第一章　大地的怒吼

從自然史的角度來看，地球是處於變動狀態的。地殼上許多大陸地塊的分散與聚合，大陸內部滄海桑田的變化，都是最好的說明。地殼變動的過程，一般是持續而緩慢的，然而有時候它也會不經意地發生突然的變動，例如：火山爆發、地震等，往往在一瞬間，造成莫大的災害，宛如狂嚎怒吼，憾天動地……

＜地震的形成＞

古老的傳說

在科學尚未昌明的時代，各地都有關於地震的古老傳說。許多地方的住民認為地底下住著一隻巨大的動物或怪獸，當牠翻身或移動時，大地就開始顫抖，也就是發生了地震。至於這隻地底下的怪獸是什麼模樣，則會因不同的地區、民族與文化而不同。例如：在台灣的傳說中，以為人是居住在地牛的背上，只要牛打盹一翻身就會有地震。日本人則將頻繁的地震歸咎於地底由熟睡中醒來的鯰魚，甚至在鹿島神宮內埋一「要石」，將牠栓住不讓鯰魚翻身，以避免地震的發生。住在印尼附近的西利伯群島人則相信地底下有一隻豬，每次扭動就會造成地震。其它還有北美印地安人認為地底下住著一隻巨大的烏龜，蒙古人則認為地底下有一隻大青蛙。

在 18 世紀以前，西方人將地震的發生歸咎於「天意」，認為那是上帝對信奉不虔的基督徒與膜拜偶像的異教徒的一種嚴厲懲罰。例如： 1775 年 11 月 1 日發生在葡萄牙首都里斯本的大地震。當天正好是萬聖節，大約上午 9 時半，突然從地底傳來一股強烈的震動，以極快的速度摧毀城南所有房屋，天主教堂的圓頂被震得粉碎；地震後的大火與濃煙，將里斯本的白晝變為黑夜，連皇宮與新建的歌劇院，亦遭火舌吞噬，整個城市幾乎化為灰燼。然而里斯本的災禍彷彿還不夠似的，緊接著又發生了兩次強大的餘震。在大火把全城化為瓦礫之後，心存恐懼的生還者聚集在廣場和街道上，急著要聽教士和僧侶的預言……。

惡魔現形記

長久以來，地震對人類造成了許多傷害和損失。人們對這種自然現象的發生，一直都想要有更深入的了解，以防範地震帶來的災害。生活在科學紀元的我們，已不再相信古老神秘的傳說，經過調查與研究，迄今我們知道能引起地表震動的原因很多，基本上大致可歸納為岩層斷裂、構造作用與火山活動。

岩層斷裂

地球表面為固態岩層所包圍，即所謂的地殼。在地殼範圍內的岩層受地球內部作用力的影響，當其作用力大到足以使岩層破裂乃至於斷裂時，岩層原聚集的作用力即瞬間釋放，並將該作用力以震波方式透過岩層介質的傳遞。而由於岩層斷裂所產生的變位，震波傳遞沿途對地層所造成的波動，在地表面被感測到，即為地震。

構造作用

因造山運動或板塊活動，使得地殼範圍內的岩層受地球內部作用力，發生變形、甚至斷裂而所引發的地震。

火山活動

由於地球內部的熔岩等高溫物質在向上擠升之際，會對地殼產生作用力，而使岩層破裂。強大噴發力亦足以引發地震，但是火山活動所引發的地震規模通常不大。

其他

有些地震是由地表面受到衝擊或擾動而引起。例如：山崩或岩體陷落，使得大量的物質在運動過程中摩擦與碰撞，而產生了震動。其它如核子試爆及隕石的墜落等，都可能造成局部小規模的地震。不過，通常這類地震的規模與強度，遠不及構造作用與火山活動所引起的地震。

然而許多大規模地震的案例顯示，地震均伴隨著地層斷裂、隆起、沈陷等現象。由此可推測地震發生的直接原因，應與地殼內部岩層受力而產生的變位有關。根據統計，全世界 90 ％的地震是由構造運動（ tectonic movement ）而引起，與斷層有密切的關係。

彈性回跳學說

美國的李德（ H. F. Reid ）教授曾對 1906 年的舊金山大地震進行過深入的研究，而於 1911 年提出「彈性回跳學說」。他認為岩層其實也是有彈性的，而地球內部有一種推動地殼岩層的力量，當岩層受到這種應力會發生彎曲或變形，就如同一片被撓曲鋼片一樣，但是如果超過其彈性極限，會突然斷折，兩片鋼片會彈跳回原位，發生來回振動或釋放出因扭曲所貯藏的能量，這時地震就產生了。

岩層在斷裂瞬間會同時釋放出巨大的能量，並產生一種像鋼片反彈般的彈性波，由地球內部向四方擴散，我們稱為「地震波」（ seismic wave ）。當地震波到達地表時，引起地表的震盪，就叫做「地震」（ earthquake ）。事實上，岩層的斷裂當然不如鋼片折斷時的動作那麼誇張，但是對於住在地表的人們，只要地底下有一點點震動就已經造成很大的影響。

震央、震源與深度

地震的來襲大多是一系列數個地震接踵而至，通常在地震序列中最先抵達的，往往是較小且持續時間較短的地震，稱為「前震」（ fore-shock ），緊接著就是造成地表震盪幅度較大的主要地震，稱為「主震」（ main-shock ），在主震過後發生的地震就稱為「餘震」（ after-shock ）。

在地底下岩層破裂並釋出能量的地點，就是所謂的「震源」（ focus 或稱 hypocenter ），在震源正上方的地表投影點則是「震央」（ epicenter ）。

通常我們根據震源的深度，將地震分為淺源、中源和深源三類：

淺源地震（ shallow earthquake ）

震源深度在地面以下 70 公里以內的地震。有時更將震源深度在 0 ∼ 30 公里者稱為極淺地震（ very shallow earth quake ）， 1999 年造成重大傷亡的 921 大地震，就是屬於這種震源深度極淺的地震。

中源地震（ intermediate earthquake ）

震源深度在地面以下 70 ∼ 300 公里之間的地震。

深源地震（ deep earthquake ）

震源深度在地面以下超過 300 公里的地震。史上最深的地震是 1934 年發生在東印度群島的弗洛勒斯海，深度達 720 公里。

上述三個地震種類，於世界各地的分布並不均勻。例如：在日本多為深源地震，其中以 300 ∼ 400 公里最為常見；相反的，在美國加州聖安地列斯（ San Andreas Fault ）斷層沿線，地震深度大都在 20 公里之內。以全球而言，中源地震的發生頻率大約為深源地震的 3 倍、淺源地震的 10 倍。

＜地震波的傳遞＞

地震波──地震學家的偵測器

地震發生時，在震源引起的擾動以彈性波向四面八方傳播。有些地震波可穿透地球內部，稱為「體波」（ body wave ）。體波有二種： P 波（主波， primary wave ）和 S 波（次波， secondary wave ）。其它的波則只能沿著地球表面傳播，因此稱為「表面波」（ surface wave ）。表面波也有二種：樂夫波（ Love wave ）和雷利波（ Rayleigh wave ）。

當地震波通過一種物質的時候，物質的粒子便開始產生振動。而 P 波、 S 波、樂夫波及雷利波除了傳播的區域不同之外，最大的差異是在粒子的振動方式上（如下圖）。

地震波的粒子振動方式

就 P 波而言，粒子沿震波傳遞方向前後振動，因此，介質會交替產生壓縮與膨脹的變化，有如聲波一般。相反地， S 波中的粒子振動方向則恰與震波傳遞方向垂直，而造成震盪運動，且當 S 波通過介質時，介質會上下、左右（或是兩者兼具）扭曲，此須視地震性質而定。

樂夫波的傳遞方向也與粒子的側向振動方向垂直，這點與 S 波非常類似。不過，樂夫波中側向振動的振幅會隨深度而快速下降，而 S 波則維持一定。雷利波中粒子會繞著與震波傳遞方向垂直的橢圓運動，就好像是波浪通過時，在水面所造成水分子的滾動，雷利波的振幅也會隨深度而減少。

地震的大小以及發生的位置，可經由體波與表面波的計算獲得，科學家們並利用體波探討地球內部的結構。如果先不考慮地震波動的衰減與幾何擴散特性，那麼在地表所感受到的振動，應該是先由Ｐ波引起的短週期上下振動，隨後為由Ｓ波引起的短週期水平振動，最後是由表面波引起的長週期振動。

但是，由於地震波的能量一方面會因為幾何擴散而分散到空間中，當地震波傳遞得愈遠，其單位體積內的能量愈少，因此距離震源愈近的地區，感受到的振動就愈大。另一方面，地震波的能量會因岩層之間的摩擦阻力作用而衰減，當地震波穿過地層愈久，能量就衰減得愈多，而且以Ｐ波的衰減量最大。因此，淺源地震的地表上下振動較為明顯，而深源地震的地表上下振動常衰減到不易為人所察覺。

除此之外，在地質鬆軟的地區，常由於地震波的重複反射而疊加，引起共振現象，使得地表振動的程度更加嚴重。

地震在那裡？──地震的定位

我們在地震發生後，綜合各個地震觀測站所記錄到的地震波動資料，由 P 波、 S 波到達時間，可計算出地震的發生時間與震源位置。

事實上，地震波傳遞速度與介質的密度及彈性等性質有關。通常Ｐ波和Ｓ波通過地球內部時，其速度隨深度增加而增加，例如下圖中 A 、 B 、 C 分別代表不同測站所記錄的震波歷時曲線，由Ｐ波與Ｓ波到達時間的間距，便可以計算出測站與震央之距離。

◎計算測站與震央距離的基本原理◎

設地震波之傳播速度為常數； VP 為Ｐ波波速， VS 為Ｓ波波速； T0 為地震發生的時間， TP 為Ｐ波到達時間， TS 為Ｓ波到達時間； R 為測站與震央的距離，則：

TP － T0 ＝ R / VP……1

TS － T0 ＝ R / VS …… 2

由 1 、 2 兩式得：

TP － TS ＝ R （ 1 / VP ─ 1/ VS ）

∴　 R ＝ （ TP － TS ） / （ 1 / VP ─ 1/ VS ）

若已知三測站（Ａ、Ｂ、Ｃ）與震央之距離（Ｒ A 、Ｒ B 、Ｒ C ），則分別以測站為圓心，將其與震央的距離為半徑畫圓，所得的交點即為震央，如下圖。

＜地震有多強？＞

地震的震度

通常我們一聽到地震，最直接聯想到的問題就是：「在那裡」？緊接著就是：「有多強」？然而對於地震引起的搖晃程度，每個人的感受不同，有時候同樣的地震，有人處之泰然，有人驚慌失措。因此，需要一套共同的標準，才能方便彼此客觀且有效地溝通。

◎小檔案◎

地震震度與加速度的關係，可以心理學家韋伯一費科納法則（ Weber － Fechner ）來解釋：即刺激的程度（加速度，α I ，單位為公分 / 秒 2 ）成等比級數增加時，感覺的程度（震度，Ｉ）將以等差級數增加。中央氣象局現所採用的震度階級，其與加速度的關係式為：

log αＩ＝Ｉ /2 － 0.6

在地震儀尚未發明前，人們依房屋建築物受到損害的大小，以及地震時所感受到的震動情形，將地震分為許多等級，以正整數表示，稱為「地震強度」（ Earthquake Intensity ），或簡稱「震度」。早在 1883 年，義大利的羅西（ M. S. de Rossi ）和瑞士的福雷爾（ F. A. Forel ）即將地震強度分為 10 級， 1 級最弱， 10 級最強。 1902 年，義大利的麥卡利（ G.. Mercalli ）將此強度表增加 2 級，成為 12 級。最後經 1931 年美國人伍德（ H.O.Wood ）與紐曼（ F. Neumann ）加以修訂，仍維持 12 級，名為「修正麥卡利震度階」（ Modified Mercalli Scale ），目前仍有許多國家採用。而在地震頻繁的日本，則將地震的強度分為 1 ∼ 6 級，再加上一個 0 級，共有 7 級。

震度與建築物的破壞有著密切關係，如今地震儀器已能詳細描述地震的加速度，所反應的是物體受力狀況，所以震度亦可由加速度值來劃分。目前我國氣象局報導地震時，係將震度分 0 至 7 共 8 個等級。由於都會區建築物朝高空發展，有時地表的震度很輕微，但在高樓層則會有較明顯的搖晃。震度的量測仍以地表測量到的加速度為發布依據。

◎「交通部中央氣象局地震震度分級表」（ 89 年 8 月 1 日公告修訂）◎

若將同樣強度的點連成一線，就稱為「等震度線」（ isoseismal ）。等震度線通常受區域地質條件的影響，呈現不規則的環形圍繞著震央。若震度自最大值向外迅速遞減，則震源較淺；反之，如自最大值向外緩慢遞減，則震源較深。一般而言，震央附近的震度最大，所以從等震度圖可略知震央位置，而且從等震度線的分布圖可預估地震災害的情形。例如：發生於 1999 年 9 月 21 日的 921 大地震，由該地震的等震度圖顯示，台灣大部分地區都籠罩在地震強度 5 以上的震撼，由此也可見其強大的威力。

地震的規模

地震時，人們所感受到的震動激烈程度，或物體因受震動所遭受的破壞程度，會隨著離震央距離的遠近有所不同，因此用地震強度無法精確地描述地震的大小。 1935 年美國地震學家芮克特（ C.F. Richter ）提出了另一種稱為「地震規模」（ Earthquake Magnitude ）或簡稱「規模」的度量標準。由於地震規模的計算要素包括震波振幅、震波頻率與震央距離，因此地震規模值是在地震定位處理結束後才能決定。

地震規模係以一個無單位的實數來表示地震所釋放能量的大小，是根據地震儀上所記錄到的最大振幅（ Amplitude ）計算出來的。由於計算的公式採對數，因此每增加一單位規模，就代表振幅增加了 10 倍，大約相當於地震能量增加 32 倍。如今將此種方式計算出的數字稱為「芮氏規模」，並以 ML 表示。

◎小檔案◎

【地震的能量有多大？】

根據地震學家古騰堡（ B.Gutenberg ）之公式：

logE ＝ 11.8 ＋ 1.5ML

可知規模每增加一單位，其所釋放能量約增大 32 倍。如果以轟炸日本廣島的原子彈作為比較的標準來看，規模 8.0 的地震，它的能量相當於 1000 個同類型原子彈的能量。

原本這個地震規模只用於測量南加州的地震，是適用於震央距離在數百公里內觀測的地震，但芮克特在同事古騰堡（ B. Gutenberg ）的協助之下，發現了這種地震規模的限制，而予以改良，發展出其它方式計算的地震規模。如「體波規模」 Mb ──測量震源在地殼深處的地震，以及「表面波規模」 MS ──測量更遙遠且更大的地震。

今日世界網在遠距離的觀測資料，通常會使用體波規模或表面波規模來計算規模值，視其計算時所取的特定波相來決定規模名稱。此外近年來還採用另一種稱為「瞬間震級規模」 Mw 的度量，即同時考慮了遠處地震的能量釋放和規模（振幅）兩種條件，用以測量世界上最強烈的地震。

上述這麼多種不同種類的地震規模，且各種地震規模因量度方式不同會產生不同的數值，難怪報章新聞上的引用常常教人眼花撩亂。所幸各種地震規模值間皆有統計經驗式相互換算，例如 1964 年的阿拉斯加大地震為例，它的 MS 規模為 8.6 ，相當於 Mw 規模 9.0 以上。為了讀者方便，本文均採用芮氏規模。

就地震而言，它是一種能量的釋放，並以波的形式向四方傳播。由於地震波在傳播途中，能量會因摩擦、吸收等而衰減，再加上地層中岩石的物理性質不同，能量、振幅等衰減也因而不同。因此在相同的有效距離內，地震的規模愈大，可能導致的災害也愈大。一般通常將地震規模小於 3 者稱微小地震，等於或大於 3 而小於 5 者稱小地震，等於或大於 5 而小於 7 者稱中地震，等於或大於 7 者稱大地震。

不過地震所導致的災害，也與震源的深度，以及震央距人口稠密地區的遠近有密切關係。一般來說，淺源地震所引起的災害，常比深源地震所引起的災害要來得嚴重；而且震央愈接近人口稠密的地區，災害造成生命財產的損失就愈大。以 1999 年 9 月 21 日發生的 921 大地震為例，其 ML ＝ 7.3 的規模亦為百年罕見，再加上不及 8 公里的震源深度，使得地震的威力加倍，造成慘重傷亡及財產的損失。若震央位於人口稠密的大城市，其後果將更不堪設想。

◎地震規模計算方式◎

一、「芮氏規模」 ML

ML 的定義是由伍德－－安德森地震儀（ Wood-Anderson Torsion Seismometer ）在距離震央 100 公里處所記錄的最大振幅，將振幅（以微米 μ 為單位）取其對數值所得到具小數點的數值，其計算方式如下：

ML ＝ log A － log Ao

A ：地震儀在 100 公里處所記錄的最大振幅（以 μ 為單位）

Ao ：地震儀於標準地震（ ML ＝ 0 ）時，該站所記錄的最大振幅（以 μ 為單位）

由於芮氏地震規模適用於震央距離在數百公里內觀測的地震，一般也稱為「近震規模」。不過這個數值還需要加上一個由經驗所得到的修正量（因離震源愈遠，震波會變愈弱），才能使全世界的地震儀對同一地震得到相同的規模數值。

二、「體波規模」 Mb

Mb 通常用來測量震源在地殼深處的地震。其計算方式如下：

Mb ＝ log （ A//T ）＋ Q （△）

A ：體波之振幅；Ｔ：體波之週期；Ｑ（△）：為距離修正量。

三、「表面波規模」 Ms

MS 通常用來測量更遙遠且更大的地震。其計算方式如下：

Ms ＝ log （ A//T ）＋ a log △ +b

A ：表面波之振幅；Ｔ：表面波之週期； a 、 b ：區域性常數。

＜地震帶＞

雖然世界上的大部分地區都可能多少受到地震的影響，但是主要的地震卻是集中在幾條狹窄地帶上，因此稱之為地震帶。

全球地震帶

事實上，只有位於地震帶上的國家或城市常常受到地震威脅，除少數例外，其它地區就很少發生慘痛的地震。世界上共有三條主要的地震帶，分述如下。

環太平洋地震帶（ circum-pacific seismic zone ）

全世界約有 80 ％的地震發生於本地震帶，深源、中源、淺源地震皆有。它的分布從南美安地斯山脈南端經中南美洲西海岸到北美洲，再經阿拉斯加、阿留申、千島群島、日本、琉球、台灣、菲律賓、印尼到紐西蘭止，恰環繞太平洋一周，又稱為火環。

歐亞地震帶（ Eurasia seismic zone ）或地中海地震帶（ Mediterranean seismic zone ）

此地震帶約呈東西走向，從地中海北岸開始，經義大利、西西里島、土耳其、伊朗、巴基斯坦、印度北方到中國青藏高原邊界，其分支又延伸到新疆、甘肅、陜西等地。世界上大約有 15% 的地震是發生在此地震帶上，並以中源、淺源地震為主。

中洋脊地震帶（ mid-ocean-ridge seismic zone ）

分布在大西洋、印度洋、東太平洋及北極海等中洋脊上，世界上約有 5 ％的地震是發生在中洋脊地震帶，和其它不屬於這三條地震帶的地區，而且大多屬於淺源地震。

有一小部分破壞性很強的地震並不發生在上述三條主要地震帶上，而是發生在大陸的內部。例如： 1882 年美國密蘇里州新馬德里（ New Madrid ）的地震， 1976 年河北省唐山大地震，顯示即使不在主要地震帶的地區，如果內部的應力超過了岩石的強度，一樣有可能會造成地震。

台灣地震帶

台灣位處環太平洋地震帶，地震發生的次數很多，並且經常有強烈的地震發生。根據文獻記載的歷史地震與近代儀器觀測記錄的地震統計資料顯示，台灣西部地區從西元 1604 ∼ 2002 年的 400 年中，共發生 36 次規模 7.0 以上的大地震。其中北部地區 11 次、中部地區 5 次、南部地區 10 次、東部地區 10 次，幾乎平均每十年發生一次。值得注意的是， 20 世紀以後才有東部的地震記錄，若以平均每十年一次來計算， 20 世紀以前的 300 年間，東部地區可能發生過 30 次規模 7.0 以上的地震。雖然台灣地震頻繁，但大多為無感地震。根據中央氣象局在 1991 ∼ 1994 年的觀測資料顯示，台灣地區平均每年約發生 8217 次地震，其中有感地震每年平均約為 489 次，在 1951 年時甚至達 858 次之多。

台灣的地震多集中分布於三條主要地震帶上：

西部地震帶

自台北南方經台中、嘉義而至台南。寬度約 80 公里，大致與島軸平行。地震次數較少，但餘震較頻繁，持續時間較短暫，範圍廣大，災情較重，震源淺（約十餘公里），地殼變動激烈。

東部地震帶

北起宜蘭東北海底向南南西延伸，經花蓮、成功到台東，一直至呂宋島。其北端自宜蘭與環太平洋地震帶延伸至西太平洋海底者相連，南端則幾乎與菲律賓地震帶相接。此地震帶成近似弧形朝向太平洋，亦和台灣本島平行，寬約 130 公里。通常震源較西部者為深，地震次數亦多。

東北部地震帶

自琉球群島向西南延伸，經花蓮、宜蘭至蘭陽溪上游附近，震源最深的地震可達 300 公里。

事實上，台灣的地震活動絕大部分發生在花蓮──宜蘭外海，此與台灣的地體構造有密切關係。由於震源位置距離台灣本島尚遠，所以造成的災害相對較小。而台灣西部的地震活動雖不如其它地區頻繁，但因震源較淺，且多發生在陸地、人口較密集，故較可能造成嚴重災害。例如： 1935 年新竹、台中烈震， 1964 年嘉義烈震，甚至於 1999 年 921 大地震皆造成慘重災情。

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