Jordskred

Jordskred er en annen naturlig fare som utviser kraftrettsfrekvensområdestatistikk under en rekke omstendigheter. Vi vurderer først en regional oversikt over 16 809 jordskred I Umbria-Marche-området I Italia (14). Denne oversikten er hentet fra analyser av flyfoto tatt i en skala fra 1:33 000, supplert med detaljerte geomorfe undersøkelser på utvalgte steder (15, 16). Den ikke-kumulative tallområdefordelingen er gitt I Fig. 9 (datasett A). De mellomstore og store jordskred korrelerer godt med makt-lov forholdet med eksponent aL = 2.5 OG intercept C = 300 (AL i km2). Dette datasettet avviker fra kraftlovens skalering for AL < 10-1 km2(A ≈ 300 m). Tilsvarende kumulativ fordeling For Eq. 21 is vi vurderer deretter en oversikt over 4.233 jordskred I Umbria-regionen som ble utløst av en plutselig temperaturendring 1.januar 1997. Denne oversikten er hentet fra analyser av flyfoto tatt i en skala fra 1:20 000 3 måneder etter snøsmeltingen, supplert med feltundersøkelser. Den ikke-kumulative tallområdefordelingen av disse jordskred er også gitt I Fig. 9 (datasett B). Merk at de vertikale skalaene er justert slik at de to datasettene overlapper. Disse skred også korrelerer godt med makt-lov forhold I Eq. 21, igjen tar aL = 2,5 OG C = 0,3 (AL i km2). Dette datasettet avviker fra kraftlovens skalering for AL < 10-3 km2(A ≈ 30 m).

overlappingen av de to datasettene illustrert I Fig. 9 viser at kraftrettens skalering er gyldig over skredområdene, 10-3 km2 < AL < = 4 km2, dvs. for lengdeskalaer større enn en ≈ 30 m.beholdningen av snøsmelteindusert jordskred (datasett b) er sikkert mer komplett enn de historiske jordskred (datasett a). Vi konkluderer med at rollover (VED al = 2 × 10-2 km2 av skredet i den regionale beholdningen i datasett a er forårsaket av manglende evne til å måle områdene av de mindre skredet på flyfoto og / eller forårsaket av erosjon og andre sløse prosesser.

på den annen side, rollover av skred i datasett B er ikke en gjenstand, og er et resultat av avkorting av power-law skalering på en lengde skala på Ca En ≈ 30 m. På grunn av friskhet av snøsmelteutløste skred, og kvalitet og skala (1:20.000) av flyfoto er det minste skredområdet som konsekvent er kartlagt om lag 2,5 × 10-4 km2 (a ≈ 16 m), dvs. lavere enn dimensjonen a ≈ 30 m der datasettet avviker fra kraftrelasjonen. Denne konklusjonen har også blitt støttet av detaljerte geomorfe undersøkelser på utvalgte steder, som bekreftet at varelager fra flyfoto er nesten fullført.

bidraget fra snøsmelteutløste skred til det totale skred inventar også kan utledes fra sammenligning av datasett A og B I Fig. 9. I de faktiske skredlagrene har snøsmelteutløste jordskred (datasett B) et samlet jordskredareal på 12,7 km2 og representerer 0,7% av det totale jordskredarealet på 1831 km2 av de langsiktige (regionale) jordskred (datasett A). Imidlertid er frekvensområdefordelingene som presentert I Fig. 9 fortell en annen historie. Anta at begge varelager er komplett for de større ras. Bevis på at dette er sant kan ses I Fig. 9, hvor begge datasettene A og B har samme kraft-lov fordelinger. Sammenligning Av c-verdien Fra Eq. 21 for begge distribusjoner (Fig. 9), datasett b har C = 0,3 og datasett A har C = 300; forholdet er 1: 1000.

arealet under de to frekvensområdefordelingene representerer det relative totale skredområdet for hvert datasett. Endre C I Eq. 21 x 1000 er det samme som å endre området under frekvensområdekurven med en faktor på 1000. Basert på frekvensområdefordelingen utgjør derfor det totale arealet av snøsmelteutløste skred (datasett B) 0,1% av det totale arealet av de langsiktige regionale skredene (datasett A). Den lavere verdien på 0,1% (vs. 0,7% som omtalt i siste avsnitt) er en refleksjon av det faktum at datasett A er ufullstendig.

et viktig spørsmål er den relative betydningen av utløste jordskred i den langsiktige jordskredbeholdningen. Er de fleste ras generert i de største utløste ras hendelser eller er ras inventar dominert av vanlig bakgrunn av ras? Sikkert jordskjelv, snøsmeltehendelser og høy intensitet eller langvarig nedbør utløser mange jordskred. Men hva er frekvens-magnitude statistikk for disse hendelsene? Sammenligningen gjort I Fig. 9 gir et rasjonelt grunnlag for å kvantifisere intensiteten av en utløst skredhendelse. Bare å ta antall tellede jordskred er upassende; gjør dette for sammenligningen gitt I Fig. 8 ville føre til en alvorlig feil, da datasett B er relativt komplett (dvs.hele eller en stor prosentandel av utløste jordskred telles) og A er ufullstendig. Basert på de faktiske skredlagrene vil de relative intensitetene til de to datasettene være 4,233/16,809 eller ≈1/4. Dette er svært forskjellig fra vår tidligere konklusjon basert på strømlovsfordelingen for hvert datasett, og forholdet 1:1000 For verdiene Av C, at de relative intensitetene er 1/1000.til sammenligning vurderer vi nå frekvensområdefordelingen av 10.000 jordskred utløst over et område på 10.000 km2 ved Jordskjelvet 17.januar 1994, northridge, CA. En oversikt over disse skredene ble utført Av Harp Og Jibson (17). De brukte 1: 60,000 skala flyfoto, tatt morgenen etter jordskjelvet, og sammenlignet disse bildene med bilder tatt tidligere. De digitaliserte bildene ble supplert med feltarbeid. De anslår at beholdningen er nesten fullført for skred med en lengdeskala større enn en ≈ 5 m. Den ikke-kumulative tallområdefordelingen av disse jordskred er gitt I Fig. 10. Disse skred korrelerer godt med makt-lov forhold Eq. 21 tar aL = 2,3 OG C = 1,0 (AL i km2). Dette datasettet avviker fra power-law skalering for AL < 10-3 km2(A ≈ 30 m).

dataene for disse jordskjelvutløste jordskred i California er bemerkelsesverdig lik snøsmelteutløste jordskred i sentral-Italia. Den best egnede eksponenten er aL = 2,3 For California-dataene og aL = 2,5 for de italienske dataene. Velt for små skred forekommer på i hovedsak de samme skred områder for de to datasettene. De relative intensitetene til snøsmelteutløste jordskred kan oppnås fra korrelasjonene gitt I Fiken. 9 og 10. En sammenligning gjort PÅ al = 10-2 km2 viser at Intensiteten av California-skred hendelsen var omtrent det dobbelte av intensiteten av den italienske skred hendelsen. Fordi begge lagrene ser ut til å være relativt komplette, er de relative intensitetene proporsjonale med antall jordskred, dvs. 11.000 / 4.233 = 2.6.

vi sammenligner deretter resultatene gitt ovenfor med tidligere studier. Fujii (18) oppnådde en kumulativ tallområde inventar av 800 jordskred forårsaket av en kraftig nedbør hendelse I Japan. En utmerket korrelasjon med makt-lov forhold Eq. 22 ble funnet, tok bL = 0,96. Den tilsvarende ikke-kumulative power-law eksponenten I Eq. 21 er aL = 1,96. Hovius et al. (19) har gitt en rekke-området inventar av 4,984 ras i montane sonen øst For Alpine forkastningen I New Zealand. De anslo at disse skred skjedde over en 40-til 60-års periode. Deres logaritmisk binned data korrelert godt med en makt-lov forhold med eksponent bL = 1.17. Fordi logaritmisk binning er ekvivalent med en kumulativ fordeling (Eq. 22), tilsvarende ikke-kumulativ kraftlov eksponent Fra Eq. 21 er aL = 2,17.

Hovius et al. (20) har gitt et tallområde inventar av 1,040 ferske jordskred I Ma-An og Wan-Li nedbørfelt på østsiden Av Central Range I Taiwan. De anslår at jordskred har en alder på mindre enn 10 år. Deres logaritmisk binned data hadde en power-law eksponent av bL = 1.66. Den tilsvarende ikke-kumulative power-law eksponenten Fra Eq. 21 er aL = 2,66. Dette datasettet avviker fra kraftlovens skalering for AL < 10-3 km2(A ≈ 30 m). Det er interessant å merke seg at power-law eksponenten og avviket fra power-law skalering for dette datasettet og de to skred hendelser vi ga ovenfor (Italia Og California) er svært like.

Ikke-Kumulative tallområdefordelinger for flere regionale skredlagre er gitt Av Malamud og Turcotte (21). Resultater for 1,130 jordskred fra Challana Valley, Bolivia korrelerer godt med den ikke-kumulative makt-lov forhold, Eq. 21, tar aL = 2,6; 3.243 jordskred Fra Akishi Range, sentrale Japan korrelerer godt, tar aL = 3,0; og 709 jordskjelv fra Eden Canyon, Alameda, CA korrelerer godt, tar aL = 3.3.

Hangr et al. (22) har gitt kumulative frekvensvolumbeholdninger for 1,937 rock falls og rock slides langs de viktigste transportkorridorene i sørvestlige British Columbia. Dataene korrelerer rimelig godt med en makt-lov forhold som tar skråningen til å være -0.5 ± 0.2. Forutsatt at volumet V korrelerer med området i Henhold Til V ∼ A3 / 2, er ekvivalent kumulativ frekvensområdekrafteksponent (Ekv . 22) er bL = 0.75 ± 0.30, og tilsvarende ikke-kumulativ frekvensområde power-law eksponent (Eq . 21) er aL = 1.75 ± 0.30.Dai Og Lee (23) har gitt kumulative frekvensvolumlagre for 2 811 jordskred I Hong Kong som skjedde i perioden 1992-1997. Dataene korrelerer rimelig godt med en kraftlov som tar skråningen til å være -0,8. Igjen antar V ∼ A3 / 2, ekvivalent kumulativ frekvensområde kraft-lov eksponent (Ekv. 22) er bL = 1,2, og den tilsvarende ikke-kumulative frekvensområdet power-law eksponenten (Eq . 21) er aL = 2,2.

selv om det sikkert er variabilitet, ser det ut til at mange ras-varelager tilfredsstiller ikke-kumulativ kraftrettstatistikk med en eksponent aL = 2,5 ± 0,5. Et viktig spørsmål er om denne relativt store spredningen i verdier av aL skyldes spredning i dataene eller av forskjellige verdier av aL forbundet med forskjellig geologi. For et enkelt datasett kan feillinjen på aL være relativt stor. For eksempel, Avhengig av hvor halen passer, Finner Stark og Hovius (24) variasjoner i rekkefølgen av aL = 2.88 ± 0.22. Denne variasjonen er også stille tydelig i Vår Fig. 9, hvor for hvert datasett er en feillinje på aL = 2,5 ± 0,25 rimelig. Men når de to datasettene kombineres, reduseres feilen til aL = 2,5 ± 0,10. Denne kombinasjonen tyder på at makt-lov fordeling av skred kan være gyldig over et bredere spekter av verdier enn vist ved tidligere studier.Vi tror bevisene er overbevisende om at mellomstore og store jordskred konsekvent tilfredsstiller power-law (fraktal) frekvensområde statistikk, men hvorfor? En forklaring er å bare påkalle sand haug modellen som en analog for skred på samme måte som skyveblokk modeller er forbundet med jordskjelv. Den ikke-kumulative kraftretteksponenten for jordskred er imidlertid aL = 2.5 ± 0.5 mens den ikke-kumulative kraftretteksponenten for sandstøpemodellskred er al ∼ 1.0. For å forklare denne forskjellen, Pelletier et al. (25) kombinerte en skråningsstabilitetsanalyse med selv-affin topografi og jordfuktighetsinnhold og fant en kraftlov ikke-kumulativ frekvensområdefordeling med aL = 2.6.

Hergarten Og Neugebauer (26) brukte en numerisk modell som kombinerte skråningsstabilitet og massebevegelse og fant en tilnærming til en maktfordeling med en eksponent på al ∼ 2.1. Disse forfatterne (27) brukte senere en cellulær-automat-modell med tidsavhengig svekkelse, lik sandbunkemodellen, og fant en kraftlovsfordeling med aL ∼ 2.0. Selv om det er sikkert mulig å utvikle modeller som reproduserer den observerte maktlovavhengigheten av faktiske data, er det et reelt spørsmål om disse modellene er realistiske når det gjelder styrende fysikk. Sikkert mye mer arbeid er nødvendig for å gi en omfattende forklaring på maktlovens oppførsel.

rollover av data bort fra makt-lov korrelasjon for små skred synes også å være systematisk og krever en forklaring. En mulighet er at rollover skalaen har en geomorfologisk forklaring. Overgangen skjer for skalaer mindre enn ca 30 m, skalaen som veldefinerte strømnett danner. Gulliing forbundet med strøm og elv nettverk forventes å spille en betydelig rolle i geometrien av skred for klimatisk kontrollerte feil, slik som de av datasett B, eller andre skred utløst av nedbør. For klimastyrte jordskred er vann og grunnvann viktige problemstillinger, og begge er relatert til størrelsen på en skråning, som igjen avhenger av mønsteret og tettheten av elvnettet. For seismisk induserte jordskred er forholdet mindre klart. Disse skredene, og spesielt steinfall, forekommer der bakkene er brattere, hvor seismisk risting konsentrerer seg, og hvor fjellet er svakere. En alternativ forklaring på rollover av dataene er at denne skalaen representerer en overgang fra feil kontrollert av kohesjon til feil kontrollert av basal friksjon.