上方的地層受到推擠而向上 產生的逆衝斷層，而此地區上方還有琉球島弧，所以對於破裂 產生可能的受力方向還需日後補充資訊再來進行探討。

具體落實應用 情形

針對中大型地震進行快速震源破裂過程分析，可對發震區的震 源破裂特性有更清楚的瞭解，同時所建立之震源破裂模型對於 後續之研究，如庫倫應力轉移分析、地震波傳遞模擬與強地動 評估等可提供重要的資訊。

計畫變更說明 (若有) 落後原因 (若有) 檢討與建議

(變更或落後 之因應對策)

以遠震波形進行震源逆推分析，通常需要規模較大的地震，規 模介於 5.5~6.0 之中等規模地震的遠震波形紀錄品質常常無法 進行這方面的研究。而近場測站雖然能對中等規模地震有很好 的紀錄，但卻需考慮較為精確的近場速度構造來計算格林函 數。未來解決此問題之因應對策有:(1)採用較近的遠震紀錄 (震央距 10-30 度)，並以三維全球格林函數來處理淺部地殼構 造的問題；(2) 建立三維近場格林函數資料庫。

地震震源資訊成果彙整與孕震成因研判及震源破裂時空模擬(II)

林正洪、李憲忠 中央研究院地球科學研究所

ㄧ、前 言

台 灣 位 處 於 環 太 平 洋 地 震 帶 上，地 震 發 生 非 常 頻 繁。過 去 百 年 來 ， 台 灣 地 區 發 生 過 多 次 重 大 地 震 災 害 。 其 中 造 成 較 為 嚴 重 災 情 的 地 震，包 括 有 1904 年 斗 六 大 地 震、1906 年 梅 山 地 震、1916 年 南 投 地 震 系 列 、 1935 年 之 新 竹 – 台 中 地 震 、 1946 年 的 新 化 地 震 ， 與 1964 年 白 河 地 震 等。民 國 八 十 七 年 7 月 17 日 亦 曾 於 嘉 義 瑞 里 附 近

，發 生 芮 氏 規 模 6.2 之 地 震，總 共 造 成 了 五 死 二 十 七 傷 與 上 億 元 的 損 害。特 別 是 民 國 八 十 八 年 九 月 二 十 一 日 發 生 芮 氏 規 模 7.3 的 集 集 大 地 震 ， 地 表 產 生 大 尺 度 的 破 裂 ， 沿 著 車 籠 埔 斷 層 北 從 東 勢 、 南 至 竹 山 間 ， 均 可 看 見 數 公 尺 的 落 差 。 這 不 僅 直 接 奪 走 了 二 千 多 條 寶 貴 生 命 ， 並 造 成 數 十 萬 人 無 家 可 歸 。 這 是 自 二 次 大 戰 以 後 ， 台 灣 最 大 的 一 次 災 難 ， 對 社 會 、 民 生 將 造 成 莫 大 的 長 久 傷 害 。 因 此

， 台 灣 西 部 地 區 之 地 震 ， 對 已 大 量 開 發 之 西 部 地 區 ， 有 很 大 的 影 響 。 所 以 如 何 減 少 地 震 災 害 是 臺 灣 一 項 非 常 重 要 之 工 作 。

本 計 畫 為了減少未來大地震之衝擊可能性，將 針 對 台 灣 地 區 中 大 規 模 地 震 ，進 行 仔 細 地 震 源 破 裂 過 程 的 時 間 -空 間 分 佈 分 析。 目 前 國 內 外 例 行 地 對 中 大 型 地 震 進 行 分 析 的 研 究 相 當 有 限 。 由 於 震 源 破 裂 過 程 逆 推 需 要 相 當 的 經 驗 來 檢 視 隱 藏 於 眾 多 自 由 度 中 的 最 佳 解 ， 並 非 一 次 線 性 逆 推 即 可 求 得 ， 再 加 上 逆 推 過 程 本 身 的 龐 大 計 算 量 ， 造 成 求 取 最 佳 解 的 過 程 相 當 費 時 。 另 外 ， 對 於 中 等 規 模 地 震 (M<6.0)，其 地 震 波 能 量 常 無 法 有 效 傳 至 遠 震 (遠 震 體 波 震 源 逆 推 一 般 需 震 央 距 大 於 30 度 )的 距 離 ， 訊 噪 比 不 佳 的 訊 號 會 造 成 逆 推 上 的 困 難 ； 而 大 規 模 地 震 由 於 破 裂 面 積 大 ， 破 裂 過 程 更 為 複 雜 ， 逆 推 時 所 需 考 量 的 自 由 變 量 更 多 ， 相 對 地 也 會 造 成 逆 推 上 的 問 題

。 此 外 ， 以 近 場 資 料 進 行 逆 推 雖 然 可 以 提 供 更 多 的 震 源 破 裂 訊 息

， 但 由 於 需 考 量 到 震 源 至 測 站 間 的 構 造 側 向 變 化 所 造 成 的 影 響 ， 除 了 以 更 為 複 雜 的 一 維 速 度 模 型 來 解 釋 外 有 時 甚 至 需 考 量 三 維 速 度 模 型 ， 在 這 種 情 況 下 建 立 三 維 格 林 函 數 將 耗 費 大 量 的 時 間 。

二 、 2012 年 2 月 26 日 霧 台 地 震 (M

6.4)震 源 破 裂 過 程 分 析 :

2012 年 2 月 26 日 霧 台 地 震 是 2012 年 至 今 於 台 灣 發 生 的 最 大 規 模 島 內 地 震。此 地 震 的 發 生 位 置 相 當 接 近 2010 年 甲 仙 地 震，且 兩 地 震 有 許 多 相 似 性 。 此 次 地 震 同 樣 發 生 在 過 去 地 震 活 動 相 對 較 少 的 地 震 空 白 區 ， 且 其 斷 層 面 解 也 與 周 遭 已 知 的 斷 層 走 向 有 很 大 的 差 異 (圖 一 )。為 了 要 釐 清 這 個 地 震 究 竟 如 何 發 生、破 裂 過 程 為 何 ， 本 研 究 採 用 近 場 強 震 資 料 與 遠 場 體 波 資 料 進 行 聯 合 震 源 過 程 逆 推

。 研 究 中 採 用 USGS 震 源 機 制 解 中 的 一 個 西 北 -東 南 走 向 、 朝 東 北 下 傾 的 斷 層 面 做 為 斷 層 模 型 ， 以 三 維 格 林 函 數 來 擬 合 近 場 資 料 ， 並 以 平 行 化 非 負 最 小 平 方 法 來 進 行 逆 推 ， 希 望 能 藉 此 獲 得 較 高 解 析 度 的 震 源 時 間 -空 間 破 裂 過 程 模 型 。

圖一、霧台地震主震震央(紅色星號)與主震發生後之餘震分佈(紅色圓形，

中央氣象局提供)。2000 年至 2010 年之背景以紫色實心點表示。各機構針 對霧台地震所發佈之震源機制解與震央位置也同時表示於圖中。本研究之 震源位置採中央氣象局重新定位之結果，震源機制採USGS 中心地震矩張 量解，其走向、滑移、傾角分別為292°、39°、39°。

本研究之遠震波形資料取自聯合地震研究機構（IRIS）之資料管理中心 (DMC)，以 Broadband 之垂直分量進行逆推。為避開淺部地殼構造的複雜性，

盡量使用 30^o 到 100^o 間之測站記錄，並考量資料之記錄品質與方位角的包圍 性等因素，共選取 12 個測站進行分析(圖二)。在進行逆推之前必須先對遠震 波形進行處理。此分析直接將原始的速度型資料做帶通濾波 0.01-0.5Hz，並 僅採取 Z-component 進行逆推。近場地震記錄採中央氣象局即時強震網（RTD）

之強地動資料。所採用之測站分佈如圖三所示。由於研究中以速度記錄進行

逆推，所有的強震資料先積分到速度，然後做帶通濾波 0.05-0.33Hz。所採用 之波形時間長度為 <40 秒，取樣率為 0.2 秒。

圖二、遠震波形擬和結果。紅色實線為合成波，黑色實線為遠震觀測波形。

就有限斷層而言，一個測站的觀測波形可視為由斷層面上所有子斷層 所貢獻的波形線性疊加的結果。研究過程中經不同斷層面積大小的測試，最 後假設此次錯動之斷層面積為沿走向長 27 公里、沿傾角寬 27 公里之矩形，

並將斷層面分成 9x9 個子斷面，每個子斷面長 3 公里、寬 3 公里，以其中心

Kikuchi & Kanamori (1982)之方法計算，近場則以譜元素法計算三維格林函 數。將求得之各子斷層格林函數與觀測波形寫為 Ax=b，其中 A 為子斷面之 格林函數矩陣，B 為觀測波形向量，x 向量則為各子斷面上之地震矩釋放量。

研究中以平行化非負最小平方法求解 x。並透過平行化非負最小平方法來提 升逆推效率與逆推解析度，此方法已經成功應用在大型地震的震源研究上 (Lee et al., 2006; Lee et al., 2012)求出 x 矩陣後帶回 Ax=b 可算出理論合成波形，

藉此便可得到觀測與理論波形的擬合情形並分析斷層面上的錯動量分布。研究 中，逆推誤差之估算採 (Ax-b)²/b²。

首先看到的是逆推結果的錯動量空間分佈 (圖三)，最大錯動量發生的 位置落在震源下方約 1-2 公里，與氣象局重新定位後之震源位置相當接近。

斷層面上的滑移主要集中在單一區域，僅形成一個明顯的 Asperity。此 Asperity 以震央附近為中心，錯動量逐漸向外遞減，最大錯動量大於 10 公分，滑動 的範圍約 10x10 平方公里，主要滑動為左移帶有逆衝分量。另外有些許零星 較小的錯動在斷層較淺處發展，其錯動量小於 5 公分，主要以逆衝滑移為主。

斷層深部還可以看到更小的錯動量分佈，但範圍不大且滑動量小，可能為波 形逆推殘餘值所造成的假錯動，可忽略不加以討論。錯動量分佈投影至地表 後與餘震分佈間有一定的相關性，大部分餘震落在 Asperity 的南側，少部分 餘震朝西邊分佈似乎與位在較淺處發展的錯動有所關連。仔細來看錯動量沿 深度在斷層面上的分佈(圖四)，可以看到與先前水平投影的推論一致，幾乎 沒有大的餘震落在 Asperity 中心，而淺部餘震則與主要 Asperity 上方零星之 逆衝破裂位置相當。

遠場觀測記錄與合成波形的比較顯示於圖二。由於霧台地震屬中大規 模地震，遠震紀錄之震幅僅勉強可以辨識，能夠重中挑選出來進行逆推的測 站並不多，且波形也不盡理想。儘管在這樣的條件下，逆推結果之遠震最大 震幅以及後續的波相都解釋的不錯，特別是位在北邊的波形，在這個方向上 的記錄大都比較單純且有很大的震幅。相反地位在西南側的測站顯示出較為 複雜的波形，其波形特徵於合成波中勉強可以解釋。遠震波形誤差值為 0.23。

三分量的近場合成波與觀測記錄之比較顯示於圖五。同樣地由於地震不算 大，近場紀錄被相對複雜的路徑與構造效應所支配，儘管研究中已經採用三

維格林函數，近場紀錄的擬合結果仍僅勉強可接受，其波形誤差為 0.61。聯 合逆推之整體波形誤差為 0.42。

圖四、霧台地震錯動量分佈水平投影。灰色實心圓為地震過後三天內的餘 震分佈(氣象局提供)。震源機制球顯示 USGS 之體波中心地震矩張量逆推結 果。

圖五、近場強震資料擬和情形。不同顏色表示不同方向之合成波與觀測紀 錄(見左上角圖說)。各波形後方之數字表示觀測紀錄中之最大速度值。

霧台地震破裂過程的時間分佈顯示於圖六。錯動由震源處開始發生，

隨後朝較深的地方破裂，並逐漸以此破裂區為中心往外擴展。這個過程相當 迅速，約在 1 秒鐘後便完成了大部分的錯動，並形成震央附近唯一的一個大 的 Asperity。這個時間內的滑動主要以帶有左移分量的逆衝滑移為主。1 秒鐘 後，於震源上方較淺處的斷層面上開始產生破裂，但滑移量並不大且持續很 短時間，大約由 1.2 秒發展至 1.8 秒，這個時間內的滑移主要為逆衝形式。1.8 秒後，於 Asperity 左上方有另一個次生 Asperity 開始發展，同樣地此發展也 僅持續很短時間，約停止於 3 秒，這個過程同樣以逆衝為主要滑動形式。3 秒後，斷層面的活動近乎停止，最後約在 5~6 秒於斷層面更淺的地方產生了

震源時間函數，可以看能量的釋放相對單純，僅有一個比較大的能量於很短 的時間內釋放，另一個小的能量釋放比較晚才出現。第一個能量釋放持續了 約 3 秒，峰值落在 1 秒附近。其對應的破裂為主要 Asperity 的能量釋放以及 後續在 Asperity 上方的次生錯動所釋放的能量。隨後斷層面的活動近乎停 止，最後在 5-6 秒時才又釋放了極小部分的能量，其峰值約落在 5.5 秒。整 個破裂持續時間約 6 秒，主要能量釋放僅約 3 秒，總釋放地震矩為 0.854×10²⁵ dyne-cm，約相當於規模 Mw 5.89 之地震。

圖六、霧台地震之震源破裂過程。

圖七、霧台地震之震源時間函數。

由此逆推結果顯示，此次霧台地震的規模僅 Mw5.89，此規模具相對單 純的破裂過程可以預期。斷層面上僅有一個主要的錯動區，以帶左移分量的 逆衝滑移為主；另外一個相對較小的滑動區則位在斷層淺部，以純左滑為主 要行為。破裂首先發生在地殼深部約 25 公里的位置，由震源開始稍微朝深 處破裂，形成第一個也是唯一的一個主要錯動區，其後便大致完成九成以上 的破裂。後期的破裂則主要發生在斷層淺部，於淺處產生一個相對小的錯動 區，整個斷層面在地震的過程中滑移了 6 秒，主要破裂之能量釋放僅約 3 秒。

逆推結果的滑移量分佈與餘震分佈間有合理的一致性，大部分的餘震發生在 大錯動區的上緣。此聯合震源逆推的結果似乎與 2010 年甲仙地震有所相似，

是否這兩個地震具構造上的關連性需進一步深入調查，而此震源逆推結果可

三、

2012 年 6 月 10 日宜蘭外海地震(M

6.6)

2012 年 6 月 10 日宜蘭外海發生芮氏規模 6.6 的地震，此起地震為今年台 灣地區至今發生規模最大的地震，地震深度 70 公里，宜蘭南澳與花蓮和平 最大震度五級，全台遠至澎湖和馬祖皆有感受到震度，但因震源深度較深並 且震央在外海，並沒有造成任何重大災害。此區域為菲律賓海板塊與歐亞大 陸板塊交界，並且附近有琉球島弧以及琉球海溝等構造。為了探討此地震如 何發生以及其破裂過程為何，本研究採用遠場體波資料進行震源過程逆推，

採用 BATS 以及 CWB 兩組東西與南北向各四個震源機制解，藉由不同的震 源機制探討可能的發震構造，並以非負最小平方法來進行逆推，希望可以獲 得此地震的破裂訊息。

本研究之遠震波形資料取自聯合地震研究機構（IRIS）之資料管理中心 (DMC)，以 Broadband 之垂直分量進行逆推。為避開淺部地殼構造的複雜性，

盡量使用 30^o 到 100^o 間之測站記錄，並考量資料之記錄品質與方位角的包圍 性等因素，共選取 15 個測站進行分析(圖八)。在進行逆推之前必須先對遠震 波形進行處理。此分析直接將原始的速度型資料做帶通濾波 0.01-0.1Hz，並 僅採取 Z-component 進行逆推。研究中以位移記錄進行逆推。所採用之波形 時間長度為 <60 秒，取樣率為 0.5 秒。

圖八、遠震波形擬和結果。黑色實線為遠震觀測波形，紅色實線為 BATS strike65 的合成波，藍色實線為 BATS strike169 的合成波，綠色星號為震央。

波形前的參數依序為震幅、測站名、P 波以及方位角。

就有限斷層而言，一個測站的觀測波形可視為由斷層面上所有子斷層所 貢獻的波形線性疊加的結果。研究過程中經不同斷層面積大小的測試，最後 假設此次錯動之斷層面積為沿走向長 24 公里、沿傾角寬 24 公里之矩形，並 將斷層面分成 8x8 個子斷面，每個子斷面長 3 公里、寬 3 公里。子斷層至各 測站間之遠場格林函數，採 Kikuchi & Kanamori (1982)之方法計算。將求得之 各子斷層格林函數與觀測波形寫為 Ax=b，其中 A 為子斷面之格林函數矩 陣，b 為觀測波形向量，x 向量則為各子斷面上之地震矩釋放量。研究中以 平行化非負最小平方法求解 x，並透過平行化非負最小平方法來提升逆推效 率與逆推解析度，此方法已經成功應用在大型地震的震源研究上(Lee et al., 2006; Lee et al., 2012)。求出 x 矩陣後帶回 Ax=b 可算出理論合成波形，藉此便 可得到觀測與理論波形的擬合情形，並分析斷層面上的錯動量分布。研究中逆 推誤差之估算採 (Ax-b)²/b²。

利用 BATS 與 CWB 兩機構所計算出的斷層面解進行分析。BATS 的兩個 斷層面分別為（169, 72, 40）與（65, 51, 157），兩者所計算出的 misfit 皆不大，

相無法符合觀測波形（圖八），甚至與觀測波相相反的情況，所以雖然（169, 75, 40）的機制所算出的 misfit 比較小，然而在 BATS 的震源機制上，我們選 擇（65, 51, 157）這個面來進行討論。圖九為逆推結果的錯動量空間分佈，最 大的錯動量發生位置為震源下方 8-9 公里處，主要的滑移在震源下方形成一 個 Asperity，此 Asperity 錯動量約略分佈在斷層面的右上至左下長條狀的區 域，由斷層中心延伸至右下方也有錯動量的分佈，最大錯動量接近 0.1 公尺，

破裂的範圍約 12x6 平方公里，主要滑動為左移帶有逆衝分量。另外有些許 較小的錯動在斷層較淺處發展，錯動量小於 0.05 公尺，主要是左移分量。斷 層深部也有 0.07 公尺以下的錯動，分別在斷層的右下角與左下角。斷層左上 方有更小的錯動量分佈，但範圍不大滑動量小，可能為波形逆推殘餘值所造 成的假錯動，可忽略不加以討論。

圖九、宜蘭外海地震(BATS strike 65)錯動量空間分佈。藍色星號為震央位置。

遠場觀測記錄與合成波形的比較顯示於圖八。由於此地震震矩規模 5.8，

遠震記錄之震幅尚且可以辨識，在主要幾個入射角方向上的波形都有明顯的 波形記錄，在北方至東側的測站上的紀錄大都比較單純並且有很大的震幅。

相對在西南側的測站顯示出較為複雜的波形並且震幅較小，其波形特徵於合 成波中勉強可以解釋。遠震波形誤差值為 0.28。

CWB 的兩個斷層面分別為（195, 55, 63）與（56, 42, 122），兩者所計算出

的 misfit 皆不大，分別為 0.2851 與 0.2697，但（56, 42, 122）在 KURK 與 UOSS 等測站上某些波相無法符合觀測波形（圖十），甚至與觀測波相相反的情況，

故在 CWB 的震源機制上，我們選擇（195, 55, 63）這個面來進行討論。圖十 一為逆推結果的錯動量空間分佈，最大的錯動量發生位置為震源左方 6-7 公 里處，主要的滑移在震源左方形成一個 Asperity，此 Asperity 錯動量約略分佈 以最大錯動量為中心向外擴散，向右至震源右側，向下大約至距離震央 6 公 里處，最大錯動量接近 0.1 公尺，滑動範圍約為 9x12 平方公里，主要滑動在 震源下方為逆衝分量，從震源深度以上就轉為右移帶有逆衝的分量。另外在 斷層右下方也有較小的錯動分佈，最大錯動量不超過 0.04 公尺，而斷層左下 方有些微的錯動分佈，錯動量不超過 0.02 公尺，推估也可能是波形逆推殘餘 值所造成的假錯動，可忽略不加以討論。遠場觀測記錄與合成波形的比較顯 示於圖十，遠震波形誤差值為 0.28。

圖十、遠震波形擬和結果。黑色實線為遠震觀測波形，紅色實線為 CWB

圖十一、宜蘭外海地震(CWB strike 195)錯動量空間分佈。藍色星號為震央位 置。

宜蘭外海地震破裂過程的時間分佈顯示於圖十二。圖左為 BATS 震源機 制（65, 51, 157）下的破裂過程，錯動由震源下 9 公里開始發生，隨後朝右下 方破裂，大約 8 秒左右此區域的滑移量增大，10 秒左右震央的左下方也開始 產生破裂，震央下方的 Asperity 也逐漸向外擴大，這些錯動主要為逆衝帶有 左移的形式，約略在 18-20 秒的時候震央右上方連帶產生了些微的錯動，以 左移滑動的方式出現。圖右方為 CWB 震源機制（195, 55, 63）的破裂過程，

錯動由震源左側 9 公里處發生，6 秒左右逐漸四周擴散，8-10 秒即產生了很 大的 Asperity，並且在震源右上方也產生了些許的滑移分佈，10 秒以後滑移 量趨於穩定，6 秒左右的破裂在震源深度以上為右上的滑移，在震源深度以 下的破裂為逆衝向上，但隨著 Asperity 擴大，在震源深度以下的滑移轉為逆 衝帶有些微左移的滑移方式，最大的滑移量接近 0.1 公尺，但在震源右側的 滑移量不超過 0.04 公尺。

圖十二、宜蘭外海地震之震源破裂過程。左圖為 BATS(strike 65)，右圖為 CWB(strike 195)之震源破裂過程。

圖十三為逆推得到的宜蘭外海地震震源時間函數。圖六左為 BATS（65, 51, 157）的能量釋放較為單純，僅有一個比較大的能量於 4 秒～20 秒內釋放，

另一個小的能量釋放比較晚才出現。第一個能量釋放持續了約 16 秒，峰值 落在 10 秒附近。其對應的破裂為主要 Asperity 的能量釋放以及後續在 Asperity 上方的次生錯動所釋放的能量。隨後斷層面的活動近乎停止。整個破裂持續 時間約 40 秒，主要能量釋放僅約 16 秒，總釋放地震矩為 0.107×10¹⁹ Nm，約 相當於規模 Mw 5.95 之地震。圖六右為 CWB（195, 55, 63）的能量釋放，與 BATS 的結果類似，僅有一個比較大的能量於 4 秒～14 秒內釋放，另有兩個 小的能量釋放比較晚才出現。第一個能量釋放持續了約 10 秒，峰值落在 8 秒附近。其對應的破裂為主要 Asperity 的能量釋放以及後續在 Asperity 右側 的次生錯動所釋放的能量。隨後斷層面的活動近乎停止。整個破裂持續時間 約 40 秒，主要能量釋放僅約 10 秒，總釋放地震矩為 0.104×10¹⁹ Nm，約相當

圖十三、宜蘭外海地震之震源時間函數。左圖為 BATS(strike 65)，右圖為 CWB(strike 195)之震源時間函數。

藉由 BATS 與 CWB 兩機構對於此地震的震源機制解，分析 BATS（65, 51, 157）的逆推結果（圖十四），由於宜蘭外海地震的規模僅 Mw5.8，此規模具 相對單純的破裂過程可以預期。斷層面上僅有一個主要的錯動區，以帶左移 分量的逆衝滑移為主；另外一個相對較小的滑動區則位在斷層淺部，以純左 滑為主要行為。破裂首先發生在地殼深部約 77 公里的位置，由震源開始稍 微朝深處破裂，形成第一個也是唯一的一個主要錯動區，其後便大致完成九 成以上的破裂。後期的破裂則主要發生在斷層淺部，於淺處產生一個相對小 的錯動區，整個斷層面在地震的過程中滑移了 40 秒，主要破裂之能量釋放 僅約 16 秒。分析 CWB（195, 55, 63）的逆推結果（圖十五），與 BATS 斷層 面上僅有一個主要的錯動區類似，但以帶右移分量的逆衝滑移為主；另外一 個相對較小的滑動區則位在斷層淺部，以純右滑為主要行為。破裂首先發生 在地殼深部約 70 公里的位置，由震源開始稍微朝北方破裂，形成第一個也 是唯一的一個主要錯動區，其後便大致完成九成以上的破裂。後期的破裂則 主要發生在斷層淺部，於淺處產生一個相對小的錯動區，整個斷層面在地震 的過程中滑移了 40 秒，主要破裂之能量釋放僅約 10 秒。此兩個機制的斷層 面解方向完全不同，但 dip 的角度差不多，滑移型態也都為逆衝為主，在深 度 70 公里左右這樣的破裂模式，推測應是受隱沒帶擠壓，在隱沒帶上方的 地層受到推擠而向上產生的逆衝斷層，而此地區上方還有琉球島弧，所以對

於破裂產生可能的受力方向還需日後補充資訊再來進行探討。

圖十四、宜蘭外海地震(BATS strike 65)錯動量分佈水平投影。震源機制球顯 示 BATS 之體波中心地震矩張量逆推結果。

圖十五、宜蘭外海地震(CWB strike 195)錯動量分佈水平投影。震源機制球顯 示 CWB 之體波中心地震矩張量逆推結果。

Kikuchi, M. & H. Kanamori, 1982. Inversion of complex body waves: Bull. Seismol.

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Lee, S. J., B. S. Huang, M. Ando, H. C. Chiu & J. H. Wang, 2011. Evidence of large scale repeating slip during the 2011 Tohoku-Oki earthquake, Geophys. Res.

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交通部中央氣象局

委託研究計畫期末成果報告

台灣中大型地震震源資訊之快速彙整與提供(II)- 庫倫應力變化之推演(II)

計畫類別：□氣象 □海象 地震 計畫編號：MOTC-CWB-101-E-08

執行期間： 101 年 1 月 1 日至 12 月 31 日 計畫主持人：許雅儒

執行機構：中央研究院地球科學研究所

中華民國 101 年 12 月 日

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政府研究計畫期末報告摘要資料表

計畫中文名稱 庫倫應力變化之推演(II) 計畫編號 MOTC-CWB-101-E-08 主管機關 交通部中央氣象局 執行機構 中華民國地球物理學會

年度 101 執行期間 101 年 1 月 1 日至 101 年 12 月 31 日

本期經費 (單位：千元)

執行進度 預定（％） 實際（％） 比較（％）

100 100

經費支用 預定(千元) 實際(千元) 支用率（％）

研究人員

計畫主持人 協同主持人 研究助理

許 雅 儒

報告頁數 20 頁 使用語言 中文

中英文關鍵詞 GPS 同震位移、斷層滑移分佈、庫倫破壞應力

GPS coseismic displacement、 slip distribution、Coulomb failure stress

研究目的 大地震發生過後，常伴隨許多餘震，科學家為了解主震所造成 的應力改變對鄰近斷層的影響，在1994 年首次提出庫倫破壞 應力的概念。當庫倫破壞應力為正值時表示鄰近地區之斷層有 可能發生破裂；為負值時則表示較不容易發生破裂。藉由計算 目標區或鄰近斷層上庫倫破壞應力之上升和下降，可評估該區 地震之潛能。台灣地區地震頻繁，經由計算大地震過後造成之 庫倫應力改變，可評估較大餘震可能發生之區域，以避免造成 災害傷亡。

研究成果 2012 年 2 月 26 日，台灣屏東霧台地區發生芮氏規模 6.4 之霧台地震，地震震源機制為逆斷層帶些許左滑分量，P 波初 動解顯示斷層走向及傾角分別為315 10 及 30 10 ，斷層滑 移方向角為55 10 ，斷層深度約在 20~30 km 處。霧台地震在 震央附近周遭GPS 測站造成的同震變形並不顯著，水平位移量 為4~8 mm，運動方向大致呈西南向，垂直位移量為-5~10 mm，

水平及垂直位移量的誤差分別為2-4 mm 及 2-10 mm。

本研究使用霧台地震之 GPS 同震位移資料及地震震源機 制解逆推，推求斷層模型之最佳參數。結果顯示最佳解之斷層 走向為300°、長度 30 km、寬度 44 km、斷層頂部位於深度 8 km 處、傾角30°往東北方向。斷層面上的最大滑移量為 84 mm，

位於深度20-25 km 處。若假設剛性係數為 60 GPa，地震規模 為 6.3。此外，本研究也利用中研院地球所李憲忠博士由地震 震波波形資料得到的斷層幾何形貌，計算斷層滑移量及地表 GPS 同震位移量。該模型使用之斷層走向為 285°、長度 27 km、

寬度27 km、斷層頂部位於深度 16.5 km 處、傾角 41°往東北方 向。逆推得到斷層面上最大滑移量約為88 mm，位於深度 20~26 km 處，此模型預測之地表同震位移量較觀測結果小，且方向 之偏差較大。若假設剛性係數為60 GPa，地震規模為 6.1。

利用 GPS 資料逆推所得之地震規模 MW介於6.1 和 6.3 之 間，而震波波形資料逆推、GCMT、及美國地質調查所 NEIC 計算的地震規模為 5.9。中央氣象局公布之霧台地震地震規模 ML=6.4，與 2010 之甲仙地震規模相當。但霧台地震的同震位 移明顯比甲仙地震小3 倍左右，遠場地震波形之振幅也比甲仙 地震小，因此，本研究推論霧台地震之地震規模應該小於目前 氣象局公布之地震規模ML=6.4。

為了解 2010 年甲仙地震所造成的應力改變對 2012 年霧 台地震之影響，本研究計算霧台地震斷層之庫倫破壞應力。初 步成果顯示若使用GPS 資料逆推之霧台地震斷層模型，庫倫破

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壞應力只有在深度 24~30 km 處上升，斷層面上的其它區域則 呈現庫倫破壞應力下降；反之，若使用地震波形所決定之震源 機制解作為地震斷層面，只有在斷層深度16.5~21 km 處庫倫破 壞應力上升，在深度21~33 km 處庫倫破壞應力下降。

具體落實應用 情形

(說明成果之價值與貢獻、技術移轉、應用推廣等情形，約 300 字。)

計畫變更說明 (若有) 落後原因 (若有) 檢討與建議

(變更或落後 之因應對策) (以下接全文報告)

台灣中大型地震震源資訊之快速彙整與提供(II) -庫倫應力變化之推演(II)

許雅儒

中央研究院地球科學研究所

摘要

2012 年 2 月 26 日，台灣屏東霧台地區發生芮氏規模 6.4 之霧台地震 ，地震 震源機制為逆斷層帶些許走滑分量，P 波初動解顯示斷層走向及傾角分別為 315 10 及 30 10 ，斷層滑移方向角為 55 10 ，斷層深度約 20~30 km。霧台 地震在震央附近周遭GPS 測站造成的同震變形並不顯著，水平位移量為 4~8 mm，

運動方向大致呈西南向，垂直位移量為-5~10 mm，水平及垂直位移量的誤差分別 為2-4 mm 及 2-10 mm。

利用GPS 同震位移和彈性半無限空間錯位模型，即可逆推霧台地震斷層的幾 何形貌和同震滑移分佈。本研究利用氣象局公布之震源機制解作為斷層參數之初 始約制，再以網格搜尋法找尋斷層模型之最佳參數，求得最佳模型顯示：斷層走 向為300°（西北-東南），傾角 30°往東北方向，斷層面上最大滑移量為 84 mm，位 於深度20~25 km 處，與震源機制之逆斷層帶左移分量相吻合。假設剛性係數為 60 GPa，則地震規模為 6.3。另外，本研究也使用中研院地球所李憲忠博士利用地震 波形資料所求得之斷層滑移模型，計算斷層滑移量及地表GPS 同震位移，該模型 使用之斷層走向為285°、長度 27 km、寬度 27 km、斷層頂部位於深度 16.5 km 處、

傾角41°往東北方向。逆推得到斷層面上最大滑移量約為 88 mm，位於深度 20~26 km 處，模型預測之地表同震位移量較觀測結果小，且方向之偏差較大。若假設剛 性係數為60 GPa，地震規模為 6.1。利用 GPS 資料逆推所得之地震規模 MW介於 6.1 和 6.3 之間，而震波波形資料逆推、GCMT、及美國地質調查所 NEIC 所得之 地震規模為5.9。中央氣象局公布之霧台地震地震規模 ML=6.4，與 2010 之甲仙地

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震規模相當。但霧台地震的同震位移明顯比甲仙地震小 3 倍左右，遠場地震波形 之振幅也比甲仙地震小，本研究結果推論霧台地震之地震規模應該小於目前氣象 局公布之地震規模ML=6.4。

由於霧台地震及甲仙地震發生之位置和已知之活斷層並沒有直接的關聯，因 此推測可能是由於盲斷層活動引起。本研究檢視震前震後之地震分佈、震源機制 解、GPS 速度場。地表淺層由 GPS 及震源機制資料分析顯示主要受到伸張應力。

霧台地震的震源深度為20~30 km，主震發生之前，大部份位於深度 10~30 km 之間 的地震為逆斷層，震源機制顯示此區之水平壓縮應力大於垂直向的應力，下部地 殼壓縮作用為主之狀態和上部地殼之伸張變形有顯著不同，這也隱含近地表的變 形行為和下部地殼可能並不相同。另外，利用不同深度範圍之地震，計算水平最 大主應變力軸之方向顯示地表至深度小於 10 km 處之最大主應變力軸方向約為 130°(西北-東南)，由深度 10~30 km 的地震所推求之水平最大主應變力軸方向約為 東西向，和霧台地震及甲仙地震投影至地面的斷層滑動方向相近。

為了解甲仙地震所造成的應力改變對霧台地震之影響，本研究計算霧台地震 斷層之庫倫破壞應力（△CFS）。初步成果顯示若使用 GPS 資料逆推之霧台地震斷 層模型，庫倫破壞應力只有在深度24~30 km 處上升，斷層面上的其它區域則呈現 庫倫破壞應力下降；反之，若使用地震波形之震源機制解作為地震斷層面，只有 在斷層深度16.5~21 km 處庫倫破壞應力上升，在深度 21~33 km 處，庫倫破壞應力 下降。

壹、 前言

地震震源機制為逆斷層帶些許走滑分量，P 波初動解顯示斷層走向及傾角分別為 315 10 及 30 10 ，斷層滑移方向角為 55 10 ，斷層深度約 20~30 km。霧台 地震與2010 年 3 月 4 日規模 6.4 的甲仙地震僅相距約 25 km，甲仙地震震央位置

靠近六龜鄉，震源深度23 km，地震斷層走向為 324°(西北-東南)，傾角為 40°往東 北方向，斷層滑移方向角約為56 (Hsu et al., 2011)，甲仙及霧台地震震源機制十分 接近，可能位處同一斷層構造帶。由於霧台地震及甲仙地震發生之位置和已知之 活斷層並沒有直接的關聯，因此推測可能是由於盲斷層活動引起。

貳、GPS 資料蒐集及分析

目前中央研究院地球科學研究所、中央氣象局、經濟部地質調查所及內政部 在台灣地區已有將近400 個 GPS 連續觀測站，在霧台地震發生後，我們選取震央 附 近約 25 個連續觀測站計算 GPS 地表同震位移量。蒐集之 GPS 資料以 GAMIT/GLOBK 軟體求解，使用雙差相位並求取對流層和電離層參數，利用加權 最小二乘法處理不同觀測時段的所有資料，以決定各測站的坐標。求解過程中使 用 IGS 提供之精密星歷表，以最小二乘法同時調整對流層天頂延遲估計及測站座 標。最後計算框架在ITRF2005 之 GPS 座標，利用 GPS 測站位置時間序列及最小 二乘法即可估算測站速度。研究中使用霧台地震前3 天及震後 3 天 GPS 觀測之平 均值估算同震位移(表一)，GPS 連續站之同震水平位移量並不顯著，在震央附近之 水平位移量為4~8 mm，運動方向大致呈西南向，垂直位移量為-5~10 mm，水平及 垂直位移量的誤差分別為2~4 mm 及 2~10 mm (圖二)。相較於霧台地震，2010 甲 仙地震有較顯著之同震位移，在震央西側具有5~27 mm 的水平位移量，運動方向 介於西北和西南向，在震央東側則沒有顯著的水平位移；GPS 垂直位移顯示在震 央附近之測站抬升了5~25 mm，在遠場 GPS 測站只觀測到 5-~0 mm 的垂直位移量 (Hsu et al., 2011)。

參、斷層滑移模型

由於霧台地震之破裂並沒有延伸至地表，本研究使用二種方法來計算同震位

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移：（1）本研究利用氣象局公布之震源機制解作為斷層參數之初始約制，再以網 格搜尋法找尋斷層模型之最佳參數，並計算斷層滑移分布及GPS 地表位移。最佳 模型之斷層走向為300°（西北-東南）、長度 30 km、寬度 44 km、斷層頂部位於深 度8 km 處、傾角 30°往東北方向(圖三(a))；（2）使用中研院地球所李憲忠博士由 地震波形資料得到的斷層幾何形貌，計算地表GPS 斷層滑移分布

及

位於深度20~25 km 處，假設剛性係數為 60 GPa，則地震規模為 6.3；方法二求得 之主要滑移量約為88 mm，位在震央附近深度 20~26 km 左右，地震規模為 6.1。

利用 GPS 資料逆推所得之地震規模 MW 介於 6.1 和 6.3 間，而震波波形逆推、

GCMT、及美國地質調查所 NEIC 計算的地震規模為 5.9。中央氣象局公布之霧台 地震地震規模ML=6.4，與 2010 之甲仙地震規模相當。但霧台地震的同震位移明顯 比甲仙地震小 3 倍左右，遠場地震波形之振幅也比甲仙地震小，本研究推論霧台 地震之規模應該小於目前氣象局公布之地震規模ML=6.4。

肆、霧台地震震前地震及 GPS 資料分析

GPS 地表速度場顯示在潮州斷層西側測站之運動速度相對於澎湖白沙測站約 為30~50 mm/yr，在花東縱谷南段 GPS 測站運動速度約為 30-40 mm/yr (圖四)。GPS 資料顯示中央山脈南段呈現伸張變形，和淺層(深度 0~10 km)之地震震源機制吻 合。但深度10~30 km 之間的地震多數為逆斷層機制(圖五)。利用不同深度範圍之 地震，進一步計算水平最大主應變力軸之方向。地表至深度小於 10 km 處最大主 應變力軸之方向約為130°(西北-東南)，由深度 10-30 km 的地震所推求之水平最大 主應變力軸方向約為東西向，和霧台地震及甲仙地震投影至地面的斷層滑動方向 相近。為了解甲仙及霧台地震在震前GPS 或地震活動度是否有顯著變化，本研究

分析震前GPS 地表面膨率及地震活動度隨時間之變化。本研究選取橫跨中央山脈 南段8 個 GPS 測站所組成之測網(S105、TMAM、LONT、PTUN、LIKN、NJOU、

PAOL)及一個橫跨潮州斷層二側，長 50 km 寬 15 km 之較小測網(LIKN、WDAN、

S23R、MAJA、PAOL、GAIS、MLO1)進行計算，二測網之地震數目(2004-2012.6，

震源深度小於30 km)及地表面膨率隨時間之改變情形如圖六及圖七所示。橫跨中 央山脈測網(圖六)之地震數目在甲仙及霧台地震發生之前半年似乎有減少之趨 勢，利用GPS 速度得到的 7 年平均面膨脹率為 0.34±0.04 μstrain/yr，在甲仙及霧台 地震發生之前，面膨脹率相對於其它觀測時間呈現較大之壓縮變形。在橫跨潮州 斷層之小網(圖七)，地震數目在甲仙及霧台地震發生之前並沒有顯著改變，GPS 速 度得到的 5 年平均面膨脹率為 0.04±0.09 μstrain/yr，但使用移動視窗計算二個月 GPS 測網之平均面膨脹率則在膨脹和壓縮之間振盪，甲仙地震發生前，面膨脹率 相對於其它時間呈現較大之壓縮變形，在霧台地震發生前面膨脹率則無明顯改變。

伍、庫倫破壞應力

為了解甲仙地震對霧台地震之發生是否有影響，本研究計算霧台地震斷層之 庫倫破壞應力(△CFS) 。庫倫應力變化的定義為，ΔCFS=Δτ-μ'Δσn，其中 Δτ 是在 斷層面上的剪切應力變化，μ'為視摩擦係數，受孔隙液壓之影響，其值一般約介於 0~0.7 之間，Δσn是正應力變化，壓制(clamping)為正。若 ΔCFS＞0，斷層破裂會被 激發；相反地，若ΔCFS＜0，斷層破裂則會被壓制 (King et al., 1994)。本研究利 用Okada(1992)的方法來計算斷層錯動造成的應力改變，泊松比和剛性係數採用固 定值，分別為0.25 和 60 GPa。然後，再將應力張量旋轉到目標斷層的法線向量，

求取目標斷層面上之正應力以及斷層滑移方向之剪應力，藉以求取庫倫應力變化 量。研究中使用二種不同之斷層模型：包含GPS 資料逆推求得之最佳斷層模型及 地震波形得到之震源機制解。斷層模型已於（一）詳述。初步成果顯示若使用GPS 資料逆推之霧台地震斷層模型，庫倫破壞應力只有在斷層面深度24~30 km 處呈現

10

上升，斷層面上的其它區域則呈現庫倫破壞應力下降；反之，若使用地震波形之 震源機制解作為地震斷層面，只有在斷層深度16.5~21 km 處庫倫破壞應力上升，

在深度21~33 km 處庫倫破壞應力下降(圖八)。

陸、誌謝

感謝中央研究院蘇宣翰、陳新壹、李炘旻、柯世遊及王福全等諸位同仁協助 GPS 連續觀測站維護事宜，蔡宜純協助 GPS 資料分析及黃一剛協助 GMT 繪圖。

本計畫由中央氣象局地震測報中心支助，計畫編號：MOTC-CWB-101-E-08。

柒、參考文獻

Hsu, Y. J., S. B. Yu, L. C. Kuo, Y. C. Tsai, and H. Y. Chen, 2011, Coseismic deformation of the 2010 Jiashian, Taiwan earthquake and implications for fault activities in southwestern Taiwan, Tectonophysics, 502, 328-335.

King, G.C.P., Stein, R.S., Lin, J., 1994. Static stress changes and the triggering of earthquakes, Bull. Seismol. Soc. Am. 84, 935-953.

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表一、霧台地震震央附近GPS 測站之同震位移及其標準偏差。DE、DN、Du為測站 之東西、南北及垂直分量。

Site Longitude(∘) Latitude(∘) DE (mm) DN (mm) DU (mm) CLON 120.5796 22.4301 -2.8±1.0 - 2.3±2.2 11.8±8.3 GS45 120.7361 22.7508 -5.2±2.1 - 2.3±1.7 6.9±8.9 GS46 120.6475 22.5279 -4.8±1.2 - 3.2±3.3 8.1±9.5 GS51 120.5481 22.9985 -5.5±1.5 - 0.2±1.7 - 0.7±2.9 GS54 120.4602 22.8354 -6.8±2.0 0.1±1.4 - 4.5±3.6 GS55 120.6103 22.8489 -5.7±1.1 1.6±1.1 3.2±3.9 GS56 120.6098 22.7021 -7.8±1.9 - 1.7±2.1 2.3±4.2 KASU 120.6330 22.8102 -5.8±1.5 - 0.1±2.9 6.1±5.5 LGUE 120.6354 22.9929 -3.2±1.1 - 1.8±2.4 1.4±4.7 LIKN 120.5279 22.7586 -7.4±1.9 1.6±2.4 4.6±13.0 MAJA 120.6521 22.7076 -9.5±2.8 - 3.7±2.5 9.0±6.0 NJOU 120.5714 22.5039 -4.8±1.4 - 3.2±2.2 3.1±4.2 PTUN 120.4597 22.6499 -2.3±2.8 1.0±1.7 - 6.0±8.5 S23R 120.6062 22.6450 -6.5±1.9 - 3.3±2.0 3.3±4.9 S105 121.1129 22.9517 -5.6±3.7 - 0.8±3.2 4.3±6.3 S169 120.5033 22.9423 -4.3±2.0 - 0.3±1.7 3.4±7.5 SAND 120.6406 22.7173 -7.0±2.1 - 1.5±2.2 2.1±4.6 TMAL 120.9599 22.6489 -4.4±2.7 0.7±2.1 4.4±7.9 TTUN 121.0807 22.7646 -4.9±3.2 - 0.5±1.9 7.9±10.8 WDAN 120.5043 22.6061 -7.8±2.3 - 2.3±2.1 - 0.9±3.2 CISH 120.4812 22.8896 -6.2±1.5 - 0.7±2.1 7.2±8.1 DONA 120.7035 22.9156 -3.7±1.1 0.4±2.0 4.1±7.7 MLO1 120.5538 22.9000 -5.3±1.3 - 0.9±2.4 4.2±6.6 PEIN 121.1231 22.8011 -2.9±2.1 - 0.9±2.6 1.8±7.7 TMAM 121.0075 22.6161 -4.6±2.8 - 3.4±3.3 6.0±6.8

12

(a)

(b)

圖一、霧台地震之主震震源機制解及餘震分布(藍點)。(b)為 A-A’剖面之地震分布 (張建興，2012/03/15 氣象局霧台地震報告) 。

(a)

(b)

圖二、2012 年 2 月 26 日霧台地震同震位移量。（a）黑色箭頭代表由 GPS 觀測得 到各測站之水平位移量及其 67%信心區間誤差橢圓。紫色實線為地表主要斷層，

黃色星號代表甲仙及霧台地震震央位置。（b）GPS 垂直位移量，紅色圓圈代表抬 升，藍色圓圈代表下降，黃色圓圈代表一倍標準偏差之範圍。

14

(a)

(b)

圖三、霧台地震之同震滑移分布，色階代表將斷層同震滑移量投影至地表的量值。

（a）使用 P 波初動分析得到的斷層面及（b）寬頻震波反演的斷層面，黑色與紅 色箭頭分別代表觀測與模式預測之GPS 水平位移，紫色實線為地表主要斷層，星 號代表霧台地震震央位置，藍點及藍色圓圈代表霧台地震之震前與震後深度小於 30 公里之地震(1990-2012)。

(a)

(b)

圖四、2012 年霧台地震震前 GPS 速度場及地表面膨脹率。（a）黑色箭頭代表從 2005 到2010 年由 GPS 觀測得到各測站相對於澎湖白沙之運動速度。紫色實線為地表主 要斷層，黃色星號代表甲仙地震(北)與霧台地震(南)震央位置。（b）地表面膨脹率(色 階)與主應變率軸方向(黑色箭頭)。

16

(a)

(b)

(c)

(d)

圖五、霧台地震之震前震源機制解(左)與最大水平壓縮應力方向(右)，黄色星號為 甲仙和霧台地震之震央位置，紅色及藍色分別代表正斷層及逆斷層，綠色及黑色 為走向滑移斷層及其它種類之斷層在不同深度的分布；(a)深度 0-10 km ；(b)深度 10-20 km；(c)深度 20-30 km；(d)深度大於 30 km。

18

(a)

(b)

(c)

圖六、GPS 地表面膨脹率及地震活動度隨時間之變化。(a)黑框及紅框為地震及 GPS 測站選取範圍，黄色星號為甲仙和霧台地震之震央位置；(b)2004-2012.6 年深度小 於 30 km 之地震數目隨時間之變化，紅線為規模大於 5 之地震發生時間；

(c)2004-2012.6 年 GPS 地表面膨脹率隨時間之變化，紅線分別為 2006 台東、2010 甲仙及2012 年霧台地震發生時間，粉紅色線為 2004-2012 年之平均面膨脹率。

(a)

(b)

(c)

圖七、GPS 地表面膨脹率及地震活動度隨時間之變化。(a)黑框及紅框為地震及 GPS 測站選取範圍，黑點為地震分佈；(b)2007~2012.6 年深度小於 30 km 之地震數目隨 時間之變化，紅線為規模大於 5 之地震發生時間；(c)2007~2012.6 年 GPS 地表面 膨脹率隨時間之變化，紅線分別為2006 台東、2010 甲仙及 2012 年霧台地震發生 時間，粉紅色線為2004-2012.6 年之平均面膨脹率。

20

(a)

(b)

圖八、甲仙地震在霧台地震斷層面所造成之應力改變(ΔCFS)。(a)使用 GPS 資料逆 推得到的霧台地震斷層面及(b)寬頻震波反演的霧台地震斷層面。ΔCFS 為紅色代表 庫倫破壞應力為正，應力改變驅使斷層破裂；藍色為負值，顯示應力改變抑制斷 層破裂。

交通部中央氣象局

委託研究計畫( (期 期 中 中 )成果報告 ) 震源區域地質與孕震構造之分析(II)

計畫類別：□氣象 □海象 █地震 計畫編號：MOTC-CWB-101-E-08

執行期間：101 年 1 月 1 日至 101 年 12 月 31 日 計畫主持人：張中白

執行機構：國立中央大學-太空遙測研究中心

本成果報告包括以下應繳交之附件(或附錄)：

□赴國外出差或研習心得報告 1 份

□赴大陸地區出差或研習心得報告 1 份

□出席國際學術會議心得報告及發表之論文各 1 份

中華民國 101 年 11 月 23 日

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政府研究計畫期 期中 中報告摘要資料表

計畫中文

名稱 震源區域地質與孕震構造之分析(II) 計畫編號 MOTC-CWB-101-E-08

主管機關 交通部中央氣象局

執行機構 國立中央大學-太空及遙測研究中心

年度 101 年度 執行期間 101 年 1 月 1 日至 101 年 12 月 31 日 本期經費

(單位：千 元)

322 千元

執行進度 預定（％） 實際（％） 比較（％）

100% 100% 100%

經費支用 預定(千元) 實際(千元) 支用率（％）

322 322 100%

研究人員

計畫主持人 協同主持人 研究助理

張中白 徐乙君

報告頁數 18 頁 使用語言 中文

中英文關 鍵詞

中文：霧台地震、野外調查、孕震構造

英文：Wutai earthquake, geological surveys, earthquake potential structure,

研究目的 台灣的地體構造位於菲律賓海板塊和歐亞板塊聚合的構造活動帶上，根據 GPS 的測量結果，菲律賓海板塊以82mm/yr 左右的速度推擠歐亞板塊。台灣的造山運動大 約在5 百萬年前展開，逐漸加速並且向南傳遞，因台灣島的造山活動持續進行，使得 台灣島地殼變動劇烈，活動斷層遍布且地震活動頻繁，平均每年大小地震超過4 千個，

其中有感地震可達2 百餘個。

發生於東部海域之地震主要屬於板塊隱沒作用所致，且因為震央通常位於外海，

對民眾造成傷害較小；花東縱谷以及西部麓山帶內發生之地震皆為斷層引起的，通常 屬淺源地震，會伴隨著地表變形及地表破裂，災情較為嚴重。

斷層活動是台灣島造山過程中必然的現象，但斷層活動亦會伴隨著許多災害，因

此瞭解活動斷層有助於地震防災和減災。

本研究依據是否發生伴隨地表變形之地震分兩種狀況，當未發生地震時，將會選 取高潛感之活動斷層，彙整活動斷層相關文獻資料及背景資料，利用航空照片、衛星 影像及數值模型(DEM)進行構造判釋及分析，並進行野外調查工作。當發生地震後，

將先利用衛星影像進行分析作業，再至震央鄰近區域進行野外調查及彙整地質資料，

於調查結束後進行震源區域孕震構造之分析，並將此分析及調查結果匯整成完整報 告，可供其它子計畫參照使用。

研究成果 今年(2012 年)2 月 26 日台灣南部山區發生規模 6.1 之淺源地震，震央在屏東縣霧 台鄉，震源深度達20.4 公里。震後本團隊針對震央鄰近區域(霧台-阿禮、桃源-六龜)，

進行地質資料彙整及野外調查。經由地質調查發現，在吉露部落與阿禮部落中間的台 24 號公路間，觀察到西北-東南向的左移斷層。並在桃源-六龜一帶有兩組共軛的橫移 斷層系統：近東西走向帶有右移分量之剪裂帶(如一號斷層與二號斷層)及西北－東南 走向帶有左移分量之剪裂帶(如三號斷層與四號斷層)，且於鄰近區域造成許多局部性 的破裂。此為西北－東南向壓應力在持續擠壓形成兩組共軛的橫移斷層系統。

台灣西南部山區的西北-東南走向構造雖不特別發達，卻廣泛分佈在區域地形、

構造及地震記錄中，在區域地質上、地形上、河流及水系的分佈上、甚至微構造的記 錄裡，都可找到這類斷層活動的證據，未來值得持續觀察。

4

圖說：桃源-六龜區域之地質構造分析圖。黑線代表根據前人研究所提出之斷層位置，

紅線代表根據野外勘查結果所提出之斷層位置。

具體落實 應用情形

1. 由地質背景調查，得知地震發生區域之地層為中新世潮州層，並鄰近隘寮北溪斷 層。

2. 經由地質調查可得知震央鄰近區域受到西北－東南向的壓應力影響，因而產生西 北－東南向之左移斷層，東北-西南向之逆斷層及劈理構造。

3. 由桃源-六龜一帶的野外測量資料逆推結果指出，此區域因受到西北－東南向之主 應力擠壓影響，且普遍存在一組東西走向及西北－東南走向的共軛破裂影響整體

區域之水系走向。

4. 台灣西南部山區的西北-東南走向構造雖不特別發達，卻廣泛分佈在區域地形、構 造及地震記錄中，在區域地質上、地形上、河流及水系的分佈上、甚至微構造的 記錄裡，都可找到這類斷層活動的證據，未來值得持續觀察。

5. 不論是 2010 年發生的甲仙地震及今年度發生之霧台地震，都與西北-東南向的斷 層錯動有關聯。

計畫變更 說明

無變更

落後原因 無落後 檢討與建

議(變更或 落後之因 應對策)

針對該年度發生之大型地震進行震後地質調查工作，但因霧台地震深度大於20 公里，

故在地表上未伴隨地表變形，故無進行光學影像分析工作，僅針對震後區域進行地質 調查工作。

(以下接全文報告)

震源區域地質與孕震構造之分析(II)

張中白

中央大學太空及遙測中心

蔡宜宏

中央氣象局地震測報中心

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摘 要

台灣位處於非常活躍的造山帶，菲律賓海板塊每年以8.2公分的速度向歐亞板 塊聚合，使得台灣島地殼變動劇烈，活動斷層遍佈且地震活動頻繁，過去幾年已 發生許多災情慘重的大地震。為更了解台灣活動斷層之分布，以進行災後之規劃 及降低未來地震發生的損傷，於大型地震發生後震央區域的地質調查工作實為重 要。今年2月26日，於南台灣霧台鄉發生芮氏規模6.1的地震，震源深度達20.4公里，

野外調查並無發現地表破裂。至震央鄰近區域進行調查發現，此區域地層破碎，

並受到西北－東南向的壓應力影響，因而發現多條西北－東南向之斷層構造，及 東北-西南向之逆斷層及劈理構造；這些西北-東南向的構造經調查並無明顯的同震 活動跡象，然由於其地形特徵十分明顯，廣泛分佈在區域地形、構造及地震記錄 中，在區域地質上、地形上、河流及水系的分佈上、甚至微構造的記錄裡，都可 找到這類斷層活動的證據，可能仍具相當之活動性，未來值得持續觀察。

Abstract

Taiwan island is located on an active orogeny where the Philippine Sea plate converges toward the Eurasian plate with a speed of 8.2 cm per year. This rapid convergence induced dramatic crustal deformation, very active faults and high seismic activity over the past few years in Taiwan, and brought many earthquake disasters. In order to better understand the distribution of active faults in Taiwan, to conduct post-seismic planning, and to reduce future earthquake damage, the geological survey of the near-epicenter area after the large earthquake is crucial. On 26th February of 2012, an earthquake with magnitude 6.1 occurred around the Wutai Township, Pingtung County in southern Taiwan. We carried out geological surveys of the epicenter area after the main shock but no co-seismic surface rupture has been found. The epicenter area is mainly composed of broken slate. Tectonic regime of this area reconstructed by using the fault slickensides shows a NW-SE trending compression. Some north-west to south-east orientated strike-slip faults with left-lateral movement and north-east to south-west orientated reverse faults with co-deformation cleavage structure are also clearly observed. All these structure are not generated by this Wutai Earthquake;

however, the NW-SE structures are obvious in the terrain features, and widely distributed in the area topography, tectonic and seismic records. We believe that these faults are still very activity and the continued observation is needed and strongly suggested.

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壹、前言

台灣位處於非常活躍的造山帶，菲律賓海板塊每年以 82mm/yr 的速率向歐亞 板塊聚合，台灣島的造山活動持續進行，使得台灣島地殼變動劇烈，活動斷層遍 布且地震活動頻繁，平均每年大小地震超過4 千個，其中有感地震可達 2 百餘個。

台灣災害性地震肇因於斷層活動，斷層活動是台灣島造山過程中必然的現 象，但斷層活動亦會伴隨著許多災害，因此瞭解活動斷層有助於地震防災和減災。

今年2 月 26 日在霧台地區發生芮氏規模 6.1 的地震，其震源深度為 20.4 公里，

全台都能感受到晃動，最大震度為5 級，本團隊至震央鄰近區域進行地質調查。

貳、研究目的及意義

台灣的地體構造位於菲律賓海板塊和歐亞板塊聚合的構造活動帶上，根據GPS 的測量結果，菲律賓海板塊以82mm/yr左右的速度推擠歐亞板塊。台灣的造山運動 大約在5百萬年前展開，逐漸加速並且向南傳遞，因台灣島的造山活動持續進行，

使得台灣島地殼變動劇烈，活動斷層遍布且地震活動頻繁，平均每年大小地震超 過4千個，其中有感地震可達2百餘個。

如圖1所示，台灣的地震主要發生在東部海域、花東縱谷以及西部麓山帶變形 前緣。發生於東部海域之地震主要屬於板塊隱沒作用所致，且因為震央通常位於 外海，對民眾造成傷害較小；花東縱谷以及西部麓山帶內發生之地震皆為斷層引 起的，通常屬淺源地震，會伴隨著地表變形及地表破裂，災情較為嚴重；根據中 央氣象局資料統計，台灣自有儀器觀測以來的一百年間(1898-2005年)，災情最為 慘重之十次災害地震如表1所示。

台灣災害性地震肇因於斷層活動，中央地質調查所於2010年公佈全台活斷層 分布資料如圖2所示，共列出33條活動斷層，其中包括21條第一類活動斷層(全新世 以來曾經發生錯移之斷層)，及12條第二類活動斷層(晚更新世以來曾經發生錯移之 斷層)。

斷層活動是台灣島造山過程中必然的現象，但斷層活動亦會伴隨著許多災 害，因此瞭解活動斷層有助於地震防災和減災。

圖1、台灣活動構造與地震分布圖(地震資料自 1991~2002 年 7 月，資料來源：中 央氣象局)。紅色實線為 2000 年中央地質調查所發表台灣陸地上之活斷層分 布位置(林啟文等，2000)。

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表1、台灣十大災害地震(資料統計時間：1898~2005 年，資料來源：中央氣象局) 時間 地震名稱 震央 規模 傷亡

1904.11.06 斗六 嘉義附近 6.1 145 死 158 傷 1906.03.17 梅山 嘉義民雄 7.1 1,258 死 2,385 傷 1935.04.21 新竹－台中 竹縣關刀山附近 7.1 3,276 死 12,053 傷 1941.12.17 中埔 嘉義市東南 7.1 358 死 733 傷 1951.10.22 花東縱谷 花蓮東南東 7.3 68 死 856 傷 1959.08.15 恆春 恆春東南方 7.1 17 死 68 傷 1964.01.18 白河 台南東北東 6.3 106 死 650 傷 1964.12.05 新化 台南新化附近 6.1 74 死 482 傷 1986.11.15 花蓮 花蓮東偏南 6.8 13 死 45 傷 1999.09.21 集集 ( 南投 ) 南投附近 7.3 2,418 死 11,569 傷

圖2、台灣活動斷層分布圖(經濟部中央地質調查所，2010)。

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參、研究方法及進行步驟

本研究研究流程如圖3所示，依據是否發生伴隨地表變形之地震分兩種狀況，

當未發生地震時，將會選取高潛感之活動斷層，彙整活動斷層相關文獻資料及背 景資料，利用航空照片、衛星影像及數值模型(DEM)進行構造判釋及分析，並進行 野外調查工作。當發生地震後，將先利用衛星影像進行分析作業，再至震央鄰近 區域進行野外調查及彙整地質資料，於調查結束後進行震源區域孕震構造之分 析，並將此分析及調查結果匯整成完整報告，可供其它子計畫參照使用。

透過野外露頭觀察，對中視尺度的節理、斷層、擦痕與褶皺等構造進行紀錄 與統計，利用地表露頭量測斷層帶擦痕等資料可推演斷層的移位方式，以及在不 同時間上的運動方式。

圖3、本研究計畫工作流程。

本研究除一般的基礎野外地質調外，更要針對岩層的脆性破裂進行分析。主 要工作是在野外對微斷層進行廣泛的測量，蒐集完整斷層資料後予以分期計算，

求取當地之區域應力演化情形。

就變形方式而言，可依主應力的方向改變與否略分為單期變形(monophase)及 多期變形(polyphase)。單期變形在受壓縮變形時，其主壓應力軸(σ1)不會隨時間發 生改變。如圖4所示，從初始狀態到高度擠壓變形，主壓應力軸(σ1)的方向未曾改 變，然而隨著褶皺與斷層的發育，以及變形程度加劇，第二與第三應力軸(σ2, σ3) 都發生了置換。即便如此，岩石最終的變形結果仍是十分複雜。

多期變形在受壓縮變形時，其主壓應力軸(σ1)會隨時間發生改變，如圖5所示。

由於主壓應力軸的變化，再加上局部地層在擠壓時會伴隨發生旋轉，因此這種形 式的變形通常很難重建期變形歷史，及應力發育的過程。

圖4、單期壓縮變形示意圖(Angelier et al., 1986)。由固定主壓應力軸重建的 5 個階 段的壓縮變形。

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圖5、多期壓縮變形示意圖(Angelier et al., 1986)。在岩石受變形的過程中，主壓應 力軸的方向不斷發生改變，造成觀測與測量的困難。

肆、具體成果

霧台地震於2012年2月26日發生，震央在屏東縣霧台鄉(圖6)，地震規模6.1，震 源深度達20.4公里，隨後分別又在台東金峰鄉和台東縣政府西偏南方處發生兩起規 模大於3大之餘震，累計大小餘震超過70個。主震震央位於中央山脈南端，山脈抬 升快速，地層較為破裂。

由於本次地震震源較深，野外調查並無發現明顯地表變形，故無利用衛星影 像進行破裂追蹤之必要。本研究僅針對該次發生地震之鄰近區域，進行地質資料 彙整及野外調查，其調查成果如後所述。

圖6、霧台地震之震央位置及其震源機制解(資料來源 :BATS 網站)。

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(一)地質背景

霧台鄉位於中央山脈南端大武山區，地勢大致由東向西降低，海拔高介於 700～2,000公尺間，平均海拔1,000公尺，屬隘寮北溪水系。

此區域之地層與區域性地質構造大致呈北北東—南南西走向，主要斷層線 由東向西包括小禿山斷層、隘寮北溪斷層(圖7)。本流域範圍內之褶皺構造亦多 呈北北東走向，主要褶皺構造自東向南包括霧台背斜、華容向斜、德文背斜、

口社向斜等。地層出露呈北北東方向的條狀分布，由東向西分別為大南澳片岩 (PM3)、畢祿山層(Ep)與潮州層(Co)，地層形成年代由東向西逐漸年輕。其中，

中新世潮州層其東側以隘寮北溪斷層與始新世之畢祿山層相接，而畢祿山層東 側則以小禿山斷層與第三紀大南澳片岩相接。其地層詳細描述如下：

1. 大南澳片岩：屬於第三紀，為古生帶晚期到中生代之地層，為台灣最古老的 地層，位霧台鄉東側地區，岩性以黑色片岩、綠色片岩及矽質片岩為主，具 有發育良好的片理構造。在小鬼湖一帶的大南澳片岩中局部有大理岩出露，

呈塊狀或厚層狀，結構為細粒到粗粒。

2. 畢祿山層：指中央脊樑山脈帶中出露不分層的始新世地層，主要是以深灰色 的板岩和千枚岩為主，在變質的泥質岩層中夾有較厚的變質砂岩。畢祿山層 下部則多板岩和石英砂岩所成的互層和淡灰色厚層硬砂岩，偶夾綠色至暗紅 色的火山岩凸鏡體，多半已經變質，其原岩可能為輝綠岩或基性凝灰岩。此 外畢祿山層中也常含有石灰岩或泥灰岩所成的岩層或凸鏡體，多為石灰質礫 岩或砂岩，多數的始新世大型有孔蟲就產生於這些石灰質岩層中(何春蓀，

1986)。

3. 潮州層：為中新世岩層，大部分由黑色到深灰色的硬頁岩、板岩、千枚岩和 深灰色硬砂岩的互層所組成。潮州層的主要岩性為硬頁岩或板狀頁岩，夾透 鏡狀砂岩體，並含有零星散佈的泥灰岩團塊，相當於中新世中期，可對比中 央脊樑山脈帶的廬山層或台灣北部的南港層上部。依地層中所含砂岩的多 寡，可分成上下兩段。下段幾乎全為硬頁岩，偶夾2至3公分的粉砂岩，有粒 級層構造。硬頁岩的變質程度可由鉛筆構造變為板狀劈理。上段則為硬頁岩 間夾1至2米厘的透鏡狀砂岩體，砂岩為細粒至中粒的石英砂岩，具有濁流岩 相的沉積特徵。本層的底部未出露，所以確實厚度不知，但至少在5500公尺 以上。本流域內之潮州層劈理構造有由南向北逐漸發達之趨勢，岩體受風化

後之野外特徵為具有洋蔥狀剝蝕及鉛筆構造，且普遍存在著與沈積作用同時 的崩移構造，在口社至阿禮一帶有幾處較具規模的潮州層透鏡狀砂岩體(Cos) 出露。

4. 現代堆積層：現代堆積層由泥、砂和礫石組成，分布於河床。

圖7、震央鄰近區域地質圖(改繪自經濟部中央地質調查所流域地質圖)， 為圖 8 所在的位置。