jordskred

jordskred er en anden naturlig fare, der udviser magtlovsfrekvensstatistik under en lang række omstændigheder. Vi overvejer først en regional opgørelse over 16.809 jordskred i Umbrien–Marche-området i Italien (14). Denne opgørelse blev opnået fra analyser af luftfotos taget i en skala fra 1:33.000 suppleret med detaljerede geomorfe undersøgelser på udvalgte steder (15, 16). Den ikke-kumulative tal-arealfordeling er angivet i Fig. 9 (datasæt A). De mellemstore og store jordskred korrelerer godt med magt-lovforholdet med eksponent aL = 2.5 og intercept C = 300 (AL i km2). Dette datasæt afviger fra magtlovens skalering for AL < 10-1 km2 (a 300 m). Den tilsvarende kumulative fordeling for EKV. 21 is vi overvejer derefter en opgørelse over 4.233 jordskred i Umbrien-regionen, der blev udløst af en pludselig temperaturændring den 1.januar 1997. Denne opgørelse blev opnået ved analyser af luftfotos taget i en skala på 1:20.000 3 måneder efter snesmeltbegivenheden suppleret med feltundersøgelser. Den ikke-kumulative tal-arealfordeling af disse jordskred er også angivet i Fig. 9 (datasæt B). Bemærk, at de lodrette skalaer er justeret, så de to datasæt overlapper hinanden. Disse jordskred korrelerer også godt med magt-lovforholdet i EKV. 21, igen at tage aL = 2,5 og C = 0,3 (AL i km2). Dette datasæt afviger fra magtlovens skalering for AL < 10-3 km2 (a 30 m).

overlapningen af de to datasæt illustreret i Fig. 9 viser, at magtlovens skalering er gyldig over området for jordskredsområder, 10-3 km2 < AL < = 4 km2, dvs. for længder skalaer større end en 30 m.opgørelsen over den snesmeltede inducerede jordskred (datasæt B) er bestemt mere komplet end de historiske jordskred (datasæt a). Vi konkluderer, at rollover (ved AL = 2 liter 10-2 km2 af jordskredene i den regionale opgørelse i datasæt a skyldes manglende evne til at måle arealerne af de mindre jordskred på luftfotografierne og/eller forårsaget af erosion og andre spildprocesser.

på den anden side er væltningen af jordskredene i datasæt B ikke en artefakt og er resultatet af afkortningen af magtlovens skalering i en længdeskala på ca. en Kurt 30 m. på grund af friskheden af de snesmeltudløste jordskred og kvaliteten og skalaen (1:20.000) af luftfotografierne er det mindste jordskredsområde, der konsekvent er kortlagt, ca. 2,5 kr.10-4 km2 (a kr. 16 m), dvs. lavere end dimensionen a kr. 30 m, hvor datasættet afviger fra magt-lovforholdet. Denne konklusion er også blevet understøttet af detaljerede geomorfe undersøgelser på udvalgte steder, som bekræftede, at varebeholdninger fra luftfotografierne næsten er komplette.

bidraget fra de snesmeltudløste jordskred til den samlede jordskredsbeholdning kan også udledes af sammenligningen af datasæt A og B i Fig. 9. I de faktiske jordskredsbeholdninger har de snesmeltudløste jordskred (datasæt B) et samlet jordskredsareal på 12,7 km2 og repræsenterer 0,7% af det samlede jordskredsareal på 1.831 km2 af de langsigtede (regionale) jordskred (datasæt a). Frekvensarealfordelingerne som vist i Fig. 9 fortæl en anden historie. Antag, at begge varebeholdninger er komplette for de større jordskred. Bevis for, at dette er sandt, kan ses i Fig. 9, hvor begge datasæt A og B har de samme magt-lovfordelinger. Sammenligning af C-værdien fra EKV. 21 for begge fordelinger (Fig. 9), datasæt B har C = 0,3 og datasæt A har C = 300; forholdet er 1:1.000.

området under de to frekvensarealfordelinger repræsenterer det relative samlede jordskredsareal for hvert datasæt. Ændring af C i Ek. 21 ved 1.000 er det samme som at ændre området under frekvensarealkurven med en faktor på 1.000. Baseret på frekvensarealfordelingen udgør det samlede areal af de snesmeltudløste jordskred (datasæt B) derfor 0,1% af det samlede areal af de langsigtede regionale jordskred (datasæt a). Den lavere værdi på 0,1% (mod 0,7% som diskuteret i sidste afsnit) afspejler det faktum, at datasæt A er ufuldstændigt.

et vigtigt spørgsmål er den relative betydning af udløste jordskred i den langsigtede jordskredsbeholdning. Er de fleste jordskred genereret i de største udløste jordskredshændelser, eller er jordskredsbeholdningen domineret af den regelmæssige baggrund for jordskred? Sikkert jordskælv, sne-smelte begivenheder, og høj intensitet eller langvarig nedbør begivenheder udløse mange jordskred. Men hvad er frekvensstørrelsesstatistikken for disse begivenheder? Sammenligningen foretaget i Fig. 9 giver et rationelt grundlag for at kvantificere intensiteten af en udløst jordskredshændelse. Det er uhensigtsmæssigt at tage antallet af tællede jordskred; gør dette til sammenligningen i Fig. 8 ville føre til en alvorlig fejl, da datasæt B er relativt komplet (dvs.hele eller en stor procentdel af de udløste jordskred tælles) og A er ufuldstændig. Baseret på de faktiske jordskredsbeholdninger ville de relative intensiteter af de to datasæt være 4.233/16.809 eller lot 1/4. Dette er meget forskelligt fra vores tidligere konklusion baseret på magtretsfordelingen for hvert datasæt og forholdet 1:1.000 for værdierne af C, at de relative intensiteter er 1/1.000.til sammenligning overvejer vi nu fordelingen af frekvensområdet på 10.000 jordskred udløst over et område på 10.000 km2 ved jordskælvet den 17.januar 1994 Northridge, CA. En oversigt over disse jordskred blev udført af Harp og Jibson (17). De brugte 1:60.000 skala luftfotografering, taget morgenen efter jordskælvet, og sammenlignede disse fotos med fotos taget tidligere. De digitaliserede fotos blev suppleret med feltarbejde. De anslog, at opgørelsen er næsten komplet for jordskred med en længdeskala større end et 5 m. Den ikke-kumulative tal-arealfordeling af disse jordskred er angivet i Fig. 10. Disse jordskred korrelerer godt med magt-lovforholdet EKV. 21 at tage aL = 2,3 og C = 1,0 (AL i km2). Dette datasæt afviger fra magtlovens skalering for AL < 10-3 km2 (a 30 m).

dataene for disse jordskælvsudløste jordskred i Californien ligner bemærkelsesværdigt de snesmeltudløste jordskred i det centrale Italien. Den bedst egnede magtretlige eksponent er aL = 2,3 for Californiens data og aL = 2,5 for de italienske data. Rollovers for små jordskred forekommer i det væsentlige de samme jordskredsområder for de to datasæt. De relative intensiteter af de snesmeltudløste jordskred kan opnås ud fra korrelationerne angivet i fig. 9 og 10. En sammenligning foretaget ved AL = 10-2 km2 viser, at intensiteten af Californiens jordskredshændelse var cirka dobbelt så stor som intensiteten af den italienske jordskredshændelse. Da begge varebeholdninger ser ud til at være relativt komplette, er de relative intensiteter proportionale med antallet af jordskred, dvs.11.000/4.233 = 2,6.

vi sammenligner derefter resultaterne ovenfor med tidligere undersøgelser. Fujii (18) opnåede en kumulativ opgørelse over 800 jordskred forårsaget af en kraftig regnbegivenhed i Japan. En fremragende sammenhæng med magt-lov-forholdet EKV. 22 blev fundet, idet bL = 0,96. Den tilsvarende ikke-kumulative magt-lov eksponent i EKV. 21 er aL = 1,96. Hovius et al. (19) har givet en opgørelse over 4.984 jordskred i montanområdet øst for Alpefejlen. De anslog, at disse jordskred fandt sted over en periode på 40 til 60 år. Deres logaritmisk binnede data korrelerede godt med en magt-lov relation med eksponent bL = 1.17. Fordi logaritmisk binning svarer til en kumulativ fordeling. 22), den tilsvarende ikke-kumulative magt-lov eksponent fra EKV. 21 er aL = 2,17.

Hovius et al. (20) har givet en fortegnelse over 1.040 friske jordskred i Ma-An og Van-Li-afvandingsområderne på den østlige side af Central Range. De anslog jordskredene har en alder på mindre end 10 flere år. Deres logaritmisk binnede data havde en magtretlig eksponent på bL = 1,66. Den tilsvarende ikke-kumulative magt-lov eksponent fra EKV. 21 er aL = 2,66. Dette datasæt afviger fra magtlovens skalering for AL < 10-3 km2 (a 30 m). Det er interessant at bemærke, at magtlovens eksponent og afvigelsen fra magtlovens skalering for dette datasæt og de to jordskredshændelser, vi gav ovenfor (Italien og Californien), er meget ens.

ikke-kumulative tal-arealfordelinger for flere regionale jordskredsbeholdninger er givet af Malamud og Turcotte (21). Resultater for 1.130 jordskred fra Challana Valley, Bolivia korrelerer godt med det ikke-kumulative magt-lovforhold, Ek. 21, tager aL = 2,6; 3.243 jordskred fra Akishi Range, central Japan korrelerer godt og tager aL = 3,0; og 709 jordskælv fra Eden Canyon, Alameda, CA korrelerer godt, idet aL = 3.3.

Hungr et al. (22) har givet kumulative frekvensvolumenopgørelser for 1.937 klippefald og klippeskred langs de vigtigste transportkorridorer i det sydvestlige British Columbia. Dataene korrelerer rimeligt godt med en magtretlig relation, der tager hældningen til at være -0,5 kr 0,2. Hvis man antager, at volumen V korrelerer med området i henhold til V-kur A3/2, er den ækvivalente kumulative frekvensareal effektlovseksponent (EKV. 22) er bL = 0,75 ret 0.30, og den ækvivalente ikke-kumulative frekvensareal effektlovseksponent (EKV. 21) er aL = 1,75 kr 0,30.

Dai og Lee (23) har givet kumulative frekvensvolumenopgørelser for 2.811 jordskred i Hong Kong, der opstod i perioden 1992-1997. Dataene korrelerer rimeligt godt med en magtlov, der tager hældningen til -0.8. Igen antager V kur A3 / 2, den tilsvarende kumulative frekvens-området magt-lov eksponent (EKV. 22) er bL = 1,2, og den tilsvarende ikke-kumulative frekvens-område effekt-lov eksponent. 21) er aL = 2.2.

selvom der bestemt er variation, ser mange jordskredsbeholdninger ud til at tilfredsstille ikke-kumulativ magtlovsfrekvensstatistik med en eksponent aL = 2,5 liter 0,5. Et vigtigt spørgsmål er, om denne relativt store spredning i værdier af aL skyldes spredning i dataene eller af forskellige værdier af aL forbundet med forskellig geologi. For et enkelt datasæt kan fejllinjen på aL være relativt stor. For eksempel, afhængigt af hvor halen er fit, finder Stark og Hovius (24) variationer i størrelsesordenen aL = 2,88 liter 0,22. Denne variation er også stille tydelig i Vores Fig. 9, hvor der for hvert datasæt er en fejllinje på aL = 2,5 liter 0,25 rimelig. Men når de to datasæt kombineres, reduceres fejlen til aL = 2,5 liter 0,10. Denne kombination antyder, at magtfordelingen af jordskred kan være gyldig over en bredere vifte af værdier end vist ved tidligere undersøgelser.

Vi mener, at beviserne er overbevisende om, at mellemstore og store jordskred konsekvent opfylder magtret (fraktal) frekvensstatistik, men hvorfor? En forklaring er simpelthen at påberåbe sig sandbunkemodellen som en analog til jordskred på samme måde som skyderblokmodeller er forbundet med jordskælv. Imidlertid er den ikke-kumulative kraftlovseksponent for jordskred aL = 2,5 liter 0,5, mens den ikke-kumulative kraftlovseksponent for sandbunkemodellen laviner er al-1,0. For at forklare denne forskel, Pelletier et al. (25) kombineret en hældningsstabilitetsanalyse med selvaffin topografi og jordfugtighedsindhold og fundet en magtlov ikke-kumulativ frekvensarealfordeling med aL = 2.6.

Hergarten og Neugebauer (26) brugte en numerisk model, der kombinerede hældningsstabilitet og massebevægelse og fandt en tilnærmelse til en magtlovsfordeling med en eksponent for al-kur 2.1. Disse forfattere (27) brugte senere en cellulær-automatmodel med tidsafhængig svækkelse, svarende til sandbunkemodellen, og fandt en magtretlig fordeling med al kar 2.0. Selvom det bestemt er muligt at udvikle modeller, der gengiver den observerede magt-lovafhængighed af faktiske data, er der et reelt spørgsmål, om disse modeller er realistiske med hensyn til den styrende fysik. Der kræves bestemt meget mere arbejde for at give en omfattende forklaring på magtlovens adfærd.

rollover af data væk fra magt-lov korrelation for små jordskred synes også at være systematisk og kræver en forklaring. En mulighed er, at rollover-skalaen har en geomorfologisk forklaring. 30 m, den skala, som veldefinerede strømnetværk danner. Gulning forbundet med strøm-og flodnetværk forventes at spille en væsentlig rolle i jordskredets geometri for klimastyrede fejl, såsom datasæt B, eller andre jordskred udløst af nedbør. For klimastyrede jordskred er vand og grundvand vigtige spørgsmål, og begge vedrører størrelsen på en skråning, som igen afhænger af flodnetværkets mønster og densitet. For seismisk inducerede jordskred er forholdet mindre klart. Disse jordskred, og især stenfald, forekommer, hvor skråninger er stejlere, hvor seismisk rystning koncentrerer sig, og hvor klippen er svagere. En alternativ forklaring på rollover af dataene er, at denne skala repræsenterer en overgang fra fejl kontrolleret af samhørighed til fejl kontrolleret af basal friktion.