國立臺灣大學理學院地質科學研究所 碩士論文
Department of Geosciences College of Science
National Taiwan University Master Thesis
探討泥岩區對臺灣西南部褶皺逆衝帶的 高異常變形量之影響
Anomalous high deformation rate in mudstone of fold-and-thrust belt in SW Taiwan
郭鶯萍 Ying-Ping Kuo
指導教授：胡植慶 博士 譚諤 博士 Advisor: Jry-Ching Hu, Ph.D.
Eh Tan, Ph.D.
致 謝
終於！走到最後一哩路啦！總算照著自己的步調順利走完了！兩年半的研究 所生涯，從茫然無知的小碩一，逐漸變成能夠獨當一面的老練碩士生，還真的是吃 了不少苦，需要感謝的人也好多。首先就是要感謝我的兩位指導教授，謝謝益師益 友的胡植慶老師總是不斷磨練我，給予我很多想法及靈感，雖然您常說我愈來愈沒 大沒小，但我心中仍然是很尊重老師您的！以及半路收留了我的譚諤老師，對您真 是萬分感謝，讓我的能夠接觸這麼酷炫的 model，在我的研究撞牆期時不斷與我討 論、給予意見，一起絞盡腦汁。以及撥空前來參加口試的委員們，楊耿明老師、謝 嘉聲老師、朱傚祖老師，你們的建議都帶給我極大的回饋，讓我順利完成論文。此 外，研究生涯中更不乏其他老師、學長姐給予的建議及幫忙，林銘郎老師、Erwan Pathier、Maryline Le Beon、黃鐘、童忻、宣維、孟涵、健宏等，以及研討會與我討 論的各位先進，謝謝你們的熱心幫助，協助並支持我走到最後。
更要謝謝助理姊姊們兩年半來的照顧，雅琳、秀芳、惠琪，雖然叫你們姊姊，
但你們照顧我的程度讓我好想直接叫你們一聲媽，什麼疑難雜症都要問過你們才 會安心，我畢業後一定會回娘家的！我的三媽們～當然還有全變裡一起奮鬥、胡鬧 的戰友們，采蔚、董董、斤斤、阿邦、祉晏、志傑、志銘，好幾個一起熬夜、一起 煮東西、一起賞月的夜晚，以及我們的秘密 KTV，都是我畢業後最難忘的部分 QQ。
碩士生涯是我第一次離家生活，離開熟悉的臺南，最感謝的當然還是在背後替 我撐腰的郭郭一家，每次回臺南都可以當小公主，好幸福！更要謝謝爸爸媽媽在支 持我與讓我獨立之間找尋平衡，希望我沒有辜負你們的期望。也很慶幸還能繼續與 成大老同學、可愛的高三 9 及最要好的芭娜娜們繼續聯絡，最喜歡你們來臺北看 我了，這真的是我的研究所小雀幸！！最後，要謝謝我的阿博哥！遠距離真的好辛
雖然短短兩年半能做的研究成果有限，碩士生活帶給我的成長不只有論文成 果，更包含學習架構問題主軸、收集資料並合理解釋，撰寫論文的過程才是最為寶 貴的經驗，敬所有辛苦的研究人員！
摘 要
臺灣西南部位於歐亞板塊與菲律賓海板塊之交界處，為呂宋島弧與被動式大 陸邊緣碰撞造成之造山帶，而臺灣西南部則位於臺灣造山帶與馬尼拉海溝之構造 過渡帶。集集大地震後，對於斷層特性及活動性的調查更是目前評估地震災害最迫 切的議題。臺灣西南部褶皺逆衝帶具有獨特的變形行為，由 GPS 資料可觀察到臺 灣西南部確實為應變較大之區域，且速度場梯度變化極為明顯，但此區域卻是背景 地震紀錄相對較少的區域，本研究區域為前陸盆地受造山帶荷重而沉降，高沉積速 率使此區域沉積厚且廣的古亭坑泥岩，使臺灣西南部形成大範圍的惡地地形。本研 究期望利用 PSInSAR 技術觀察臺灣西南部的地表變形，並結合 GPS 及水準資料對 西南部的活動斷層做跨斷層的速度剖面討論斷層活動性，結果顯示臺灣西南部逆 衝斷塊具有相當特殊的變形特徵，在龍船斷層及旗山斷層的上盤具約 20 – 30 mm/yr 的視衛星縮短量，不同於過去研究認為逆斷層上盤為相對抬升之區域，由大地測量 資料皆顯示龍船及旗山斷層的下盤有較高之抬升速率。因此本研究將進一步利用 DynEarthSol2D 有限元素模擬討論此區域的變形機制，除了針對此區域的地下構造 模擬斷層行為之外，亦討論此區分布廣泛的古亭坑泥岩可能存在的泥貫入體、泥基 背斜及砂泥岩不同力學性質所帶來的影響。根據模擬結果顯示，本研究推論此區主 控的變形機制為位於龍船斷層下盤的覆疊構造(duplex structure)及位於深度約 4 公 里的向西傾斷層。除此之外，本研究亦發現古亭坑泥岩中的高壓層分布與 PSInSAR 觀察到的抬升區域位置有極高關聯性，而根據鑽井資料可得知高壓層位於龍船斷 層西側的向西傾之斷層，因此認為此斷層因富含受壓流體而形成相對軟且易滑動 的斷層面。因此本研究認為位於高壓層在臺灣西南部為一影響地表變形的重要因 素之一，因其容易被觸發產生滑移，使得古亭坑泥岩此區域較不易累積能量而產生
關鍵字: 持久散射體差分干涉、有限元素數值模擬、龍船斷層、古亭坑泥岩、泥貫 入體、高壓層、美濃地震
Abstract
The variation of the anticline movements of the thrust sheets illustrates a distinctive deformation pattern in SW Taiwan. Thus I use the PSInSAR (Persistent Scatterer Interferometric Synthetic Aperture Radar) technique with constrains of precise leveling and GPS measurements to derive the line of sight (LOS) velocities in the study area and characterize the deformation patterns. I noticed that the maximum LOS velocities of ~ 20 - 30 mm/yr is recorded on the footwall of Lungchuan and Chishan Faults, which are considered as reverse faults in Gutingkeng Mudstone. The anomalous high deformation rate might be related to a ramp duplex located in the footwall of Lungchuan Fault. Or this deformation is related to the mechanical heterogeneity between mudstone and sandstone together with the mud-core anticline. I then use DynearthSol2D, an efficient unstructured finite element code, to simulate the deformation mechanism. In addition, we proposed that the high pressure zone in Gutingkeng Mudstone provides a weak zone which can easily be triggered by earthquake and produce coseismic slip. I attempted several hypotheses controlling high deformation rate to find the dominant deformation mechanism. I concluded that the main deformation mechanisms are the duplex structure underneath the Lungchuan Fault and the west-dipping fault with high fluid pressure in the west of the Lungchuan Fault. Besided, the co-seismic deformation from the 2016 Mw
6.4 Meinong earthquake shows the high correlation with the shollow structure, I would like to use the numerical modeling to address the mechanism how moderate earthquake could trigger the shallow structure by co-seismic displacement.
表目錄
摘 要 ... iii
表目錄 ... vi
圖目錄 ... viii
第一章 緒論 ... 1
1.1 研究動機 ... 1
1.2 論文內容 ... 4
第二章 區域地質與前人研究 ... 5
2.1 大地構造 ... 5
2.2 區域地質 ... 10
2.3 構造單元概述 ... 12
2.3.1 沉積地層 ... 13
2.3.2 斷層型態 ... 15
2.4 地表活動特徵 ... 23
2.4.1 變形前緣 ... 23
2.4.2 泥貫入體 ... 24
2.4.3 麓山帶之構造活動 ... 27
第三章 研究方法 ... 29
3.1 持久散射體差分干涉法 ... 29
3.1.1 雷達 ... 29
3.1.2 側視空載雷達 ... 30
3.1.3 合成孔徑雷達 ... 35
3.1.4 合成孔徑雷達干涉法 ... 36
3.1.5 合成孔徑雷達差分干涉法 ... 36
3.1.6 持久性散射體合成孔徑雷達干涉法 ... 38
3.1.7 資料來源 ... 44
3.2 有限元素法數值模擬 ... 48
3.2.1 有限元素法概述 ... 49
3.2.2 DynEarthSol2D 計算步驟 ... 50
第四章 研究成果 ... 61
4.1 持久性散射體差分干涉法 ... 61
4.1.1 基準點校正 ... 61
4.1.2 PS-InSAR 成果 ... 63
4.2 斷層剖面綜合分析 ... 75
4.3 間震期數值模擬 ... 85
4.3.1 觀念模型 ... 86
4.3.2 剖面模擬 ... 97
4.4 美濃同震數值模擬 ... 106
第五章 綜合討論 ... 112
5.1 地表變形特徵 ... 112
5.2 西南部陸上泥火山成因 ... 116
5.3 美濃地震同震變形 ... 117
5.4 地震災害潛能 ... 120
第六章 結論 ... 123
參考文獻 ... 125
圖目錄
圖1-1 臺灣島周邊地震紀錄及震源機制解 ... 2
圖1-2 臺灣島主軸應變率場分布圖 ... 3
圖2-1 臺灣地質構造框架 ... 6
圖2-2 臺灣地區 GPS 水平速度場分布 ... 7
圖2-3 高屏地區之應變矩率分布圖 ... 8
圖2-4 臺灣地質圖及主要地質分區 ... 9
圖2-5 高屏地區新期活動構造分布圖 ... 12
圖2-6 本研究區域之地質圖幅 ... 13
圖2-7 旗山斷層條帶地質圖 ... 16
圖2-8 中寮隧道因旗山斷層潛變造成之變形 ... 17
圖2-9 臺灣西南部變形前緣位置 ... 24
圖2-10 台灣西南部陸上泥火山分布及海上泥貫入體分布 ... 26
圖2-11 縣 182_安平至龍崎測線及縣 184_路竹至茂林測線水準變化圖 ... 28
圖2-12 臺灣西南部變形機制示意圖 ... 28
圖3-1 不同波長的穿透反射示意圖 ... 30
圖3-2 斜距影像解析度幾何關係示意圖 ... 31
圖3-3 衛星影像之軌道方向解像力與視角關係示意圖 ... 32
圖3-4 SAR 影像常見之幾何變形 ... 33
圖3-5 SAR 影像之幾何變形-陰影 ... 33
圖3-6 SAR 影像之幾何變形-前坡縮短 ... 34
圖3-7 SAR 影像之幾何變形-疊置效應 ... 34
圖3-8 合成孔徑雷達天線(Ls)示意圖 ... 35
圖3-9 雷達干涉幾何示意圖 ... 36
圖3-10 相位回復示意圖 ... 37
圖3-11 不同物體對雷達波之散射特性示意圖 ... 39
圖3-12 非 PS 像素和 PS 像素的示意圖 ... 40
圖3-13 StaMPS 的 PS-InSAR 操作流程圖 ... 41
圖3-14 SAR 影像日期分布圖 ... 45
圖3-15 ERS-1/2 及 Envisat 衛星選取區域涵蓋圖 ... 46
圖3-16 ALOS 衛星選取區域涵蓋圖 ... 47
圖3-17 平面應變示意圖 ... 50
圖3-18 重建網格示意圖 ... 59
圖3-19 重建網格說明圖 ... 60
圖4-1 衛星軌道方向與照射方向於地理座標系統之轉換幾何關係 ... 61
圖4-2 軌道方向與照射方向於地理座標系統之轉換示意圖 ... 62
圖4-3 ERS 232-3141 之影像時間與垂直基線散佈圖 ... 64
圖4-4 ERS 232-3141 之影像對干涉結果 ... 64
圖4-5 ERS 232-3159 之影像時間與垂直基線散佈圖 ... 65
圖4-6 ERS 232-3159 之影像對干涉結果 ... 65
圖4-7 ERS 衛星視衛星方向之年平均變動量 ... 67
圖4-8 Envisat 232-3141&3159 之影像時間與垂直基線散佈圖 ... 68
圖4-9 Envisat 232-3141& 3159 之影像對干涉結果 ... 68
圖4-10 Envisat 衛星視衛星方向之年平均變動量 ... 70
圖4-11 ALOS 447-430&440 影像時間與垂直基線散佈圖 ... 71
圖4-12 ALOS 447-430&440 之影像對干涉結果 ... 71
圖4-13 ALOS 447-440&450 影像時間與垂直基線散佈圖 ... 72
圖4-16 PSInSAR 與 GPS 時間序列比較圖 ... 74
圖4-17 跨斷層速度剖面之位置圖 ... 75
圖4-18 六甲斷層速度剖面圖 ... 77
圖4-19 後甲里斷層速度剖面圖 ... 78
圖4-20 新化斷層速度剖面圖 ... 79
圖4-21 左鎮斷層速度剖面圖 ... 80
圖4-22 小崗山斷層速度剖面圖 ... 81
圖4-23 龍船斷層及旗山斷層速度剖面圖 ... 84
圖4-24 平衡剖面 Line-28 ... 86
圖4-25 Conceptual Model I 模型示意圖 ... 87
圖4-26 Conceptual Model I 垂直速度場 ... 88
圖4-27 Conceptual Model I 垂直位移分布 ... 88
圖4-28 Conceptual Model I 應變速率分布 ... 89
圖4-29 Conceptual Model I 垂直速度場 ... 89
圖4-30 Conceptual Model I 底圖垂直位移分布 ... 89
圖4-31 Conceptual Model 1 strain XX 分布圖 ... 90
圖4-32 Conceptual Model II 模型示意圖 ... 90
圖4-33 Conceptual Model II 垂直速度場 ... 91
圖4-34 Conceptual Model II 垂直位移分布 ... 92
圖4-35 Conceptual Model II 應變速率分布 ... 92
圖4-36 Conceptual Model II 垂直速度場 ... 92
圖4-37 Conceptual Model II 垂直速度場 ... 92
圖4-38 Conceptual Model III 模型示意圖 ... 93
圖4-39 Conceptual Model III 應變速率分布 ... 94
圖4-40 Conceptual Model III 塑性應變分布圖 ... 94
圖4-41 Conceptual Model III 垂直速度場 ... 95
圖4-42 Conceptual Model III 垂直速度場 ... 95
圖4-43 Conceptual Model III 垂直位移分布 ... 95
圖4-44 三種觀念模型表面垂直速度場比較 ... 96
圖4-45 臺灣西南部高壓層分布 ... 97
圖4-46 剖面模型示意圖 ... 99
圖4-47 剖面模擬之應變速率分布 ... 99
圖4-48 剖面模擬之塑性應變分布圖 ... 100
圖4-49 剖面模擬之垂直速度場 ... 100
圖4-50 剖面模擬之垂直位移分布 ... 100
圖4-51 剖面模擬之垂直位移分布 ... 100
圖4-52 模擬結果與水準測量資料地表垂直速度場比較 ... 101
圖4-53 剖面位置之 PSInSAR 觀測結果與數值模擬計算結果比對圖 ... 102
圖4-54 剖面模型示意圖 ... 103
圖4-55 模型之塑性應變分布圖，色階代表塑性應變大小 ... 103
圖4-56 模型之垂直速度場 ... 103
圖4-57 模型之軸差應變第二不變量分布 ... 103
圖4-58 剖面模型示意圖 ... 104
圖4-59 剖面模擬之塑性應變分布圖 ... 104
圖4-60 剖面模擬之垂直速度場 ... 105
圖4-61 模型之軸差應變第二不變量分布 ... 105
圖4-62 剖面模型示意圖 ... 105
圖4-63 剖面模擬之塑性應變分布圖 ... 106
圖4-66 美濃同震模型示意圖 ... 107
圖4-67 同震模擬之應變速率分布 ... 108
圖4-68 同震模擬之垂直位移分布 ... 108
圖4-69 同震模擬之應變速率分布 ... 108
圖4-70 同震模擬之垂直位移分布 ... 108
圖4-71 同震模擬之垂直位移分布 ... 109
圖4-72 美濃地震模擬結果之地表同震變形分布 ... 110
圖5-1 PSInSAR 結果與變形前緣位置圖 ... 113
圖5-2 PSInSAR 結果與構造解釋圖 ... 114
圖5-3 高壓三軸不排水剪力試驗結果 ... 117
圖5-4 臺灣西南部歷史地震機制解與背景地震 ... 118
圖5-5 雷達差分干涉之美濃同震觀測結果 ... 119
圖5-6 臺灣西南部美濃地震主餘震分布及連續 GPS 同震位移示意圖 ... 119
圖5-7 模擬之斷層面滑移虧損量示意圖 ... 122
第一章 緒論
1.1 研究動機
臺灣島的生成係因菲律賓海板塊斜向碰撞歐亞大陸板塊，此斜碰撞由北往南 發育，因此臺灣西南部正處於碰撞帶轉換為隱沒帶的過渡帶，且臺灣西南部位於碰 撞初期，因此研究此區域之活動變形特徵可有效了解造山初期的構造關鍵。臺灣麓 山帶斷層系統大致由東往西依序發育，變形前緣位於麓山帶與海岸平原的交界，因 此最可能發生斷層活動的地方正位於外麓山帶以及嘉南平原的東緣，且部分活動 斷層被沉積層覆蓋，或斷層尖端尚未發展至地表的盲斷層，均不易瞭解其特性。
雖然臺灣過去已發生過許多大規模的災難性地震，但從歷史地震紀錄來看臺 灣西南部由北至南，震源深度分布有一明顯從淺至深之交界面，且臺灣西南部一直 是相對發震率較少的地區(圖 1-1)，然而，由 GPS 計算之應變矩率結果卻顯示臺灣 西南部為明顯壓縮應變區域，膨縮率達 -1 μ strain/yr (圖 1 - 2)，因此仍不可忽視其 發震之可能性。此外，臺灣西南部人口稠密，並有高速公路及高鐵通過此區域，更 需密切監測此區的地表變動及斷層活動性。尤其是 921 地震後，探討臺灣造山帶 前緣的發震構造更為刻不容緩的議題，且由車籠埔斷層活動來看，地震帶來的災害 與傷亡並非只有發生在斷層的地表破裂處，整個斷層帶皆為可能發生的範圍，更需 加強斷層帶的地下構造研究及地表變動特徵。
因本研究區域沉積大量厚層古亭坑泥岩，泥岩軟弱、易潛變、密度低及流動性 佳之特質，使得此區域之變形機制仍眾說紛紜，例如：泥貫入體、泥基背斜、或純 粹為泥岩力學性質反映等。因此，本研究除了利用持久散射體合成孔徑雷達干涉 (Persistent Scatterer Interferometric Synthetic Aperature Radar, PSInSAR)監測地表變
圖1-1 臺灣島周邊歷史地震紀錄及震源機制解，背景地震資料為 1995-2014 年，色階顏色代表地
震震源深度，黑色線為地調所公布之活動斷層位置(林啟文等，2012)，星號標示為震源機制解之
震源位置。
圖1-2 臺灣島主軸應變率場分布圖。黑色箭頭相向指示為壓縮；黑色箭頭反向指示為伸張變形模
1.2 論文內容
本論文可分為三部分，第一部分為利用PS-InSAR 觀察臺灣西南部間震期之地 表變形特性，並配合精密水準資料、GPS 測量資料及地震紀錄，繪製位於研究區域 內的六甲斷層、後甲里斷層、新化斷層、左鎮斷層、小岡山斷層、龍船斷層及旗山 斷層的跨斷層速度剖面圖，藉以討論研究區域的地表活動特徵及斷層的活動性。
第二部分為針對位於古亭坑泥岩的龍船斷層觀察到之異常變形行為，以有限 元素法DynEarthSol2D 進行數值模擬，討論其變形機制之可能性，包含泥貫入體、
高壓層分布、砂泥岩力學性質差異及逆衝斷層構造作用；第三部分為以2016 年 2 月6 日凌晨所發生之美濃地震為例，討論此地區同震變形行為與淺部構造之關係。
第二章 區域地質與前人研究
2.1 大地構造
臺灣島位於歐亞板塊與菲律賓海板塊交界，若以相對於穩定大陸邊緣(澎湖白 沙站，S01R)之速度場來看，菲律賓海板塊以每年 8.2 公分朝西北方往歐亞板塊移 動(Yu et al., 1997)，在臺灣東北部，菲律賓海板塊向北隱沒至歐亞板塊之下，形成 琉球弧溝系統；而臺灣南方海域中，歐亞板塊邊緣的南中國海板塊向東隱沒至菲律 賓海板塊之下，形成馬尼拉弧溝系統(圖 2-1)。自中新世晚期，約南北走向的呂宋 島弧開始向西北方移動，與東北－西南走向的大陸邊緣產生碰撞，開啟了臺灣的蓬 萊造山運動，造山帶前緣受山脈荷重的影響而向下撓曲，形成深陷的前陸盆地，強 烈的造山運動也提供了大量沉積物快速堆積於盆地，並隨著造山運動的西進，前陸 盆地被擠壓抬升，於更新世之後形成了臺灣西部麓山帶一系列緊密的褶皺逆衝帶 (鄧屬予，2005)。而此斜碰撞的關係也使造山運動首先由臺灣北部開始活躍，並逐 漸往南發育，現今北部的造山運動已日益趨緩，並逐漸發育出後造山時期的張裂地 形；而臺灣西南部則正處於臺灣造山帶與馬尼拉海溝隱沒帶的過渡帶。
圖2-1 臺灣地質構造框架(修改自 Lin et al., 2010)。紅色箭頭表示菲律賓海板塊以 82 mm/yr 速度朝
東北方與歐亞大陸板塊碰撞，黑色線為臺灣島附近主要構造線，綠色虛線為基盤高區位置，色塊
代表不同地質分區：CP 為海岸平原(Coastal Plain)；WF 為西部麓山帶(Western Foothill)；HSR 為
雪山山脈(Hsuehshan Range)；WCR 為西部中央山脈(Western Central Range)；ECR 為東部中央山脈
(East Central Range)；CR 為海岸山脈(Coastal Range)。
圖2-2 臺灣地區連續 GPS 水平速度場分布(相對於澎湖 S01R 測站)，色階代表速度量值大小，箭
圖 2-2 為臺灣全島連續 GPS 水平速度場相對於澎湖 S01R 之結果，可發現臺 灣地表變動最劇烈之區域位於東部縱谷地區及臺灣西南部，各為板塊聚合速率的 一半，縱谷地區縮短率高達40 mm/yr，臺灣西南部縮短速率亦可達 30 – 40 mm/yr，
且臺灣西南部GPS 速度場方向呈明顯的扇狀分布，由北往南速度場方向從西北方 轉向西南方，顯示臺灣西南部具有逃脫構造之特徵，與北港基盤位置有關(Hu et al., 1997)。而利用 GPS 水平速度所計算之應變矩率分佈可發現，臺灣西南部雖無明顯 的地震紀錄，但卻具有極高的壓縮應變分布，尤其龍船斷層與旗山斷層一帶(圖 2- 3)，累積的應變矩率量值高達近 -2 μ strain/yr (何宛芸，2006)，因此仍具有發震之 可能性。
圖2-3 臺灣南部地區之應變矩率分布圖。相互垂直的線段代表最大壓縮軸與最大伸張軸之方向及
規模，黑色代表壓縮，白色代表伸張；底圖色階代表最大伸張應變與最大壓縮應變相加之值，正
值(紫色端)表示最大伸張應變大於最大壓縮應變，負值(紅色端)代表最大壓縮應變大於最大伸張應
變(何宛芸，2006)。
圖2-4 臺灣地質圖及主要地質分區。色階顏色代表地層年代，黑色線為主要構造線，資料來源為
地調所公布之五十萬分之一地質圖。
晚期中新世以來，歐亞板塊的被動大陸邊緣與其東南方的菲律賓海板塊產生 碰撞，西部麓山帶出露晚中新世以來的地層紀錄，具有完整的被動大陸邊緣盆地與 前陸盆地的特徵，可見出露的中新統變形地層(圖 2-4），並有上新統及第四紀的沉
世以來即處於前陸盆地的構造環境中(Teng, 1987），故其上新世與之後之沉積環境 與構造活動息息相關。
隨造山作用的發展，斷層多形成於山脈的變形前緣，即新斷層隨造山作用往西 發育，且因造山帶前緣所受造山帶荷重的垂直壓力較小，因此水平擠壓力和垂直壓 力之間的應力差愈大，愈利於逆斷層的滑動；而山脈後方因垂直荷重大，與水平擠 壓力差距小，較不利於逆斷層的滑動(Teng and Lee, 1996)，而臺灣西南部涵蓋海岸 平原及部分西部麓山帶，兩者以變形前緣為界，因此斷層活動性更是不容忽視的課 題。
2.2 區域地質
中始新世至中漸新世期，歐亞板塊伸張形成了一系列張裂盆地(Yang et al., 2006)，接著因蓬萊造山作用之荷重影響，臺灣西南部在中新世末期至上新世以來，
處於前陸盆地的構造環境中。西南部麓山帶隨造山運動，出露晚中新世以來的地層 紀錄，具完整的被動大陸邊緣盆地與前陸盆地的特徵，成為了解造山運動與沉積盆 地發育之重要基礎。臺灣西南部麓山帶組成為中新世淺海沉積物，及上新世因盆地 沉降，沉積大量厚層之泥岩及粉砂岩，並受到由東向西的構造作用，使此區形成一 系列向西伸向的褶皺與斷層構成的褶皺逆衝帶。
臺灣西南部應力特徵可分為兩個時期：更新世時期受到接近東南－西北向的 擠壓，此時期發育許多大型褶皺與斷層；而晚更新世時期，構造作用力轉為東西向 壓縮，因此增強了南北向的伸張作用(Ching et al., 2007)。此外，根據 GPS 水平速 度場資料，可觀察到臺灣西南部有一明顯的橫向逃脫構造，此構造位於碰撞帶及隱 沒帶的過渡帶，因南北盆地厚度不同，以及前陸盆地基盤阻擋的關係，導致臺灣西 北部的運動方式為順時針旋轉，而西南部則為逆時針旋轉，使得GPS 速度場在臺 灣西南部成扇狀分布(圖 2-2）。Hu et al. (1997)亦提出臺灣南部應變-應力分布及 GPS
速度場的變化除了受控於板塊邊界、聚合方向、北港高區基盤之外，亦受馬尼拉隱 沒帶的增積楔體及隨造山作用形成之逆衝斷層弱面的影響。
Shyu et al. (2005)利用野外調查、40 米數值高程模型(DEM)、大地測量資 訊及震測資料繪製新期構造地圖，發現位於高屏地區的海岸平原具有許多東北-西 南走向的右移斷層，以及南北走向的褶皺(圖 2-5)，皆顯示了此區所受之構造應力 為東西壓縮、南北伸張方向；而嘉義地區盲斷層逐漸向外發育於麓山帶外及海岸平 原，麓山帶則普遍無活動性。此外利用河流地形型態、岩心層序比對、河階定年及 大地測量等方法，可觀察到嘉南地區的地體構造演化順序，麓山帶於更新世時期開 始隆起，而西側丘陵則為晚更新世開始隆起，此外，由全新世河階與海階分布、大 地測量與400 年來地震紀錄階顯示臺灣西南地區長期及近期活動性皆非常活躍(陳 文山等，2000）。鄭宏祺(2000)認為臺灣西南部平原區背斜構造形貌多呈西緩東陡，
無法用斷層擴展褶皺(fault-propagation fold)或斷層彎曲褶皺解釋(fault-bend fold)，
且因此區沉積廣泛泥岩，易於擠壓環境中，與下部砂岩形成滑脫面，使此區褶皺主 要機制為滑離(detachment)作用，故推測在中新世長枝坑層底部有一滑脫面，滑離 作用使上覆岩層拱起而形成背斜，滑脫面位置與研究區域出露最老之地層為長枝 坑層相符。
圖2-5 高屏地區新期活動構造分布圖，紅色線段為逆衝斷層；紫色線段為走向滑移斷層；粉紅線
段為背斜軸；藍色線段為向斜軸 (Shyu et al., 2005)。
2.3 構造單元概述
此章節將整理前人研究針對此區之沉積地層及主要斷層型態做概述。圖2-6 為 地調所出版之新化、旗山地質圖幅，本研究區域主要出露之地層年代為中新世至上 新世，以及全新世之台地堆積層與沖積層。出露最老的地層為長枝坑層，中新統之 烏山層整合覆蓋在其上，在麓山帶地區分布了大範圍的古亭坑泥岩。因受岩性差異 侵蝕的影響，地形高區主要分布於糖恩山砂岩、烏山層、大崗山石灰岩及古亭坑層 內所夾之砂岩透鏡體。而中油地質圖則將龍船背斜所在的砂岩透鏡體解釋為因逆
衝斷層而出露的烏山層，與旗山斷層上盤出露的烏山層相同，另根據超微化石研究 顯示龍船斷層上盤(東側)地層較老，屬於晚期中新世烏山層(吳榮章與梅文威，1985)。
圖2-6 本研究區域之地質圖幅，黑色線段為斷層線，紅色線段為褶皺軸，圖例代表為不同岩層(改
繪自林啟文，2013；何信昌等，2005)。
2.3.1 沉積地層
古亭坑泥岩
古亭坑泥岩分布於木柵斷層以西、左鎮斷層以南、旗山斷層以北的區域，最早
度約為五公里，在龍船窩與崎溜山附近，皆出露厚層砂岩透鏡體，分別命名為龍船 砂岩與雞南山砂岩(林啟文等，2012)，而由中油公司龍船一號井的岩芯資料顯示，
龍船砂岩厚度約 280 公尺。野外露頭位態量測古亭坑泥岩的剪切帶傾角陡峭，部 分甚至接近垂直，剪切帶厚度範圍幾公分至幾十公分，剪切帶主要分布於旗山斷層 附近、古亭坑泥岩西部及北部(Ching et al., 2015)。
古亭坑泥岩為上新世-更新世時期因強烈造山作用，而在前陸盆地快速堆積所 形成之厚層沉積岩，為臺灣西南部重要的地層之一，分布範圍廣泛，包含官田、新 化、關廟、岡山、玉井、南化及旗山地區。
烏山層
烏山層分布於旗山斷層上盤中寮山至深水地區，由孫習之(Sun, 1965)命名之，
為厚層灰色細粒砂岩與暗色頁岩互層。而在旗山中寮地區，本層以厚層青灰色砂岩 為主，夾砂頁岩互層，亦稱烏山層砂岩。
蓋仔寮頁岩
分布於旗山斷層上盤(東南側)，由孫習之(Sun, 1965)命名之，為暗灰色頁岩與 砂質頁岩沉積為主，偶夾薄層砂岩。與旗山斷層以北地區的古亭坑層為同一時期沉 積，而根據吳樂群(1993)研究，此層屬於濱面至遠濱沉積體系，以暴風作用及波浪 作用為主。
南勢崙砂岩
沉積於旗山斷層上盤，與下伏的蓋仔寮頁岩為整合接觸，由孫習之(Sun, 1965) 命名。下部以厚層細至中粒砂岩與泥質粉砂岩為主，間夾薄砂頁岩互層；上部則以 碳質頁岩為主，夾厚層中至粗粒砂岩。高仲彥等(2011)研究認為南勢崙砂岩下部屬 於濱面沉積環境，上部為潮坪沉積環境。
嶺口礫岩
嶺口礫岩分布於旗山斷層東南側至統嶺村，與烏山層、蓋仔寮頁岩及南勢崙砂
岩為交角不整合接觸，最早由吉田要(1932）命名之，以厚層礫岩與泥岩沉積為主，
偶含厚層細至粗粒砂岩，吳樂群(1993)提出本層屬於辮狀河的沉積體系。
2.3.2 斷層型態
旗山斷層
依據中央地質調查所所繪製之旗山斷層北起高雄市旗山區，沿中寮山向南延 伸至高雄市仁武區(林啟文等，2009)，如圖 2-7，為斷層面向東傾之逆移斷層兼具 平移分量，形成於早更新世(陳文山等，2011)。過去研究(林啟文等，2000)將旗山 斷層與其北邊的內英斷層合稱為旗山斷層，但陳文山等(2005)則指出南北兩側岩層 特性不同，斷層落差亦不同，因此將北段改稱為內英斷層、南段為旗山斷層。而陳 文山等(2012)依據地表地形、水文地形及井下資料，認為旗山斷層往南經澄清湖東 側，沿鳳山丘陵西側沿伸入海，長度達51 公里，但由於大社以南斷層跡位置較不 明確，因此本研究僅考慮旗山至大社之間。旗山到深水之間，斷層上盤以烏山層砂 岩為主，地形為高陡的山麓地形；而下盤沉積為古亭坑泥岩，因其質地軟弱易侵蝕 的特性，主要以惡地地形為主，上下盤的岩性差異使得此段斷層跡位置非常明顯。
圖2-7 旗山斷層條帶地質圖(林啟文等，2009)。
野外調查顯示全新世河階礫石層有受旗山斷層錯動的紀錄，經定年得知礫石 層與崩積層年代為7189±160 BP，顯示旗山斷層在全新世仍有活動紀錄(陳文山等，
2005)，因此旗山斷層屬第一類活動斷層。此外，其通過中寮隧道可觀察到顯著的 變形作用(圖 2-8)，為具潛移作用的斷層。張家鳳(2005)根據大社二號測線的淺層反
射震測結果，認為旗山斷層為傾角65 度向東的斷層，且震測結果顯示斷層西側地 層較東側破碎，符合旗山斷層下盤為古亭坑泥岩，缺乏明顯層面而沒有良好的反射 層之特性；鄭宏祺(2000)認為旗山斷層、龍船斷層與古亭坑斷層為疊瓦狀構造，滑 脫面位於長枝坑層底部或更深處，深度約為9-12 公里；黃旭燦等(2004)繪製通過龍 船斷層及內英斷層的地質剖面，內英斷層傾角約50 度，構造具有覆疊構造與三角 構造帶的特徵。陳柏村(2005)在中寮隧道南勢湖剖面量測到主斷層面位態為 N30°E/50°S，並由擦痕判斷斷層運動方式為逆移為主兼具左移分量，但旗山斷層為 一具有許多分支斷層的斷層剪裂帶，部分分支斷層面的擦痕顯示為右移運動方向；
但大地測量結果(Lacombe et al., 2001；胡植慶，2004；Hu et al., 2007；Ching et al., 2007)則顯示旗山斷層為逆衝斷層帶有右移運動分量；陳柏村(2009)認為造成短期 與長期不同的斷層運動行為的原因為，雖然旗山斷層為鎖定的狀態，但位於其下盤 的古亭坑泥岩因較軟弱，較易反映出大地構造作用力，而產生右移的滑移方向，但 此時主斷層面仍未滑動。
龍船斷層
龍船斷層約呈東北-西南走向，位於旗山斷層西北方，斷層面向東傾，與旗山 斷層在南勢湖地區距離最近，縱貫泥岩帶，為臺灣西南部一系列向東傾之疊瓦狀逆 衝斷層帶的一支。龍船斷層可分為南北兩段，北段連接木柵斷層及平溪斷層，西北 方連接左鎮斷層，並向西南接續古亭坑斷層，南段則於澄清湖附近連接旗山斷層 (孫習之等，1959)。北段為呈北北東方向之逆滑斷層，由南化南部向南移伸至大埔 附近，斷層上盤岩層年代為中新世，具龍船背斜構造，且背斜軸南段偏向斷層跡，
研判此斷層除了逆衝作用之外兼具左移分量(林啟文等，2012)，下盤古亭坑泥岩為 上新世，岩層向西傾斜30-80 度，呈同斜構造；龍船斷層南段呈西北走向，為左移 斷層兼具逆衝分量，由大埔西方向東南延伸至大廍亭山附近，斷層上盤在地形上具 明顯的稜脊，稜脊上岩性為厚層泥岩夾薄層砂岩或兩者之互層，岩層位態呈西北走 向接近鉛直，研判斷層跡可能位於稜脊的西南坡，超微化石指示龍船斷層此段仍有 明顯的層位落差。
地質調查所調查斷層上盤為古亭坑層所夾之砂岩透鏡體，而中油地質圖判釋 斷層北側上盤為烏山層，經超微化石研究顯示為NN11-NN14，即晚期中新世，烏 山層向南逐漸尖滅消逝，下盤泥岩屬於超微化石NN15 (吳沂全等，1993)，為上新 世早期。龍船斷層中段區域走向為北偏西70 度，兩側皆為古亭坑層，兩側岩層落 差大且位態明顯不同，西南側為西北走向，向西傾斜；東北側為西北走向，向東傾 斜；龍船斷層南段為旗山斷層下盤區域，走向轉為北偏東50 度，與旗山斷層平行。
根據震測剖面顯示，龍船斷層在澄清湖附近與旗山斷層併合(孫習之與施垚鑫，1960) 鄭宏祺(2000)野外調查發現龍船斷層兩側古亭坑層各自向東、西方傾斜，傾角 可達70 度以上，且上盤有地層倒轉現象，但僅見於龍船斷層附近，而下盤之古亭 坑層傾角則隨遠離斷層方向逐漸減緩至30 度。鑽井資料也顯示斷層以高角度向東 傾斜甚至接近垂直(吳沂全等，1993)。龍船斷層斷層帶寬度至少百公尺，主要由破 碎泥岩體組成，偶夾數尺厚的斷層泥富集帶，破裂面多呈高角度，但仍有部分低角
度破裂面，且其傾斜方向與主斷層面相反，推測這些低角度破裂面形成於主要斷層 活動之後(謝孟龍等，2000)。
劉彥求(2013)針對龍船斷層周邊進行地質調查，發現除了國道三號之田寮三號 橋北橋台與道路等人工結構物有明顯破壞，其他區域皆無明顯指示具有活動紀錄 之地形特徵。而GPS 觀測資料指示龍船斷層為具有強烈擠壓並帶有左移分量之逆 衝斷層，擠壓方向為西北西-東南東向。且該區域地表速度場遠高於已知的歐亞板 塊與菲律賓海板塊之間的擠壓速率，表示該區除了板塊作用外，亦受到其他變形機 制影響(張李群，2014)。
龍船斷層及其鄰近地區為一地體構造上相對軟弱的地帶，岩體上下的運動屢 次發生，此行為主要受控於弱帶，與其發育於厚層泥岩有關，因泥岩體軟弱易變形 的特性，使得應變不易集中在一狹窄的剪動面上(謝孟龍等，2000）。許書琴(2012) 則認為泥岩區之活動斷層因不易累積應力，使得龍船斷層活動形式以潛移為主。林 啟文等人(2012)則認為龍船斷層彎曲狀的斷層跡及其南端的構造地質特徵顯示造 山作用力由原先向西轉至沿西北西方向擠壓，因而使龍船斷層帶有左移分量，造成 南北兩端分別產生東南、北北東方向之偏折。
六甲斷層
六甲斷層由臺南市白河向南延伸至官田區，走向呈北北東轉南北走向，長度約 16 公里，位於海岸平原與嘉義丘陵之交界處，地勢東高西低，因此由航照圖、數 值地形圖及衛星遙測影像上都能看到明顯的線形構造(石再添，1986；張國禎，2013)。
此區出露地層包括六重溪層、崁下寮層、二重溪層與六雙層，大多為砂質泥岩或泥 質砂岩為主，並於斷層上盤構成一背斜褶皺，稱為牛山背斜，根據中油公司於牛山 背斜軸部之鑽井結果顯示，深度 3350 公尺處鑽遇一傾角約 43 度的斷面(Hu and Sheen, 1989)。楊志成等(2005)根據鑽井資料及野外斷層露頭，判斷斷層之斷坡約呈
牛山背斜單純為一褶皺崖構造，並無描繪六甲斷層。
大地測量結果顯示，六甲斷層為帶有右移分量的逆衝斷層(饒瑞鈞等，2006)，
水準測線也顯示六甲斷層上盤有最大12.5 mm/yr 的水準高程變化(饒瑞鈞等，2010)。
陳文山等(2006)依據以外露頭及鑽井資料建立之剖面顯示，六甲斷層在地下淺部為 具左移分量的逆移斷層，斷層面位態為 N40°E/30°E，且六甲斷層的長期垂直滑移 速率約為6.3 mm/yr。另外，根據上下盤岩層對比與定年結果，可得知六甲斷層抬 升速率約為5.5 mm/yr，而相對水平滑移速率約 11 mm/yr (楊志成等，2005)，顯示 短期及長期位移方式不一。
新化斷層
新化斷層從臺南市新化區向西延伸至那拔林，走向為東北東走向，長約 6 公 里。曾於1946 年 12 月 5 日發生規模 6.3 的地震，此外仍有多次古地震事件，根據 陳文山等(2004)指出此區域七千年內至少有 3 次地震事件。
根據鑽井資料顯示，新化斷層傾角很陡，且剪切帶寬度至少有50 公尺(陳文山 等，2011)；淺層震測資料結果也顯示，新化斷層具寬廣的剪切帶，淺部呈開花狀 構造，剪切帶在斷層東部較窄，不連續帶向下縮小，而斷層西部剪切帶較寬廣，至 北勢附近斷層仍有向西延伸的可能(石瑞銓等，2002；林啟文等，2007)。根據黃旭 燦(Huang et al., 2004)所繪製的平衡剖面結果顯示，新化斷層為一反向逆衝斷層，斷 層傾角於淺處為70 度，深處則約 17 度，為一上陡下緩之斷層面，並向西與深度約 3.5 公里之滑脫面連接。張麗旭等(1947)依據斷層擦痕及歷史地震資料認為新化斷 層為帶有垂直分量的右移斷層，李錫堤等(2000)於槽溝開挖中，指出新化斷層為走 向滑移斷層，且可能有四次古地震事件，陳文山等( 2004)也利用槽溝判釋全新世以 來，新化斷層應有多次錯動。
大地測量解果顯示新化斷層為帶有垂直分量的右移斷層，GPS 資料顯示右移 速率達9.7 mm/yr，高程方向抬升量為 2.8 mm/yr，水準測量也顯示高程方向變化速 率不明顯(饒瑞鈞等，2006、2010)；陳文山等(2011)依鑽井資料建立之剖面認為斷
層兩側垂直變動速率並不明顯。
後甲里斷層
後甲里斷層位於臺南台地東緣，有一明顯斷層崖，後甲里斷層沿台南市永康區 向南延伸至虎山里，呈南北走向，斷層長度約12 公里。覆蓋於全新世沖積層之下，
屬盲斷層，無出露露頭可判定其構造活動，地質鑽探顯示近地表的斷層面向西傾斜，
使得淺部全新世海相沈積層褶皺隆起。林燕慧等(2004)利用鑽井岩芯之剪切變形帶，
推論後甲里斷層為高角度向西傾之盲斷層。張國禎(2013)利用 LiDAR 影像判釋臺 南台地東緣至少存在兩階面，除了原有之斷層線形之外，其西側 100 公尺處亦有 一線形崖，反映了斷層活動的跡象。臺南台地顯著的抬升可能與臺南斷層與後甲里 斷層活動有關(饒瑞鈞等，2006)。Lacombe et al. (1999)根據鑽井資料及震測剖面所 繪製的地質剖面、饒瑞鈞等(2003)所建立之斷層運動模型及 Huang et al. (2009)皆認 為後甲里斷層為一向西傾之背衝斷層，且西側有一東傾並向西逆衝之斷層，因此臺 南台地為一組逆衝斷層與背衝斷層所構成的上拱(pop-up)構造，李錫堤等人(2001) 依據槽溝開挖結果，也判定後甲里斷層為背衝斷層。
根據前人大地測量結果顯示後甲里斷層為兼具右移分量的逆衝斷層，臺南台 地平均抬升速率近15 mm/yr，右移速率約 4.3 mm/yr (饒瑞鈞等，2006；Huang et al.
2009)。依據台南台地的井下岩芯比對及 C14 定年的結果，可得知全新世以來臺南 台地的抬升速率約4-5 mm/yr ，東側的大灣低地則以 1-2 mm/yr 的速率沉降(吳東 錦等1992 ; Chen and Liu, 2000)，然而，Wu et al., (2013)利用 PSInSAR 得到大灣低 地於2005 年到 2008 年間活動性由下陷轉為抬升，抬升速率可達 9 mm/yr，林耕霈 (2012)將大灣低地由沉降轉為抬升之變形行為，解釋應為泥貫入體的活動。
左鎮斷層
左鎮斷層由臺南市山上區向南延伸至南化區，呈西北走向，長度約 12 公里，
於震測剖面中可能的訊號位置，陳延宗(2007)認為左鎮斷層西北端及東南端分別被 崙後斷層及龍船斷層截切，左鎮斷層位於起伏低緩的新化丘陵內，左鎮斷層以西為 砂頁岩沉積為主，常形成惡地地形。黃旭燦(Huang et al., 2004)提出左鎮斷層為臺灣 西南部麓山區重要之撕裂斷層，為區域構造單元的邊界斷層。饒瑞鈞(2005)依應變 速率分析結果顯示，左鎮斷層具有明顯的左剪應變量，且左鎮斷層兩側岩層走向變 化具符合左移斷層之拖曳褶皺。
根據GPS 測量資料結果顯示，2000-2005 年間左鎮斷層具有左移分量(饒瑞鈞 等，2005)。但饒瑞鈞等(2006)觀測 1999-2006 年間的運動行為則呈現逆移兼具右移 分量，右移速度分量具1.3 mm/yr，壓縮速度分量為 6.9 mm/yr，此兩種差異使斷層 運動形式仍備受爭議。林啟文等(2007)根據野外露頭調查，推論左鎮斷層更新世以 來曾經活動，但全新世階地無錯動痕跡。
小崗山斷層
小崗山斷層由高雄市阿蓮區向南延伸至南化區，呈北北東走向，長約8 公里。
最早由Sun(1964)依航照判讀，指出小崗山西側存在一南北走向之斷層崖，且由地 形東高西低判斷應為一向東傾斜之逆斷層。斷層往北經二仁溪為梅嶺斷層，兩斷層 上盤皆為麓山帶，下盤為海階台地(中洲台地)，且斷層走向一致，但陳文山(2010b) 指出兩斷層上盤抬升速率與變形型態不同，因此應劃分為不同斷層。左鎮斷層雖無 出露地表，但可見應由斷層伴隨褶皺作用所形成之撓曲，因此沿線可見地形崖，屬 於盲斷層(陳文山等，2010a)。石瑞銓等(2008)由淺層震測判斷斷層傾角約呈 45 度 向東；井下資料雖未鑽遇斷層帶，但其剪切面向東傾斜約50-70 度，與層面接近平 行(陳文山等，2010a)。小崗山斷層地表線形位於平原與低緩之丘陵交界處，呈北北 東走向，西側為平坦之沖積平原，東側除了大、小崗山為地形突起外，大部分以低 緩之低矮小丘為主。
饒瑞鈞等(2008)依據 GPS 資料及水準資料，得出小崗山斷層具 4.4 mm/yr 的右 移速率，以及8.3 mm/yr 的壓縮分量，但水準資料顯示高程方向兩側無明顯差異。
此外，由鑽井資料及定年結果判定斷層上盤抬升速率至少約 1.5-2 mm/yr (陳文山 等，2010b)，Ching et al. (2015)比較長期及短期的 GPS 測量結果，速度變化差異不 大，因此提出小崗山斷層為一潛移斷層。
2.4 地表活動特徵
2.4.1 變形前緣
本研究區域涵蓋海岸平原及西部麓山帶，西部麓山帶受造山作用影響，由一系 列向西伸向的逆衝斷層及褶皺組成，海岸平原尚未受碰撞造山影響，仍保有大陸邊 緣構造形態，地層完整且地勢低緩，雖無明顯褶曲破裂現象，但地表仍可觀察到不 同程度的抬升和沉降，反映了褶皺逆衝帶初期發展的特性，判斷沖積層之下應有盲 斷層或新期活動構造發育，而此即代表變形前緣之關鍵位置，變形前緣位於覆瓦狀 斷層系統的最西緣，但過去研究針對變形前緣於陸地延伸的確切位置仍有爭議。
根據地勢及河流形態判釋，嘉南平原急水溪至二仁溪一帶，河流型態屬於下切 河流，但河道兩側地形仍維持平坦的沖積平原，代表此區為新期隆起構造區(陳文 山等，2004)，Yang (2007)亦由井下資料與地表水系形態研究，認為海岸平原與傾 斜台地之間可能存在盲斷層(圖 2-9)，而這些盲斷層即代表變形前緣之位置，此外 海岸平原存在許多過去大陸張裂時所發育之正斷層系統，隨造山壓縮運動反轉再 活動為走向滑移斷層，並與盲斷層相連形成變形前緣。台灣西南部之平原區，可觀 察到許多地形上的局部高區，Hsieh et al. (2002)針對西南部麓山帶河階形貌研究，
發現背斜經過之階地呈現階數較多且階面狹窄之地貌，遠離背斜處則階面寬廣，且 階數較少，反映背斜構造附近活動性較大，為局部抬升之現象，此亦可能與底下之 盲斷層發育有關。
圖2-9 臺灣西南部變形前緣位置。黑色線為高角度走向滑移斷層，由北而南分別為古坑斷層、梅
山斷層、義竹斷層及新化斷層；紅色線為位於褶皺逆衝帶前緣之盲斷層系統，即變形前緣位置，
黑色圓形代表抬升區域；白色倒三角形代表沉降區域 (Yang, 2007)。
2.4.2 泥貫入體
台灣西部前陸盆地，於上新世沉積大量之深海相沉積物，構成泥貫入體的原岩 層，接著隨造山作用而抬升變淺，於更新世沉積之淺海相沉積物則形成天然蓋層，
促成底下泥岩形成高壓層。因此，臺灣西南外海分布許多泥貫入體，Chen et al. (2014) 已針對台灣西南部進行全方位的海域震測掃描，可觀察到在這些大小形狀不同的 泥貫入體(mud diapir)及泥火山(mud volcano)，走向皆呈北北東-南南西至南北向，
此走向與臺灣西南部陸上的褶皺軸(台南背斜、中洲背斜、半屏山背斜、鳳山背斜
及屏東背斜)走向相當接近，且成雁行排列(圖 2-10)，因此過去許多研究(Hsieh, 1970;
黃偉倫, 1995;石瑞銓等, 2008; Chen, 2014; Ching, 2015)皆認為這些陸上褶皺軸為海 域泥貫入體的延續，係由下部古亭坑層上拱所形成的泥貫入體(mud diapir)，泥貫入 體為孔隙水壓過高的未固結泥質體，向側或向上侵入圍岩，形成之穹頂狀或背斜狀 的沉積侵入體，若有氣、水伴隨泥岩沿裂隙向上至地表則會形成泥火山(mud volcano)。臺灣西南部海域泥貫入體的成因主要為因位置鄰近造山帶，沉積物來源 豐富，沉積速率快速，又因泥岩本身排水不易，使孔隙水被侷限於沉積物中，而形 成低密度、高壓的厚層泥岩。在臺灣西南部一系列褶皺中，早期針對臺南背斜(臺 南台地)的研究認為其成因為泥貫入體，Hsieh(1972)根據井下資料與重力異常分布，
提出下方沉積古亭坑泥岩之臺南背斜具有正值布蓋異常，且密度大於西部麓山帶 出露之古亭坑泥岩，因此認為臺南台地乃因受到較大的擠壓作用，相較於麓山帶較 易形成泥貫入體向上拱起形成衝頂褶皺(Diapiric folding)，兩翼則被正斷層截切。
然而Deffontaines et al. (1997)、Lacombe et al. (1999)及 Huang et al. (2006, 2009) 等學者指出臺南台地可能為受控於斷層作用所形成之褶皺構造，臺南台地東西兩 側存在盲斷層，因此臺南台地應為上拱構造(pop-up structure)作用之地貌。此外，
Lacombe et al. (2004)亦針對大小崗山背斜不對稱形貌提出，其受控於向西伸向的逆 衝斷層形成之褶皺作用，而非泥貫入體的作用。
圖2-10 臺灣西南部陸上泥火山分布及海上泥貫入體分布(資料來源 Doo et al., 2015)。紅色三角形
標示為泥火山，灰色區域為泥貫入體分布，紅色實線為西南部活動斷層，紅色虛線為龍船斷層，
藍色實線為西南部海岸平原褶皺軸，底圖色階為不同岩層標示。
2.4.3 麓山帶之構造活動
分析跨過龍船斷層之兩條水準測線結果顯示(黃鐘等，2016)，如圖 2-11，市道 182 線(安平至龍崎)顯示臺南台地有近 10 mm/yr 的抬升量，而關廟以東抬升量由 5 mm/yr 逐漸增加至 20 mm/yr，最大抬升速率位於龍船斷層以東，並瞬減至約 0 mm/yr，
與龍船斷層為逆衝斷層的活動特性不符，因此判斷本區施測期間的變形非由龍船 斷層所貢獻；而台85 線(路竹至茂林)顯示，自小崗山斷層以東，抬升速率由 0 mm/yr 增加至約 15 mm/yr，最大抬升速率位於龍船斷層斷層跡位置，由此兩條測線結果 推論，此區變形機制非受控於龍船斷層的活動，而龍船斷層上下盤皆顯示具有相當 大之抬升量，龍船斷層應為一鎖定斷層，然後受到其他構造影響導致上下盤具有不 等量的抬升。
過去針對龍船斷層及旗山斷層一帶的活動性尚有爭議，根據GPS 測量資料，
龍船斷層及旗山斷層最靠近的中寮一帶顯示，兩條斷層所夾之斷塊具有相當高之 活動性，且垂直速度場極高；水準測量資料(如圖 2-11)顯示此區變形特徵與逆衝斷 層之特性亦不符。陳勇昇(2015)推論龍船斷層鎖定深度約 0.1 公里，因深度過淺無 法累積大量能量，因此龍船斷層變形機制趨近於潛移的斷層活動特性。此外，Ching et al. (2015)亦利用 GPS 速度場反演小崗山斷層及旗山斷層的幾何型態及滑移速率 分布，發現錯位模型(dislocation model)結果難以同時符合此區域明顯的壓縮速率及 抬升速率，因此認為此區域變形除了受控於小崗山斷層及旗山斷層的滑移量，還受 到了古亭坑層泥岩以泥貫入體的形式貢獻額外的垂直速度(圖 2-12)。
圖2-11 (a)縣 182_安平至龍崎測線及(b)縣 184_路竹至茂林主、副線測線水準變化圖。上圖紅色三
角形分布為測線位置；中欄為高程地形變化；下欄為水準測量平均抬升速率。HCLF 為後甲里斷
層，GMS 為關廟向斜，LNCF 為龍船斷層，NMS 為內門向斜，CHNF 為旗山斷層，MNS 為美濃
(廣林)向斜，CCUG 為潮州斷層。
圖2-12 臺灣西南部變形機制示意圖。黑色線為鎖定斷層，紅色為潛移斷層 HKSF 為小崗山斷層，
LCNF 為龍船斷層，CHNF 為旗山斷層紅色及藍色箭頭為應力作用方向，黃色箭頭為泥貫入體移動
方向(Ching et al., 2015)。
第三章 研究方法
3.1 持久散射體差分干涉法
本研究利用持久散射體差分干涉法(PSInSAR)監控臺灣西南部之地表變形特 徵，PSInSAR 係利用雷達所記錄之良好散射體回傳之相位資料進行干涉處理，再 透過相位回復得到地表變形資訊，其涵蓋範圍大，資料獲得方便且快速，所得到的 資訊為面狀的，而非侷限於一點或是線狀；且此法不需建立監測網，故成本相較於 GPS 低廉；其為主動式系統，受大氣分子散射之影響較小，故可全天時、全天候工 作；且臺灣西南部位於海岸平原及西部麓山帶，許多城市、鄉鎮坐落於此，故能提 供大量良好的散射體進行觀測，本章節將介紹持久散射體差分干涉法之起源及其 成像關係。
3.1.1 雷達
雷達(Radio Detection and Range, RADAR)為一種單波長、單頻率之人造電磁波，
可自動發射電磁波，不需仰賴太陽光或物體本身散發之電磁波，為主動式系統 (active system)，可於白天和夜間全天候拍攝，取得連續性資料。藉由定向天線發送 雷達波至目標物，再由接收器接收自目標物返回之雷達波，透過計算回波的時間差 與脈波訊號，可求得天線與地面目標物之距離。
雷達波波長較可見光與熱紅外線長，因此穿過大氣層時不至於受到嚴重散射，
較不易受天候影響。遙測所使用之雷達波，其波長從約1 公分至 100 公分不等，不 同波段的雷達波，其穿透目標物的程度也不相同，一般而言，波長越長，穿入地物 程度就越深；波長越短，則穿透力較弱，如圖3-1 所示，X 波段穿透力弱，在植物
圖3-1 不同波長的穿透反射示意圖，由左至右分別為 X、C 及 L 波段，X 波段較易被反射，L 波
段穿透能力較高(修改自：https://earth.esa.int/)。
表3.1 慣用雷達波段資訊一覽表。
波段 波長 (cm) 頻率 (GHz) 現有衛星平台
X 2.4 – 3.75 12.5 – 8 COSMO/SkyMed, TerraSAR C 3.75 – 7.5 8 – 4 ERS-1/2, RADASAT-1,
Envisat, Sentinel-1 S 7.5 – 15 4 – 2 Almaz
L 15 – 30 2 – 1 Seasat, JERS-1, LightSAR, ALOS
3.1.2 側視空載雷達
側視空載雷達(Side-looking Airborne Radar, SLAR)，為衛星由側向拍攝目標物，
而非從正上方掃描，SLAR 所取得之影像稱為斜距影像(Slant Range Image)，其優 點為可分辨目標物距離遠近，判斷影像左右方向，缺點為側向拍攝會使物體之地理 位置產生變形，如圖 3-2 所示，由於側視的關係，靠近載體的一側稱近距側(Near Range)，此側物體會被壓縮；而遠離載體的一側稱遠距側(Far Range)，物體會拉伸，
因此為了校正影像，必須將斜距影像轉換為地面距影像(Ground Range Image)，兩 者關係如下：
GR = S × cos 𝛿 (式 3.1) 式 3.1 中，GR 為地面距(Ground Range)；S 為斜距(Slant Range)；δ 為俯角
(Depression Angle)，即雷達波與水平方向之夾角。
圖3-2 斜距影像解析度幾何關係示意圖，圖中 δ 為俯角；θ 為視角。
SLAR 的地面解像力由雷達波發射方向之側距解像力(Range resolution, Rr)及 載體飛行方向的軌道方向解像力(Azimuth Direction, Ra)所決定。SLAR 在空載 (airborne)的應用上解析度尚可接受，但在衛載(Spaceborne)的應用上則需利用合成 孔徑雷達(Synthetic Aperture Radar)以提高影像解析力。
3.1.2-1 側距解像力
由(式 3.1)可知斜距影像與地面距影像之關係，而其解析力關係也如圖 3-2 所 示，公式分別為：
斜距影像解析力(Slant range resolution) ： ∆r = 𝑐 𝜏
2 ； (式 3.2) 地面距影像解析力(Ground range resolution) ：Rr = 𝑐 𝜏
2 1
sin 𝜃； (式 3.3) 兩者關係式為： ∆r = Rr× cos 𝛿 (式 3.4) 上列公式中，c 為光速；τ 為脈衝長度；θ 為視角；δ 為俯角，一般所稱之側距解像 力指的是地面距影像解像力。
較佳(Rr較小)，在近距側則較差，且側距解像力與載體飛行高度無關。
3.1.2-2 軌道方向解像力
軌道方向解像力受控於波束寬(beam width)及斜距，其關係式如下：
𝑅𝑎 = S × B = S × 𝜆
𝐷 = 𝐻
sin 𝛿 × 𝜆 𝐷
(式 3.5)
式(3.5)中，S 為斜距；λ 為雷達波波長；D 為天線之有效孔徑；H 為航高；B 為波 束寬，即雷達波的照射寬度，公式為B =𝜆
𝐷。由式 3.5 可知，軌道方向解像力在近 距側較佳，遠距側較差；雷達波波長愈長，即波束寬愈大，則軌道解像力愈差；天 線孔徑愈大，軌道方向解像力愈佳(圖 3-3)，故為了增加軌道方向解像力，可透過 減小波長及增加天線孔徑兩種方式，但因波長小之雷達波較不易穿透大氣及植被，
且衛星的載重能力有限，無法增加天線孔徑，因此現多採用合成孔徑的技術來提高 影像解像力。
圖3-3 衛星影像之軌道方向解像力與視角關係示意圖，遠距側解像力較差，近距側解像力較佳。
3.1.2-3 觀測幾何的影響
地形坡度的差異會使得雷達波的相對入射角度不同，造成面對感測器之前坡 (foreslope)回波訊號較強；而背對感測器之後坡回波(backslope)訊號較弱。此外，因 SAR 為側視掃描之系統，其影像之獲取主要依靠回波時間的先後順序，並紀錄目
標物到感測器之斜距，故SAR 影像會受限於地形、坡度等影響而產生幾何變形(圖 3-4)，以下為三種常見的幾何變形：
圖3-4 SAR 影像常見之幾何變形，陰影(Shadows)、前坡縮短(Foreshortening)及疊置效應(Layover)
(修改自 Lewis, 1976)。
1. 陰影 (Shadows)
當地形後坡坡度大於衛星拍攝俯角時，後坡會因過於陡峭使雷達波無法照射到，
故無法紀錄到影像資料，形成陰影。近距側因俯角較大而陰影較少；遠距側因俯角 較大而陰影較多，如圖3-5 所示。
(改繪自https://earth.esa.int)。
2. 前坡縮短 (Foreshortening)
即使雷達波能照射到前坡，但若前坡坡度小於俯角，使得雷達波照射至山頂及 山腳之回波訊號非常相近，使得前坡在影像上較實際情形短縮且亮。前坡縮短的現 象在山區影像極為常見，如圖 3-6 右，前坡縮短使得山脈往衛星方向(左側)傾倒。
圖3-6 SAR 影像之幾何變形-前坡縮短，因前坡坡度較緩，造成前坡縮短之現象(修改自：
https://earth.esa.int)。
3. 疊置效應 (Layover)
若地形又高又陡，使雷達波俯角大於前坡坡度時，山頂的訊號會比山腳訊號更 早被接收到，使得山頂影像先被記錄到，使得山頂與山腳位置倒置，且前坡訊號與 部分後坡訊號重疊，形成一條較亮的條帶，此幾何變形稱為疊置(如圖 3-7 右)。
圖3-7 SAR 影像之幾何變形-疊置效應，前坡坡度陡，前坡訊號與部分後坡訊號重疊而形成亮帶
(修改自：https://earth.esa.int)。
3.1.3 合成孔徑雷達
圖3-8 合成孔徑雷達天線(Ls)示意圖，雷達可於飛行中不同位置記錄目標物之訊號。
合成孔徑雷達(Synthetic Aperture Radar, SAR)係為了改進 SLAR 的缺點，遂利 用合成天線陣列的方式以提高解析度，透過安裝在載體上的雷達不斷發射脈衝，在 飛行過程中的在不同位置紀錄同一物體的回波訊號，如圖3-8 所示，不同時間與空 間所接受到的訊號會有相位差，須將這些回波做相位平移運算，使同一目標物之所 有回波相位一致，經訊號處理後如同為一個大天線(Ls)之結果，能有效提高軌道方 向的解像力。
圖 3-8 中雷達飛行所經 A, B, C 三個位置皆能接收到地面某一目標點(point target)的回波紀錄，利用觀測位置和目標點的相對速率(Vr)校正都卜勒(Doppler)位 移，即可得相當於一合成天線長度(Ls)所得影像，且合成孔徑長Ls = 2B × R，B 為 雷達波寬度(beam width)，且B =λ
L ( λ為波長，L 為真實孔徑)，則合成孔徑之軌道 方向解析力公式可改寫為：
由式3.6 可知，合成孔徑雷達不需巨大孔徑的天線，即可大幅提高軌道方向解 像力。
3.1.4 合成孔徑雷達干涉法
本 研 究 所 使 用 之 合 成 孔 徑 雷 達 干 涉 技 術(Interferometric Synthetic Aperture Radar, InSAR)為利用衛星繞行軌道的方式，拍攝同一地區不同時間的 SAR 影像，
SAR 影像紀錄了振幅及相位之複數資料(Complex Data)，振幅反映回波的強度，與 地表坡度及平滑程度有關，相位反應天線和地面目標物的距離、大氣延遲效應及電 磁波和地表的交互作用。利用振幅比對可做影像套和，再利用相位資料處理干涉，
因距離變化會造成雷達波訊號產生相位差(phase difference)，此相位差會以干涉條 紋(fringe)的形式呈現，便可利用相位值的差異來獲取地表三維資訊，並且利用衛星 側視的三角幾何條件，以干涉技術(Interferometry)獲得地表高程資料。
3.1.5 合成孔徑雷達差分干涉法
圖3-9 雷達干涉幾何示意圖，利用不同時間記錄同一地點的回波訊號，進行干涉得到地表變形
(http://newsletter.copernicus.eu/)。
合成孔徑雷達差分干涉法(Differential Interferometry Synthetic Aperture Radar, DInSAR)為利用二至四幅不同時間、相同區域之 InSAR 影像去獲得此時間差內目 標物的位移。因干涉影像的相位資料包含了變形位移及地形效應，因此藉由相減此 兩張InSAR 影像消除原始地形效應，便可獲得此時間差內目標物的變形位移變化，
此相位差值會介於 –π 至 π，如圖 3-9，需再經由相位回復(圖 3-10)便可得到連續性 的視衛星方向的地形變化量，而因相位差只能記錄–π 至 π 此區間內，故若變形瞬 間變化極大，則會低估變形量。
圖3-10 相位回復示意圖，wrapped phase 為記錄到之相位差值，需再經相位回復(unwrapp)得到連
續性變形結果。
DInSAR 量測地表位移的相位變化遠大於地形造成的相位差，因此此技術對於 測量地表變形具有相當高之敏感度和精度，可獲得公分級的準確度，現今多用於監 測同震變形、火山噴發與地層下陷等地表變形。但臺灣地區由於地形高低起伏及植 被的影響，易因雜訊過高而較不易產生良好的干涉圖，對長時間的變遷監測而言，
可能無法確保良好正確的成果，因合成孔徑雷達影像品質的好壞受時間基線、空間 基線、影像都卜勒(Doppler)中心頻率差異以及地形坡度等影響，當雷達影像品質不 好時便會失去影像同調性，進而影響結果之精度，因此便改良發展出合成孔徑雷達 差分干涉此技術。而干涉結果品質除了受限於前面所提之觀測幾何的影響外，還受 控於以下兩種限制：
3.1.5-1 影像基線的限制
雷達影響的干涉好壞受控於影像間的同調性，而同調性又與影像的基線有關，
本研究所使用之衛星影像拍攝方式皆為重複式軌道，因此在拍攝位置及時間都有 些微差距，不同時間所取得的影像可能會因大氣變化及地面上植被生長狀態有別，
導致影像同調性降低；而在空間上會因軌道誤差使得飛行路徑不會完全重複。
相位和空間基線之垂直分量關係式如下：
ϕ ≈ 4𝜋 𝜆
𝐵⊥
𝑟 sin ≈ 𝜃h (式 3.7) 式3.7 中，𝐵⊥為垂直基線長，使衛星在不同空間點拍攝如同視差法量測距離，因此 基線過短時對於目標物之靈敏度較差；但若基線過長，則成像的幾何條件就會改變，
使影響間同調性降低而無法形成良好干涉，因此兩幅影像的基線垂直分量是干涉 處理必要考慮之條件。
3.1.5-2 相位變化的限制
干涉圖所得到之干涉條紋相位值為 –π 至 π，因此需將干涉圖的相位加上正確 整數週波值(2nπ)展開回復，方能得到經相位回復(phase unwrapping)的真正變化量。
理論上在全幅干涉圖中，從任一像素起始點開始進行相位回復運算，任一路徑推展 回到原起始點的還原相位，其週波數應相同，然而干涉圖實際上常因雜訊或干涉不 連續，使相位還原無法連接。
3.1.6 持久性散射體合成孔徑雷達干涉法
因 InSAR 處理技術須考慮每個像素(pixel)中所有回波訊號的值，回波訊號可 能因同相位(in-phase)使得該像素回波增強，或因反相位(out-of-phase)互相抵銷減弱，
而失去影像關聯性，為了克服此項缺失，最早由Ferretti et al. (2000)提出永久散射 體(Permanent Scatterer techniqueTM)的概念，即篩選一段時間內同調性較高的點，並
將稱之為PS 點，此為 InSAR 中較為先進之技術，其能克服長時間的影像中，因地 表地貌變形或大氣誤差、DEM 誤差之影響導致影像相位產生不相關現象，Zebker and Villasenor(1992)所提出之相關性模型如下：
𝜌𝑡𝑜𝑡𝑎𝑙 = 𝜌𝑡𝑒𝑚𝑝𝑜𝑟𝑎𝑙𝜌𝑠𝑝𝑎𝑡𝑖𝑎𝑙𝜌𝑑𝑜𝑝𝑝𝑙𝑒𝑟𝜌𝑡ℎ𝑒𝑟𝑚𝑎𝑙 (式 3.8) 即影像的總相關性𝜌𝑡𝑜𝑡𝑎𝑙與時間性、空間性、都普勒效應及熱雜訊貢獻有關。
時間性失相關來自於地表形貌的改變，例如建築物開發或是林地開墾，造成影像所 記錄之複數資料中振福和相位特徵改變；空間性失相關來自於SAR 影像間的基線 雜訊(spatial baseline noise)、視角差異及大氣層影響等。而本研究 PSInSAR 處理流 程以 Hooper et al. (2004)所提出之利用 StaMPS (Stanford Method for Persistent Scatterer)進行持久性散射體合成孔徑雷達干涉技術(Persistent Scatter InSAR, PS- InSAR)之解算。
圖3-11 不同物體對雷達波之散射特性示意圖，(a)散射反射體；(b)鏡反射體；(c)角反射體 (改繪自
Lillesand, 2000)
地面上各物體對於雷達波的散射特性都不同(如圖 3-11)，具有粗糙面之散射反 射體易使雷達波往四面八方散射；而鏡面反射體，如湖水，雖雷達波反射強烈，但 依入射角等於反射角定律，反射波不會往原方向傳回雷達，故無法紀錄回波訊號；
最理想的地面散射體為角反射體(corner reflector)，能使雷達波被互成直角的路徑反
作為持久性散射點(Persistent Scatters, PS)，例如建築、道路或裸露之岩石，其位置 固定且雷達回波訊號較強，能提供更為可靠的相位值(圖 3-12)，係因像素紀錄的相 位及振幅為該像素涵蓋範圍內所有回波的平均值，故無法篩選其品質，若無相對強 的散射點，會導致紀錄之回波相位變化不具穩定性，在±π 之間隨機分布；若像素 內有一強散射體，則相位變化穩定性高，此種像素稱為 PS 像素(PS-like pixel)，
PSInSAR 技術則是挑選此品質較好之像素加以紀錄。且因雷達影像為大範圍掃描，
對於本研究之研究區域-臺灣西南部來說，PS-InSAR 能在每平方公里提供數十個持 久性散射體，為一種高空間密度、低成本的技術。
圖3-12 非 PS 像素和 PS 像素的示意圖。(a)為單一像素內無相對強之散射點，因此相位變化不穩
定，呈隨機分布(下圖)；(b)單一像素內具有強散射點，相位穩定性高(Hooper et al., 2012)。
本研究使用Hooper et al. (2007)所提出的 StaMPS 軟體，進行持久性散射體差 分干涉技術處理，圖 3-13 為其處理流程，該軟體架構在 ROI_PAC (Repeat Orbit Interferometry PACage) 及 DORIS (Delft Object-Oriented Radar Interferometric Software)上，結合 Shell、Perl、Python、C、FORTRAN、
MATLAB 等語言的程式集，利用 Shell 為基礎介面，利用 ROI_PAC 生成 SLC 影 像，接著透過DORIS 執行 DInSAR 處理流程，生成干涉圖，最後再利用 MATLAB 撰寫的程式進行相位分析和解算，其中PS 的處理流程可分為四部分：
圖3-13 StaMPS 的 PS-InSAR 操作流程圖(改繪自周鋒泯，2009)
一、PS 點位選取
為了找出不同時間點維持穩定相位的訊號源作為PS 點，首先需將振幅影像及 同調性影像上每個像素進行分析，在振幅影像上挑選影像中反射亮度較強的像素，
以及同調性影像中挑選振幅標準差較小的像素，取交集結果的點位為PS 候選點(PS Candidate, PSC)，接著再分析候選點位的相位，最後篩選出相位穩定的點位為我們 最終選定的PS 點。
依Ferretti et al. (2001)所提出的振幅離散指數(amplitude dispersion index, DA)來 選取適當的PSC，定義如下：
𝐷𝐴 ≡ 𝜎𝐴
𝜇𝐴 (式 3.9)
式 3.9 中，𝐷𝐴為影像中像素振幅離散指數；𝜎𝐴為各像素在時間序列上亮度的標準
