2017年6月20日 星期二

Did you feel it?震,知道了


文/阿樹   《震識:那些你想知道的震事》副總編輯    

「震度」不是拿來比較地震大小的!地震規模才是。

    「震度」不是拿來比較地震大小的!地震規模才是。


相信這大概是每個地科老師會跟學生講到嘴都快爛掉的事,但是當事過境遷、畢業之後,記憶難免慢慢褪色,漸漸的「這次地震有6級到底是震度6級還是規模6.0」,也變得不顯眼了。

或許是震度和規模都是描述地震的名詞,也大多用個位數的數量級來表示,常會令人混淆困惑。不過說真的,這兩件事情會混淆搞不好就是一種「宿命中的迷思概念」。因為在漫長的人類歷史中,有好長一段時間人們一直把震度當作判斷地震大小的標準,直到芮克特和古騰堡發明芮氏規模為止。



最簡單的工具:水桶
我們先不管現今科學上的震度定義,光從歷史文獻,就可以看到無數的史書記載地震的情境。在此先叉個題,今年受邀為《課本沒教的天災日本史》撰寫推薦序時,書中有一段故事讓我對「古人怎麼看震度」很有感覺!約莫在1700年左右,當時日本的史書上已有記載用「天水桶」(承接雨水用來防火災的露天水桶)來看震度情形,一般來說平常桶子是滿水的,而地震來襲時晃出來的水量,便是當時用來判斷震度情形的參考。這的確是個客觀定量的好方法,只是,要是下個地震來襲前,水還沒有補滿就無法使用了,而且桶子大小不一也是個問題,只是以當時的科學技術而言,這種方式已經具備有點量化的想法,只是沒有適切的工具和物理量可以用。


最早的震度階


19世紀的西方世界,則發明了用另一種方式嘗試量化地震的搖晃:將描述到地震造成的房屋危害、人體感受的情形加以分類,大略的定義出地震來時各地的搖晃程度, 187080年代期間,義大利的Michele Stefano Conte de Rossi和瑞士的François-Alphonse Forel一同建置了一套震度階(Rossi-Forel scale這是目前阿樹可查到最早有系統的制定出震度階紀錄)[1],一共分為十級,雖然當時早已有地震儀,但在震度分級上似乎不太能派上用場,只能幫忙定出最低一級的震度(差不多是無感的程度),接下來幾乎是描述性的分級,所以除了有羅馬數字之外,還會有代表的名詞,譬如VII級的代表名詞是" Strong shock,說明包括了會動的東西會翻落、掉落,教堂中的鐘聲會晃到響起(畢竟西方國家教堂比較普遍),建物沒有損毀。這時我們再來看看氣象局的震度表,除了震度分級和加速度值之外,還有人體的感受、建物的受損情形等定性描述



羅西-福瑞震度階(Rossi-Forel scale),摘自BSSA網頁[1]

中央氣象局公布的震度表(截圖自氣象局官網)


百年多來的演進,加上地震儀器的發展,震度的概念從「定性描述」變成可「定量測出」的值,最主流的方式就是測「最大地動加速度」(peak ground acceleration, 一般簡稱PGA),所以在地震學看到PGA不要想到高爾夫球公開賽,它是一個單位,和加速度一樣都是cm/s2,之所以用這個物理量,是因為它可以連結到「力」的概念。工程上要計算耐震程度,無非就是用作用力來作為計算參考,或許大家熟知國中教的牛頓第二定律的F=mam是質量,乘上加速度就是力。這時就不得不提一下「重力加速度」這個值,它的單位和PGA一樣,我們常算自由落體重力加速度為1g,其值約為981gal(cm/s2),而國內地震站測到的PGA第一名,就是在921集集地震時,日月潭測到東西向的989gal [2],試想一下如果你被這樣的地動加速度甩開的那一瞬間,感覺就像以自由落體的加速度在水平運動啊!

各國各地的建築、地質的特性不盡相同,也發展出了不同設計的震度階的公式,有的不僅考量加速度值,甚至也考量到速度質,或者選擇適合自己的震度階,所以當聽到國外公告的震度時,得先看一下他們的震度是什麼意思才能比較。

等震度圖的用途

震度階如何發揮用處?只要有足夠的震度時,人們自然就會發現一件事:「各地的震度不同」。而這時有一個「標準化的階度階」就能發揮用處,將所有相同震度的地方都畫上相同的顏色,不同震度用不同顏色表示,我們就能得到一張「等震度圖」,假設地質狀況與房子的建築方式一樣,震度越高處可能就會有較嚴重的災害損失,如果震後很快的產製出這個資訊,就能讓防救災更有效率

921集集地震的等震度分布圖, 摘自氣象局地震百問[3]

阿樹以前在氣象局服研發替代役時,偶爾震後會有民眾來電說:「明明地震搖的就很大,為什麼我這邊震度只有3級?」實際上在測量震度時,儀器測到的只是「測站所在地」的資訊,測站一般都是空曠的平面,樓房型式、樓層高度甚至地質條件都會影響到搖晃的情況,當然無法盡善盡美。在國內,我們的地震站的密度其實已十分密集,多半人們感受的震度誤差來自於建物差異為主,但如果是在國土更大的地方,可能就會得到較為粗糙的等震度圖。除非,我們可以回歸原來震度定義的方式定性描述,像美國地質調查(USGS)所有一個問卷回報網頁:”Did You Feel It?”(https://earthquake.usgs.gov/data/dyfi/)[4]USGS會發布世界各地的地震資訊,但沒有測站的情況下只能用經驗公式來推測,但如果大家將真實的感受和災情依照震度表中的描述回饋給他們,就能讓震度表是「真實」的情況。但我必須要說,在訴諸科學的前提下,有儀器的資料當然還是最好,描述也僅是補足資訊。


”Did You Feel It?”網頁的震度問卷表截圖
 
但震度描述還是很有用,尤其是如果我們可以考量不同型式的建物對震度的反應時,對於歷史地震的研究甚至還大有用處!利用歷史文獻,我們可以知道以前地震時的搖晃描述,若能將其對應到震度資料,並且畫出「古代的等震度圖」,便能將它和現今的地震震度與規模關係作比較,接著推估地震的規模、震央與震源深度,雖然這麼做一定存在誤差,但總比什麼都沒有來得好。科學方法有很多種,雖然震度很難直接拿來比較地震的大小,但它還是能處理無法測出地震大小時的問題!



參考資料:






2017年6月12日 星期一

地震大小誰說了算?Part II :更「先進」的地震規模算法?

文/阿樹   《震識:那些你想知道的震事》副總編輯

建議閱讀本文前,先稍微了解地震規模的一二事,或先讀過這篇:

地震規模計算方法的演進歷史,也記載了我們對地震與斷層看法的演變
記得我以前學到的知識是「地震規模只有一個」,我也一直都相信這件事。不過在接觸實務的地震定位和規模計算後,卻發現一件有趣的事,那就是「原來計算上的規模值可能不止一個!」由於當初在求地震規模時,使用的參數是儀器的最大振幅值,但因為每一個地震測站所在地的地質特性不一,而造成計算結果不同。而我們對地底下的地質變化了解的尺度其實頗為粗糙,所以要把結果不同的誤差完全修正,幾乎是不可能的。

這問題芮克特也是有想過的,但規模是用來描述地震本身的大小,定義上本來也只能有一個值,所以求出震源位置、計算規模時,實務上會把各地測站求得的規模值作平均,這也是為什麼地震規模只會到小數點後一位,因為精度是有限的。以現今的地震站密度以及我們對地下構造的了解,大多時候如果增加了數個測站後,還需要修正的地震規模值,大概頂多只差個0.10.2左右,所以下次你看到事後有修正規模值或是不同單位的結果不同,也不需要太意外了!

芮氏規模的發展和修改歷史
在本站的課本沒教的芮氏規模)一文,有提到了最早設計規模的人是芮克特和古騰堡,好像我們都忘了後面那位厲害的科學家,連名字都忘了放上去,但他其實也做了某程度的貢獻。他和芮克特發現芮氏規模會有「飽合」的問題,簡單來說就是明明規模應該是遠大於6.0很多的地震,用芮氏規模的計算方式,怎麼樣都只有6.0~6.5不等。

(以下為對白部分純屬想像,不代表真實故事)
  「這其中一定是有什麼誤會!」古騰堡表示。
  「這的確很麻煩,其實扣除那些大地震,我們的方法還是很好用啊!」芮克特不想改變這套計算系統。
  「不然,我們調整一下做法好了,看能不能調整公式,或是把不同類型的波分別處理(見文末註1)?」

所以後來古騰堡又發明了不同規模的計算方式,包括只利用實體波(P波、S)的「體波規模」mb,還有另一種專門可以用在大地震上的「表面波規模」Ms,正好銜接上原先規模的計算上限。所以最後我們現今常用的芮氏規模之所以可以算出大於規模7的值,也是因為後來古騰堡改良了原先規模太大會達飽和的問題。而與其說我們的規模是用芮氏規模,不如說它是「近震規模」,其標示ML的下標L,本來就是指local magnitude的意思!

但是,其實問題還是沒有完全解決呢!

「飽和」的根本原因
對於超大型等級的大地震(規模89以上的地震,像2011年東日本大地震、2004蘇門答臘地震)的「近震規模」,即使有了表面波規模的加持,但終究還是出現「飽和」的情況,這其實反映了我們看待地震的問題。

以現今的科學角度來看,近震規模的計算方式其實有盲點。大多時候,斷層錯動釋放能量引發地震時,往往會發生在很快的一瞬間,但是斷層的尺度一旦變得很大時,那一瞬間有可能會變得相對久得多。用一個稍微不衛生但相對好懂的例子:我們用不同的工具來測量「誰放的屁較大」時,便會有不同的結果。

我們先試想兩種放屁的情境:
    1、在1秒之內放了一個響屁。
    2、花10秒時間緩慢的放了一連串的屁,最大音量和前者接近。

如果我們僅只測量屁聲的音量來評斷屁的大小,第2種情況產生的屁量「容積」雖較大,但因為屁聲的分貝數相近,所以會發生低估屁量的情況。

所以,近震規模之所以飽和,代表的就是它沒辦法正確且完整的測量斷層錯動引發地震所釋放的能量。芮氏規模的計算方式僅計得了最大規模,但斷層的錯動時間可能很快,也很可能很慢,在日之前的一篇移斷層的介紹中,提到了斷層錯動甚至可以慢到不會發生地震。

如果所有的斷層面只是在一瞬間(數秒鐘左右)滑動,那麼用地震波最大振幅來估算,應該不會有太大問題,可這種情況多半只發生在規模較小的地震。當地震大到8.0以上,滑動就有可能花上很長的時間,近代最極致的例子,就是2004年蘇門答臘Mw=9.3的地震,整條斷層錯動的時間花了將近10分鐘。至於最近一次超過規模9311東日本大地震(Mw=9.1),斷層錯動的時間也超過3分鐘,這已經算是非常快的滑動速度了!
2011年東日本大地震時,斷層破裂與錯動情況,斜向長方形範圍代表斷層的分布(麻煩請發揮想像力,它是一個右高左低、在地底下的斜面),等值線和彩色代表它的滑動量分布,黑色箭頭代表滑動方向。紅色星號代表震央,紫紅色圓圈代表餘震的分布位置。圖取自Lee, 2011. [2]
金森博雄教授發明的「震矩規模」
要說明解決地震規模的新發明「震矩規模」,就不得不提它的創立者,就是加州理工學院的金森博雄教授(Hiroo Kanamori,金森教授同是本站催生者馬國鳳教授的指導教授,對阿樹來說是「老師的老師」輩了XD)金森博雄用了我們國中都稍微接觸過的物理意義來解決這個問題:斷層做的「功」,就是地震釋放的能量。

而金森博雄在計算地震能量時,便創立了一個新單位:「地震矩」,利用斷層的滑動量、斷層的面積和斷層面的特性(剛性係數)這三個參數算出來。由這三個參數算出的「地震矩」,一般會以Mo表示,它雖然像是「力矩」的概念,但也相當於地震釋放的能量。(見文末註2)

怕大家看了不熟悉的公式害怕,細節就留在維基連結USGS裡,在此就不贅述。對於細節還更有興趣的話,可能就要看當年發表的文章一文章二了(但要付費下載)。

這三個參數或是其計算結果的「地震矩」要怎麼得到呢?大地震後的地表變形,讓我們知道斷層的長度、錯動的程度和地表變形的範圍,而大地震過後的餘震也能告訴我們地底下斷層面可能的分布情形,再加上一些地震波形藏的資訊,這些都能幫我們估出地震矩。但受限於科技,早期的地震儀就像是比較低階的錄音機,能記下的震波有限,直至寬頻地震儀的問世(1988),我們「錄製」地震的波形能力大幅提升,現在也能藉由地震波直接估算出震矩,只要有「完整的地震波形」,就能算出地震的總能量。

不過Mo的值既然是代表地震的總能量,那麼可想而知其值非常大,不過這個問題芮克特和古騰堡早就已經解決了,用對數(log)的方式來建立公式就可以讓它的標示單純化。說到這,阿樹也不禁感慨,原來當初念書時學的微積分、工程數學真的是有用處的啊!()
地震規模算法的具像化比喻差異,不代表真實的計算方式。因為計算地震矩時會用上完整的地震波形,等於把能量釋放隨時間的變化也都考量進去,更能反映真實能量情況。
不同規模之間的「差異問題」
用震矩規模的方式來計算並描述地震,既不會有飽合,小地震也都能套用,可以說是「更先進」的計算方法。但也因為它是完整的計算能量,和其它的規模計算方法間的轉換就不太好作換算,因為不同的規模的計算方法已經不是在算同樣的參數了,自然無法容易轉換。在震矩規模開始發展以前所使用的那些近震規模,就難以再轉換回來,這樣在統計過去的地震規模時,就會有單位使用不一致的情形,所以其實蠻多地區的監測單位仍使用近震(芮氏)規模來描述地震。

或許有人會認為「既然有個更先進的方式,為什麼還要用比較舊而且有缺點的方法?」不過就像前面提到的,以長期地震紀錄來看,兩者並行或許是更好的方式,當然我們現在也已經在做了,只是中央氣象局公告的資料還是以芮氏規模為主。

附帶一提,有些時候,震矩規模和芮氏規模計算結果的「差異」,也透露了一些科學訊息。有一種「慢地震」,顧名思義就是滑移速度較慢的地震,如果它的斷層類型是正斷層或逆斷層,又發生在海底時,斷層錯動造成的大規模海水波動,有可能引發大海嘯。從前面提到的計算原理來看,正因為慢地震的滑移的速度較慢,往往會讓儀器收到的振幅較小,芮氏規模因而較為低估,因此當我們發現兩者的差異很大,且又發生在海底時,就要特別當心這現象。

這樣看來,或許地震矩規模有它「先進」的地方,但並不代表芮氏規模就「不好」,畢竟芮克特和古騰堡將地震的能量計算回歸地震波形,並用對數的方式做處理表示,已經是一個劃時代的做法。而金森博雄教授再進一步的量化方式,讓我們更了解地震發生過程和能量釋放的方式,又讓地震科學再更上一層樓。我想對人們來說,只要清楚知道自己用的是什麼單位即可,就像計算容積時用「公升」還是「加侖」都行,只要講清楚、說明白,方是科學之道!


1:地震波主要可分實體波和表面波,實體波即為P波、S波,代表能穿透的震波,而表面波則是在介面(地表也是一種介面)上傳播,依運動方式不同包括雷利波和洛夫波,分類細節請參考氣象局地震百問

2:如果忘記「功」是什麼,可以重新翻開國中自然課本,裡面有個W=F x S的公式,即「功」=「作用力」乘上「作用的距離」,譬如提重物走一層樓,作用距離就是一層樓的高度。不過,斷層是個塊體相對運動,另一個公式可能更能說明斷層上的情況,那就是力矩的公式:L=F x D,即「力矩」=「力」乘上「力臂」。

參考資料:
[1] USGS Earthquake Glossary(web)seismic moment


2017年6月5日 星期一

斷層「動靜之間」的學問—關於「潛移斷層」

作者:陳卉瑄  教授     (國立台灣師範大學  地球科學系)

家鄉在台東的我,小時候沿著卑南鄉的頂岩灣到市區,沿著彎彎的山路下去時,爸爸就會跟我講這個故事。
「山下有個小學,上課的時候,腳下的地層一直在滑動呢!父親指著遠方的惡地泥岩地形,有聲有色的跟我說。

這一大塊都是抓不住樹根的泥岩,一下雨,整塊地都會「古溜」地滑落。

這種滑動或許就是人們熟知的「山崩」,如果真的有機會目擊大規模的山崩,可能會發現在數秒之內,地塊一口氣崩塌的景象。假如這種土石滑動的規模增加數十倍甚至百倍千倍,並且一路延伸到地下的情況會是怎樣呢?

或許看不到,但多少我們都會體驗過:斷層滑動與瞬間發生的地震

動盪的地球: 地震與斷層
如果能將地球剖開一半,我們將會看到「活的」地球。就像我們有體溫心跳一般,地球內部有軟流圈以下的熱對流,和上方緩慢的板塊運動。細細分析可以發現,地表各處「運動」的方向速度不一,即使是剛硬如石頭的板塊,有些地區也會像彈簧受力壓縮一般,長期受力的作用累積「應力」,這些應力累積的地方,就是遲早會破裂的區域。若發生破裂,這個破裂面就是斷層面;斷層錯動時還會伴隨釋放能量,造成地震。

常有小地震的地方會因能量釋放光了, 而相對安全嗎?

事實上,小地震釋放的能量、斷層大小和大地震比起來,只是冰山一角,我們用簡單的數學幾何方式來呈現,如圖一所示。

圖一、不同規模地震釋放能量的大小與斷層面積成正比。
如果要用較小的地震填滿一個規模6.0地震的斷層面積,你要有約30個規模5.0的地震,或是約1000個規模4.0的地震,或是三萬多個規模3.0的地震這樣算起來,如果它原本會發生錯動的斷層面極大,即使小地震發生很多,也無法降低規模7.0以上地震發生的可能性哪!


況且,地震的觀測資料有限,過去幾年全世界的大地震,往往發生在令專家跌破眼鏡的地方,例如:應力累積非常緩慢的四川盆地周邊(2008年汶川大地震)、以及從未有同等規模紀錄的日本東北地震。這些例子也告訴我們,大地震難防之處,在於它不常發生,而斷層難研究之處,在於它特性複雜。

不過,不是所有斷層都蠢蠢欲動的在醞釀地震,令人較為擔心的,是一萬年內活動過的,分類中屬於「第一類活動斷層」的斷層。據中央地調所的公告,台灣共有33條這樣的斷層。這些斷層活動特性各異,有些總是躁動不安,但多半都以小地震草草了事;有些則是平常看似平靜,但卻蓄勢待發等待驚天一震的(這種最可怕);還有一些更為特別的,平常緩慢滑動,但卻沒有地震發生 --這樣的斷層,叫做潛移斷層(creeping fault)。假如斷層長期都在緩慢移動(釋放能量),會不會較不易發生大地震、不易致災呢?

惱人的潛移斷層
可以確定的是,就算不發生地震,潛移斷層也是惱人的搗蛋鬼!

我們將鏡頭轉向美國加州,加州大學柏克萊分校旁的足球場,正巧被潛移斷層切穿(圖二紅線)。這個平常一直緩緩移動的斷層,使得足球館的西側以每年0.47公分的速率緩緩向北移動。造成台階、牆壁等硬體設施錯位,翻新的總金額高達32億!
圖二、潛移中的Hayward fault。這個斷層切穿了加州大學柏克萊分校足球館(Berkeley Memorial Stadium)。虛線標示了斷層線,而箭頭指示著斷層兩側相互運動的方向(右移斷層)。圖片來源: Roland Burgmann

 回頭來看台灣,我們也有個因高速滑動和特殊的斷層型態而聞名世界的潛移斷層池上斷層(圖三)。斷層造成其中一側以每年平均2.4公分的速率抬升,有個住在池上的友人,每隔個5年,他家就得重新修補台階 (超過10公分高差),更不用講有條斷層在底下默默經過的房舍了。斷層的作用像強力千斤頂般,逐漸累積的地面錯位,對路面、牆壁、管線甚至建物都造成了顯著的破壞,如圖四之一&四之二所示。
圖三、潛移中的池上斷層。這個向東傾的逆衝斷層,是目前全世界最活躍的逆衝型潛移斷層。圖中紅線指出了池上斷層的位置,紅色三角形的指向為東方,說明這是一個向東邊傾的斷層。圖來源與圖之製作: 牟鍾香。
圖四之一:因長期斷層潛移而受到損壞的排水管,地點於圖三所示。照片來源: 朱傚祖。

圖四之一:因長期斷層潛移而受到損壞和磚牆,照片來源: 朱傚祖。


潛移斷層比較安全?
潛移斷層,過去的研究認為,由於斷層帶具有特定的岩石組成成分(像蛇紋石、黏土礦物和鹽等等),大幅降低它在承受變形時的強度,於是在大地應力不停推阿擠的,斷層面上的錯動穩定地、不間斷地發生。這樣的滑動,又稱作穩定滑移(stable sliding)

和潛移斷層完全相反,甚至相異到極致的另一種類型,就是推不動的鎖定斷層(locked fault)。這種和穩定滑移相反的鎖定區(locked),則有足夠的強度,平常時它「零變形」,但其實正在累積著應力,等待破裂的臨界點到來,這一刻,就是發生「大破壞」之時。而這所謂的大破壞,就是我們熟悉的大地震

這樣說來,潛移斷層,一推就動,應力無從累積,也就不會有地震了?
這一個說法看似正確,但是我們必需強調一點:不能小看斷層面的複雜度!


代誌沒這麼簡單,潛移沒這麼單純
斷層面的性質並不是完全均一的。

在數公里長、寬的斷層面上,有的地方在穩定滑移、有的在鎖定狀態。這就是為什麼潛移斷層仍能發生規模6.0以上的地震。

什麼!?要怎麼解析那裡在鎖定、哪裡會 穩定滑移呢?首先需要有很多的地表位移測量,越多點位,越能推測複雜的斷層行為。

圖五表現了三種不同行為的斷層分類,分別為: (a)整段都在潛移 (b) 部分鎖定、部分潛移 (c) 整段完全鎖定。潛移的區塊,每年以數公釐至數公分的潛移速率D緩緩地移動著; 鎖定區雖然目前不動,但是它可是蓄勢待發的!如果我們知道斷層鎖定區過去的活動性,便可以向前追溯前幾次在這個區塊發生的地震。

把地震當時的滑移量和發震時間作圖如(d),可以先得到一個「階梯狀」的變化圖,每一階的變化可以視為地震當下的錯動量。而下一步,我們可以拉出一條斜率為L的斜線(虛線),它代表這個鎖定區長期的滑移速率。如果L算出來是每年三公分。那它跟你說的是: 嘿!雖然我不動,但這100年我就存了300公分的位移量,在哪裡存呢? 就說在一個圖四(c)的鎖定面積吧! (30 km x 65 km ), 那麼,當我動了,可以製造一個規模8.7的大地震啊! (算法請參照參考文獻1,註記為[1])
圖五、地底下斷層在任兩個觀測時間點的位移(震間變形),可以忠實地被沿著斷層面擺放的GPS所記錄下來。(a)整段都在潛移的斷層。潛移的方向如灰色箭頭所示,而地表GPS記錄到的位移場方向,則由黑色箭頭所示。(b)部分潛移、部分鎖定的斷層。當斷層面有某一塊區域被鎖定,則其上方的GPS就會紀錄到幾乎不動的地表位移。(c)整段都被鎖定的斷層,上方的位移場幾乎為0(d) 一個鎖定的斷層,幾百年才錯動一次,每次錯動的滑移量和時間作圖,就可以描述這個斷層長期的滑移速率。


但是,如果一個斷層上同時有鎖定區和潛移區,那,潛移區塊扮演甚麼角色呢?
當你用L代表鎖定區的滑移速率,用L減去D代表穩定滑移區的滑移速率,這時候估計出來的可能地震規模就會變小,這是為什麼過去,專家們一直常把潛移斷層認為是相對安全的。

隨著大地測量、地震儀架設的點位越多,斷層的哪一個部分在穩定滑移/鎖定?怎麼滑? 隨時間有沒有變化?這些問題的答案漸漸浮現。對於斷層行為的了解越多,照理說應該越安心,但科學家們卻發現了另一件隱憂


潛移斷層vs.大地震
前文曾提到斷層面積、釋放能量與地震規模的關係,所以地震可以「長」多大似乎受控於斷層破裂面可延伸多遠,那麼,這些斷層面上的穩定滑移區,會控制大地震發育?
利用斷層模型進行模擬,科學家們發現,這些多為「穩定滑移區」的潛移斷層,在地震發生時,讓斷層面上的錯動更無障礙的穿越,也就是,潛移斷層可以讓大地震更「大」 ! [2]。而有許多的觀測證據都陸續發現,在鄰近有大地震發生而伴隨著斷層面的高速滑動時,「穩定滑移區」潛移區可能會轉換成鎖定區  [3],使得鎖定區域範圍加大、大地震潛勢增加。這樣的發現,是對身處潛移斷層區的居民敲了警鐘,「沒有不危險的斷層」,專家如是說。
身處活動斷層密集區的我們,更需要知道: 地底下的變形、斷層面的特性隨時間一直在改變,沒有絕對安全的所在,也沒有「地震周期可以預測」的具體證據。面對這困境,更高密度的監測儀器,將能幫助我們釐清各種不同斷層特性,如何影響著大地震的行為。 

事實上,全世界不少地方有潛移斷層的發現:如美國、墨西哥、義大利、土耳其、以色列、阿富汗、巴基斯坦、中國、菲律賓、日本和台灣。可惜的是這些被文獻所紀錄的潛移斷層,絕大多數都是走向滑移斷層,僅有一例為正斷層型態(菲律賓的Alto Tiberina Fault),一例為逆衝斷層(台灣的池上斷層),不同斷層型態的潛移特性,所知仍然非常有限,「潛移斷層和大地震的關係」 這個重要的課題,尚待更多研究人員的投入和充分探索。全世界潛移斷層的分布和證據請見[4]


隨著科學和科技進步,或許大家會期許研究能帶領我們了解斷層、預測地震,但新發現同時也告訴我們,探尋越多才知道人類了解的其實很少。所以,加入地震研究領域,現在正是時候!

後記與致謝
感謝震識發起人馬國鳳教授的強力邀稿,和主編潘昌志先生的專業編修。這一篇文章的構想,是由本人與Roland Burgmann五月發表在Review of Geophysics的評論文章而來[5],本文的圖一和圖二就是源自該處。本文的初始文稿編修,則感謝黃大銘學長、陳耀傑、陳奕尹和陳淑俐幾位的寶貴意見。原稿稍微多一點專業用語,並包含較多個人情感和搞笑口語,有興趣參考的請連結至[6]

參考文獻
2.      Noda, H., and N. Lapusta (2013), Stable creeping fault segments can become destructive as a result of dynamic weakening, Nature, 493, doi:10.1038/nature11703.
3.      Uchida, N., K. Shimamura, T. Matsuzawa, and T. Okada (2015), Postseismic response of repeating earthquakes around the 2011 Tohoku-oki earthquake: Moment increases due to the fast loading rate, J. Geophys. Res. Solid Earth, 120, 259–274, doi:10.1002/2013JB010933.
4.      Harris, R.A. (2017), Large earthquakes and creeping faults, Rev. Geophys., 55, 169–198, doi:10.1002/2016RG000539.
5.      Chen and Burgmann (2017), Creeping faults: Good news, bad news?, Review of Geophysics, 10.1002/2017RG000565.