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第四章 地震與造山運動 造山運動 變質岩 地震成因 板塊邊界與地震分布 地震觀測 回總目錄 造山運動 岩層因地殼變動而發生褶皺，在隱沒帶 附近受擠壓隆起成山脈的作用。 原來堆積在大陸邊緣的巨厚沉積物，受 板塊相互擠壓隆起而形成褶皺山脈。 (1)岩層除了發生褶皺和斷層，還伴隨有變質 作用和岩漿活動。 (2)喜馬拉雅山是歐亞板塊和印澳板塊聚合碰 撞形成。 (3)歐洲的阿爾卑斯山和臺灣中央山脈也是板 塊碰撞所造成。 變質岩 變質岩 常見的變質岩（具有葉理） 常見的變質岩（不具葉理） 變質岩 變質岩是原本已經存在的岩石經過高溫 高壓產生變質作用所形成。 (1)褶皺山脈中的岩石，尤其是核心部分，因 受板塊間相互擠壓而使溫度與壓力升高。 (2)岩石中原有的礦物受高溫高壓作用，生成 新的礦物或改變礦物的顆粒大小、形狀與 排列方式。 如果原本岩石含有片狀礦物，在高溫高 壓作用下，片狀礦物容易發生規則排列 而形成葉理構造；但是並非所有的 變質岩都具有葉理。 常見的變質岩（具有葉理 ） 板岩、片岩、片麻岩： (1)頁岩或泥岩含有大量片狀礦物 （黏土礦物），依據變質程度 由小到大分別形成具有葉理構 造的板岩、片岩、片麻岩。 (2)花岡岩（含有雲母）變質後會 形成具有葉理的花岡片麻岩。 角閃岩： 玄武岩受高度變質作用，生成富 含長條狀角閃石的角閃岩。 常見的變質岩（不具葉理） 大理岩： 由石灰岩變質而來，主要 成分為方解石，因為方解 石並非片狀礦物，所以大 理岩僅是礦物顆粒增大而 不具有葉理。 石英岩： 由石英砂岩變質而來，主 要成分為石英，石英也不 是片狀礦物，所以石英岩 也不具葉理。 地震成因 發生地震的主要原因是斷層引起。 (1)岩層受力會產生變形甚至斷裂，若破裂面兩側 的岩層發生相對的位移，就稱為斷層。 (2)長期聚積的能量因岩層斷裂而在瞬間釋出，藉 由地震波的形式，將能量向四面八方傳播，引 起地殼震動。 大體而言，板塊交界地區由於擠壓、拉張 或錯動的作用特別強烈且集中，因此，在 板塊邊界的岩層特別容易發生斷裂而引起 地震。 見圖示 斷層種類示意圖 板塊邊界與地震分布 板塊邊界與地震分布 張裂性與錯動性邊界的地震 聚合性邊界的地震 板塊邊界與地震分布 全球大多數地震的震央都集中成帶 狀分布，稱作地震帶。 (1)全球地震帶的分布多在板塊邊界上。 (2)臺灣位處於環太平洋地震帶。 不同的板塊邊界類型所發生的主要 斷層種類也不同，所引發的地震頻 率、強度和深度等特性也互有差別 。 見圖示 全球地震帶分布圖 張裂性與錯動性邊界的地震 張裂性邊界的地震： (1)岩層受張力作用而發生正斷層。 (2)中洋脊附近的地震主要是由裂谷的斷層活 動和岩漿活動所引起。 (3)因為海洋板塊較薄，震源很淺，規模也不大 。 錯動性邊界： (1)中洋脊破裂帶上，約垂直於中洋脊方向所發 生的斷層主要是轉形斷層，例如美國加州聖 安得列斯斷層。 (2)一般而言多為淺源地震。 發生在中洋脊和轉形斷層的地震 聚合性邊界的地震 斷層沿著隱沒的板塊發生，因此震源深 度沿隱沒方向逐漸變深，由淺源到深源 地震都有。 環太平洋地震帶是此型地震的主要地區 ，常有大規模的地震發生。 臺灣地處歐亞板塊和菲律賓海板塊的聚 合擠壓地帶，因此地震頻仍；西部由於 較花東地區人口稠密且震源較淺，因此 較容易造成嚴重災害。 見圖示 隱沒帶的地震 地震觀測 地震觀測 震央、震源與震源深度 地震儀原理 地震震央的定位 震波走時曲線圖 地震震度與芮氏地震規模 地震觀測 地震測站的地震儀可以接收地震波造成 的地表震動情形加以紀錄，根據地震紀 錄的振幅和地震波到達時間等資料，就 可以估計地震發生的時間、地點和大小 地震觀測的要項： (1)地震發生的時間。 (2)震央的位置。 (3)震源的深度。 (4)地震的規模。 (5)各地的震度。 中央氣象局地震測報中心表示， 昨天上午十一時二十八分，在花 蓮東方外海六十六點八公里、海 底四點七公里處，發生芮氏規模 五點六的地震。測得震度較強的 地區為宜蘭、中和三級，台北、 花蓮、成功、桃園、蘇澳二級、 草嶺、五股等地一級 震央、震源與震源深度 震源： 在斷層面上，岩層最 先開始斷裂的地方。 震央： 位於震源正上方的地 表位置。 震源深度： 震源的深度，也就是 震央和震源的距離。 地震儀原理 不論地震儀的形式為何，基本上都是根 據慣性原理所設計。 (1)當地面震動時，擺錘因重量較重而慣性較 大，所以擺錘和所附的針筆不動。 (2)基石與支柱、旋轉捲筒都會隨著地面震動 而和針筆產生相對運動，針筆便在捲筒表 面的紀錄紙上畫出軌跡。 不同種類的地震波性質不同，造成的地 面震動方向也會不同；一般簡化成水平 方向和垂直方向兩種。 地震儀結構原理 地震震央的定位 震波傳遞速度不同 ，P波與S波到達地 震測站的時間差， 會因距離震央愈遠 而愈大。 若有三個以上的測 站紀錄，就可以定 出震央的位置。 震波走時曲線圖 S波波速較慢、P 波較快，由(S-P) 之時間差距，可 以計算出測站到 震央的距離。 圖中A站的S波 和P波到達時間 差4分25秒，在S 波和P波兩線間 尋找符合此差距 的位置。 地震震度與芮氏地震規模 震度是指地表震動或破壞的程度，目前 是以地面振動加速度大小來分級。 (1)我國中央氣象局採八級制（89年8月開始） ， 皆以整數表示。 (2)通常離震央愈遠、震度愈小。 規模代表地震能量多寡，最常用的是芮 氏地震規模。 (1)根據地震紀錄上震波曲線的振幅計算而來 ， 以帶有一位小數的實數表示，沒有單位。 (2)規模大小和距離震源遠近無關。 地震震度分級