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. An earthquake
with
magnitude of 6.4 occurred around the Meinong area in the southern Taiwan on
the 6th
February of this year. The focal depth reaches about 16km. After the main
shock, we
carried out geological surveys of the epicenter area, but no co-seismic
rupture which
caused by the fault active has been found. We then applied the Rader
interferometric
method by using the Sentinel-1 images to measure the co-seismic surface
deformation
of this area. The most obvious uplift occurred in the Longqi area, may be
caused by the
earthquake wave propagation and local fine grain size sediments. Combined
with the
Meinong Earthquake, Jiaxian Earthquake, and Wutai earthquake information, we
figured out a series of northwest – southeast striking structures in the
southwestern
Taiwan, which deserves further study.
In the second half year, we continuously focus on the Central Range Fault.
According to our field investigation and the stress inverse, there are three
segments of
stress direction and type. Combining the morphologic analysis, field
observation and the
distribution of earthquakes, we conjecture the Central Range Fault is reverse
in depth
and rollbacks to normal fault in shallow. The normal fault along the eastern
flank of
Central Range can also be separated into three segments from north to the
south.
壹、前言
台湾位处于非常活跃的造山带，菲律宾海板块每年以 82mm/yr 的速率向欧亚
板块聚合，使得台湾岛地壳变动剧烈，因台湾岛的造山活动持续进行，使得台湾
岛地壳变动剧烈，活动断层遍布且地震活动频繁，平均每年大小地震超过 4 千个，
其中有感地震可达 2 百余个。
台湾灾害性地震肇因于断层活动，断层活动是台湾岛造山过程中必然的现
象，但断层活动亦会伴随着许多灾害，因此了解活动断层有助于地震防灾和减灾。145
贰、研究目的及意义
台湾的地体构造位于菲律宾海板块和欧亚大陆板块相互挤压所造成的板块碰
撞活动带上，根据GPS的测量结果，菲律宾海板块以82mm/yr左右的速度推挤欧亚
板块。台湾的造山运动大约在5百万年前展开，逐渐加速并且向南传递，因台湾岛
的造山活动持续进行，使得台湾岛地壳变动剧烈，活动断层遍布且地震活动频繁，
平均每年大小地震超过4千个，其中有感地震可达2百余个。
如图1所示，台湾的地震主要发生在东部海域、花东纵谷以及西部麓山带变形
前缘。发生于东部海域之地震主要属于板块隐没作用所致，且因为震央通常位于
外海，对民众造成伤害较小；花东纵谷以及西部麓山带内发生之地震皆为断层引
起的，通常属浅源地震，会伴随着地表变形及地表破裂，灾情较为严重；根据中
央气象局资料统计，台湾自有仪器观测以来的一百年间(1898-2005年)，灾情最为
惨重之十次灾害地震如
表1所示。
台湾灾害性地震肇因于断层活动，中央地质调查所于2010年公布全台活断层
分布资料如图2所示，共列出33条活动断层，其中包括21条第一类活动断层(全新世
以来曾经发生错移之断层)，及12条第二类活动断层(晚更新世以来曾经发生错移之
断层)。
断层活动是台湾岛造山过程中必然的现象，但断层活动亦会伴随着许多灾
害，因此了解活动断层有助于地震防灾和减灾。
表 1、台湾十大灾害地震(资料统计时间：1898~2005 年，资料来源：中央气象局)
时间 地震名称 震央 规模 伤亡
1904.11.06 斗六 嘉义附近 6.1 145 死 158 伤
1906.03.17 梅山 嘉义民雄 7.1 1,258 死 2,385 伤
1935.04.21 新竹－台中 竹县关刀山附近 7.1 3,276 死 12,053 伤
1941.12.17 中埔 嘉义市东南 7.1 358 死 733 伤
1951.10.22 花东纵谷 花莲东南东 7.3 68 死 856 伤
1959.08.15 恒春 恒春东南方 7.1 17 死 68 伤
1964.01.18 白河 台南东北东 6.3 106 死 650 伤
1964.12.05 新化 台南新化附近 6.1 74 死 482 伤
1986.11.15 花莲 花莲东偏南 6.8 13 死 45 伤
1999.09.21 集集 ( 南投 ) 南投附近 7.3 2,418 死 11,569 伤146
图 1、台湾活动构造与地震分布图(地震资料自 1991~2002 年 7 月，资料来源：中
央气象局)。红色实线为 2000 年中央地质调查所发表台湾陆地上之活断层分
布位置(林启文等，2000)。147
图 2、台湾活动断层分布图(经济部中央地质调查所，2010)。148
参、研究方法及进行步骤
本研究研究流程如图3所示，依据是否发生伴随地表变形之地震分两种状况，
当未发生伴随地表变形之地震时，将会选取高潜感之活动断层，汇整活动断层相
关文献资料及背景资料，利用航空照片、卫星影像及数值模型(DEM)进行构造判释
及分析，并进行野外调查工作。当发生伴随地表变形之地震后，将先利用卫星影
像进行分析作业，再至震央邻近区域进行野外调查及汇整地质资料，于调查结束
后进行震源区域孕震构造之分析，并将此分析及调查结果汇整成完整报告，可供
其它子计画参照使用。
图 3、本研究计画工作流程。
3.1 野外调查
透过野外露头观察，对中视尺度的节理、断层、擦痕与褶皱等构造进行纪录
与统计，利用地表露头量测断层带及擦痕等资料可推演断层的移位方式，以及在
不同时间上的运动方式。本研究除一般的基础野外地质调外，更要针对岩层的脆
性破裂进行分析。主要工作是在野外对微断层进行广泛的测量，蒐集完整断层资
料后予以分期计算，求取当地之区域应力演化情形。149
就变形方式而言，可依主应力的方向改变与否略分为单期变形(monophase)及
多期变形(polyphase)。单期变形在受压缩变形时，其主压应力轴(σ1)不会随时间发
生改变。如图4所示，从初始状态到高度挤压变形，主压应力轴(σ1)的方向未曾改
变，然而随着褶皱与断层的发育，以及变形程度加剧，第二与第三应力轴(σ2, σ3)
都发生了置换。即便如此，岩石最终的变形结果仍是十分复杂。
多期变形在受压缩变形时，其主压应力轴(σ1)会随时间发生改变，如图5所示。
由于主压应力轴的变化，再加上局部地层在挤压时会伴随发生旋转，因此这种形
式的变形通常很难重建期变形历史，及应力发育的过程。
图 4、单期压缩变形示意图(Angelier et al., 1986)。由固定主压应力轴重建的 5 个阶
段的压缩变形。150
图 5、多期压缩变形示意图(Angelier et al., 1986)。在岩石受变形的过程中，主压应
力轴的方向不断发生改变，造成观测与测量的困难。
3.2 雷达影像差分干涉测量
强烈的地震会造成地表破裂、在震央附近或沿着地震发生的断层沿线有建筑
物倒塌、山崩、河流改道等等的灾害常常由于地表上的地物没有明显改变而不容
易用光学影像来侦测，因此在侦测这类的灾害通常需要利用不同的工具。雷达差
分干涉在近年来已经成为观察地表变形的最有效方法之一。
雷达差分干涉法的原理与应用历年来已经有许多探讨（Burgmann et al., 2000;
Massonnet and Feigl, 1998）。其基本的原理是利用卫星酬载的雷达对地面发射雷达
波，地面反射的雷达波有一部份会被卫星接收，这些接收到的讯号包含了雷达波
的强度讯号以及相位讯号。前者通常反应了地表的特性而后者则包含了距离的资
讯。如果可以精确的知道卫星的位置，利用前后两个不同时间的雷达影像，即可
求得这两个时间点内地表相对变动的量。研究地表变形的研究群多使用卫星酬载
的雷达影像系统（例如ERS, Radarsat, Envisat 等不同的卫星），由于雷达差分干涉
151
是利用卫星向地面拍摄，其一次可以涵盖的范围较为全面并广阔，而且卫星可以
在短时间内回到同一个地点作重复观测。这些优点使这项技术在现代的大地测量
里面，与GPS以及精密水准测量各占一席之地。本研究使用欧洲太空总署发射的
ERS-2卫星所拍摄的雷达影像。雷达差分干涉技术方面则使用CNES 发展的
Diapason 软件来处理这些雷达影像。Diapason 软件处理出来会有三种产品：强度
影像、同调性影像、以及相位影像（即干涉图）。强度影像为每一像素对雷达波散
射的强度； 同调性则代表两张影像的相对应位置的地物相似程度，越相似则同调
性越高，在干涉图里噪声则越低； 相位影像或是干涉图则代表在有资讯的区域，
地表变形的量。以ERS雷达卫星影像产生的干涉图中，每一条干涉环代表了2.8 公
分相对于卫星入射角的变形（图6）。雷达卫星在两次不同的时间对同一个地点做
观察并记录下来雷达波相位。在所有已知的修正后，如果前后的相位还有差异时，
这些差异即是由地表变形所造成。利用此原理可以监测微量的地表变形。
图 6、合成孔径雷达差分干涉(DInSAR)示意图。(Chang et al., 2004a) 152
肆、具体成果
4.1 期中成果
美浓地震于2016年2月6日发生，震央在高雄市美浓区(图7)，地震规模6.4，震
源深度达16.7公里，随后亦发生多起规模大于3大之余震，累计大小余震有数百个，
余震位置主要分布为两群，一群在美浓区内，另一群则是在台南市。主震震央邻
近旗山断层，震源机制解和余震分布显示其发震断层可能为东西走向并向北倾斜
约31度的断层系统，该地震的震源机制解和震央位置与2010年的甲仙地震和2012
年的雾台地震相似，不排除此区地震和邻近的活动断层相关。
虽本次地震发生规模及深度尚未达断层发育至地表之程度，但因震央邻近区
域有不少灾情，本团队亦于震后隔日至台南、高雄一带进行野外调查，并利用雷
达卫星进行地表变形分析，其调查成果如下。
图 7、美浓地震之震央位置(星型)、震源机制解及其余震分布(资料来源 :中央气象
局地震测报中心)。153
(一)地质背景
美浓地区位于西部麓山带南段，属荖浓溪水系，此区域之地层与区域性地
质构造大致呈北北东—南南西走向，主要活动断层线由东向西依序为潮州断
层、旗山断层、左镇断层、小岗山断层(图8)，其他构造由东至西包含内英断层、
石坑断层、木栅断层(平溪断层)、内门向斜、龙船背斜、龙船断层、关庙向斜(图
9、图10)，然而由震源机制解和余震分布所推论的发震断层走向接近东西走向，
和震央邻近区域已知的构造并无一致性，推测为深部构造尚未发育至地表。
虽然此次地震的发震构造未延伸至地表，但地震波的传递和地表变形分布
仍和近地表的构造及地层分布相关；震央邻近地区的主要地层为中新世至更新
世的沉积物，由东向西分别为长枝坑层、糖恩山砂岩、隘寮脚层、盐水坑层、
古亭坑层、二重溪层及崎顶层。
图 8、震央邻近区域地质图(改绘自经济部中央地质调查所 2 万五千分之一地质图)。
154
图 9、震央邻近断层分布图。红色线为活动断层，黑色线为区域断层(资料来源：
经济部中央地质调查所)
图 10、震央区域地质剖面，剖面位置为图 8 中 AA’(改绘自经济部中央地质调查所
2 万五千分之一地质图)。
(二) 野外调查
美浓地震的地震断层在地表并无出露，但在台南区域有房屋倒塌、土壤液
化等灾情传出，本团队于地震发生后，至台南、高雄地区进行野外调查，虽无
观察到与发震断层相关的地表破裂，但于台南一带有观察因地震摇晃所造成的
地表破裂及房屋倒塌的情形，其位置分布如图11所示，于野外所观察到的地表
破裂及房屋倒塌包括东势埔桥、新化区中山路、县道182等，这些地表的破坏情
形主要为地震摇晃所造成，并非发震断层发育至地表。本团队亦于震后观察震
央邻近区域的活动断层，旗山断层和龙船断层在震后并未有触发的迹象。155
图 11、本团队于地震后一日至台南地区观察到的地表破裂位置。(底图为 Google
Earth 资料)
(三) 雷达差分干涉
为了观察美浓地震所造成的地表同震变形，本团队使用欧洲太空总署(ESA)
所发射的Sentinal-1卫星的雷达影像进行差分干涉分析，其雷达影像的波段为
C-band，波长约为5.5公分，空间分辨率为20公尺，本次分析使用地震前、后的
影像分别为2月2日及2月14日的升轨(Ascending)影像，透过欧洲太空总署所提供
的Sentinel Toolboxes软件进行将两张影像进行差分干涉分析，其结果如图12所
示，在震央西侧的台南地区可以观察到明显的同心干涉环。这些干涉环显示，
最大变形并非发生在震央区域，而是发生震央以西的台南市龙崎区（同心环的
中心部分），图中每一圈干涉环代表2.75公分的距离变化，经由计算干涉环的数
目，可以推估出地震前后该区的相对卫星方向(LOS)的地表位移量，最大可达
13.75公分。地表变形量的分布和所推论的东西向断层面并无相关，故本团队将
干涉结果与地质构造相比较，发现同震变形量较大的区块位于龙船断层以西的
古亭坑层、二重溪层和崎顶层内(图8、图10)，这些地层以细颗粒沉积物为主，
推测地表变形应受控于地质材料，推测受到此区域的地质背景影响，于震波传
递时，有向上抬升的趋势。从干涉图可以观察到，除了龙崎区的地表抬升外，
尚有一些局部性的干涉环分布在关庙区、新化区及永康区，而这些干涉环反映
局部的地表变形行为，推测为土壤液化所致，亦是造成房屋倒塌、倾斜的主要
原因(图13)。156
图 12、美浓地震的雷达差分干涉结果，所使用的影像为 2 月 2 日及 2 月 14 日的
Sentinel-1 卫星影像(Ascending)。其干涉环为卫星方向的同震变形量，一条
干涉环为半个波长的距离变化，Sentinel-1 卫星影像的波长为 5.5 公分，一
条干涉环则为 2.75 公分。157
图 13、美浓地震的雷达差分干涉结果和房屋倒塌位置关系图。
(五) 地震事件比较
美浓地震的震央位置和震源机制解与2010年3月4日的甲仙地震与2012年2
月26日的雾台地震相似；这三起地震的深度相近，震央相距不远，且主破裂面
的形态十分类似，借由分析三起地震的关联性，探讨它们是否拥有相同的发震
原因。
美浓及先前发生的几个地震不是发生在北北东走向的断层上，图14中的震
源机制解（利用地震波所解算，能反应地下的发震构造）显示它们的主破裂面
呈西北西走向，说明这些地震是沿菲律宾海板块挤压的方向发育的。此外，除
了逆冲运动外，这三起地震及它们的主要余震都有明显的横移运动，也就是类
似撕裂(tear)的行为，说明这些发震断层可能为撕裂断层(tear fault)。
从台湾西部平原往东进入山区，一开始接触的麓山带下方的构造以逆冲断
层为主，因此又称为褶皱逆冲带。随着板块的挤压，山会不断地慢慢地往前冲。
麓山带一路向南延伸到旗山附近，以南则尖灭消失。这是因为在旗山以南挤压
程度不够，山还没有开始往前冲。而南北逆冲速度的差异，造成地壳被横向撕
裂，且因受到造山作用挤压，加上南端有开放的空间，造成地壳往南方逃脱，
为了要调整造山运动的南北差异，这些非和造山带平行的地震，就在褶皱逆冲
带的最南端，因应而生。
本团队于甲仙地震和雾台地震发生后，至震央邻近区域进行地质调查。2010
年的甲仙地震和2012年的雾台地震，震源机制解及余震分布都指向另一西北东158
南走向东北倾斜的低角度逆冲断层，较有可能为此地震的活动断层(图14)。这些
非典型地震的主要发震构造应该是一系列呈西北西走向具有左移分量向南逆冲
的断层，然而它的深度太深，破裂面没有到达地表，我们无法在野外直接观察
到它，但借由这三起地震事件，及地表变形纪录，甚至野外及地下地质资料都
显示此区存在许多活跃的西北东南向构造，值得持续关注。
图 14、台湾西南部地形图。甲仙地震、雾台地震及美浓地震，分别以绿、黄、红
色标示其主震及余震震央(资料来源中央气象局)。甲仙地震及雾台地震之震
央已经过重新定位，板块挤压方向为兰屿相对澎湖之缩短方向，断层线位
置根据中央地质调查所报告159
4.2 期末成果
于下半年度未发生伴随地表变形之地震，研究方向改以状况一为主，将针对
高潜感断层进行分析。台湾东部于本年度在花莲、台东地区发生多起规模大于3.0
之地震(图15，资料来源:台湾宽带地震网(BATS)于2016年规模大于3之地震)，本研
究亦持续至台湾东部(北中段地区)进行野外调查，希望可借由地表断层活动特性推
测应力分布情形，其初步成果如下。
图15、台湾东部于2016年1月~10月间的震源机制解分布图(规模>3.0)。(资料来源:
台湾宽带地震网) 160
本研究于下半年度至花莲地区进行野外调查，针对中央山脉东翼北中段的断
层进行调查，所观测的断层位置如图16中的点1~12所示，由北至南分别位于木瓜
溪的铜门地区(编号1、2)、寿丰溪口(编号3)、万里溪的万荣林道(编号4)、丰坪溪(编
号5~7)及八通关古道(编号8~12)，其量测结果分别如后所述。
图16、野外量测点位分布图。红色三角形为断层量测位置，黄色圆形为褶皱量测
位置。161
(一)铜门地区
本次野外于铜门地区观察到两个断层露头，露头1以厚层砂岩层为主(图16
中编号1)，但因受到断层活动影响而造成岩层不连续，断层整体的位态为027,
70E，于断层面上可观察到擦痕，指示断层活动为正断层，根据断层擦痕反演结
果显示其受到东-西向的张应力影响(图17)。露头2位于铜门一号隧道口南侧，以
薄层砂岩为主，断层截穿砂岩层形成明显的不连续带，断层位态为135, 26W。
根据断层上盘处的岩层位态改变形式，推测该断层应有两期的运动形式，第一
期为逆冲运动，使岩层产生向东伸向的挠曲，第二期为正断层滑移，使岩层又
产生一次向西伸向的褶皱，于断层剪动处亦可观察到两层新鲜的断层泥，上层
为褐色泥质，约5公分厚，下层断层泥已风化成白色的黏土矿物，约5公分厚，
更证实该断层有两次的活动纪录，根据所量测到的第二期断层擦痕进行应力反
演，结果显示其受到东-西向的张应力影响(图18)。
(二)寿丰溪口
于寿丰溪口的露头3可观察到破碎的砂岩层，其间有一条剪动较剧烈破碎带
即为断层带，位态为092, 22N，根据断层内的擦痕资料显示，该断层的运动性质
为带有右移运动的正断层。擦痕应力反演的结果显示其受到近东-西向的张应力
影响(图19)。
(三)万荣林道
于万荣林道口可观察一大型的断层系统(露头4)，断层截穿厚层的砂岩，其
位态为090, 41S，根据断层内的擦痕资料显示，该断层的运动性质为带有正断
层。擦痕应力反演的结果显示其受到近东-西向的张应力影响(图20)。
(四)丰坪溪
于丰坪溪，则可观察一系列的断层系统，分别由露头5~露头7；于露头5处，
可观察厚砂岩层被断层截穿，断层位态为144, 40W，根据断层内的擦痕资料显
示，该断层的运动性质为左移运动，擦痕应力反演的结果显示其受到近东-西向
的压应力影响(图21)。露头7的砂岩层受到断层影响而不连续，断层整体的位态
为102, 59N，断层内夹有约5公分厚的断层泥，并根据断层内的擦痕资料显示，
该断层有两期运动方向，第一期为逆冲运动，擦痕方向为102, 59N, 70E，第二期
为逆冲带右移运动，擦痕方向为102, 66N, 43E。应力反演的结果显示第一期运动
是受到北北东-南南西向的压应力影响，第二期运动是受到东北东-西北西方向的
压应力影响(图22)。162
图17、铜门野外露头，其位于图16中编号1。(a)断层中视尺度照片，可观察厚层砂
岩受到断层影响而有不连续，断层整体的位态为027, 70E。(b)根据断层内的
擦痕资料显示，该断层的运动性质为正断层。(c)应力反演的结果显示其受
到东-西向的张应力影响。163
图18、铜门一号隧道口的野外露头，其位于图16中编号2。(a)断层中视尺度照片，
于隧道旁裸露的岩层内可观察到明显的破裂带，断层整体的位态为135,
26W。(b)根据断层上盘处的岩层位态改变形式，推测该断层有两期的运动
形式，第一期为逆冲运动，第二期为正断层滑移。(c)于断层剪动处有两层
新鲜的断层泥，上层为褐色泥质，约5公分厚，下层断层泥已风化成白色的
黏土矿物，约5公分厚。(d)根据应力反演的结果显示其受到东-西向的张应力
影响。164
图19、寿丰溪口露头，其位于图16中编号3。(a)断层中视尺度照片，可观察砂岩受
到断层影响较为破碎，断层整体的位态为092, 22N。(b)近距离观测断层可发
现有约5公分厚的断层泥。(c)根据断层内的擦痕资料显示，该断层的运动性
质为带有右移运动的正断层。(d)应力反演的结果显示其受到近东-西向的张
应力影响。165
图20、万荣林道口的露头，其位于图16中编号4。(a)断层中视尺度照片，可观察厚
层砂岩受到断层影响而不连续，断层整体的位态为090, 41S。(b)根据断层内
的擦痕资料显示，该断层的运动性质为正断层。(c)应力反演的结果显示其
受到近西北-东南向的张应力影响。166
图21、丰坪溪的露头5，其位于图16中编号5。(a)断层中视尺度照片，可观察厚层
砂岩受到断层影响而不连续，断层整体的位态为144, 40W。(b)根据断层内
的擦痕资料显示，该断层为左移运动。(c)应力反演的结果显示其受到南-北
向的张应力和东-西向的压应力影响。167
图22、丰坪溪的露头7，其位于图16中编号7。(a)断层中视尺度照片，断层位置位
于右侧的露头。(b) 断层中视尺度照片，可观察厚层砂岩受到断层影响而不
连续，断层整体的位态为102, 59N。(c)近观断层面可发现有约5公分厚的断
层泥，并根据断层内的擦痕资料显示，该断层有两期运动方向，第一期为逆
冲运动，擦痕方向为102, 59N, 70E，第二期为逆冲带右移运动，擦痕方向为
102, 66N, 43E。(d)应力反演的结果显示第一期运动是受到北北东-南南西向
的压应力影响，第二期运动是受到东北东-西北西方向的压应力影响。168
(五) 八通关古道(拉库拉库溪)
于八通关古道的露头9，可观察厚层砂岩受到断层影响而不连续，断层带夹
有断层泥和断层角砾岩，其位态为115, 57S。根据断层内的擦痕资料显示，该断
层的运动性质为逆断层，根据断层擦痕的应力反演结果显示其受到近北北东-南
南西向的压应力影响(图23)。于露头10，透过岩层位态改变，发现在不连续处有
断层活动的痕迹，断层位态为098, 44N，根据断层内的擦痕资料显示，该断层的
运动性质为逆断层，应力反演的结果显示其受到近东北-西南向的压应力影响(图
24)。
沿着八通关古道进行调查，除了露头8~10的断层面外，尚有两处大型的褶
皱变形带，分别位于图16中的露头11和露头12。露头11位于八通关古道(台30县
道)3.1公里处，褶皱变形带可向北延伸约80公尺，露头高度约10公尺，岩层经塑
性变形呈现褶曲，轴面位态约为168, 44E(图24)。露头12邻进县道台30的入口处，
岩层经强烈的塑性变形作用而呈现褶曲，并有断层截切褶皱构造；此露头的褶
皱带于水平方向并不连续，向东亦有数个小型褶皱带，其间以断层为区隔，岩
层更显得破碎，整体露头应为一大型剪切带(图26)，两处褶皱变形带的轴面倾斜
角度皆缓，显示受到垂直向的压应力影响，应该为快速抬升所致。
图23、八通关古道露头9，其位于图16中编号9。(a)断层中视尺度照片，可观察厚
层砂岩受到断层影响而不连续，断层带夹有断层泥和断层角砾岩，其位态为
115, 57S。(b)根据断层内的擦痕资料显示，该断层的运动性质为逆断层。(c)
应力反演的结果显示其受到近北北东-南南西向的压应力影响。169
图24、八通关古道露头10，其位于图16中编号10。(a)断层中视尺度照片，可观察
岩层位态受到断层影响而不连续，其位态为098, 44N。(b)根据断层内的擦痕
资料显示，该断层的运动性质为逆断层。(c)应力反演的结果显示其受到近
东北-西南向的压应力影响。
图25、八通关古道的褶皱变形露头，位于图16中编号11。该褶皱露头轴面位态约
为168, 44E。170
图26、八通关古道口的褶皱变形露头，位于图16中编号12。该褶皱露头轴面位态
约为074, 16S，照片右侧砂岩层破裂处有断层截穿，其位态为027, 69W。171
汇整中央山脉东翼北段的野外断层力学分析，其应力分布结果如图27所示，
共10个量测点，并根据量测资料绘制此区域的之应力分布状况(图28红色虚线框内
结果)，露头点1~4主要受到张应力作用，故以张应力的方向(白色线段)呈现于应力
分布图，其张应力位态由近东-西方向(露头1~3)，往南逐渐转成西北-东南向(露头
4)；而露头5~10主要受到压应力作用影响，于应力分布图上以压应力的方向(黄色
及橙色线段)呈现，由露头7所观察的两期应力方向可以推测早期的应力作用应为北
北东-南南西方向，但于后期应力方向转为西北西-东南东方向的压应力，故于八通
关古道(露头8~10)则以北北东-南南西走向的压应力为主，反映早期的应力作用方
向(橙色线段)，而丰坪溪的资料(露头5、6、7-2)显示岩层受到西北西-东南东方向
的压应力影响，则反映后期的压应力作用方向(黄色线段)。
综合前年于中央山脉东翼南段的野外资料及今年度的应力资料结果(图28)，中
央山脉断层的应力分布状态也可分为三段，北段以瑞穗为界，南段则以新武吕溪
为界，其分段与地形特征一致。北段受到西北西-东南东方向的拉张应力作用，中
段以西北西-东南东的压应力为主，南段的东缘以南-北向的张应力为主，于新武吕
溪则以东-西向张应力为主。
许等人(2009)利用1999年7月~2001年7月间的地震活动分布和震源机制解推算
台湾地区应力轴分布情形(图29)，其结果显示在中央山脉东翼北段的最大主应力轴
(σ1)位于垂直方向，而最小主压应力(σ3)为西北西-东南东走向，与本研究的量测结
果(露头1~4)一致，北段受到西北西-东南东方向的拉张应力作用影响；于中央山脉
东翼中段，由地震资料所推得的最大主压应力位于垂直方向，而第二主压应力为
东南东-西北西方向，此压应力亦为水平方向的最大压应力，最小主压应力则为北
北东-南南西方向，且其计算求得Φ值约为0.23，意为第二主压应力和第三主压应力
大小接近(图30；Hsu et al., 2009)，推测其两者曾经互换方向，此结果与本研究于
中段(露头5-9)所得早期受到北北东-南南西方向的压应力影响，后期转为西北西-
东南东方向的压应力之情形相符，且根据地表地形特征(shyu et al., 2006)亦可推论
中段区域受到西北西-东南东方向的压应力影响。于中央山脉东翼南段，根据利用
初动的P波所反演的应力张量显示，此区域的最小主压应力为北北东-南南西方向，
且Φ值接近1，此应力场结果造成此区域会发育正断层系统(图30；Hsu et al., 2009)，
与本研究调查结果相符。
本年度的增加了中央山脉东翼北段与中段的地质调查，整体的野外结果可以
提供更多的应力场分布资讯，配合先前的野外调查、地形特征与地震资讯，更能
支持我们之前提出的中央山脉断层模型(图31)，说明中央山脉断层在深部为倾角向
西的高角度逆断层系统，但于接近地表时翻转(rollback)成正断层系统，且中央山
脉断层从北到南主要可分为三段。172
图 27、中央山脉东翼北中段之应力测量结果。红色三角形为野外量测位置。173
图28、中央山脉东翼之应力分布状况（综合2014年及2015年的野外调查成果）。
此乃根据断层擦痕应力反演结果所绘，虚线红框内为本年度野外调查成
果，白色线段为张应力的走向，橙色线段为早期压应力的主要方向，黄色
线段为后期压应力的主要方向。174
图29、根据地震活动分布和震源机制解(1999.7~2001.7)所推断应力轴分布情形。
(Hsu et al., 2009)
图30、(A)根据地震所测得初动P波进行应力张量反演之结果，并将三个主应力轴
进行等面积下半球投影至平面。(B)根据应力张量反演结果计算轴差应力
比，Φ=(σ2-σ3)/( σ1-σ3) (Hsu et al., 2009)。175
图31、中央山脉东翼的地体构造模型。
伍、结论与建议
期中成果
美浓地区于2016年2月6日发生规模6.4之地震，震源深度达16.7公里，于地表
未发现地表变形及破裂，本团队震后至震央邻近区域进行地质调查，并利用
Sentinel-1卫星影像进行雷达差分干涉分析，初步成果如下。
1. 旗山断层与龙船断层于此次地震无滑动迹象。
2. 此次地震造成的地表裂隙应为摇晃及边坡滑动造成，与发震断层无关。
3. 根据震源机制解与余震分布位置，推测此发震断层应为东西走向，向北倾
斜带有左移滑动分量的逆断层系统。
4. 雷达差分干涉的分析结果显示在台南市龙崎区有最大的地表位移量，约
13.75 公分(LOS 方向)，推测受到此区域的地质背景影响，于震波传递时，
有向上抬升的趋势。
5. 经由局部性干涉环的分布，可对应致房屋倒塌的区域，推测此现象应为局
部土壤液化所产生之地表变形。
6. 美浓地震与甲仙地震、雾台地震的发震断层相似，为非与造山带平行的断
层系统，透过资料分析及野外调查显示此区存在许多活跃的西北-东南向构
造，值得持续关注。176
期末成果
于下半年度因未发生伴随地表变形之地震，研究方向改以状况一为主，本团
队持续针对中央山脉东翼进行野外调查，延续2014年及2015年的研究成果，其调
查成果如下：
1. 根据应力分布结果可将中央山脉断层分为三段，北段以红叶溪(瑞穗)为界，南
段则以新武吕溪(池上)为界，此结果与三角崖切面的地形特征以及地震活动度
的分段一致。
2. 北段受到西北西-东南东方向的拉应力作用，中段以西北西-东南东向的压应力
为主，南段的东缘以南-北向的张应力为主，于新武吕溪则以东-西向张应力为
主。
3. 综合 2014-2016 年的调查成果，可以更加支持中央山脉断层在深部为倾角向西
的高角度逆断层系统，但于接近地表时翻转(rollback)成正断层系统，且中央山
脉断层从北到南主要可分为三段的地体构造模型。
陆、参考文献
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Other/Seismic Network. doi:10.7914/SN/TW . 178 179
台湾地区 105 年中大型与火山地震震源资讯之快速汇
整与提供
子计画二
地震震源滑移量分布之即时逆推(3/3)
赵里
中央研究院地球科学研究所
吕珮玲 何美仪 赖姿心
中央气象局地震测报中心
摘要
台湾位在环太平洋地震带上，东南部沿岸地区是菲律宾板块与欧亚板块的踫
撞带，东部与南部海外又有两个隐没带存在，整个区域地震活动频繁，灾害性地
震也经常发生。因此，防震减灾是必须持续加强的研究课题。地震发生以后迅速
获得完整的地震资讯，包括地震的位置，规模和震源机制，破裂面的判定，甚至
震源滑移量的时空分布，可以为研究地震构造和地震防救灾反应提供重要的指
标，也能满足社会大众及新闻媒体的需求。过去几年在中央气象局支助下我们已
经建立了近即时自动确定震源机制以及中大规模地震实际破裂面及有限源平均破
裂模型的系统。本计画的目的是在此基础上建立在三维速度模型中即时逆推中大
规模地震震源滑移量时空分布的系统。这些详细的震源资讯可以为震后迅速研判
地震发展趋势，震害分布的评估和救灾应急反应提供可靠的科学依据。180
Abstract
Taiwan is situated in the western portion of the circum-Pacific seismic belt.
The
collision between Eurasian and Philippine Sea plates in the east coastal
region and the
two subduction zones off the east and south coasts lead to frequent
earthquakes, some
of them causing significant damages to the society. Therefore, earthquake
hazard
mitigation has always been an important task for the Earth science community.
After
the occurrence of large earthquakes, rapid report of earthquake information,
including
the earthquake location, magnitude, focal mechanism, the fault-plane
orientation, and
the spatial-temporal slip distribution, etc., is crucial not only for the
seismotectonic
studies but also for disaster relief and for the demands of the society and
news
organizations for information dissemination. In the past few years, with the
support of
the Central Weather Bureau, we have established an automatic system for near
real-time
determinations of focal mechanism solutions of point sources, the
identification of
actual rupture planes and average finite rupture models. In the current
project we will
develop the capability of real-time automatic inversions of source slip
distributions for
moderate and large earthquakes in three-dimensional structural model. These
more
accurate and detailed earthquake information will be helpful for quick
assessment of
hazard distribution and seismic potential, and for disaster relief deployment
immediately after damaging earthquakes.
壹、前言
台湾本岛以及周边近海海域地震活动频繁，每年均有上百个有感地震发生。
在地震学研究以及震后的应急与地震危险性分析中，震源机制与震源过程的描述
是一项重要的资讯，它们可以帮助我们了解地震发生的过程、应力场的特征与变
化，以及可能引起地震的构造环境。在过去几年里，在气象局的支助下我们已经
建立了一个基于 Zhu & Helmberger (1996)和 Zhu & Ben-Zion (2013)的 gCAP 方法,
用地震波波形来自动、迅速确定震源机制解的系统，使得在台湾本岛及近海有感
地震发生后，能够在几分钟内给出可靠的震源机制解。在此基础上，我们还发展
了在三维速度模型中自动确定中大规模地震实际破裂面及有限源平均破裂模型的
方法，建立了在台湾中大规模（规模 5.5 以上）地震发生以后迅速确定震源平均破
裂模型并判断实际发震面的能力(Hsieh et. al., 2014)。
本计画将在此基础上建立在三维速度模型中即时逆推中大规模（规模 6.0 以
上）地震震源滑移量时空分布的系统。在自动确定了准确的实际破裂面的基础上，
我们将进一步建立一个在三维速度模型(Kuo-Chen et al., 2012)和真实地表地形中
自动即时逆推中大规模地震震源滑移量时空分布的系统。目前地震震源滑移量时
空分布在一维速度模型中的逆推方法已经发展成熟(Kikuchi & Kanamori, 1982;
Hartzell & Heaton, 1983; Graves & Wald, 2001; Ji et al., 2002a,b; 2003)，本研
究之目
的是将该逆推方法推广到三维模型中，在保证逆推结果的精确可靠性前提下，提
高计算效率，使整个过程达到近即时、自动的效果。最后，在得到震源滑移量时
空分布以后，计算地震引起的强地面运动，得到地面运动的 PGA 和 PGV 分布图。181
贰、地震有限震源滑移量分布逆推：方法概述
本研究使用 Ji et al. (2002a,b; 2003)所提出的震源滑移量时空分布的逆推方
法，该方法采用小波变换的方式对地震记录中不同频率的地震波讯号分别拟合，
并通过定义一个综合、多尺度的误差函数来更加合理地处理不同频率的地震波波
形，使逆推结果对震源的滑移量在时间和空间上的分辨率达到最佳。
在滑移量的时空参数化方面， Ji et al. (2002a,b; 2003)的做法采常用的将震源
断层面沿走向与倾向分别划分为 N 段与 M 段，即 N x M 个子断层（见图一），每
个子断层(, ) 脉 刍 分别具有不同的错动量 S脉刍 ,错动角(rake) 脉刍 财 ，破裂速度
V 脉刍 ，以
及时间函数h t( ) 纥脉刍 ，因此在位于 x 処测站的位移可以用如下公式表示：
1 1
( , ) [cos( ) ( , ) sin( ) ( , )] ( ),
N M
n nn u t S A X tV Y tV h t 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍 脉刍
刍 脉
贡财 财 冻 冻
x 冻 计 闭闭 纥 (1)
其中 A脉刍 与 脉刍 贡 分别为子断层(, ) 脉 刍 的面积与剪切模量， (, ) X tV n
脉刍 脉刍 和 (, ) Y tV n
脉刍 脉刍
分别为子断层(, ) 脉 刍 上沿断层走向方向和沿与走向垂直方向的单位滑移量到 x 処
的 Green 函数。子断层的震源时间函数是借助余弦函数定义的一个非对称归一化
的光滑函数：
1 [1 cos( )], 0
1 ( ) ( ) [1 cos( )],
0,
s
s
s
s
e
t
t
t ht t
t
脉刍
脉刍 脉刍
脉刍
脉刍 脉刍 脉刍
脉刍 脉刍
脉刍
钉
闪
闪 闪
钉 闪
闪 闪
闪 闪
闪
鸟 讣 仓昼 备
备
备 讣 冻 计 仓昼 卤
备
备 刚 备
麦
纥 (2)
此处 s
脉刍 闪 与 e
脉刍 闪 分别称为滑移上升时间（start-phase time）与终止时间（end-phase
time），因此子断层的滑移持续时间为 s e
脉刍 脉刍 脉刍 闪 冻 计 闪 闪 。 182
图一、有限震源滑移量逆推中断层面的空间参数化。断层面被划分为 N x M 个子
断层，震央位于子断层(,) 脉 S S 刍 。任一子断层(, ) 脉 刍 上的震源特征由空间参
数S脉刍 和
脉刍 财 以及破裂速度V 脉刍 （子断层破裂起始时间为t lV/ 脉刍 脉刍 脉刍 冻 ）来
描述（改自 Hsieh
et al., 2016）。
Ji et al. (2002a,b; 2003)的方法中一个特别之処是将地震波形的时间序列进行
小波变换，来对不同阶（频率）的小波分量进行拟合，而不是直接去拟合时间域
里面的波形。这种做法的优点是避免在波形拟合时高频的讯号被能量较大的低频
讯号所掩盖，而使逆推结果失去对震源小尺度特征的分辨率。给定一位移时间序
列 u(t)，以小波马 l k, 做变换后的小波分量可以用其小波系数 l k, y 来表示：
, , () () . lk lk y u t t dt 马 弃
讣弃 冻 凯 (3)
Ji et al. (2002a,b; 2003)采用正交归一化的Meyer-Yamada小波Yomogida (1994)
对记录波形和理论波形分别进行小波变换，得到它们的小波系数 l k, o 与 l k, s ，然
后通
过拟合两组小波系数的办法来达到拟合时间域波形的目的。而在拟合小波系数
时，通过分别定义低频与高频小波系数的误差函数 L e 与 He 来达到同时拟合低高频
波形的目的：
min min min
2
,, ,,
1 1 | | ( ), Cl l lk k
L l lk lk lk lk
ll kk kk l l
e W os os k k 冻冻 冻
顶 哟
冻 讣计 讣 顷 唤
鱼 乔
闭闭 闭 (4) 183
max
min
min min
, ,
1 2 2
, ,
2
1.0 .
l
l l
C
k
l lk lk
k k
H l k k
l l
lk lk
kk kk
o s
e W
o s
冻
冻 计
冻 冻
陈 勋 陆 丧
冻 讣
计
阴 单
闭
闭
闭 闭
(5)
从两种定义可以看出，在波形拟合中低频小波系数中考虑了它们的 L1 与 L2
模数（4 式），而高频小波系数考虑的则是它们之间的相关性（5 式）。最终的综合
误差函数是两个误差函数的叠加 L H ee e 冻 计 。因此，这种方法中波形拟合的实现不
是在时间域中直接比对记录与理论波形，也不是在频率域中比对记录与理论频
谱，而是通过在小波域中比对小波系数。
图二、有限震源滑移量逆推中子断层震源时间函数，图中显示子断层(, ) 脉 刍 上震源
滑移持
续时间为 2 秒（灰线）和 4 秒（黑线）的例子。（改自 Hsieh et al., 2016）。
参、地震有限震源滑移量分布逆推实例
在今年度我们已经将震源滑移量分布逆推程式安装于气象局地震中心作业主
机并对历史地震的反演成功运作，图三为该程式运行流程图。本年度之工作重点
除了成功架设震源滑移量分布逆推程式外，亦建立一套完整的震源滑移量系统。
每当中大型地震发生时，全球地震规模达 6.7 或台湾地区发生规模 6.0 以上之地
震，将及时获取波形资料及地震震源参数来做震源滑移量分布的迅速逆推，并在
不同的条件下调整程式运作参数并累积经验，系统操作流程如图四所示。此处将
分别以今年 7 月 29 日马里亚纳海沟地震及 2 月 6 日美浓地震呈现全球中大型地震
及台湾大区规模较大之地震的逆推结果，并将于附录罗列对今年上半年以来发生
的全球规模 7.0 以上，以及下半年规模低至 6.7 之地震的逆推结果。184
图三、本研究所使用的震源滑移量逆推程式（Ji et al., 2002a, b; 2003）运行流程图
。
图四、本研究于中央气象局所建立的震源滑移量逆推系统流程图。185
2016 年 7 月 29 日马里亚纳群岛北方地震
2016 年 7 月 29 日在马里亚纳群岛北方发生规模 7.7 的地震，震源深度为 196.0
公里，位于马里亚纳海沟西方 200 公里处，是为太平洋海板块每年约 4 公分向西
隐没至菲律宾海板块下。图五显示此次马里亚纳群岛纳北方地震震源滑移量逆推
及波形拟合的结果，逆推中使用了从 IRIS 网站下载的远震波形资料以及全球一维
平均速度模型和 Crust2.0 地壳模型(Bassin et al., 2000)。
(a)
(b)
(c) 186
图五、2016 年 7 月 29 日马里亚纳群岛北方地震的震源逆推结果。(a)震央位置及测
站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑
移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。(b)体波波形拟合结果，黑色
为记录，红色为理论地震图。(c)面波波形拟合。此次地震为隐没带逆冲型地震，
破裂集中在震央附近，破裂持续约 30 秒钟，主要能量在前 10 秒内释放。
反演结果显示该地震为东北西南走向断层面上的低角度逆冲加左移错动，震
源滑移量分布主要是在震央附近，相当于一个位于震央处的点震源，主要错动发
生在震央约 210 公里深处，最大错动量约 8.5 公尺，符合 GCMT 震源深度的结果，
逆推得到的地震矩规模 7.03。该结果与图六中显示的 USGS 对此次地震的逆推结
果相一致，都是为集中在震央的近似点震源。
图六、马里亚纳群岛北方地震 USGS 公布的震源逆推结果。图中显示震源滑移量
分布在地表的投影（左图），在断层面上看到的滑移量分布（右上图）以及震源时
间函数（右下图）。187
(c) (d)
2016 年 2 月 6 日美浓地震
2016 年 2 月 6 日凌晨 3 时 57 分(台湾时间)发生一起规模 6.4 的地震，该地震
震央位于高雄县美浓区，震源深度 14.6 公里，全台皆有感，台南新化地震站甚至
观测到最大震度达到 7 级，此地震在南台湾造成重大灾情。图七显示此次美浓地
震震源滑移量逆推使用的测站分布及逆推结果，逆推中使用了中央气象局之 24 位
元强震站波形资料以及郭陈等人(Kuo-Chen et al., 2012)的台湾三维速度模型所平
均之地震至测站间一维速度模型所计算之格林函数。反演结果显示该地震为东西
走向约 40°倾斜之断层面，震源滑移量分布主要是自震央开始向西北方传播，主要
错动发生在震央西北方 15 公里左右约 27 公里深处，最大错动量约 40 公分，逆推
得到的地震矩规模 6.13。这一滑移量分布结果与震后发表的相关结果在整体上有
较好的一致性，但是由于使用的波形数量有限，因此缺乏小范围的次级滑移量分
布。基于本研究的目标是震后迅速提供震源资讯，图七中的美浓地震震源模型应
是可以接受的近即时结果。波形拟合结果如图八所示，对波形中的主要能量部分
拟合较好，高频部分受限于模拟中忽略的三维速度结构地表地形以及场址效应拟
合较差，由此导致逆推结果中滑移量细节部分的缺失。
图七、2016 年 2 月 6 日美浓地震的震源逆推结果。图中显示震央位置及测站分布188
（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑移量分
布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。
图八、2016 年 2 月 6 日美浓地震波形拟合结果。黑色为记录波形，红色为理论波
形。
肆、小结
在过去一年里对中大规模的新旧地震的震源滑移量时空分布的逆推表明，对
于规模 6.7 或更大的地震，用远震资料结合全球一维平均速度模型，除部分震源较
深（深度大于 50 公里规模小于 7.5）的地震以外，可以得到比较稳定的震源滑移
量逆推结果，而且逆推得到的震源滑移量分布基本上与 USGS 发表的结果一致。
特别需要指出的是我们所得到的震源逆推结果都是完全独立获得的，而且往往是
在 USGS 发表他们的结果之前得到的。而对于规模 6.0 左右的地震，如果能够取得
区域地震测站（震央距在 500 公里以内）的波形资料，结合可靠的三维速度结构
模型以及地表地形资料，也可以得到较好的震源滑移量逆推结果。在取得波形资
料以后，震源逆推目前仍然需要人工对测站做出取舍，大约震后两个小时的时间
可以得到震源逆推结果。未来将尝试自动取舍波形，以使震源滑移量逆推过程达
到最大程度的自动化。189
伍、附录：本年度台湾及全球重要地震震源滑移量逆推结果
本年度计画内容以在中央气象局电脑服务器上安装并调试运行震源逆推程式
为主，在程式调试中我们对台湾地区规模 6 以上全球规模 6.7 以上以及个别影响较
大的地震震源滑移量分布进行了逆推，为完整起见，本附录列出所有逆推结果。
对于一些在全球规模或影响较大的地震，美国地质调查局 USGS 也会在其官方网
站（http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/browse/significant.php）发表逆推结
果，
我们均有将我们的结果与其比较。
2016 年 1 月 24 日阿拉斯加伊拉纳姆地震
2016 年 1 月 24 日在阿拉斯加伊拉纳姆发生规模 7.1 的地震，此地震深度较深，
震源深度 129.0 公里，是太平洋板块东北部隐没系统的地震，系太平洋板块每年以
6 公分的速率向北美板块隐没。
图九、2016 年 1 月 24 日在阿拉斯加伊拉纳姆地震的震源逆推结果。图中显示震央
位置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上
看到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为中等深190
度，应为隐没板块内部地震，震源机制显示是走滑加逆冲型，破裂从震央向上传
播，持续约 15 秒钟。
2016 年 1 月 30 日俄罗斯勘察加地震
2016 年 1 月 30 日在俄罗斯勘察加半岛地区发生规模 7.2 的深震，震源深度
177.0 公里，是太平洋板块每年以 7.7 公分的速率西北西向北美板块及欧亚板块隐
没。
图十、2016 年 1 月 30 日在俄罗斯勘察加半岛地震的震源逆推结果。图中显示震央
位置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上
看到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震亦为中等
深度，为隐没板块内部地震，震源机制显示是走滑加正断层型，破裂大致集中在
从震央附近，持续约 12 秒。191
2016 年 2 月 6 日台湾美浓地震
2016 年 2 月 6 日凌晨 3 时 57 分(台湾时间)发生一起规模 6.4 的地震，该地震
震央位于高雄县美浓区，震源深度 14.6 公里，全台皆有感，台南新化地震站甚至
观测到最大震度达到 7 级，此地震在南台湾造成重大灾情。
图十一、2016 年 2 月 6 日美浓地震的震源逆推结果。图中显示震央位置及测站分
布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑移量
分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为浅震，震源机制显示
是带有走滑的逆冲型，破裂发生在向西走向并以小角度向北倾斜的断层上，破裂
从震央向西北面斜下方传播，持续约 12 秒钟。192
2016 年 3 月 2 日苏门答腊地震
2016 年 3 月 2 日在印尼苏门答腊西南方发生规模 7.8 的地震，此地震，震源
深度 24.0 公里，此区域常发生有相当程度规模的地震，系因此区域变型造成印度
板块和澳洲板块未变形板块间应力累积，因而常有地震发生，2004 年 12 月 26 日
即发生一起规模 9.3 之地震，并引发海啸，造成环印度洋地区特别是东南亚及南亚
地区巨大的伤亡。
图十二、2016 年 3 月 2 日在印尼苏门答腊地震的震源逆推结果。图中显示震央位
置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看
到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为浅震，震
源机制显示是走滑型，是该地区常见的转换断层地震，破裂从震央向西面斜上方
传播，持续约 20 秒钟。193
2016 年 4 月 16 日日本熊本地震
2016 年 4 月 16 日在日本九州岛熊本县发生规模 7.0 的地震。震央附近最大震
度达到七级，造成数十人死亡，上千人受伤以及许多建筑物倒塌等灾情。该地震
前同一区域亦有两起规模分别为 6.5 及 6.4 的前震发生。从构造上看，此地震发生
在菲律宾海板块隐没至欧亚大陆板块的隐没带西北部，以往此区域发生过一些位
于琉球海沟较深处的地震，不过此次地震震源深度仅为 10 公里，是发生在上层的
欧亚大陆板块内部的浅震。
图十三、2016 年 4 月 16 日日本熊本地震的震源逆推结果。图中显示震央位置及测
站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑
移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为浅震，震源机制
显示是以走滑型带有少许正断层分量，破裂从震央向东北斜上方传播，最大滑移
集中在较浅的 5 公里左右深处，持续约 20 秒钟，但主要能量于前 10 秒内释放。194
2016 年 4 月 16 日厄瓜多尔地震
2016 年 4 月 16 日在南美洲北部厄瓜多尔沿岸近海处发生规模 7.8 的地震，震源
深度为 19.2 公里。此地震造成数百人死亡，将近三万人受伤以及建筑物倒塌，直
接经济损失达数十亿美元。太平洋海啸预警中心亦在此地震发生之后迅速对可能
在厄瓜多尔附近海岸引发的海啸发布预警。从构造上看，此次地震发生在纳斯卡
板块和南美板块边界，在震央附近纳斯卡板块以每年 61 毫米的速率向东隐没至南
美板块之下。
图十四、2016 年 4 月 16 日厄瓜多尔地震的震源逆推结果。图中显示震央位置及测站
分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑移
量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为隐没带逆冲型地震，
破裂从震央向西南方斜下方传播，最大滑移集中在离震央约 60 公里处，破裂持续
约 60 秒钟。195
2016 年 4 月 29 日大洋洲瓦努阿图地震
2016 年 4 月 29 日（当地时间）在大洋洲瓦努阿图岛链上发生规模 7.0 的地震。
该地震震源深度 27.2 公里，在震央附近澳大利亚板块向东北方向以每年约 84 毫米
的速率隐没于太平洋板块以下。
图十五、2016 年 4 月 29 日厄瓜多尔地震的震源逆推结果。图中显示震央位置及测站
分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑移
量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为隐没带逆冲型地震，
破裂从震央向西北方斜下方传播，破裂持续约 13 秒钟。196
2016 年 5 月 28 日南三明治岛地震
2016 年 5 月 28 日在南大西洋的南三明治岛发生规模 7.2 的地震。该地震震源
深度 78.0 公里，是南美版块以每年 9 公分向西南西隐没至斯科夏海板块下方，此
地震发生在沿着南三明治海沟上的岛弧附近。
图十六、2016 年 5 月 28 日马里亚纳群岛北方地震的震源逆推结果。图中显示震央
位置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上
看到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为中深度
地震，震源机制为正断层型，应是隐没板块内部地震，破裂主要集中在震央附近
下方，破裂持续约 27 秒钟。
NW SE197
2016 年 7 月 29 日马里亚纳群岛纳北方地震
2016 年 7 月 29 日在马里亚纳群岛北方发生规模 7.7 的地震，震源深度为 196.0
公里，位于马里亚纳海沟西方 200 公里处，是为太平洋海板块每年约 4 公分向西
隐没至菲律宾海板块下。
图十七、2016 年 7 月 29 日马里亚纳群岛北方地震的震源逆推结果。图中显示震央
位置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上
看到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为隐没带
逆冲型地震，破裂集中在震央附近，破裂持续约 30 秒钟，主要能量在前 10 秒内
释放。198
2016 年 8 月 12 日新喀里多尼亚地震
2016 年 8 月 12 日（当地时间）在太平洋西南处的新喀里多尼亚东方发生规
模 7.2 的地震。该地震震源深度 16.4 公里，在震央附近澳大利亚板块向东北方向
以每年约 75 毫米的速率隐没于太平洋板块以下。
图十八、2016 年 8 月 12 日新喀里多尼亚地震的震源逆推结果。图中显示震央位置及测
站
分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑移量分布
（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为浅震，震源机制为以走滑型为主
略
带正断层分量，以与海沟的距离来看应是隐没带上部板块内部地震，破裂主要集中在震央
附近上方浅部，破裂持续约 22 秒钟。199
2016 年 8 月 19 日南乔治亚群岛地震
2016 年 8 月 19 日（当地时间）在大西洋南处的南乔治亚岛东方发生规模 7.4
的地震，该地震震源深度 10 公里，是南美版块以每年 9 公分向西南西隐没至斯科
夏海板块下方，此地震发生在沿着南三明治海沟上的岛弧附近。
图十九、2016 年 8 月 19 日新喀多里尼亚地震的震源逆推结果。图中显示震央位置及测
站
分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑移量分布
（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为浅震，震源机制为逆冲型，震央
附
近隐没带分布较复杂，难以判断地震的发震构造，破裂主要集中在震央下方深部，破裂持
续约 43 秒钟，但主要能量释放发生在前 15 秒。200
2016 年 8 月 24 日缅甸地震
2016 年 8 月 24 日在大西洋南处的南乔治亚岛东方发生规模 7.4 的地震，该地
震震源深度 82 公里，是属于印度板块北侧与欧亚板块以每年 4-5 公分碰撞的喜马
拉雅地震活动带。
图二十、2016 年 8 月 24 日缅甸地震的震源逆推结果。图中显示震央位置及测站分布（
左
上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看到的滑移量分布（左下
图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为逆冲型，应是印度板块向东隐没至印支
板
块下引发的板间地震，破裂主要集中在震央附近，破裂持续约 28 秒钟。201
2016 年 8 月 29 日阿森松岛北方地震
2016 年 8 月 29 日（当地时间）在大西洋南处的阿松森岛北方发生规模 7.1 的
地震，该地震震源深度 10 公里，此地震位在中洋脊附近的非洲板块和南北板块间，
板块以每年 2.9 公分张裂。
图二十一、2016 年 8 月 29 日阿森松岛北方地震的震源逆推结果。图中显示震央位
置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看
到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为浅震，震
源机制为以走滑型为主略带正断层分量，是大洋中脊典型的转换断层地震，破裂
主要在震央东部 25 公里处呈一个弧形分布，破裂持续约 25 秒钟，主要能量释放
发生在 15-25 秒之间。202
2016 年 8 月 31 日巴布亚新几内亚地震
2016 年 8 月 31 日（当地时间）在大西洋南处的阿松森岛北方发生规模 6.7 的
地震，该地震震源深度 476.0 公里，此地震发生在所罗门群岛附近，此处澳洲板块
以每年 9.5 公分向太平洋板块聚合。
图二十二、2016 年 8 月 31 日巴布亚新几内亚地震的震源逆推结果。图中显示震央
位置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上
看到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为深震，
震源机制为走滑型，应是隐没板块内部地震，破裂主要集中在震央附近，破裂持
续约 40 秒钟，前 7 秒有一个集中的能量释放。203
2016 年 9 月 1 日新西兰东北方地震
2016 年 9 月 1 日在新西兰附近发生规模 7.1 的浅层地震，该地震震源深度 19.0
公里，此处太平洋板块每年以 4.7 公分向西隐没至澳洲板块下。
图二十三、2016 年 9 月 1 日新西兰东北方地震的震源逆推结果。图中显示震央位
置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看
到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为浅震，震
源机制为正断层型，是隐没板块上方板内地震，破裂主要在震央西北方 25 公里处，
破裂持续约 25 秒钟。204
2016 年 10 月 17 日巴布亚新几内亚地震
2016 年 10 月 17 日在巴布亚新几内亚附近发生规模 7.1 的浅层地震，该地震
震源深度 35.0 公里。沿着索罗门海沟南边，澳洲板块每年以 9.5 公分北北东朝太
平洋板块前进，地区为地震频繁带地震大多是隐没带地震，此地震亦是隐没带地
震。
图二十四、2016 年 10 月 17 日巴布亚新几内亚地震的震源逆推结果。图中显示震
央位置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面
上看到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为浅震，
震源机制为逆冲型，是典型隐没带地震，破裂主要在震央下方，破裂持续约 22 秒
钟，主要能量释放发生在 15 秒之间。205
2016 年 10 月 21 日日本昌吉地震
2016 年 10 月 21 日在日本昌吉市发生规模 6.2 的浅层地震，该地震震源深度
10.0 公里。此次地震虽然规模不大，但是由于发生在日本陆上，亦引起较大反响。
图二十五、2016 年 10 月 21 日日本昌吉市地震的震源逆推结果。图中显示震央位
置及测站分布（左上图），震源滑移量分布在地表的投影(右上图)和在断层面上看
到的滑移量分布（左下图），以及震源时间函数（右下图）。此次地震为内陆型浅
震，震源机制为走滑型，破裂发生在走向东北偏东向东南倾斜的断层，滑移分布
主要在震央附近，破裂持续约 15 秒钟。206
2016 年 10 月 26 日意大利维索地震
2016 年 10 月 26 日在意大利维索西方发生规模 6.1 的浅层地震，该地震震源
深度 10.0 公里。该地震发生前 2 个小时，在震央西南方亦发生了一起规模 5.5 之
地震。此区域构造系统复杂，同时包含亚德亚里板块和欧亚大陆板块隐没带，以
及非洲板块和欧亚板块的碰撞，因此此处常常发生规模 6 以上的地震。虽然为中
等规模，由于是内陆人口聚集地区，也会造成大量生命财产损失。
图二十六、2016 年 10 月 26 日意大利维索地震的震源逆推结果。