地震觀測紀實：一個地震觀測工作者的故事

文／張建興　(前中央氣象局地震測報中心簡任技正)

筆者過去在氣象局從事地震測報的工作。某日在地震宣導走廊遇到兩位氣象預報的同仁，她們正在爭論剛才是否發生地震，遂就近找了路過的我當裁判，我指了指走廊邊的震波類比記錄器，短暫解釋約在三分多鐘前於宜蘭近海處有發生地震，從紀錄可判斷該地震規模小，可能地表強震儀都只測量到0級的震度，因而未發佈有感地震報告，但當時在較高樓層辦公的她們其中一人，確實感覺到這起地震。

處理了這場爭議後，頗有日行一善的欣慰。事後想想，在以前還沒有發明地震儀能記錄地震波的年代，如果發生了此類爭端要如何解決？筊杯嗎？找許多人來投票嗎？再想想，雖然我長年生活在多震的環境，還好臺灣現在設置了許多的地震儀進行科學觀測，對於震動較敏感的我不用憂慮是否身體有異，還蠻幸福的。

關於地震儀的歷史與科學

中央氣象局地震測報中心外的震波類比紀錄器，潘昌志攝影。

Technology always comes from human nature. 如果地球上沒有板塊運動、不會發生地震的話，我猜人類發明地震儀捕捉地震波的動機與構想可能會延後（也許在核武發展之後）吧？當然，這樣一來我們對地球內部的了解程度可能遠比現在少多了。在小學時的教課書中讀到，西元132年張衡創製了人類第一部地震儀(註1)，雖然該部儀器未能記錄地震波動，概具有判知於遠域發生顯著地震的功能，但仍為全球地震科研者推崇，論述人類地震科學發展時多有著墨。十九世紀的幾位學者們運用牛頓定律，結合重錘慣性與擺的週期運動的原理，研製了最初的機械式地震儀，在地震發生大地萬物皆處振動當下，成功地記錄了觀測點的地震波動資料。

隨著觀測資料增長，地震學者於未有觀測紀錄之前發展的彈性波動理論(註2)逐步獲得實證，從早期的定性觀察邁入定量研究，健全了地震學的研究根基。二十世紀人類科技日新月異，在基礎原理之上，機械式地震儀進化成電磁式地震儀，使用方式越加便利、資料紀錄品質更加精良。回顧地震儀的發展，這項工具乃地震科學發展史上的重要角色。

近代地震觀測儀器仍持續推陳出新，除廣泛佈置於陸地地表、深入地下，並拓展至海域，功能也益加強化，搭配數位通訊即時傳輸，匯集一定數量網絡型式的地震觀測站資料，接收後經由人工智慧軟體處理，可快速進行地震定位、規模計算、震度量測與訊息發報。有些地震儀的設計更是新潮，直接將智慧軟體植入為配件，在地震時鳴放警報音效，甚可操控穩固電梯與升降機等機具。人類文明自古對地震就多有描述，從揣測、觀測、監測到今日可預測震度即時發佈警報，最主要的環節端在研究地震波所獲得的知識幻化運用。

「解析地震波」所帶動的地震學發展

在地球的自然界中，地震波可謂最複雜的波動之一，由於天然地震的震源絕大多數以雙力偶（double couple）模式產生彈性波動(註3)，釋放的能量在體波（包括Primary 與 Secondary waves）特殊的輻射形式（radiation pattern）下，經過非常多樣的地下介質乘載傳遞，到達地表後又產生表面波（包括Love 與Rayleigh waves）持續擴散，其內涵(頻率、速度、方向性等變化)可能超乎我們經常接觸到的光波、聲波與水波。地震波動紀錄除了是證實發生地震的最佳科學資料，同時也帶出許多我們無法親眼目睹的地下形貌與地質資訊。

地震能量從震源發出經傳遞路徑與場址為儀器蒐錄，地震學者分析波動紀錄，從中求取震源破裂的幾何形態、路徑上的衰減效應以及觀測位置的場址反應，讓地震研究內容十分豐富多元(註4)。地震科學研究增進了我們對地體構造的了解，於具有震災潛在威脅區域，更能實質進行事先防範災害的相關作為，以我們所處的環境臺灣為例，非常能夠親身體驗地震科研與防震科技的發展。

臺灣發生地震的頻率還蠻高的，感受地震是臺灣人共有的生活經驗，若造成嚴重災情也會留下長久的記憶。早在十九世紀末，臺灣就設置了地震儀開始科學觀測，百來年的觀測歷史，過程中有學習、有創新，地震防災事務也在經驗中淬鍊成長，我們從921地震可以看到臺灣在事件前的各項努力，包括有建築抗震法規設計、活動斷層調查成果、建置地震訊息迅速發佈系統以及救災動員規劃(註5)。不可諱言的， 921顯著的地震災情可能掩蓋了許多事前的努力，但我們還是必須在地震相關科學研究與防災事務持續加強，以因應此類必然再現的地震事件。

註1：根據文獻記載，張衡的「候風地動儀」嚴格來說僅是「測震儀」，因為其不具紀錄效果。

註2：米契爾(John Michell)在18世紀中就提出地震是彈性波的想法，而到1820年代帕松(Simeon Poisson)和柯西(Augustin-Louis Cauchy)以數學的方式推導出彈性波的方程式，這些研究都遠早於機械式地震儀問世(1890年之後，也驗證了彈性波的理論)。

註3：天然地震若以斷層錯動型態發生時，會依錯動方向而形成不同形式(壓縮或伸張)的波動，其空間上相對應的關係如下圖所示。

 

震源(focus, F)發生錯動瞬間造成波動的質點運動示意。圖取自維基百科Focal mechanism條目，圖片作者與來源： Mikenorton - Own work, CC BY-SA 3.0。

註4：前述內容如震源破裂幾何、衰減效應、場址反應等研究題材，皆為來自地震資料的解析結果，這些均屬地震科學的「基礎研究」範疇。

註5：在1999年之前，臺灣因過去國內的數次震災與其它國家的借鏡下(如1995日本阪神地震)，已開始啟動多項與防災作為有關的科學研究。雖然地震災情嚴重，但許多觀測和研究也藉由九二一地震有更長足的發展，如當時剛起步的強震警報與強震儀的設置等等(詳見本站「臺灣發展地震預警的過往雲煙」一文)。

我們為什麼需要「強震即時警報」？警報時間越長就越有效嗎？

文／阿樹   《震識：那些你想知道的震事》副總編輯

這篇文章的發想是來自於今年(2017)四川地震後一篇文章：提前71秒为成都发出九寨沟地震预警, 这套中国研发的预警系统真的很牛掰，這些文章帶出了一些大眾對強震警達的不當相像和迷思，也藉此談談「強震警報」(以下會以「地震預警」來作為代稱)對我們的重要和實用在哪。但阿樹在這先說明一下，前述的文章內容並不糟糕，也有提及實用觀點，但或許為了更吸引讀者，在下標題時卻忽略了地震基本的科學極限，所以才特別需要澄清一下！

二種不同思維的地震預警

修改一下藥廠廣告的台詞，用在地震預警上就會是「平平是地震預警，原理不同，用途效果也不同！」過去像本站介紹過氣象局的地震預警系統，以及日本的緊急地震速報，甚至前文中國大陸使用的ICL地震預警系統，大致的原理都是建構在基本的地震定位與決定規模的方式，進一步的利用電腦與程試判斷等手段，盡可能縮短時效，並且以規模計算的結果評估震度，目前上述「區域型地震預警」的技術大約可以縮短在20秒之內。

另一種則是「現地型地震預警系統」，這種系統就會跳過地震定位的步驟，直接針對先收到的P波進行分析，而透過大量分析過去的地震波形資料特徵，便能從最初的P波(僅需前三秒的波形)分辨出地震的規模是大是小，進而估算後續震波的活動，這樣一來就可以更快得到資料，這種方式在國內包括國家地震工程中心、前些日子接受本站邀稿的吳逸民教授皆有相關的研究與衍生產品。

不過有一好就沒有兩好，現地型的系統時效快，但畢竟僅靠預先設計好的演算方式，準確度就比不上利用較多測站解算完成的區域型地震預警系統，反過來說區域型的技術由於需要花上較多的時間，最嚴重的震央區或斷層沿線一帶，可能都算是「盲區」，就算收得到區域型的預警簡訊，地震也早就過了。除非我們能把這兩種摻在一起…當然，我想得到，你想得到，科學家也想得到！目前上述所提到的開發單位都在嘗試如何把這兩種方式結合搭配運用以達到最佳效益，好在這些研究已經近在咫尺了！

說到「效益」，該怎麼評估？越多秒越好嗎？

因為地震預警是種「提前告警」的警報，習慣上或許看到71秒會有「這系統很厲害RRRR」的感覺，但這真的就很厲害嗎？接下來我們用簡單的數學來解析，內文有提到它是對「成都市」的預警，成都市和震央的距離關係有多遠、震度有多大呢？筆者沒有官方資料，先拿USGS的報告截圖來看：

震央所在以等震度線分布圖，圖片截自USGS網頁。

若將上圖中震央(星星)地區與震央直接拉線，相隔大約280公里多，S波的波速若以3.5km/s來算會是80秒、以3km/s則是93秒，如果我們取個中間值估個87秒好了，減去71秒就會是16秒，代表的意思就是震後約16秒我們就收到地震簡訊了，還記得前面提到區域型預警技術一般解算情況都會壓在20秒內嗎？就這次的案例而言，16秒的時間做好解算+發布到用戶端，的確算是很好的時效，尤其是簡訊端發送的部分！

但是，如果要直接把「我們多了71秒可以防災」來作為結論，卻言之過早，因為上圖的成都市旁邊也顯示了當地的震度，以MMI震度階畫分的話是震度IV級，對於到中央氣象局大約是1~2級左右的震度，這樣程度的晃動小到幾乎不會造成災害，真要考慮也僅有極精密的儀器之類的會受影響吧？

那麼到底預警可以用在多遠的範圍？

真要用科學的角度來看，實在很難給個門檻範圍，因為呢，地震大小不同，衰減的程度不同，當然我們會得到的預警時間也都不同。這樣講很難懂對吧？我們舉出一種情境，看看地表震度分布和S波從發震之後到達不同地方的時間關係示意圖：

情境1：僅考慮震度衰減的效應，S波的行進波速以3.5km/s來估計。黃色為震央位置示意，實際上震度分布會因斷層破裂型態而有所變化。圖片由筆者所繪。

從上圖的情境來看，大於六級震度的地方幾乎都在預警盲區內，五震震度區或許可以仰賴現地型預警技術，而四級震度區或許可以藉由區域型地震預警得到更多的預警時間。

為什麼上圖的S波到達時間只畫到四級震度區？因為三級以下的震度對於多數建物並不會造成太大危害，而現在台灣收到的地震簡訊大致也是以所在地震度四級為標準。(不過，曾聽過朋友有在震度三級的情況收到簡訊，個人猜想或許是考量正負一級的誤差吧？)

至於更小的震度區呢？當然因為離的更遠，理所當然的就有更多的預警時間，只是它並不能達到真正減災的效果，大概是減少恐慌吧？

接下來，如果我們把地震規模改變一下，將上面那張不同震度區的邊緣和S波到時的關係表格化，做成不同規模情境時的情況如下圖：

將不同規模、地表加速度範圍與S波到時所繪的圖，地表加速度25、80、250gal分別是4、5、6級震度的最低門檻值。不同顏色長條圖代表規模不同時，最遠可測得的加速度值，並用白色長條圖顯示其對應的S波(波速以3.5km/s推估)從發震到達該位置時的時間。本圖為模擬所得之圖，不代表實際地震時的情況，由洪瑞峻所繪製。

所以我們可以大略估出不同距離、震度與可預警的時間差異，可以發現當規模越大時，震災範圍將會較大，當然，需要預警的地方(震度4級、25gal以上區域)就會變大，此時再來談「得到多少預警時間」才有實質意義。預警技術所考量的地方應該是搖晃較大的地方，若是針對震度極小的地方，看起來就只是一個倒數計時展示器的概念而已。

不過，離震央較遠的地方也不一定安全

看了前面的圖表資料，或許有人會得到「遠的地方比較安全，所以也用不著預警」的結論，不過我必須說這是個迷思觀念。因為震度的分布不會等距均勻分布，還會受到斷層本身和地質的影響，我們從921集集地震的等震度圖，就能略窺一二：

921集集地震的等震度分布圖，星號為震央所在，圖片來源：中央氣象局地震百問

先看震度6以上的部分，可以發現圖上的震度分布是長形的，向北延伸到新竹，向南延伸到嘉義，絕大部分因素在於南北向的斷層型貌，以及斷層錯動的情況。斷層向南可延伸到南投和雲林交界，而向北則可到苗栗南端，而錯動的初始點雖在震央區，但斷層錯動量最大的地方要再更偏北方一點(見《斷層上的短暫瞬間：動與不動之處(下)》一文)。所以雖然有些7級的震度區離震央稍遠，但震度一樣很大、很危險。

接著看5級震度的地區，最明顯的就是在北部地區有一塊淺綠色，雖然搖晃不若6級強烈，但也足以造成一些損害，此時預警系統就可發揮用處，如下圖所呈現的概念：

情境2：在情境1的基礎上，多了一塊震度因地質情況而產生放大效應的部分(橘色橢圓範圍)，提前預警將對此區域發揮更好的效果！圖片由筆者所繪。

預警系統「真正的用處」

在此舉出兩例近代歷史地震案例，分別是1986年與2002年在花蓮外海發生的地震，前者震毀了當時台北縣(現新北市)中和的華陽市場，而後者則造成施工中的台北101大樓起重機吊臂震落的傷亡。預警系統並不能改變震毀的市場或震落的吊臂，尤其是當時的華陽市場經改建後耐震能力已較差(這也是事後調查才知道)，讓我們的建物更加堅固耐震，一直都是抗震的重要做為，與預警系統本身是不同的事，然而像是施工中的吊臂，或是當年在市場一樓的人們，若是多了十秒至二十秒的時間應對，是否能再降低傷亡人數呢？哪怕是在搖晃之前能盡可能的避開危險，都能多爭取一些生存機會，當然，這都得建置在我們知道怎麼運用科學、科技來幫助自己。歷史無法重來，但未來可以改變，看似消極作為的各項地震研究或防震建議，實質上也是一種積極求生之道。

延伸閱讀：

羅佳星，提前71秒为成都发出九寨沟地震预警, 这套中国研发的预警系统真的很牛掰。36Kr.com

國震中心對於地震預警的介紹

Palert 地震P波感測儀(三聯科技網頁，與吳逸民教授合作)

無論有沒有收到地震速報簡訊，都該想想：多十秒能做什麼？

註：集集地震的車籠埔斷層，請見下圖中央地調所之台灣活動斷層分布圖：

幫地球照一張X光(II) 地震學家如何用地震波了解地球構造？

文／洪瑞駿    國立中央大學地球科學學系

編按：在前篇「幫地球照一張X光 (I)地震學家如何用地震波了解地球構造？」一文中，提到人們開始利用地震儀探索地球內部構造，在這數十年的歲月中，又有哪些突破性的進展呢？讓我們繼~~續~~看~~下~~去！

「消失」的震波

如果我們將地震儀繞著地球一圈擺放，便可發現，在震央距 (註1) 某些範圍沒有S波訊號，僅有微弱的P波通過，而且震波抵達的時間比預期慢(圖一)。這便引起地震學家的注意了，畢竟如果地球內部若是均勻一致，S波又怎麼會消失？到時(波傳到的時間)又怎麼會變慢？

對科學家而言，往往最感興趣的就是調查「不合理」的事物。1914年，古騰堡(Beno Gutenberg) 從這樣的觀測結果，推測地球內部應該有個「地核」 (就如同蛋的蛋黃般) 存在，使震波紀錄在地函-地核交界處出現不連續(命名為古氏不連續面，以紀念古騰堡, 註2)。從下方圖一右邊的震波走時曲線(詳見上篇介紹)可以清楚看到這個不連續的位置，筆者以紅色箭頭標示出這個異常位置，可以發現在震央距143˚~180 ˚ 位置抵達的P波到時比預期晚，而且S波消失了，這意味著震波通過了另一個構造(事實上就是穿過了地核，當時古騰堡用P’來表示)。遲到的P波，代表的是通過地核時「波速變慢」嗎？從觀測結果來說似乎是對的，但也不完全正確，因為介質的變化太大了，事情其實頗為複雜。

圖一、若將地震儀繞地球一圈放，在各地的震波紀錄，可以清楚看到P波及S波傳遞的情形，其中在103˚~143˚ (圖中灰色範圍) 直達的P波和S波都消失(綠色波)。圖片修改自https://www.iris.edu/hq/inclass/search#type=6

至於「S波消失」這件事，很明顯的外核(當時認為是地核)是種「S波無法穿透的物質」。從震央距103˚開始，P波和S波就會打到地核，S波無法穿過地核而無法被接收；此外根據物理定律，P波也因為入射角/出射角的偏離而無法被清楚記錄。直到143˚出現穿越地球而過的P波，我們稱這段範圍為陰影帶(沒有直接傳遞的P和S波)，只會有些許的繞射波(註2)被記錄到(圖三)。根據古騰堡當時的估算，這個核的深度大概是2900公里，這與現代認為的2889公里，僅有些微的差距。

圖二、左：若按照過去的液態地核模型，則在103˚~143˚會出現所謂｢陰影帶｣，地震波無法到達這個位置。右：萊曼發現的幾個出現在陰影帶內的反射波(紅色箭頭)，暗示應該有一個介面在地球深處，把震波彈回地表(Lehmann, 1936)。

「漏看」的震波

接著，在發現地核後，一直到1930年代前，科學家們認為有著一層地殼、地函、和液態地核。然而，進一步的發現則要等到約30年後的1929年，紐西蘭的強震說起。當另一端南半球的震波穿越地球到達歐洲，丹麥地震學家萊曼(Inge Lehmann)發現到另一種不同的波相，她推測這個這個波是從震源一路穿過地球核心而來，且震波速度又與古騰堡發現的P’不盡相同。這個波相過去被視為是繞射波，然而從頻率、震幅等幾個特性暗示它與繞射波有所不同(萊曼因此稱為P3’)。

此外，從記錄中看到在103˚~143˚這段陰影帶內，其實藏著清楚的反射波，這暗示有一個介面，把震波從地核彈回地表(圖三)，然而這在古騰堡發表的走時圖中並未加以討論。萊曼試著解釋這個波相，她曾在這篇1936年經典的文獻中寫道：

An explanation o f the P 3 ' wave is required, since now it can hardly be considered probable that it is due to diffraction. A hypothesis will be here suggested which seems to hold some probability, although it cannot be proved from the data at hand. We take it . . . that inside the core there is an inner core in which the velocity is larger than the outer core.

(譯)既然了解不太可能是繞射效應造成，我們便需要解釋P3’波。在此提出了一個假說，雖然現在尚缺乏有力的資料證明，但我們認為…在地球核心裡面還從在一個速度更快的內核。

萊曼大膽假設，如果這個核裡面還有一個內核的話，就可以解釋她看到的現象，她假設地函10 km/s每秒以及地外核8 km/s，再放入一個速度較快的內地核(圖三)。當時她僅利用直線與三角函數來計算，卻已經可以完美解釋大部分的現象！她於1936年發表了內地核的看法。不過，當這樣的假設通過驗證後，萊曼並沒有近一步推算更多參數(例如確切的地內核速度、大小、組成等)。後來在1938年當古騰堡與芮克特重新檢驗這個模型後，基本上也同意內地核的想法。接著經過幾年的驗證與討論後，越來越多的地震學者支持這樣的模型，1939年傑佛瑞斯&布林提出了地球速度模型時(著名的Jeffreys-Bullen Velocity Table)，也將固態內地核列入考慮。

圖三、萊曼所提出的包含地內核的地球模型，能解釋陰影帶內(灰色區域)出現的反射波以及P₃’(紅色箭頭)。修改自Lehmann, 1936。

由於儀器進步、日益廣泛運用，以及科學家們的細心觀察，加上時有大膽的假設與嚴謹求證。短短數十年的光景，人類已經逐漸「摸透」地球內部的主要構造。然而，並非所有研究發展都如此順遂。回溯到1910年代左右的時間點，除了地震學的發展外，還有個剛起步萌芽的假說：韋格納(Alfred Lothar Wegener) 提出大陸會移動的想法。可惜當時人們無法解釋驅動大陸運動的成因，他的假說便被束之高閣，等到二次世界大戰後，海洋探勘的興起才能將這塊拼圖湊齊，加上地震學對於地球內部的掌握，進一步發展起板塊學說(Tectonics)以及地體動力學(Geodynamics)，以至於現代，我們才能對地球有個初步的認識。

註1： 震央距係指從震央開始為起點計算與測站的距離。由於地球很大，我們改用圓周角度來表示。因此通常將地球圓周分為360˚來表示距離(類似經度的概念)。

註2： 最早將此介面命名為「古氏不連續面」的典故雖已不得而知。一般在學術界也多以「核-函邊界」予以稱呼。考慮到此為科普文章，且台灣的地科教科書也多以古氏不連續面作為介紹，故本文還是用此稱呼來表示核函邊界(可參考龔慧貞老師在科學月刊552期的說明)。

參考文獻

Bolt, B. A. (1987) 50 years of studies on the inner core. EOS., Vol. 68, 6.

Bolt, B. A. & E. Hjortenberg (1994) Memorial Essay Inge Lehmann (1888-1993) Bull. Seismol. Soc. Am. Vol. 84, 1.

Lehmann, I. (1936) P', Publ. Bur. Cent. Seismol. Int. Trav. Sci. Ser. A, 14, 87.

Lehmann, I. (1987) Seismology in the days of old. EOS., Vol. 68,3.

龔慧貞，(2015) 談談「古氏」與「雷氏」不連續面。科學月刊552期

幫地球照一張X光 (I)地震學家如何用地震波了解地球構造?

文／洪瑞駿        國立中央大學地球科學學系

現在只要在google上搜尋｢地球構造｣，立刻就有上百張地球內部構造的圖片，這些圖片描述著地球有著地殼，包覆著厚厚的地函，然後中間有顆熾熱的地核(圖一)。乍看之下，地球就像是一顆雞蛋：薄薄的外殼、蛋白地函、以及圓潤的蛋黃地核。然而，真實的地球半徑大概是6400公里，即便是那“薄薄的殼”都有10~30公里厚。這是如何知道的呢？ 有些人會說為何不直接鑽一口井直達地心就好? 眼見為憑是最直接的方式！ 雖然2016年里約奧運閉幕影片上，安倍首相藉著哆啦A夢的道具從日本鑽井穿越地球到巴西，但以現實來說，鑽井遇到的極端壓力及超高溫度，要直達地心仍是不可能 (目前最好的鑽井技術大概只能剛好穿破地殼而已)。因此，也只有仰賴非侵入式的探勘了！

圖一、地球的內部構造以及現今廣為接受的地球內部震波速度。

又不是帶地球看醫生，怎用「非侵入式探勘」？

當我們照一張X光時，部分的X光波會穿越身體並顯影出來，然而，如果X光碰到骨骼等硬物時便會反射，在影像上便無法呈現而留下空白 (這也就是為什麼照X光時，醫護人員都會提醒項鍊要拿掉，你應該不希望項鍊亂湊一腳吧？)，雖然我們無法直接拿醫療用的X光穿透地心，但卻可以運用同樣的原理探勘地球內部。如果我們能製造出穿過地心的波動，地球構造也可以像拍X光一樣來得到才對，答案很接近了！ 所以，我們缺乏的關鍵就是：要如何製造巨大的波動源？ 最好還要傳得夠遠、能穿進地球深處。

故事要先回到1889年4月17日，德國天文學家瑞布爾帕西維茲(Ernst von Rebeur-Paschwitz) 一如往常地走到他在波茨坦電報山(Telegraph Hill)的重力觀測站查看天文引力(因為天體造成引力的變化)留下的重力紀錄。那天，不同於往常圓滑的波動，一個短暫而劇烈震盪的訊號被記錄下(圖二)，起初他十分困惑，不知道該如何解釋這個古怪的訊號。不久，有消息表示，日本遭受了一場大地震，時間正是它觀測到這個訊號前的幾個小時，他立刻意識到原來這是遠自日本的地震波紀錄！ 這是世界上第一張遠震紀錄，地震波穿越了1/4個地球，搖晃了將近9000公里外的儀器。至此，我們理解了地震發生時，震波其實是可以擾動整個地球的。完美的波動源找到了—地震！人體雖感受不到來自遠方的振動，但靈敏的儀器卻有辦法接受到。

圖二、最早的遠震波形。證明地震波並非僅在震央附近傳遞，而是可以抵達很遠的距離(於波茨坦重力儀量到之日本地震波，1889)。

偵測細微震波的最佳利器：地震儀
前面提到，天然地震提供了強大的震源能量，最好的接收器莫過於地震儀。世界上第一台地震儀是1755年由義大利人所發明； 19世紀起，高精度的地震儀開始量產，其中包括、威赫式地震儀、米爾恩-格雷地震儀等。這些儀器被安置在世界各地 (但還不普及)，開始了地震的科學觀測。1906年舊金山發生規模7.8的地震，在克羅埃西亞札格瑞布天文台的地震儀也劃下這場地震的波動，當時的著名地震學家莫霍洛維奇(Andrija Mohorovičić )很快就意識到，若要有更好的紀錄，必須要申請經費添購更多、精度更高的地震儀。

增設地震儀乃先見之明之舉，因為在稍後的1909年，札格瑞布南方40公里便發生強烈地震，他安置的幾部地震儀清楚記下完整的震波紀錄，根據不同位置的波動紀錄，他將地震儀相對於震央距離排開，並對齊地震發生時間作圖(走時圖，圖三，參考註1)。如果波速完全固定、地底構造完全一致，則震波的走時曲線應該僅是單一的排列，但他發現有些震波到一定距離過後，其走時曲線出現明顯的不同 (地震波傳遞速度突然加快)。由於地震站離震央越遠，震波掃過的深度就越深，他便理解到這表示在地底較深處有另一個構造，由於震波速度非常不同，它與淺部的地質材料組成應該非常不一樣(當時還未知其組成)。這個邊界，正是區分地殼與地函(蛋殼與蛋白)的位置。後人為了紀念他的發現，便以他的名字命名，稱莫氏不連續面(或稱莫荷面)，其中不連續的意思是指速度在此出現不連續，有突然加快的特徵。

圖三、莫霍洛維奇的走時圖手稿。

是什麼讓地震波「加速」？

當地震發生後，震波在地球內部傳遞，一開始的波在地殼裡傳遞(以Pg波/Sg波稱呼)。由於波傳遞越遠，震波掃過的深度會增加，當掃到莫荷面時，會出現反彈波以及沿著莫荷面前進的波(稱Pn波/Sn波)，這個波以較快的速度前進，因此在走時圖上便會看到另一條行進較快的波相(圖四)「超車」了，而藉由簡單的運算(距離÷時間)就可以算出波經過該介質的速度。然而，在真實的自然界中，地球構造的複雜性，讓地震波更加複雜，而隨儀器逐漸精巧進步，也讓地震學家發現更多的波相，仔細再分可能地球內部還有好多不同的分層，自此往後幾年內，地球深部構造的探勘似乎成了熱門的議題。 

所以接下來的另一篇文章，我們將隨著過去的科學家如何找尋深入地球核心的地震波，解釋地震學家是如何找到地球的蛋黃。敬請期待下回分曉！

註1： 走時圖指將地震波紀錄對齊某一個時間(通常是地震發生時間)，並依照震央距離排開，地震學家可以藉由分析不同震波傳遞的過程來判斷震波經過的地底構造特徵(如圖四)。

圖四、左：利用模擬所得到的Sg波(地殼中的S波，黑線)以及Sn波(在莫荷面上的S波，藍線)，模型設定的地殼波速為2km/s、地函為6km/s。模擬出的走時圖中，Sg和Sn 便分別為2.1 km/s與 6km/s的速度前進。右： Sg波與Sn波在地球中傳遞的方式，由於Sn波是以地函的速度前進，因此有可能比Sg快。

參考文獻：
Herak, D. and M. Herak (2007) Andrija Mohorovičić (1857-1936)—On the occasion of the 150th anniversary of his birth. Seismol. Res.Lett. Vol. 78, 6.
Shearer, M. P. (2009) Introduction to Seismology. Second Edition, Cambridge Univ. Press. New York.
Zhu, L., Luis A. Rivera (2002) A note on the dynamic and static displacements from a point source in multilayered media. Geophys. J. Int. Vol. 148,3.

關於作者

洪瑞駿
對地球科學充滿好奇與想像的南部仔 因為2006屏東雙主震搖起對地震學的熱誠
國立中央大學地球科學學系-地球物理研究所碩士
目前在地震源與構造實驗室當個快樂的研究助理

夢想是當科學家(菸)