2010年海地地震的復(fù)雜破裂機(jī)制與地形控制的滑坡樣式對(duì)稱性

T.Gorum C.J.van Westen O.Korup M.van der Meijde Xuanmei Fan F.D.van der Meer

引言

2010年1月12日當(dāng)?shù)貢r(shí)間16∶53（協(xié)調(diào)世界時(shí)21∶53），海地伊斯帕尼奧拉島的南部發(fā)生了MW7.0地震。本次地震是南伊斯帕尼奧拉近期歷史上最致命的事件，造成了超過(guò)316 000人死亡，300 000多人受傷，35 000座建筑毀壞，1 500 000人無(wú)家可歸（Cavallo et al，2010）。這次地震的宏觀震源位于18.44°N，72.57°W，深度是13km，地震區(qū)地震儀器覆蓋程度差。美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局（USGS）的國(guó)家地震信息中心（NEIC）和全球矩心矩張量解都認(rèn)為，本次事件的初始位置和機(jī)制均與左旋的恩里基約—普蘭廷加登斷層帶破裂有關(guān)。該斷層帶是加勒比板塊與戈納夫微小板塊之間相對(duì)運(yùn)動(dòng)速率為7±2mm／a的 主 斷 層 系 （Mann et al，1984；Manaker et al，2008；Hayes et al，2010；圖1）。

受地震影響最大的地區(qū)位于伊斯帕尼奧拉島東部?jī)蓚€(gè)主要地殼結(jié)構(gòu)——恩里基約—普蘭廷加登斷層帶與橫貫海地?cái)鄬訋В═HB）的交匯連接區(qū)（圖1a與1b）。根據(jù)歷史記錄，在恩里基約—普蘭廷加登斷層上，曾經(jīng)在18世紀(jì)發(fā)生過(guò)M＞7的地震（Mann et al，1995；Calais et al，2010；Bakun et al，2012）。然而，2010年的本次地震并沒(méi)有造成任何可以觀察到的地表破裂（Prentice et al，2010；Mercier de Lépinay et al，2011），這就出現(xiàn)了哪條斷層是此次地震發(fā)震斷層的問(wèn)題。綜合余震矩張量解（Mercier de Lépinay et al，2011）、空間大地測(cè)量（Hayes et al，2010；Hashimoto et al，2011）和基于野外隆起數(shù)據(jù)的研究，揭示了一個(gè)復(fù)雜的破裂過(guò)程，涉及多個(gè)斷層的滑動(dòng)（Hayes et al，2010），地表形變由 N264°E北傾的萊奧甘盲逆沖斷層上的破裂驅(qū)動(dòng)，沿恩里基約—普蘭廷加登斷層只有輕微的深左旋走滑分量。斷層模型結(jié)果表明，主要的發(fā)震萊奧甘盲斷層產(chǎn)生了約80%的地震矩（Hayes et al，2010）。破裂的擴(kuò)展方向主要集中在南和東南方向，在破裂擴(kuò)展方向上幅度增加，原因是震源的方向性在相反的方向上震動(dòng)減弱（Hayes et al，2010；Hough et al，2010）。綜合大地測(cè)量與地震數(shù)據(jù)進(jìn)一步說(shuō)明，除逆沖斷層上的滑移向北之外，在陡峭（70°）南傾的斷層，即恩里基約—普蘭廷加登斷層，還發(fā)生了一部分深部側(cè)向運(yùn)動(dòng)的破裂（圖1b；Hayes et al，2010；Mercier de Lépinay et al，2011）。

這次地震不但導(dǎo)致了嚴(yán)重的人員傷亡和基礎(chǔ)設(shè)置損毀，而且觸發(fā)了數(shù)千處滑坡（圖1a）。這里我們探索了復(fù)雜的斷層滑動(dòng)、空間變化的垂直形變、地形和巖性對(duì)同震滑坡空間分布和豐度的可能影響。我們的目標(biāo)是根據(jù)近4 500處震后滑坡詳細(xì)編目圖，量化由雷達(dá)遙感、斷層幾何模型、數(shù)字高程數(shù)據(jù)和地質(zhì)圖所證實(shí)的地震、地形和巖體類型控制的潛在貢獻(xiàn)。

圖1 研究區(qū)構(gòu)造背景與滑坡分布圖。（a）2010年1月海地MW7.0地震震中周邊區(qū)域；沙灘球展示了震源機(jī)制（earthquake.usgs.gov）。（b）加勒比板塊邊界的構(gòu)造背景。五角星和點(diǎn)分別代表主震和余震分布的位置。（c）震前和震后滑坡的地形背景和地形起伏平均值（帶有±1σ晶須的白色圓圈）：沖積平原和沖積扇（APF）、沿海懸崖（CSC）、深切峽谷（DIV）、切割的丘陵和山地地形（HDHM）、圓冠的斜坡和丘陵（RLH）、中等陡峭的山坡（MR）、高原懸崖（PE）和陡峭的斷陷山（SFH）

1 研究區(qū)

我們的研究集中在海地中部2010年地震的震中區(qū)域。伊斯帕尼奧拉島的主要地質(zhì)特征是有多條近似平行于NW－SE方向的火成巖、變質(zhì)巖和沉積巖帶（Sen et al，1988；Escuder－Viruete et al，2007）。研究區(qū)北部的下伏基巖主要是白堊紀(jì)到古近系島弧巖（Sen et al，1988），被自上新世晚期記錄到持續(xù)構(gòu)造的晚第三紀(jì)沉積物和不整合第四紀(jì)沖積物覆蓋（Mann et al，1984；圖2a）。始新世石灰?guī)r主要在莫曼斯河和研究區(qū)西南部出露：沿著恩里基約—普蘭廷加登斷層和高切河區(qū)域的巖石普遍破碎。白堊紀(jì)杜米塞奧地層出露于研究區(qū)南部，特點(diǎn)是（枕狀）玄武巖和少量苦橄巖與深海灰?guī)r的互層，塞勒地塊也是如此（圖2a）。玄武巖嚴(yán)重風(fēng)化且有紅土剖面。持續(xù)的上升和侵蝕，將紅土碎屑從玄武巖地形傳輸?shù)较噜徥翼?yè)巖的巖溶結(jié)構(gòu)中（Bird et al，1992）。

左旋的恩里基約—普蘭廷加登斷層是該區(qū)域最顯著的走滑斷層，以N85°E走向橫跨海地的南部半島。在1751年11月21日和1770年6月3日，該斷層帶上發(fā)生過(guò)兩次MW7.5地震（Mann et al，1995；Bakun et al，2012）。在研究區(qū)中，恩里基約—普蘭廷加登斷層高度線性的段落與莫曼斯河峽谷相一致，大致平行于東西方向，展示了一個(gè)主要受構(gòu)造控制的地形。西北—東南和東西走向的峽谷和山脊系與區(qū)域主壓應(yīng)力軸方向一致。從北向南，平均高程逐漸增加，最高的高原高程約2 500m。恩里基約—普蘭廷加登斷層南部的地形起伏大，沿中部莫曼斯峽谷和塞勒地塊朝北的斜坡，與研究區(qū)平均山體坡度（約0.25）相比，平均坡度明顯更陡（約0.53）。

海地的熱帶氣候特征是周期性的干旱與熱帶氣旋（颶風(fēng)），降雨格局反映了地形起伏的南北方向的梯度。該地區(qū)每年經(jīng)歷兩個(gè)雨季，即4月到6月和10月到11月，颶風(fēng)季節(jié)從6月初到11月底。本次地震發(fā)生在干燥的季節(jié)。2004年熱帶風(fēng)暴 “珍妮”使海地遭受重大損失，造成大量降雨、洪水泛濫，以及伊斯帕尼奧拉島南部的山體滑坡。此外，2008年的颶風(fēng) “費(fèi)伊”、“古斯塔夫”、“漢娜”、“艾克”都嚴(yán)重影響了該地區(qū)（NOAA，2012）。

2 材料與方法

我們根據(jù)震前和震后的高分辨率衛(wèi)星影像和航片，對(duì)單體滑坡的位置和面積進(jìn)行了制圖，所覆蓋的面積約7 000km2。震前的影像包括高分辨率的 Worldview（0.5m）和Quickbird（0.6m），以及全色的 OrbView－3（1m）數(shù)據(jù)。震后的數(shù)據(jù)包括覆蓋大部分地震重災(zāi)區(qū)（見(jiàn)附加信息的圖S1和表S1）的GeoEye－1（0.4m）數(shù)據(jù)和高分辨率的 Google?及 MicrosoftTM的UltraCamG航片（0.15～0.30m分辨率）。衛(wèi)星影像和航片經(jīng)過(guò)幾何校正，校正時(shí)使用了很好分布在拍攝GeoEye－1和 MicrosoftTM的 UltraCamG 航片之前的震后影像上的52個(gè)地面控制點(diǎn)（GCP）。我們使用多項(xiàng)式最鄰近重采樣方法和地面控制點(diǎn)去建立轉(zhuǎn)換模型，制作地理校正的影像。平均地理校正精度的均方根誤差（RMSE）小于1個(gè)像元。將震后與震前的遙感影像相疊加不會(huì)有任何明顯不匹配。我們主要使用研究區(qū)內(nèi)云和陰影的面積小于0.4%的影像。

圖2 研究區(qū)構(gòu)造背景。（a）研究區(qū)地質(zhì)圖（據(jù)Lamber et al，1987）。Qal：第四紀(jì)沖積層；P：上新世弱膠結(jié)砂巖、泥灰?guī)r和碎屑巖沉積；Ms：晚中新世石灰石、泥灰?guī)r、砂巖；Mm：中新世中期藍(lán)灰色泥灰?guī)r和淺?；?guī)r；Mi：中新世早期復(fù)理石和石灰?guī)r；O：漸新世灰?guī)r和泥灰質(zhì)灰?guī)r，Es：中新世晚期深海石灰?guī)r；Ems：中新世中期到晚期石灰?guī)r；EP：晚古新世－始新世早期到中期礫巖、砂巖和火山碎屑巖（塞勒地塊）；Cs：森諾深海石灰石；Pi：白堊紀(jì)泥灰?guī)r和泥灰質(zhì)灰?guī)r；Cc：白堊紀(jì)石灰?guī)r，紅色泥灰?guī)r互層；Ca：白堊紀(jì)火山巖和蝕變火山巖，間含火山熔巖和火山碎屑巖；Cb：白堊紀(jì)拉斑玄武巖與沉積物復(fù)合體（杜米塞奧地層）枕狀結(jié)構(gòu)，大量的玄武巖和輕微的苦橄巖與遠(yuǎn)洋石灰?guī)r互層。（b）玫瑰圖分別代表斷層與褶皺、地形組構(gòu)、整個(gè)研究區(qū)的同震與非同震滑坡的運(yùn)動(dòng)方向和下降與上升區(qū)部分。（c）在東西相對(duì)板塊運(yùn)動(dòng)的左旋走滑板塊邊界區(qū)預(yù)測(cè)的結(jié)構(gòu)應(yīng)變橢圓結(jié)果（據(jù)Mann et al，1984）。（d）每個(gè)地質(zhì)單元的滑坡面積與滑坡面積比率統(tǒng)計(jì)結(jié)果

基于真彩色復(fù)合影像和全色影像，使用單屏影像解譯方法進(jìn)行目視滑坡探測(cè)。為了在高分辨率影像上識(shí)別單體滑坡，我們使用了諸如形狀、尺寸、顏色、色調(diào)、紋理和地貌組合差異的鑒別特征（van Zuidam，1985；van Westen et al，2008；Fiorucci et al，2011；Gorum et al，2011；Fan et al，2012a，2012b）。我們還使用了在地震后短期內(nèi)從直升飛機(jī)上拍攝的傾斜航空照片（US Geological Survey，2010，http：／／cires.colorado.edu／～bilham）。我們總計(jì)圈定了共4 492處同震滑坡，不過(guò)由于地震前后遙感影像之間的一些噪聲，這個(gè)結(jié)果是一個(gè)較低的估計(jì)，排除掉了清楚識(shí)別的面積小于20m2的滑坡。假定地震前影像上的滑坡主要是由降雨誘發(fā)，我們區(qū)別了非震滑坡和同震，即2010年之后的滑坡編目。我們?cè)?km半徑的移動(dòng)窗口內(nèi)，使用高斯核密度方法，計(jì)算了滑坡影響的空間密度（km－2）和面積比例（%）。為了量化地震對(duì)滑坡豐度的凈影響，我們基于震前滑坡面積與同震滑坡面積范圍的對(duì)比，計(jì)算了復(fù)活率（%）。

為了評(píng)價(jià)地形和地表破裂過(guò)程對(duì)同震滑坡分布的作用，我們組合了不同的地形指標(biāo)與可以利用的巖性和垂直同震形變分布的數(shù)據(jù)。區(qū)域尺度的同震形變率和地震破裂過(guò)程是基于干涉合成孔徑雷達(dá)（InSAR）聯(lián)合反演、偏移野外測(cè)量、遠(yuǎn)震體波數(shù)據(jù)（Hayes et al，2010）的詳細(xì)破裂模型的部分。我們通過(guò)ASTER全球數(shù)字高程模型第2版（GDEM－2），使用3×3移動(dòng)窗內(nèi)最佳擬合平面，計(jì)算了分辨率為30m的山坡坡度Sh。當(dāng)?shù)氐牡匦纹鸱麳通過(guò)與1km半徑內(nèi)最大高程范圍相同的數(shù)據(jù)計(jì)算獲得。我們還基于分散的地形表面法向矢量（Sappington et al，2007），計(jì)算了作為地震過(guò)程中結(jié)合坡向和坡度變化的地形響應(yīng)代表的矢量崎嶇量度（VRM）。

為了研究巖體類型對(duì)同震滑坡發(fā)生的潛在影響，我們根據(jù)Lambert等（1987）的1∶250 000比例尺的地質(zhì)圖，對(duì)主要構(gòu)造結(jié)構(gòu)與巖性單元掃描和正射輪廓進(jìn)行了數(shù)字化。我們使用Kourp（2008）的方法，在研究區(qū)的上升段和下降段，導(dǎo)出了同種巖石類型的Sh密度估計(jì)。這些分布的峰值可以作為區(qū)域范圍內(nèi)巖石強(qiáng)度的代表值（Korup，2008； Korup and Schlunegger，2009；Korup and Weidinger，2011），并且可以評(píng)價(jià)巖體類型對(duì)于同震滑坡的易發(fā)性。我們?cè)诖朔治鲋信懦说屯鸹旅芏龋ǎ?.01%）區(qū)域。我們沿著兩條穿越地震區(qū)的條帶剖面，中心位于盲斷層破裂區(qū)域和最大的垂直同震形變區(qū)域，繪制了同震形變率、滑坡密度、局部地形起伏和坡度數(shù)據(jù)。最后，我們對(duì)近期幾次逆斷層或者逆沖斷層型地震觸發(fā)的同震滑坡進(jìn)行了編目，作為連接斷層幾何形狀、破裂動(dòng)力學(xué)機(jī)制和同震滑坡分布樣式的參考。

3 結(jié)果

3.1 區(qū)域滑坡分布

2010年海地地震在大約2 250km2的區(qū)域內(nèi)至少觸發(fā)了4 490處滑坡，最遠(yuǎn)的滑坡距離震中約46km。2010年地震之前的滑坡編目結(jié)果表明存在22個(gè)潛在的史前滑坡和1 273個(gè)近期活動(dòng)的滑坡。2010年地震使得滑坡豐富了3倍以上。史前的、近期的非地震滑坡和同震滑坡影響的面積分別為19.4km2、16.5km2和8km2。我們發(fā)現(xiàn)572處滑坡在2010年地震期間重新活動(dòng)了，影響面積是0.7km2，或者＜0.04%的研究區(qū)。因此，大概700處震前存在的非地震滑坡在2010年地震期間沒(méi)有重新活動(dòng)。

圖3 沿海地莫曼斯河流域分布的（a）同震滑坡和（b）非同震滑坡；黑色星號(hào)代表2011年地震震中位置；白色箭頭代表河水流向。老滑坡可能是史前發(fā)生的

大多數(shù)同震滑坡叢集在5km寬的條帶內(nèi)，沿著萊奧甘斷層盲破裂與恩里基約—普蘭廷加登斷層帶交匯的區(qū)域（圖3）。大部分滑坡并不是分布在上盤，而是主要發(fā)生在莫曼斯河峽谷的斜坡﹑研究區(qū)南部的山區(qū)和恩里基約—普蘭廷加登斷層南部的深切峽谷。大部分同震滑坡是淺層的巖質(zhì)與土石崩塌，包括頂部風(fēng)化數(shù)米的強(qiáng)風(fēng)化破碎巖石、風(fēng)化層、紅壤（Jibson and Harp，2011）?；鶐r滑坡主要發(fā)生在始新統(tǒng)和上新統(tǒng)的灰?guī)r中（圖2c）。相反，大部分非同震滑坡群集地發(fā)生在深度風(fēng)化花崗巖厚層紅土的土壤和土石滑坡，尤其是在接近恩里基約—普蘭廷加登斷層的南側(cè)（圖2a）。幾個(gè)側(cè)向滑移發(fā)生在太子港與萊奧甘沿海三角洲扇狀沉積的人工填充的松散第四紀(jì)沉積物中（圖1a，2a）。在高切河峽谷的上游段滑坡很多，主要沿重疊在強(qiáng)烈破碎的上新統(tǒng)灰?guī)r上的西北－東南方向的傾伏褶皺軸分布（圖1a，2a）。該峽谷中1／3的滑坡是復(fù)發(fā)的滑坡。大約85%的非地震滑坡和同震滑坡發(fā)生在高切河峽谷的西南朝向峽谷的斜坡上。

地震滑坡發(fā)生的優(yōu)勢(shì)方向與該地區(qū)新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的主要方向一致。斷層北部上升段的滑坡分布和南部下降段的滑坡分布隨主要構(gòu)造結(jié)構(gòu)的變化而變化（圖2b）。優(yōu)勢(shì)的新構(gòu)造和地形結(jié)構(gòu)是東西方向和西北－東南方向，大于60%的同震滑坡發(fā)生在狹窄、深侵蝕的峽谷和陡峭的山體斜坡上；這些地區(qū)中80%的滑坡?tīng)可娴交鶐r。相反，非同震滑坡的滑動(dòng)方向與區(qū)域主應(yīng)力軸無(wú)關(guān)（圖2b），＞55%的滑坡發(fā)生在密集切割的丘陵到山區(qū)地形中（圖1c）。

在莫曼斯河峽谷，同震滑坡分布量很高，最遠(yuǎn)出現(xiàn)在向南約5km處（圖4a）。非同震滑坡和同震滑坡的密度從北向南是不同的，在西南的高原最小，地震滑坡復(fù)活率比較低（圖4）。

在恩里基約—普蘭廷加登斷層北部，滑坡的密度更高，但在該斷層的東部延展段上迅速降低（約72.18°N）。在南部，除高切河谷的上游，和在東部，與同震滑坡相比，非同震滑坡豐度的峰值分布更隨機(jī)（圖4a，4b）。橫跨海地南中部的條帶剖面，在同震滑坡和非同震滑坡的滑坡密度及復(fù)活率方面，突出了這些坡度（圖4d－4g）。在低坡度的三角洲地區(qū)，同震滑坡的影響面積百分比是0.2%到5%。在莫曼斯峽谷陡峭的斜坡上同震滑坡的發(fā)生率是5%，最大的非同震滑坡發(fā)生面積百分比是2%（圖4d，4e）。將近40%的同震滑坡，包括最大的滑坡，發(fā)生在沿莫曼斯河直到萊奧甘盲破裂和恩里基約—普蘭廷加登斷層?xùn)|部終止區(qū)域的峽谷斜坡上（圖4b，4e）。再往南，在上升與下降段邊界附近的區(qū)域，具有最高的地震滑坡復(fù)活率。朝南方向，復(fù)活滑坡數(shù)量和滑坡復(fù)活率分別從＞95km－2和0.5%減少到＜65km－2和0.2%（圖4f，4g）。盡管趨勢(shì)是減少，但在高切河的上游滑坡復(fù)活率再次增加，并且形成了一個(gè)明顯的峰值（18.18°－18.22°N，圖4f，4g）。

3.2 同震形變和斷層破裂幾何形狀

2010年地震的復(fù)雜破裂機(jī)制產(chǎn)生了兩個(gè)主要的變形區(qū)域：第一個(gè)是在上升段，從恩里基約—普蘭廷加登斷層帶以南5km寬的條帶直到北部的洪積扇三角洲區(qū)域；第二個(gè)是在下降段，覆蓋了南部的山區(qū)（圖5a）。垂直形變量從－0.6m到＋0.6m（Hayes et al，2010），大部分同震滑坡叢集在＋0.01m到＋0.3m偏移量的區(qū)域（圖5）?；碌母患圆](méi)有展示出明顯與垂直形變率的關(guān)系。例如，滑坡的數(shù)量，主要是側(cè)向滑移和淺層的巖土崩塌及滑動(dòng)，在萊奧甘三角洲沖積扇部分的海岸比較有限，盡管這些地方同震垂直位移量很高，高達(dá)＋0.6m（圖5a與5b）。這些滑移量是震中東部的滑坡面積峰值區(qū)域的三倍。目視檢查表明，叢集的滑坡在空間分布上與同震斷層的幾何學(xué)特征是一致的。恩里基約—普蘭廷加登斷層高海拔南坡上滑坡主要分布在同震破裂的上傾邊緣與下傾邊緣之間。在震中以南和西南方向的同震滑坡發(fā)生與破裂擴(kuò)展的方向（方向性）一致，顯示出顯著的同震滑移朝南的方向可能使地震動(dòng)振幅向南逐漸增大。

圖5 同震形變、滑移和滑坡密度的分布。（a）由InSAR得到的垂直形變信息（據(jù)Hayes et al，2010）；實(shí)心圓代表同震滑坡；黑色五角星代表震中。（b）歸一化滑坡密度圖（參考圖4）。（c）由InSAR數(shù)據(jù)反演、野外現(xiàn)場(chǎng)偏移測(cè)量和寬頻遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)得到的破裂模型和同震滑移幅度（據(jù)Hayes et al，2010）。（d）萊奧甘逆沖斷層和恩里基約—普蘭廷加登斷層盲破裂的斷塊圖。歸一化的滑坡密度疊加到了由Mercier de Lépinay等（2011）得到的數(shù)據(jù)上面。插入的斷塊圖展示了Hayes等（2010）提出的海地地震破裂幾何圖。粗實(shí)線代表每條斷層的地表投影；PaP：太子港

圖6 在選定的幾種巖石類型中被同震（a）上升（Us）和（b）下降（Ss）影響區(qū)的斜坡坡度的高斯核密度估計(jì)。采樣來(lái)自半徑為1km內(nèi)30m的ASTER DEM，排除了低坡度的峽谷填充區(qū)域?；疑幱笆切逼缕露?；粗線代表被滑坡影響的斜坡部分。插入的柱狀圖表示每個(gè)巖體類型中同震滑坡的坡位。柱狀圖的每個(gè)柱子（從左到右）代表由地形位置索引（Jenness，2006）得到的河流、低坡、中坡、上坡和山脊?；卤嚷剩↙R）是每個(gè)巖體類型由滑坡影響的面積比值

圖7 與震中區(qū)同震上升有關(guān)的同震滑坡的地形粗糙度。（a）以灰色調(diào)顯示的基于高信噪（S／N）比范圍由InSAR垂直形變信號(hào)提取的正（上升）和負(fù)（下降）等值線的矢量崎嶇度圖（Hayes et al，2010）。（b）單體滑坡的矢量崎嶇量度（VRM）值。（c）平均同震滑坡面積密度與同震上升的關(guān)系。（d）平均矢量崎嶇量度變化。黑實(shí)線和虛線分別是平均值和±1σ，圓的尺寸和顏色根據(jù)滑坡面積給出

3.3 斜坡坡度和巖體類型的影響

對(duì)發(fā)生大部分同震滑坡的四對(duì)均勻巖性的樣本地區(qū)斜坡坡度的密度估計(jì)表明，不同的巖體具有不同模式的斜坡傾角。這些樣式在上升和下降段并不統(tǒng)一（圖6a，6b）。除了中新統(tǒng)灰?guī)r（Ems），下降段（Ss）巖體的斜坡坡度比上升段均勻?qū)?yīng)巖體（Us；圖6a，6b）具有更高的坡度。白堊紀(jì)火山巖（Ca）和早中新世復(fù)理石與灰?guī)r（Mi）的Sh值分別為約0.35和0.32，這顯著低于兩個(gè)盲破裂段的白堊紀(jì)拉斑玄武巖沉積復(fù)合體（Cb）和中新世石灰?guī)r（Ems）的值（圖6a，6b），即Sh值分別約為0.42和0.52。

Ca中的很多同震滑坡叢集在蝕變的火山巖中，發(fā)生在斜坡的底部（圖6a，6b）。另一方面，早中新世復(fù)理石和灰?guī)r（Mi）區(qū)域主要發(fā)生了基巖滑坡和下降段的同震滑坡，這些滑坡明顯發(fā)生在比附近的（＜10km）上升段更陡的斜坡上，無(wú)論是平均坡度還是模式坡度均如此。

當(dāng)對(duì)比上升段與下降段的巖體類型時(shí)，最陡的斜坡坡度發(fā)生在上升段（北部）的Ems單元中，這樣的巖性區(qū)域發(fā)生了45%的同震滑坡。除了這個(gè)單元，在下降段的巖石中同震滑坡的坡度大都較高，這些區(qū)域中的同震滑坡相當(dāng)接近上坡和山脊處。

單體滑坡的矢量崎嶇量度（VRM）在下降段較高，此區(qū)的形變沿莫曼斯河的上升段從0.01m到0.1m。最低的矢量崎嶇量度大多出現(xiàn)在上升段的北部。我們還發(fā)現(xiàn)，下降段以及上升段南部的單體同震滑坡的平均矢量崎嶇量度超過(guò)了地震影響區(qū)總體平均矢量崎嶇量度約2.5倍（圖7a，7b）。

4 討論

4.1 復(fù)雜破裂機(jī)制與地形的聯(lián)合作用

圖8 上升段沿走向（東－西方向）分布的（a）平均同震形變（Hayes et al，2010）、（b）同震和復(fù)活滑坡歸一化密度、（c）平均地形起伏和（d）平均坡度。上升段和下降段沿南－北方向分布的（e）平均同震形變（Hayes et al，2010）、（f）同震和復(fù)活滑坡密度、（g）平均地形起伏和（h）平均坡度。插圖表示條帶剖面的位置。黑線（c，d，g，h）和陰影是在60m箱中的平均值及±1σ。淺灰色和深灰色區(qū)域定界（b）中歸一化滑坡密度和（e）中不同斷層幾何特征分段的峰值；灰色虛線是區(qū)域平均值；圖b和f在表現(xiàn)同震滑坡和復(fù)活滑坡密度的比例尺不同

在研究區(qū)內(nèi)，同震滑坡的分布量隨地形和同震形變變化很大。東西方向條帶的剖面凸顯了上升段同震滑坡豐富峰值與最高地形起伏和最陡峭斜坡的空間一致性 ［圖8a，段3（S3）］，發(fā)生了超過(guò)80%的同震滑坡。盡管這一段可觀察到同震形變，但卻在平均值以下。雖然西部三角洲和低山區(qū)域 ［圖8a（S2）］經(jīng)歷了最高的同震形變，但低于平均的地形起伏值和斜坡坡度使同震滑坡密度減少了，這明顯地與平均地形起伏和坡度超過(guò)70km長(zhǎng)的趨勢(shì)一致（圖8c，8d）?；旅芏燃眲∠陆蹬c盲破裂段東端的最低形變一致（圖8a）。從這一點(diǎn)向東，滑坡的密度值稍微增加，復(fù)活滑坡占了相當(dāng)大的一部分（圖8b）。盡管非同震滑坡發(fā)生地區(qū)的起伏平均值高于同震滑坡發(fā)生的地區(qū)，但在深切峽谷內(nèi)同震滑坡叢集發(fā)生的原因可能是由于地形的放大效應(yīng)。

南北方向的條帶剖面提供了斷層破裂和地形對(duì)同震滑坡分布樣式綜合影響的更明確的圖像，55%的同震滑坡位于上升段（圖8e，8f）。盡管是高同震上升率，最低的同震滑坡密度在上升段的北部，因?yàn)榈匦纹鸱?。上升段的同震滑坡密度峰值在盲破裂的南?［圖8e，8f，上升段1（Us1）］。本段最突出的是極少有滑坡發(fā)生在區(qū)域地形起伏與坡度平均值以下。在上升段8km狹窄區(qū)內(nèi)，高滑坡豐度的區(qū)域具有比整體平均值（圖8e～8h）更高（或相當(dāng)）的平均同震形變、區(qū)域地形起伏度和地形坡度值。下降段滑坡密度的空間分布與上升段不同，具有更低的滑坡密度和更分散的分布。

盡管平均地形起伏度與斜坡坡度值較高，但我們推斷平緩的滑坡密度峰值和分散的滑坡分布與在地殼下降段相對(duì)低的同震形變率呈現(xiàn)一階對(duì)應(yīng)關(guān)系，這個(gè)下降段的塊體是相對(duì)穩(wěn)定的，且在地震中扮演了被動(dòng)的斷塊。該地震還向南部輻射了一定的能量，受滑坡影響區(qū)的面積幾乎等于上升段滑坡的影響面積（即3.95km2）。這個(gè)幾乎相等的比例與以前報(bào)道中的逆斷型地震觸發(fā)滑坡的面積比例不一致。

在上升段和下降段，地震期間崎嶇地形的地形反應(yīng)是不同的（圖7），其原因可能是地震場(chǎng)地效應(yīng)。同震滑坡傾向于優(yōu)先發(fā)生在比模態(tài)坡度更傾斜陡峭的斜坡上，這在很多滑坡易發(fā)山區(qū)已經(jīng)得到確認(rèn)，如美國(guó)（Wolinsky and Pratson，2005）、 新 西 蘭（Korup，2008）、瑞士的阿爾卑斯山（Korup and Schlunegger，2009）和日本（Iwahashi et al，2001，2003）。在崎嶇的地形中，地震動(dòng)峰值加速度（PGA）值可以有約50%的變化幅度，如深切的峽谷、山脊、陡峭的斜坡和 懸 崖 （Faccioli et al，2002；Paolucci，2002；Meunier et al，2008；Shafique et al，2011）。從它們的地形位置（圖6）、地形粗糙度和結(jié)構(gòu)特征（圖2b與圖7）我們推斷，地震場(chǎng)地效應(yīng)普遍出現(xiàn)于下降段和上升段的南部。然而，這還不能直接在地震數(shù)據(jù)上顯示出，因?yàn)楹５厥且粋€(gè)地震儀器分布稀疏的地區(qū)。同震滑坡的發(fā)生率在深切峽谷和山地地形是不同的。在莫曼斯和高切河盆地，同震滑坡發(fā)生率較高，并且最優(yōu)發(fā)生在山脊和上坡處。然而，這種模式在上升段的很多部位并不顯著（圖6a）。

4.2 與其他逆斷型地震對(duì)比

對(duì)于一給定震級(jí)，逆斷型地震會(huì)比走滑型地震或者正斷型地震（Campbell，1981；Oglesby et al，1998，2000）產(chǎn)生更高的地震動(dòng)。另外，逆斷層或逆沖斷層的上盤往往產(chǎn)生更高的地震動(dòng)峰值加速度（PGA；Abrahamson and Somerville，1996；Abrahamson and Silva，1997）。Campbell（2003）將這種上盤效應(yīng)歸因于斷層上盤楔形體內(nèi)輻射花樣、震源方向性和地震波捕獲組合的結(jié)果。這種類型的斷層作用將會(huì)進(jìn)一步增加侵蝕率，因?yàn)橥ㄟ^(guò)勢(shì)能的增益提升了上盤（Molnar et al，2007），并且由于地震重復(fù)對(duì)上盤沖擊會(huì)降低巖石的強(qiáng)度（Korup，2004）。

圖9 從逆斷型或逆沖斷型地震整理得到的同震滑坡編目數(shù)據(jù)總結(jié)。左圖展示了歷史地震（灰色條）和近期地震（黑色條）中記錄的斷層作用范圍（修改自McCalpin，2009）。粗條和細(xì)條是地表斷層破裂和盲斷層破裂的長(zhǎng)度；估計(jì)的地表破裂長(zhǎng)度（灰色條）和最大同震上升（淺灰色箭頭）來(lái)自 Wells與Coppersmith（1994）；下限來(lái)自Bonilla（1988）。最大同震上升（MCU，黑灰色箭頭）和地表／盲斷層破裂地震：（1）汶川 MW7.9地震（Liu－Zeng et al，2009）；（2）集集 MW7.6地震（Chen et al，2003）；（3）海地 MW7.0地震（Hayes et al，2010）；（4）巖手—宮城MW6.9地震（Ohta et al，2008）；（5）北嶺MW6.7地震（Shen et al，1996）；（6）洛爾卡MW5.2地震（Martinez－Diaz et al，2012）。右圖為同震滑坡在上盤和下盤的影響區(qū)面積分布圖和當(dāng)?shù)氐匦纹鸱暮许殘D。盒子分割出了上下四分位和中值；晶須為5%和95%；空心圓為離群值?；戮幠繑?shù)據(jù)來(lái)自Gorum等（2011）、Liao與Lee（2000）、Yagi等（2009）、Harp與Jibson（1995）、Alfaro等（2012）；滑坡的下限來(lái)自 Keefer（1984）

逆沖型地震觸發(fā)的滑坡獨(dú)特非對(duì)稱的上盤群集支持這一觀點(diǎn)（圖9）?；戮幠空f(shuō)明了同震滑坡在上盤的數(shù)量?jī)?yōu)勢(shì)，如1999年集集地震（MW7.6）、2008年汶川地震（MW7.9）和2008年巖手—宮城內(nèi)陸地震（MW6.9）（Liao and Lee，2000；Yagi et al，2009；Gorumet al，2011）。但是，1994年北嶺地震（MW6.7）和2010年海地地震（MW7.0）觸發(fā)的滑坡相對(duì)發(fā)震斷層是接近對(duì)稱分布的（圖9）。2010年海地地震由于其盲破裂也不同于其他類似震級(jí)的逆沖型地震。這次事件在關(guān)于上盤與下盤上發(fā)生同震滑坡的比率方面，類似于1994年的北嶺地震（MW6.7）。北嶺地震盡管觸發(fā)了11 000處滑坡，但也是一次盲破裂的地震。1994年北嶺地震觸發(fā)的滑坡特有豐度對(duì)應(yīng)其震級(jí)，可通過(guò)顯示出高于平均動(dòng)態(tài)應(yīng)力降的異常高地震動(dòng)強(qiáng)度來(lái)解釋（Shen et al，1996）。總體上我們發(fā)現(xiàn)，地表破裂的地震同震滑坡在上盤與下盤的比率要高于盲破裂的地震。

這一發(fā)現(xiàn)有待將來(lái)地震觸發(fā)滑坡事件的進(jìn)一步證實(shí)。然而，在巖石場(chǎng)地條件上考慮上盤標(biāo)度的地震動(dòng)峰值加速度的衰減關(guān)系是對(duì)地表破裂地震從上盤到下盤的地震動(dòng)的一步（Abrahamson and Silva，2008）。上盤與下盤之間地震動(dòng)的差異地表破裂地震更明顯，地震動(dòng)集中在上盤。對(duì)于盲破裂地震，上盤到下盤的地震動(dòng)過(guò)渡是平緩的，盡管上盤的地震動(dòng)比例仍舊更高（Abrahamson and Silva，2008）。在盲破裂地震期間觀測(cè)到的短時(shí)間地震動(dòng)對(duì)應(yīng)高于平均的動(dòng)態(tài)應(yīng)力降（Campbell，2003），可能由于缺少地表破裂（Somerville，2000；Somerville and Pitarka，2006）或者總斷層滑移?。ˋnderson，2003）。

圖10 盲破裂地震和地表破裂地震（2008年汶川MW7.9地震；1999年集集MW7.6地震；2010年海地MW7.0地震；1994年北嶺MW6.7地震）滑坡面積與滑坡概率密度的關(guān)系

在地表破裂型地震發(fā)生期間，地震能量更多聚集在地表，靜態(tài)應(yīng)力降通過(guò)平均位移的顯著增加，可能會(huì)在近斷層處產(chǎn)生更多的同震滑坡。另外，在地表破裂型地震發(fā)生期間，同震斷裂附近的剪切應(yīng)力增加，取決于變形帶的寬度和同震滑移的幅度（King et al，1994；Harris，1998；Stein，1999）。這不但可在沿地表破裂斷層寬條帶（約8km）內(nèi)的上盤引起大規(guī)模的同震滑坡，而且也可使滑坡影響面積比率提高到比其他段高6倍（Liao and Lee，2000；Gorumet al，2011）。然而，2010年地震觸發(fā)滑坡密度最高的滑坡規(guī)模要低于其他地表破裂型地震觸發(fā)的滑坡（圖10）。

關(guān)于塊體坡移的響應(yīng)，按照潛在的震級(jí)控制、地表破裂的發(fā)生和地形起伏度對(duì)比逆向或逆斷型地震的滑坡編目表明看似微小的差異都很重要（圖9）。同震滑坡的數(shù)量看來(lái)主要受地震震級(jí)的控制，而不是斷層是否形成地表破裂。然而，滑坡對(duì)類似震級(jí)地震的響應(yīng)表現(xiàn)出了明顯的不同。例如，2008年巖手—宮城內(nèi)陸地震（MW6.9）比2010年海地地震（MW7.0）震級(jí)低，低地形起伏的影響面積也小，但上盤效應(yīng)更顯著，山體滑坡總體上也更大（圖9和圖10）。此外，盲逆沖斷層地震的上盤形態(tài)特征不如地表破裂型地震的上盤形態(tài)明顯，這可能反應(yīng)出其或者是近期形成的斷層，或者是斷層增長(zhǎng)率被侵蝕速率超過(guò)的老斷層（圖9）。

總之，不同的同震滑坡響應(yīng)可能不但由地震震級(jí)所驅(qū)動(dòng)，也可能由盲斷層作用和下盤起伏所驅(qū)動(dòng)。在這種情況下，有關(guān)地震觸發(fā)滑坡的研究對(duì)斷層幾何學(xué)的控制作用迄今很大程度上均忽略了。我們推測(cè)盲破裂與地表破裂地震之間所導(dǎo)致的滑坡的豐度、分布樣式和規(guī)模均是不同的。我們對(duì)2010年海地地震的研究表明，地貌和構(gòu)造環(huán)境的區(qū)域差異在控制同震滑坡方面至關(guān)重要。我們還發(fā)現(xiàn)，同震滑坡的斜坡位置是各種各樣的，這與以前文獻(xiàn)所述的模式有分歧（Meunier et al，2008）。

5 結(jié)論

我們說(shuō)明了盲破裂與地表破裂型地震之間所觸發(fā)滑坡的豐度、分布樣式和規(guī)模分布的差異。我們對(duì)2010年海地地震（MW7.0）的研究表明，地形地貌和構(gòu)造環(huán)境的區(qū)域差異對(duì)于控制同震滑坡的分布樣式是重要的。本次地震觸發(fā)了接近4 500處滑坡；其中55%的滑坡位于地震期間的上升區(qū)域。明顯的地震滑坡叢集性與極端區(qū)域地形起伏和斜坡坡度區(qū)一致。這種模式確證了如下觀點(diǎn)：滑坡密度的變化與同震形變和上升段高地形起伏的變化一致。相反，在地形高的同震下降區(qū)滑坡更分散，盡管總的滑坡影響面積相差不大。這主要是由低形變和滑坡在不同地形粗糙度和斜坡陡度的地區(qū)受到限制引起的。在下降段滑坡復(fù)活扮演了重要的角色，有助于更好地調(diào)整凈同震滑坡發(fā)生量。在高地勢(shì)起伏的西南部缺少同震滑坡說(shuō)明地震能量的分布有限，同時(shí)說(shuō)明這個(gè)地區(qū)的許多震前活動(dòng)的滑坡沒(méi)有復(fù)活。

對(duì)同震滑坡編目圖的對(duì)比表明，在逆沖或逆斷層上，盲破裂地震觸發(fā)的滑坡比地表破裂型地震觸發(fā)的滑坡少。同震滑坡的位置、豐度和影響面積與破裂的類型和日光作用、區(qū)域地形起伏度及地震震級(jí)具有一級(jí)線性聯(lián)系。2010年海地地震觸發(fā)的滑坡頻度—規(guī)模分布和總面積低于相似震級(jí)事件，主要是因?yàn)樵诿て屏哑陂g靜態(tài)應(yīng)力降低和平均斷層位移小。破裂擴(kuò)展的方向性放大了區(qū)域地形差異，疊加了同震滑坡的對(duì)稱格局。我們的結(jié)果為進(jìn)一步量化地表破裂或盲破裂地震對(duì)同震滑坡的影響提供了一個(gè)可檢驗(yàn)的假設(shè)。因此，關(guān)于同震滑坡的研究需要更大數(shù)量的完整滑坡編目圖和未來(lái)開(kāi)展更全面的地震觸發(fā)滑坡研究。