場址效應（英語：site effects）是一種影響地震震度的因素 。當震源的地震波傳到地表時，因地表表面的地下介質（地盤）的軟硬程度而影響此地的震度大小。原本離震央越近震度就會越大，但地震波傳至沖積層地表時，因淺層地底下的介質，導致速度降低，引起地震波放大，不僅震幅加大，持續時間也延長。


原因 圖1顯示出了地震波在水平地質層的放大效應。綠色層是較堅硬的底盤，灰色是較鬆軟的沖積層，厚度為
  
    
      
        h
      
    
    {\displaystyle h}
  
。當振幅為
  
    
      
        
          A
          
            2
          
        
      
    
    {\displaystyle A_{2}}
  
、入射角為
  
    
      
        
          θ
          
            2
          
        
      
    
    {\displaystyle \theta _{2}}
  
的S波抵達兩地層的介面時，會產生振幅
  
    
      
        
          A
          
            2
          
          
            
              
              ′
            
          
        
      
    
    {\displaystyle A_{2}^{'}}
  
和反射角為
  
    
      
        
          θ
          
            2
          
        
      
    
    {\displaystyle \theta _{2}}
  
的反射波以及位在地表層振幅
  
    
      
        
          A
          
            1
          
        
      
    
    {\displaystyle A_{1}}
  
和折射角為
  
    
      
        
          θ
          
            1
          
        
      
    
    {\displaystyle \theta _{1}}
  
的折射波。
當折射波遇到空氣層時，產生振幅
  
    
      
        
          A
          
            1
          
          
            
              
              ′
            
          
        
      
    
    {\displaystyle A_{1}^{'}}
  
反射角為
  
    
      
        
          θ
          
            1
          
        
      
    
    {\displaystyle \theta _{1}}
  
的反射波。而此地震波會在此地層不斷反射與折射，如果此地層較為鬆軟，波速會較慢，折射角會較小，震波會較密集而造成振幅會比
  
    
      
        
          A
          
            2
          
        
      
    
    {\displaystyle A_{2}}
  
來的大，此現象稱為場址效應。


實例 = 1985年墨西哥城地震 =

場址效應的理論在1985年墨西哥城大地震中第一次被證實。此次地震震央在離墨西哥城數百公里的太平洋海岸，卻對墨西哥城造成非常嚴重的損失。
圖.2顯示了離震央不同距離的地震站測得的加速度大小。

坎波斯站：離震央非常近，測得的加速度為
  
    
      
        150
         
        c
        m
        
          /
        
        
          s
          
            2
          
        
      
    
    {\displaystyle 150~cm/s^{2}}
  

Teacalco站：離震央200公里，測得的加速度為
  
    
      
        18
         
        c
        m
        
          /
        
        
          s
          
            2
          
        
      
    
    {\displaystyle 18~cm/s^{2}}
  

墨西哥國立自治大學站：離震央300公里，測得的加速度為
  
    
      
        35
         
        c
        m
        
          /
        
        
          s
          
            2
          
        
      
    
    {\displaystyle 35~cm/s^{2}}
  

SCT站：離震央400公里，測得的加速度為
  
    
      
        170
         
        c
        m
        
          /
        
        
          s
          
            2
          
        
      
    
    {\displaystyle 170~cm/s^{2}}
  

由圖可知，地震震度隨著距離增加先減後增，並在地盤為沖積層的墨西哥城達到最大值。


= 2016年高雄美濃地震 =
2016年的南台灣大地震，震央雖然在高雄美濃，台南卻損失最嚴重，因為台南多沖積平原，泥岩風化成黏土層較為鬆軟，因此搖晃程度大、時間久；震央附近縣市最大震度多有5級甚至有6級，但因地質較堅硬，故位在震央的高雄旗山只有1.74秒、甲仙0.04秒。而場址效應讓台南足足搖晃8.16秒，離震央略遠卻比美濃更嚴重。


= 2016年熊本地震 =
在2016年熊本地震中，位于震中附近的益城町因多河川迹地和冲积形成的扇状地，摇晃的程度增大，导致许多房屋倒塌，人员死伤多集中在河岸等地。


水平分層理論分析 根據圖1，可以進行以下的理論分析：地震波兩個介質沉積層(
  
    
      
        i
        =
        1
      
    
    {\displaystyle i=1}
  
)與底下底盤(
  
    
      
        i
        =
        2
      
    
    {\displaystyle i=2}
  
)間不斷反射與折射，假設每個地層是均勻的，彈性係數、密度不變，可以導出兩個地層間的幅频關係
  
    
      
        
          
            
              T
              ¯
            
          
        
        (
        ω
        )
      
    
    {\displaystyle {\bar {T}}(\omega )}
  
。

  
    
      
        
          
            
              T
              ¯
            
          
        
        (
        ω
        )
        =
        
          
            
              2
              
                A
                
                  1
                
              
            
            
              2
              
                A
                
                  2
                
              
            
          
        
        =
        
          
            1
            
              cos
              ⁡
              
                k
                
                  
                    z
                    
                      1
                    
                  
                
              
              h
              +
              i
              
                
                  
                    χ
                    ¯
                  
                
              
              sin
              ⁡
              
                k
                
                  
                    z
                    
                      1
                    
                  
                
              
              h
            
          
        
      
    
    {\displaystyle {\bar {T}}(\omega )={\frac {2A_{1}}{2A_{2}}}={\frac {1}{\cos k_{z_{1}}h+i{\bar {\chi }}\sin k_{z_{1}}h}}}
  

其中 
  
    
      
        
          k
          
            
              z
              
                1
              
            
          
        
        =
        
          
            
              ω
              
                θ
                
                  i
                
              
            
            
              V
              
                
                  S
                  
                    i
                  
                
              
            
          
        
      
    
    {\displaystyle k_{z_{1}}={\frac {\omega \theta _{i}}{V_{S_{i}}}}}
  
   ;   
  
    
      
        
          
            
              χ
              ¯
            
          
        
        =
        
          
            
              
                
                  μ
                  
                    1
                  
                
                
                  ρ
                  
                    1
                  
                
              
              
                
                  μ
                  
                    2
                  
                
                
                  ρ
                  
                    2
                  
                
              
            
          
        
        
          
            
              cos
              ⁡
              
                θ
                
                  1
                
              
            
            
              cos
              ⁡
              
                θ
                
                  2
                
              
            
          
        
      
    
    {\displaystyle {\bar {\chi }}={\sqrt {\frac {\mu _{1}\rho _{1}}{\mu _{2}\rho _{2}}}}{\frac {\cos \theta _{1}}{\cos \theta _{2}}}}
  
 :

  
    
      
        ω
      
    
    {\displaystyle \omega }
  
 ，地震波角頻率，

  
    
      
        h
      
    
    {\displaystyle h}
  
 地層厚度，

  
    
      
        
          θ
          
            i
          
        
      
    
    {\displaystyle \theta _{i}}
  
 地層
  
    
      
        i
      
    
    {\displaystyle i}
  
的反射角，

  
    
      
        
          ρ
          
            i
          
        
      
    
    {\displaystyle \rho _{i}}
  
 地層
  
    
      
        i
      
    
    {\displaystyle i}
  
的密度，

  
    
      
        
          μ
          
            i
          
        
      
    
    {\displaystyle \mu _{i}}
  
 地層
  
    
      
        i
      
    
    {\displaystyle i}
  
的剪切模量，

  
    
      
        
          k
          
            
              z
              
                1
              
            
          
        
      
    
    {\displaystyle k_{z_{1}}}
  
 地層1波數的垂直分量，

  
    
      
        
          V
          
            
              S
              
                i
              
            
          
        
        =
        
          
            
              
                μ
                
                  i
                
              
              
                ρ
                
                  i
                
              
            
          
        
      
    
    {\displaystyle V_{S_{i}}={\sqrt {\frac {\mu _{i}}{\rho _{i}}}}}
  
 s波波速。

圖3顯示了不同基岩的幅频關係
  
    
      
        
          
            
              T
              ¯
            
          
        
      
    
    {\displaystyle {\bar {T}}}
  
，其中沉積層地震波速為
  
    
      
        
          V
          
            
              S
              
                1
              
            
          
        
        =
        200
         
        m
        
          /
        
        s
      
    
    {\displaystyle V_{S_{1}}=200~m/s}
  
。其中當頻率為
  
    
      
        
          f
          
            0
          
        
        =
        
          
            
              V
              
                
                  S
                  
                    1
                  
                
              
            
            
              4
              h
            
          
        
      
    
    {\displaystyle f_{0}={\frac {V_{S_{1}}}{4h}}}
  
的整數倍時會發生極大值，此頻率為共振頻率。而放大水平則根據速度與
  
    
      
        
          
            
              χ
              ¯
            
          
        
      
    
    {\displaystyle {\bar {\chi }}}
  
的對比：

  
    
      
        
          |
        
        
          
            
              
                T
                ¯
              
            
          
          
            m
            a
            x
          
        
        
          |
        
        =
        2
      
    
    {\displaystyle |{\bar {T}}_{max}|=2}
  
 ， 
  
    
      
        
          V
          
            
              S
              
                2
              
            
          
        
        =
        800
         
        m
        
          /
        
        s
      
    
    {\displaystyle V_{S_{2}}=800~m/s}
  
 (藍色曲線),

  
    
      
        
          |
        
        
          
            
              
                T
                ¯
              
            
          
          
            m
            a
            x
          
        
        
          |
        
        ≃
        3.5
      
    
    {\displaystyle |{\bar {T}}_{max}|\simeq 3.5}
  
 ， 
  
    
      
        
          V
          
            
              S
              
                2
              
            
          
        
        =
        2000
         
        m
        
          /
        
        s
      
    
    {\displaystyle V_{S_{2}}=2000~m/s}
  
 (綠色曲線),

  
    
      
        
          |
        
        
          
            
              
                T
                ¯
              
            
          
          
            m
            a
            x
          
        
        
          |
        
        ≃
        6
      
    
    {\displaystyle |{\bar {T}}_{max}|\simeq 6}
  
 ， 
  
    
      
        
          V
          
            
              S
              
                2
              
            
          
        
        =
        5000
         
        m
        
          /
        
        s
      
    
    {\displaystyle V_{S_{2}}=5000~m/s}
  
 (黃色曲線).
紅色曲線的對比度
  
    
      
        
          
            
              χ
              ¯
            
          
        
        ≫
        1
      
    
    {\displaystyle {\bar {\chi }}\gg 1}
  
，因此會產生極大的放大倍率。
當沉積層不是水平時分析較為複雜（例如沉積盆地），因為須考慮到邊緣的異質性（例如盆邊緣）。此時須把它簡化成簡單的幾何形狀進行研究或利用數值模擬。


盆地的場址效應 在盆地的地形下，因場址效應，盆地邊緣會產生表面波，地震的震度會較大，並因幾何形狀的因素，增加幅度比水平時大5至10倍。此現象稱為「盆地效應」。
1980年代，科學家成功地完成場址效應在峽谷與半圓形盆地的理論分析。而根據最新的研究，已經完成橢圓形盆地的數值模擬分析。
圖.4顯示了委內瑞拉首都卡拉卡斯的盆地效應。利用邊界元法求出在指定頻率
  
    
      
        
          f
          
            0
          
        
      
    
    {\displaystyle f_{0}}
  
下，s波的平面波(
  
    
      
        S
        H
      
    
    {\displaystyle SH}
  
波)的放大倍數
  
    
      
        
          A
          
            0
          
        
      
    
    {\displaystyle A_{0}}
  
。

最上層的圖：
  
    
      
        
          f
          
            0
          
        
        =
        0.3
        H
        z
         
        ;
         
        
          A
          
            0
          
        
        =
        2.53
      
    
    {\displaystyle f_{0}=0.3Hz~;~A_{0}=2.53}
  

中間的圖：
  
    
      
        
          f
          
            0
          
        
        =
        0.4
        H
        z
         
        ;
         
        
          A
          
            0
          
        
        =
        8.83
      
    
    {\displaystyle f_{0}=0.4Hz~;~A_{0}=8.83}
  

最底層的圖：
  
    
      
        
          f
          
            0
          
        
        =
        0.6
        H
        z
         
        ;
         
        
          A
          
            0
          
        
        =
        7.11
      
    
    {\displaystyle f_{0}=0.6Hz~;~A_{0}=7.11}
  


參見 1986年花蓮地震
921大地震
331大地震


參考資料