2010年海地地震的复杂破裂机制与地形控制的滑坡样式对称性

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日当地时间16∶53（协调世界时21∶53），海地伊斯帕尼奥拉岛的南部发生了MW7.0地震。本次地震是南伊斯帕尼奥拉近期历史上最致命的事件，造成了超过316 000人死亡，300 000多人受伤，35 000座建筑毁坏，1 500 000人无家可归（Cavallo et al，2010）。这次地震的宏观震源位于18.44°N，72.57°W，深度是13km，地震区地震仪器覆盖程度差。美国地质调查局（USGS）的国家地震信息中心（NEIC）和全球矩心矩张量解都认为，本次事件的初始位置和机制均与左旋的恩里基约—普兰廷加登断层带破裂有关。该断层带是加勒比板块与戈纳夫微小板块之间相对运动速率为7±2mm／a的 主 断 层 系 （Mann et al，1984；Manaker et al，2008；Hayes et al，2010；图1）。

受地震影响最大的地区位于伊斯帕尼奥拉岛东部两个主要地壳结构——恩里基约—普兰廷加登断层带与横贯海地断层带（THB）的交汇连接区（图1a与1b）。根据历史记录，在恩里基约—普兰廷加登断层上，曾经在18世纪发生过M＞7的地震（Mann et al，1995；Calais et al，2010；Bakun et al，2012）。然而，2010年的本次地震并没有造成任何可以观察到的地表破裂（Prentice et al，2010；Mercier de Lépinay et al，2011），这就出现了哪条断层是此次地震发震断层的问题。综合余震矩张量解（Mercier de Lépinay et al，2011）、空间大地测量（Hayes et al，2010；Hashimoto et al，2011）和基于野外隆起数据的研究，揭示了一个复杂的破裂过程，涉及多个断层的滑动（Hayes et al，2010），地表形变由 N264°E北倾的莱奥甘盲逆冲断层上的破裂驱动，沿恩里基约—普兰廷加登断层只有轻微的深左旋走滑分量。断层模型结果表明，主要的发震莱奥甘盲断层产生了约80%的地震矩（Hayes et al，2010）。破裂的扩展方向主要集中在南和东南方向，在破裂扩展方向上幅度增加，原因是震源的方向性在相反的方向上震动减弱（Hayes et al，2010；Hough et al，2010）。综合大地测量与地震数据进一步说明，除逆冲断层上的滑移向北之外，在陡峭（70°）南倾的断层，即恩里基约—普兰廷加登断层，还发生了一部分深部侧向运动的破裂（图1b；Hayes et al，2010；Mercier de Lépinay et al，2011）。

这次地震不但导致了严重的人员伤亡和基础设置损毁，而且触发了数千处滑坡（图1a）。这里我们探索了复杂的断层滑动、空间变化的垂直形变、地形和岩性对同震滑坡空间分布和丰度的可能影响。我们的目标是根据近4 500处震后滑坡详细编目图，量化由雷达遥感、断层几何模型、数字高程数据和地质图所证实的地震、地形和岩体类型控制的潜在贡献。

图1 研究区构造背景与滑坡分布图。（a）2010年1月海地MW7.0地震震中周边区域；沙滩球展示了震源机制（earthquake.usgs.gov）。（b）加勒比板块边界的构造背景。五角星和点分别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（带有±1σ晶须的白色圆圈）：冲积平原和冲积扇（APF）、沿海悬崖（CSC）、深切峡谷（DIV）、切割的丘陵和山地地形（HDHM）、圆冠的斜坡和丘陵（RLH）、中等陡峭的山坡（MR）、高原悬崖（PE）和陡峭的断陷山（SFH）

1 研究区

我们的研究集中在海地中部2010年地震的震中区域。伊斯帕尼奥拉岛的主要地质特征是有多条近似平行于NW－SE方向的火成岩、变质岩和沉积岩带（Sen et al，1988；Escuder－Viruete et al，2007）。研究区北部的下伏基岩主要是白垩纪到古近系岛弧岩（Sen et al，1988），被自上新世晚期记录到持续构造的晚第三纪沉积物和不整合第四纪冲积物覆盖（Mann et al，1984；图2a）。始新世石灰岩主要在莫曼斯河和研究区西南部出露：沿着恩里基约—普兰廷加登断层和高切河区域的岩石普遍破碎。白垩纪杜米塞奥地层出露于研究区南部，特点是（枕状）玄武岩和少量苦橄岩与深海灰岩的互层，塞勒地块也是如此（图2a）。玄武岩严重风化且有红土剖面。持续的上升和侵蚀，将红土碎屑从玄武岩地形传输到相邻石灰页岩的岩溶结构中（Bird et al，1992）。

左旋的恩里基约—普兰廷加登断层是该区域最显著的走滑断层，以N85°E走向横跨海地的南部半岛。在1751年11月21日和1770年6月3日，该断层带上发生过两次MW7.5地震（Mann et al，1995；Bakun et al，2012）。在研究区中，恩里基约—普兰廷加登断层高度线性的段落与莫曼斯河峡谷相一致，大致平行于东西方向，展示了一个主要受构造控制的地形。西北—东南和东西走向的峡谷和山脊系与区域主压应力轴方向一致。从北向南，平均高程逐渐增加，最高的高原高程约2 500m。恩里基约—普兰廷加登断层南部的地形起伏大，沿中部莫曼斯峡谷和塞勒地块朝北的斜坡，与研究区平均山体坡度（约0.25）相比，平均坡度明显更陡（约0.53）。

海地的热带气候特征是周期性的干旱与热带气旋（飓风），降雨格局反映了地形起伏的南北方向的梯度。该地区每年经历两个雨季，即4月到6月和10月到11月，飓风季节从6月初到11月底。本次地震发生在干燥的季节。2004年热带风暴 “珍妮”使海地遭受重大损失，造成大量降雨、洪水泛滥，以及伊斯帕尼奥拉岛南部的山体滑坡。此外，2008年的飓风 “费伊”、“古斯塔夫”、“汉娜”、“艾克”都严重影响了该地区（NOAA，2012）。

2 材料与方法

我们根据震前和震后的高分辨率卫星影像和航片，对单体滑坡的位置和面积进行了制图，所覆盖的面积约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）数据。震后的数据包括覆盖大部分地震重灾区（见附加信息的图S1和表S1）的GeoEye－1（0.4m）数据和高分辨率的 Google®及 MicrosoftTM的UltraCamG航片（0.15～0.30m分辨率）。卫星影像和航片经过几何校正，校正时使用了很好分布在拍摄GeoEye－1和 MicrosoftTM的 UltraCamG 航片之前的震后影像上的52个地面控制点（GCP）。我们使用多项式最邻近重采样方法和地面控制点去建立转换模型，制作地理校正的影像。平均地理校正精度的均方根误差（RMSE）小于1个像元。将震后与震前的遥感影像相叠加不会有任何明显不匹配。我们主要使用研究区内云和阴影的面积小于0.4%的影像。

图2 研究区构造背景。（a）研究区地质图（据Lamber et al，1987）。Qal：第四纪冲积层；P：上新世弱胶结砂岩、泥灰岩和碎屑岩沉积；Ms：晚中新世石灰石、泥灰岩、砂岩；Mm：中新世中期蓝灰色泥灰岩和浅海灰岩；Mi：中新世早期复理石和石灰岩；O：渐新世灰岩和泥灰质灰岩，Es：中新世晚期深海石灰岩；Ems：中新世中期到晚期石灰岩；EP：晚古新世－始新世早期到中期砾岩、砂岩和火山碎屑岩（塞勒地块）；Cs：森诺深海石灰石；Pi：白垩纪泥灰岩和泥灰质灰岩；Cc：白垩纪石灰岩，红色泥灰岩互层；Ca：白垩纪火山岩和蚀变火山岩，间含火山熔岩和火山碎屑岩；Cb：白垩纪拉斑玄武岩与沉积物复合体（杜米塞奥地层）枕状结构，大量的玄武岩和轻微的苦橄岩与远洋石灰岩互层。（b）玫瑰图分别代表断层与褶皱、地形组构、整个研究区的同震与非同震滑坡的运动方向和下降与上升区部分。（c）在东西相对板块运动的左旋走滑板块边界区预测的结构应变椭圆结果（据Mann et al，1984）。（d）每个地质单元的滑坡面积与滑坡面积比率统计结果

基于真彩色复合影像和全色影像，使用单屏影像解译方法进行目视滑坡探测。为了在高分辨率影像上识别单体滑坡，我们使用了诸如形状、尺寸、颜色、色调、纹理和地貌组合差异的鉴别特征（van Zuidam，1985；van Westen et al，2008；Fiorucci et al，2011；Gorum et al，2011；Fan et al，2012a，2012b）。我们还使用了在地震后短期内从直升飞机上拍摄的倾斜航空照片（US Geological Survey，2010，http：／／cires.colorado.edu／～bilham）。我们总计圈定了共4 492处同震滑坡，不过由于地震前后遥感影像之间的一些噪声，这个结果是一个较低的估计，排除掉了清楚识别的面积小于20m2的滑坡。假定地震前影像上的滑坡主要是由降雨诱发，我们区别了非震滑坡和同震，即2010年之后的滑坡编目。我们在1km半径的移动窗口内，使用高斯核密度方法，计算了滑坡影响的空间密度（km－2）和面积比例（%）。为了量化地震对滑坡丰度的净影响，我们基于震前滑坡面积与同震滑坡面积范围的对比，计算了复活率（%）。

为了评价地形和地表破裂过程对同震滑坡分布的作用，我们组合了不同的地形指标与可以利用的岩性和垂直同震形变分布的数据。区域尺度的同震形变率和地震破裂过程是基于干涉合成孔径雷达（InSAR）联合反演、偏移野外测量、远震体波数据（Hayes et al，2010）的详细破裂模型的部分。我们通过ASTER全球数字高程模型第2版（GDEM－2），使用3×3移动窗内最佳拟合平面，计算了分辨率为30m的山坡坡度Sh。当地的地形起伏H通过与1km半径内最大高程范围相同的数据计算获得。我们还基于分散的地形表面法向矢量（Sappington et al，2007），计算了作为地震过程中结合坡向和坡度变化的地形响应代表的矢量崎岖量度（VRM）。

为了研究岩体类型对同震滑坡发生的潜在影响，我们根据Lambert等（1987）的1∶250 000比例尺的地质图，对主要构造结构与岩性单元扫描和正射轮廓进行了数字化。我们使用Kourp（2008）的方法，在研究区的上升段和下降段，导出了同种岩石类型的Sh密度估计。这些分布的峰值可以作为区域范围内岩石强度的代表值（Korup，2008； Korup and Schlunegger，2009；Korup and Weidinger，2011），并且可以评价岩体类型对于同震滑坡的易发性。我们在此分析中排除了低同震滑坡密度（＜0.01%）区域。我们沿着两条穿越地震区的条带剖面，中心位于盲断层破裂区域和最大的垂直同震形变区域，绘制了同震形变率、滑坡密度、局部地形起伏和坡度数据。最后，我们对近期几次逆断层或者逆冲断层型地震触发的同震滑坡进行了编目，作为连接断层几何形状、破裂动力学机制和同震滑坡分布样式的参考。

3 结果

3.1 区域滑坡分布

2010年海地地震在大约2 250km2的区域内至少触发了4 490处滑坡，最远的滑坡距离震中约46km。2010年地震之前的滑坡编目结果表明存在22个潜在的史前滑坡和1 273个近期活动的滑坡。2010年地震使得滑坡丰富了3倍以上。史前的、近期的非地震滑坡和同震滑坡影响的面积分别为19.4km2、16.5km2和8km2。我们发现572处滑坡在2010年地震期间重新活动了，影响面积是0.7km2，或者＜0.04%的研究区。因此，大概700处震前存在的非地震滑坡在2010年地震期间没有重新活动。

图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；黑色星号代表2011年地震震中位置；白色箭头代表河水流向。老滑坡可能是史前发生的

大多数同震滑坡丛集在5km宽的条带内，沿着莱奥甘断层盲破裂与恩里基约—普兰廷加登断层带交汇的区域（图3）。大部分滑坡并不是分布在上盘，而是主要发生在莫曼斯河峡谷的斜坡﹑研究区南部的山区和恩里基约—普兰廷加登断层南部的深切峡谷。大部分同震滑坡是浅层的岩质与土石崩塌，包括顶部风化数米的强风化破碎岩石、风化层、红壤（Jibson and Harp，2011）。基岩滑坡主要发生在始新统和上新统的灰岩中（图2c）。相反，大部分非同震滑坡群集地发生在深度风化花岗岩厚层红土的土壤和土石滑坡，尤其是在接近恩里基约—普兰廷加登断层的南侧（图2a）。几个侧向滑移发生在太子港与莱奥甘沿海三角洲扇状沉积的人工填充的松散第四纪沉积物中（图1a，2a）。在高切河峡谷的上游段滑坡很多，主要沿重叠在强烈破碎的上新统灰岩上的西北－东南方向的倾伏褶皱轴分布（图1a，2a）。该峡谷中1／3的滑坡是复发的滑坡。大约85%的非地震滑坡和同震滑坡发生在高切河峡谷的西南朝向峡谷的斜坡上。

地震滑坡发生的优势方向与该地区新构造运动的主要方向一致。断层北部上升段的滑坡分布和南部下降段的滑坡分布随主要构造结构的变化而变化（图2b）。优势的新构造和地形结构是东西方向和西北－东南方向，大于60%的同震滑坡发生在狭窄、深侵蚀的峡谷和陡峭的山体斜坡上；这些地区中80%的滑坡牵涉到基岩。相反，非同震滑坡的滑动方向与区域主应力轴无关（图2b），＞55%的滑坡发生在密集切割的丘陵到山区地形中（图1c）。

在莫曼斯河峡谷，同震滑坡分布量很高，最远出现在向南约5km处（图4a）。非同震滑坡和同震滑坡的密度从北向南是不同的，在西南的高原最小，地震滑坡复活率比较低（图4）。

在恩里基约—普兰廷加登断层北部，滑坡的密度更高，但在该断层的东部延展段上迅速降低（约72.18°N）。在南部，除高切河谷的上游，和在东部，与同震滑坡相比，非同震滑坡丰度的峰值分布更随机（图4a，4b）。横跨海地南中部的条带剖面，在同震滑坡和非同震滑坡的滑坡密度及复活率方面，突出了这些坡度（图4d－4g）。在低坡度的三角洲地区，同震滑坡的影响面积百分比是0.2%到5%。在莫曼斯峡谷陡峭的斜坡上同震滑坡的发生率是5%，最大的非同震滑坡发生面积百分比是2%（图4d，4e）。将近40%的同震滑坡，包括最大的滑坡，发生在沿莫曼斯河直到莱奥甘盲破裂和恩里基约—普兰廷加登断层东部终止区域的峡谷斜坡上（图4b，4e）。再往南，在上升与下降段边界附近的区域，具有最高的地震滑坡复活率。朝南方向，复活滑坡数量和滑坡复活率分别从＞95km－2和0.5%减少到＜65km－2和0.2%（图4f，4g）。尽管趋势是减少，但在高切河的上游滑坡复活率再次增加，并且形成了一个明显的峰值（18.18°－18.22°N，图4f，4g）。

3.2 同震形变和断层破裂几何形状

2010年地震的复杂破裂机制产生了两个主要的变形区域：第一个是在上升段，从恩里基约—普兰廷加登断层带以南5km宽的条带直到北部的洪积扇三角洲区域；第二个是在下降段，覆盖了南部的山区（图5a）。垂直形变量从－0.6m到＋0.6m（Hayes et al，2010），大部分同震滑坡丛集在＋0.01m到＋0.3m偏移量的区域（图5）。滑坡的富集性并没有展示出明显与垂直形变率的关系。例如，滑坡的数量，主要是侧向滑移和浅层的岩土崩塌及滑动，在莱奥甘三角洲冲积扇部分的海岸比较有限，尽管这些地方同震垂直位移量很高，高达＋0.6m（图5a与5b）。这些滑移量是震中东部的滑坡面积峰值区域的三倍。目视检查表明，丛集的滑坡在空间分布上与同震断层的几何学特征是一致的。恩里基约—普兰廷加登断层高海拔南坡上滑坡主要分布在同震破裂的上倾边缘与下倾边缘之间。在震中以南和西南方向的同震滑坡发生与破裂扩展的方向（方向性）一致，显示出显著的同震滑移朝南的方向可能使地震动振幅向南逐渐增大。

图5 同震形变、滑移和滑坡密度的分布。（a）由InSAR得到的垂直形变信息（据Hayes et al，2010）；实心圆代表同震滑坡；黑色五角星代表震中。（b）归一化滑坡密度图（参考图4）。（c）由InSAR数据反演、野外现场偏移测量和宽频远震波形数据得到的破裂模型和同震滑移幅度（据Hayes et al，2010）。（d）莱奥甘逆冲断层和恩里基约—普兰廷加登断层盲破裂的断块图。归一化的滑坡密度叠加到了由Mercier de Lépinay等（2011）得到的数据上面。插入的断块图展示了Hayes等（2010）提出的海地地震破裂几何图。粗实线代表每条断层的地表投影；PaP：太子港

图6 在选定的几种岩石类型中被同震（a）上升（Us）和（b）下降（Ss）影响区的斜坡坡度的高斯核密度估计。采样来自半径为1km内30m的ASTER DEM，排除了低坡度的峡谷填充区域。灰色阴影是斜坡坡度；粗线代表被滑坡影响的斜坡部分。插入的柱状图表示每个岩体类型中同震滑坡的坡位。柱状图的每个柱子（从左到右）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。滑坡比率（LR）是每个岩体类型由滑坡影响的面积比值

图7 与震中区同震上升有关的同震滑坡的地形粗糙度。（a）以灰色调显示的基于高信噪（S／N）比范围由InSAR垂直形变信号提取的正（上升）和负（下降）等值线的矢量崎岖度图（Hayes et al，2010）。（b）单体滑坡的矢量崎岖量度（VRM）值。（c）平均同震滑坡面积密度与同震上升的关系。（d）平均矢量崎岖量度变化。黑实线和虚线分别是平均值和±1σ，圆的尺寸和颜色根据滑坡面积给出

3.3 斜坡坡度和岩体类型的影响

对发生大部分同震滑坡的四对均匀岩性的样本地区斜坡坡度的密度估计表明，不同的岩体具有不同模式的斜坡倾角。这些样式在上升和下降段并不统一（图6a，6b）。除了中新统灰岩（Ems），下降段（Ss）岩体的斜坡坡度比上升段均匀对应岩体（Us；图6a，6b）具有更高的坡度。白垩纪火山岩（Ca）和早中新世复理石与灰岩（Mi）的Sh值分别为约0.35和0.32，这显著低于两个盲破裂段的白垩纪拉斑玄武岩沉积复合体（Cb）和中新世石灰岩（Ems）的值（图6a，6b），即Sh值分别约为0.42和0.52。

Ca中的很多同震滑坡丛集在蚀变的火山岩中，发生在斜坡的底部（图6a，6b）。另一方面，早中新世复理石和灰岩（Mi）区域主要发生了基岩滑坡和下降段的同震滑坡，这些滑坡明显发生在比附近的（＜10km）上升段更陡的斜坡上，无论是平均坡度还是模式坡度均如此。

当对比上升段与下降段的岩体类型时，最陡的斜坡坡度发生在上升段（北部）的Ems单元中，这样的岩性区域发生了45%的同震滑坡。除了这个单元，在下降段的岩石中同震滑坡的坡度大都较高，这些区域中的同震滑坡相当接近上坡和山脊处。

单体滑坡的矢量崎岖量度（VRM）在下降段较高，此区的形变沿莫曼斯河的上升段从0.01m到0.1m。最低的矢量崎岖量度大多出现在上升段的北部。我们还发现，下降段以及上升段南部的单体同震滑坡的平均矢量崎岖量度超过了地震影响区总体平均矢量崎岖量度约2.5倍（图7a，7b）。

4 讨论

4.1 复杂破裂机制与地形的联合作用

图8 上升段沿走向（东－西方向）分布的（a）平均同震形变（Hayes et al，2010）、（b）同震和复活滑坡归一化密度、（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）平均同震形变（Hayes et al，2010）、（f）同震和复活滑坡密度、（g）平均地形起伏和（h）平均坡度。插图表示条带剖面的位置。黑线（c，d，g，h）和阴影是在60m箱中的平均值及±1σ。浅灰色和深灰色区域定界（b）中归一化滑坡密度和（e）中不同断层几何特征分段的峰值；灰色虚线是区域平均值；图b和f在表现同震滑坡和复活滑坡密度的比例尺不同

在研究区内，同震滑坡的分布量随地形和同震形变变化很大。东西方向条带的剖面凸显了上升段同震滑坡丰富峰值与最高地形起伏和最陡峭斜坡的空间一致性 ［图8a，段3（S3）］，发生了超过80%的同震滑坡。尽管这一段可观察到同震形变，但却在平均值以下。虽然西部三角洲和低山区域 ［图8a（S2）］经历了最高的同震形变，但低于平均的地形起伏值和斜坡坡度使同震滑坡密度减少了，这明显地与平均地形起伏和坡度超过70km长的趋势一致（图8c，8d）。滑坡密度急剧下降与盲破裂段东端的最低形变一致（图8a）。从这一点向东，滑坡的密度值稍微增加，复活滑坡占了相当大的一部分（图8b）。尽管非同震滑坡发生地区的起伏平均值高于同震滑坡发生的地区，但在深切峡谷内同震滑坡丛集发生的原因可能是由于地形的放大效应。

南北方向的条带剖面提供了断层破裂和地形对同震滑坡分布样式综合影响的更明确的图像，55%的同震滑坡位于上升段（图8e，8f）。尽管是高同震上升率，最低的同震滑坡密度在上升段的北部，因为地形起伏低。上升段的同震滑坡密度峰值在盲破裂的南部 ［图8e，8f，上升段1（Us1）］。本段最突出的是极少有滑坡发生在区域地形起伏与坡度平均值以下。在上升段8km狭窄区内，高滑坡丰度的区域具有比整体平均值（图8e～8h）更高（或相当）的平均同震形变、区域地形起伏度和地形坡度值。下降段滑坡密度的空间分布与上升段不同，具有更低的滑坡密度和更分散的分布。

尽管平均地形起伏度与斜坡坡度值较高，但我们推断平缓的滑坡密度峰值和分散的滑坡分布与在地壳下降段相对低的同震形变率呈现一阶对应关系，这个下降段的块体是相对稳定的，且在地震中扮演了被动的断块。该地震还向南部辐射了一定的能量，受滑坡影响区的面积几乎等于上升段滑坡的影响面积（即3.95km2）。这个几乎相等的比例与以前报道中的逆断型地震触发滑坡的面积比例不一致。

在上升段和下降段，地震期间崎岖地形的地形反应是不同的（图7），其原因可能是地震场地效应。同震滑坡倾向于优先发生在比模态坡度更倾斜陡峭的斜坡上，这在很多滑坡易发山区已经得到确认，如美国（Wolinsky and Pratson，2005）、 新 西 兰（Korup，2008）、瑞士的阿尔卑斯山（Korup and Schlunegger，2009）和日本（Iwahashi et al，2001，2003）。在崎岖的地形中，地震动峰值加速度（PGA）值可以有约50%的变化幅度，如深切的峡谷、山脊、陡峭的斜坡和 悬 崖 （Faccioli et al，2002；Paolucci，2002；Meunier et al，2008；Shafique et al，2011）。从它们的地形位置（图6）、地形粗糙度和结构特征（图2b与图7）我们推断，地震场地效应普遍出现于下降段和上升段的南部。然而，这还不能直接在地震数据上显示出，因为海地是一个地震仪器分布稀疏的地区。同震滑坡的发生率在深切峡谷和山地地形是不同的。在莫曼斯和高切河盆地，同震滑坡发生率较高，并且最优发生在山脊和上坡处。然而，这种模式在上升段的很多部位并不显著（图6a）。

4.2 与其他逆断型地震对比

对于一给定震级，逆断型地震会比走滑型地震或者正断型地震（Campbell，1981；Oglesby et al，1998，2000）产生更高的地震动。另外，逆断层或逆冲断层的上盘往往产生更高的地震动峰值加速度（PGA；Abrahamson and Somerville，1996；Abrahamson and Silva，1997）。Campbell（2003）将这种上盘效应归因于断层上盘楔形体内辐射花样、震源方向性和地震波捕获组合的结果。这种类型的断层作用将会进一步增加侵蚀率，因为通过势能的增益提升了上盘（Molnar et al，2007），并且由于地震重复对上盘冲击会降低岩石的强度（Korup，2004）。

图9 从逆断型或逆冲断型地震整理得到的同震滑坡编目数据总结。左图展示了历史地震（灰色条）和近期地震（黑色条）中记录的断层作用范围（修改自McCalpin，2009）。粗条和细条是地表断层破裂和盲断层破裂的长度；估计的地表破裂长度（灰色条）和最大同震上升（浅灰色箭头）来自 Wells与Coppersmith（1994）；下限来自Bonilla（1988）。最大同震上升（MCU，黑灰色箭头）和地表／盲断层破裂地震：（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）岩手—宫城MW6.9地震（Ohta et al，2008）；（5）北岭MW6.7地震（Shen et al，1996）；（6）洛尔卡MW5.2地震（Martinez－Diaz et al，2012）。右图为同震滑坡在上盘和下盘的影响区面积分布图和当地地形起伏的盒须图。盒子分割出了上下四分位和中值；晶须为5%和95%；空心圆为离群值。滑坡编目数据来自Gorum等（2011）、Liao与Lee（2000）、Yagi等（2009）、Harp与Jibson（1995）、Alfaro等（2012）；滑坡的下限来自 Keefer（1984）

逆冲型地震触发的滑坡独特非对称的上盘群集支持这一观点（图9）。滑坡编目说明了同震滑坡在上盘的数量优势，如1999年集集地震（MW7.6）、2008年汶川地震（MW7.9）和2008年岩手—宫城内陆地震（MW6.9）（Liao and Lee，2000；Yagi et al，2009；Gorumet al，2011）。但是，1994年北岭地震（MW6.7）和2010年海地地震（MW7.0）触发的滑坡相对发震断层是接近对称分布的（图9）。2010年海地地震由于其盲破裂也不同于其他类似震级的逆冲型地震。这次事件在关于上盘与下盘上发生同震滑坡的比率方面，类似于1994年的北岭地震（MW6.7）。北岭地震尽管触发了11 000处滑坡，但也是一次盲破裂的地震。1994年北岭地震触发的滑坡特有丰度对应其震级，可通过显示出高于平均动态应力降的异常高地震动强度来解释（Shen et al，1996）。总体上我们发现，地表破裂的地震同震滑坡在上盘与下盘的比率要高于盲破裂的地震。

这一发现有待将来地震触发滑坡事件的进一步证实。然而，在岩石场地条件上考虑上盘标度的地震动峰值加速度的衰减关系是对地表破裂地震从上盘到下盘的地震动的一步（Abrahamson and Silva，2008）。上盘与下盘之间地震动的差异地表破裂地震更明显，地震动集中在上盘。对于盲破裂地震，上盘到下盘的地震动过渡是平缓的，尽管上盘的地震动比例仍旧更高（Abrahamson and Silva，2008）。在盲破裂地震期间观测到的短时间地震动对应高于平均的动态应力降（Campbell，2003），可能由于缺少地表破裂（Somerville，2000；Somerville and Pitarka，2006）或者总断层滑移小（Anderson，2003）。

图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年北岭MW6.7地震）滑坡面积与滑坡概率密度的关系

在地表破裂型地震发生期间，地震能量更多聚集在地表，静态应力降通过平均位移的显著增加，可能会在近断层处产生更多的同震滑坡。另外，在地表破裂型地震发生期间，同震断裂附近的剪切应力增加，取决于变形带的宽度和同震滑移的幅度（King et al，1994；Harris，1998；Stein，1999）。这不但可在沿地表破裂断层宽条带（约8km）内的上盘引起大规模的同震滑坡，而且也可使滑坡影响面积比率提高到比其他段高6倍（Liao and Lee，2000；Gorumet al，2011）。然而，2010年地震触发滑坡密度最高的滑坡规模要低于其他地表破裂型地震触发的滑坡（图10）。

关于块体坡移的响应，按照潜在的震级控制、地表破裂的发生和地形起伏度对比逆向或逆断型地震的滑坡编目表明看似微小的差异都很重要（图9）。同震滑坡的数量看来主要受地震震级的控制，而不是断层是否形成地表破裂。然而，滑坡对类似震级地震的响应表现出了明显的不同。例如，2008年岩手—宫城内陆地震（MW6.9）比2010年海地地震（MW7.0）震级低，低地形起伏的影响面积也小，但上盘效应更显著，山体滑坡总体上也更大（图9和图10）。此外，盲逆冲断层地震的上盘形态特征不如地表破裂型地震的上盘形态明显，这可能反应出其或者是近期形成的断层，或者是断层增长率被侵蚀速率超过的老断层（图9）。

总之，不同的同震滑坡响应可能不但由地震震级所驱动，也可能由盲断层作用和下盘起伏所驱动。在这种情况下，有关地震触发滑坡的研究对断层几何学的控制作用迄今很大程度上均忽略了。我们推测盲破裂与地表破裂地震之间所导致的滑坡的丰度、分布样式和规模均是不同的。我们对2010年海地地震的研究表明，地貌和构造环境的区域差异在控制同震滑坡方面至关重要。我们还发现，同震滑坡的斜坡位置是各种各样的，这与以前文献所述的模式有分歧（Meunier et al，2008）。

5 结论

我们说明了盲破裂与地表破裂型地震之间所触发滑坡的丰度、分布样式和规模分布的差异。我们对2010年海地地震（MW7.0）的研究表明，地形地貌和构造环境的区域差异对于控制同震滑坡的分布样式是重要的。本次地震触发了接近4 500处滑坡；其中55%的滑坡位于地震期间的上升区域。明显的地震滑坡丛集性与极端区域地形起伏和斜坡坡度区一致。这种模式确证了如下观点：滑坡密度的变化与同震形变和上升段高地形起伏的变化一致。相反，在地形高的同震下降区滑坡更分散，尽管总的滑坡影响面积相差不大。这主要是由低形变和滑坡在不同地形粗糙度和斜坡陡度的地区受到限制引起的。在下降段滑坡复活扮演了重要的角色，有助于更好地调整净同震滑坡发生量。在高地势起伏的西南部缺少同震滑坡说明地震能量的分布有限，同时说明这个地区的许多震前活动的滑坡没有复活。

对同震滑坡编目图的对比表明，在逆冲或逆断层上，盲破裂地震触发的滑坡比地表破裂型地震触发的滑坡少。同震滑坡的位置、丰度和影响面积与破裂的类型和日光作用、区域地形起伏度及地震震级具有一级线性联系。2010年海地地震触发的滑坡频度—规模分布和总面积低于相似震级事件，主要是因为在盲破裂期间静态应力降低和平均断层位移小。破裂扩展的方向性放大了区域地形差异，叠加了同震滑坡的对称格局。我们的结果为进一步量化地表破裂或盲破裂地震对同震滑坡的影响提供了一个可检验的假设。因此，关于同震滑坡的研究需要更大数量的完整滑坡编目图和未来开展更全面的地震触发滑坡研究。