2008年汶川地震觸發(fā)滑坡量大于造山作用生長量

R.N.Parker A.L.Densmore N.J.Rosser M.de Michele Yong Li Runqiu Huang S.Whadcoat D.N.Petley

不言自明，地震通過反復(fù)的垂直位移產(chǎn)生地形（Avouac，2008），此外大地震也是滑坡的主要觸發(fā)因素（Keefer，1994），在構(gòu)造與地表過程之間驅(qū)動山帶演化的競爭中起主導(dǎo)作用（Hovius et al，1997；Densmore et al，1998；Whipple，2009；Hovius et al，2000）。 最 近 的 研 究 （Keefer，1994；Malamud et al，2004；Larsen et al，2010；Guzzetti et al，2009）表明，滑坡能夠產(chǎn)生持續(xù)的高侵蝕率（為1～10mm／a的尺度），這對我們了解山脈地形怎樣產(chǎn)生提出了挑戰(zhàn)：如果地震觸發(fā)滑坡產(chǎn)生的可侵蝕沉積體積超過了在造山帶同震產(chǎn)生的巖石體積增量，那么假如這種沉積物被其他侵蝕過程清除出造山帶，造山帶的體積和平均高程就肯定會減少。因此大地震在產(chǎn)生同震巖體上升和促進(jìn)滑坡侵蝕（Hovius et al，2011）的相對作用對理解地殼平流與剝蝕之間的平衡至關(guān)重要。

2008年5月12日發(fā)生在中國四川省的汶川MW7.9地震，由于震級大，區(qū)域地形陡峭，而且同震滑坡發(fā)生范圍廣泛（Dai et al，2011；Sato and Harp，2009），對研究滑坡與造山帶演化之間的關(guān)系相當(dāng)理想。該地震發(fā)生在龍門山區(qū)域，而該區(qū)域之下巖性組合復(fù)雜，包括元古代花崗巖、一個(gè)古生界被動陸緣序列、較厚的三疊系至始新統(tǒng)（？）前陸盆地相地層和一個(gè)微暴露的弱固結(jié)新生界沉積物層（Burchfiel et al，1995）。龍門山中的斷層形成于晚三疊世（Li et al，2003），并且直到第四紀(jì)都作為右旋逆沖斜滑斷層仍持續(xù)活動（Densmore et al，2007）。在北川和彭灌斷層上，該地震產(chǎn)生了大于10m的斜向逆沖走滑地表滑動（Shen et al，2009；Liu－Zeng et al，2009）（圖1）。GPS、InSAR數(shù)據(jù)反演（Shen et al，2009）與實(shí)地觀察（Liu－Zeng et al，2009）表明，右旋走滑和逆沖傾滑斷層位移的尺度和比例沿破裂跡線均顯著不同，映秀和北川附近是兩個(gè)不同的滑動和矩釋放集中區(qū)（圖1）。

圖1 汶川地震觸發(fā)的同震地殼抬升和滑坡。黑色區(qū)域代表單體滑坡。粗黑色線條表示地表破裂跡線（Liu－Zeng et al，2009），五角星表示震中?；疑喞硎净聵?biāo)繪使用的影像區(qū)域。背景是根據(jù)de Michele等（2010）修改的基于合成孔徑雷達(dá)分析得到的同震地殼抬升場地。粗灰色線表示用于結(jié)果投影的與破裂平行的剖線

為約束滑坡的侵蝕，使用地震后30天之內(nèi)的高分辨率衛(wèi)星影像標(biāo)繪了龍門山地區(qū)面積為13 800km2內(nèi)的同震和震后短期發(fā)生的滑坡圖（見方法一節(jié)）。我們對這個(gè)原始滑坡編目數(shù)據(jù)進(jìn)行重新采樣，轉(zhuǎn)為滑坡密度Pls：

式中，Als代表一個(gè)選定窗口區(qū)域At內(nèi)全部滑坡的面積（Meunier et al，2007）。應(yīng)用公式（1）得到的Pls值從震中附近的＞60%（At＝1km2）到 低 海 拔 的 四 川 盆 地 的 0%（圖1）。Pls值沿?cái)嗔岩灿酗@著變化，在映秀鎮(zhèn)附近沿岷江峽谷為高值（圖1），其次是東北部，尤其在主要的橫向河谷地區(qū)。這部分（而非完全）反應(yīng)了沿地表破裂走向的差異（Liu－Zeng et al，2009）。Dai等（2011）的研究給出了Pls值在不同巖性中的明顯差異，以及Pls值與震源距離的復(fù)雜關(guān)系。假定滑坡的發(fā)生并不完全受同震形變的控制，就可能導(dǎo)致構(gòu)造地殼抬升與滑坡侵蝕在樣式和方量上的不匹配。

要理解汶川地震中構(gòu)造與滑坡過程之間的平衡，需要一個(gè)將個(gè)體滑坡面積Ai轉(zhuǎn)換為總體積Vls的標(biāo)度關(guān)系：

圖2 滑坡發(fā)生和同震位移沿走向的變化。所有數(shù)據(jù)以1km的寬度為間隔投影到平行于破裂的A—A′線（圖1）。（a）每1km寬的條帶滑坡總面積。（b）全球基巖滑坡標(biāo)度關(guān)系式（Larsen et al，2010）應(yīng)用于每1km寬條帶內(nèi)各個(gè)滑坡導(dǎo)出的滑坡體積；其他關(guān)系式顯示出類似的模式。（c）每1km寬條帶內(nèi)的凈同震地殼物質(zhì)改變量（de Michele et al，2010）。（d）同震地殼物質(zhì)改變量減去滑坡方量得到的凈同震物質(zhì)改變體積。（e）沿同震破裂的衛(wèi)星影像覆蓋的樣本區(qū)域面積分布?；旅娣e和體積的局部極小值并不對應(yīng)著小面積的樣本區(qū)

式中，n表示滑坡的數(shù)量，標(biāo)度參數(shù)α和γ是隨位置和山坡過程（例如基巖或者淺層滑坡體）而變的常數(shù)。我們通過公式（2）使用已出版的標(biāo)度參數(shù)（Larsen et al，2010；Guzzetti et al，2009）以及在該研究區(qū)中41個(gè)滑坡野外測量得到的參數(shù)進(jìn)行計(jì)算。所得結(jié)果（表1）現(xiàn)示出驚人的一致，并對滑坡物質(zhì)的可能方量有一級約束。以γ＝1.332±0.005，應(yīng)用Larsen等（2010）的適合全部滑坡類型的全球最佳擬合關(guān)系式，得到Vls＝5.73＋0.41／－0.38km3。根據(jù)Larsen等（2010）的基巖滑坡全球最佳擬合關(guān)系式（γ＝1.35±0.01）和根據(jù)野外測量導(dǎo)出的關(guān)系式（γ＝1.388±0.087）均得到Vls≈9km3的類似值，而根據(jù)Guzzetti等（2009）的全球關(guān)系式得到Vls＝15.2＋2.0／－1.8km3。表1中的體積預(yù)測值是最小值，因?yàn)橛跋窀采w了大部分但并非全部的地表破裂區(qū)（見方法一節(jié)），但是與13 800km2滑坡標(biāo)繪區(qū)內(nèi)0.42～1.1m的空間平均剝蝕量一致。將這些估算值換算為滑坡侵蝕率需要知道北川斷層上觸發(fā)滑坡的大地震的復(fù)發(fā)周期，但這些復(fù)發(fā)周期由幾個(gè)寬間距探槽點(diǎn)的有限測年數(shù)據(jù)（Ran et al，2010；Lin et al，2010）或應(yīng)變累積推斷速率（Shen et al，2009）約束較差。假設(shè)合理的地震復(fù)發(fā)間隔為2000～4000 年 （Shen et al，2009；Ran et al，2010），則得到僅由滑坡引起的長期空間平均侵蝕率為0.1～0.6mm／a，類似于在龍門山東部用宇宙成因核素分析的相似千年時(shí)間尺度上震前總侵蝕速率0.2～0.6mm／a（Ouimet et al，2009）。

表1 滑坡標(biāo)度關(guān)系式和體積估計(jì)值

這些滑坡方量的估計(jì)結(jié)果可以與同震地殼抬升造山帶的物質(zhì)結(jié)果進(jìn)行對比。de Michele等（2010）倒轉(zhuǎn)升序和降序模式的合成孔徑雷達(dá)（SAR）數(shù)據(jù)（見方法一節(jié)），獲得了以約350m為間距跨區(qū)域三維地表位移矢量數(shù)據(jù)（圖1）。我們根據(jù)這些數(shù)據(jù)（公式3）得到的滑坡分布區(qū)域內(nèi)垂直分量上的凈增方量Vt＝2.6±1.2km3。這小于所有滑坡的體積估計(jì)結(jié)果，而僅與一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)誤差相當(dāng)（表1），意味著地震導(dǎo)致的龍門山地殼方量增加遠(yuǎn)小于滑坡釋放的潛在方量（圖2）。然而，這種直接比較有兩個(gè)重要的問題。第一，合成孔徑雷達(dá)數(shù)據(jù)獲得于2006年11月至2008年8月，因此記錄著同震與震后的滑坡，以及同震與震后的形變。雖然滑坡僅影響了整個(gè)區(qū)域（13 800km2）的4%，而其對Vt的影響則截然不同。此外，滑坡造成的地面形變的干擾導(dǎo)致了合成孔徑雷達(dá)分析的局部不連貫，這些不連貫像素并不用于計(jì)算地表位移（de Michele et al，2010）。反演得到的地表位移大小和方向與實(shí)地觀察密切一致（de Michele et al，2010；Liu－Zeng et al，2009），表明在造山帶規(guī)模的尺度下，滑坡引起的地表變化對位移估計(jì)并沒有太強(qiáng)的影響。第二，也是更重要的，估計(jì)的滑坡方量并不一定等同于侵蝕量，要轉(zhuǎn)換為造山帶尺度的侵蝕率，需要滑坡物質(zhì)有效地被沖出造山帶（Hovius et al，2011）。雖然在地震之前，有一些泥沙沿著龍門山主要河流的峽谷中存儲，但是在整體上，該區(qū)域內(nèi)分布的還是裸露的基巖山坡和小于100m厚的沉積體 （Ouimet et al，2009；Kirby et al，2003），表明同震滑坡物質(zhì)在整個(gè)地震復(fù)發(fā)周期內(nèi)很有可能被有效地移出山口。但是缺乏震前和震后的輸沙量數(shù)據(jù)使我們無法去量化滑坡物質(zhì)的移除率（Hovius et al，2011；Dadson et al，2004）。

因此，如果斜坡與河流輸沙過程在下一個(gè)觸發(fā)大量滑坡的大地震來臨之前能將汶川地震滑坡物質(zhì)全部移出汶川地震區(qū)，那么該地震將可能對造山帶造成大的凈方量損失。這個(gè)不平衡如何影響龍門山地形的生長呢？我們強(qiáng)調(diào)，我們的結(jié)果是滑坡侵蝕與構(gòu)造作用之間競爭的瞬時(shí)量度，僅間接地適用于定義造山帶的長期體積平衡（Densmore et al，1998）。有可能該山脈正如 Godard等（2009）所認(rèn)為的那樣地形正在衰變，侵蝕速率超過了巖石隆起速率，雖然這種模式仍然需要更為仔細(xì)的熱年代學(xué)調(diào)查驗(yàn)證。第二種可能是，一些長期地殼隆升通過震間形變（Perfettini et al，2010）或余滑（Freed et al，2006；Hsu et al，2006）累積，盡管后一種機(jī)制通常貢獻(xiàn)了同震位移的一小部分。換句話說，長期地殼隆升的重要部分可能發(fā)生在更頻繁的較小或較深的地震，這些地震產(chǎn)生較低的地面加速度峰值（Orphal and Lahoud，1974），并且引發(fā)滑坡的數(shù)量會低得 多 （Keefer，1994； Malamud et al，2004）。在那種情況下，大型或淺源地震會主要造成由小型或深源地震形成的造山帶地形的剝蝕，這樣就使斜坡保持在一定的閾值梯度。為了支持這個(gè)觀點(diǎn)，Ouimet（2010）指出龍門山的短期（1 000年）侵蝕速率為0.2～0.3mm／a，低于百萬年時(shí)間尺度的侵蝕速率（0.5～0.7mm／a；Godard et al，2009），并認(rèn)為，一些大地震的侵蝕速率能夠趕上較長期的巖石隆起速率。在確定給定地震條件影響下的滑坡精確模式與方量時(shí)，氣候條件也可能發(fā)揮作用；然而，如果我們估計(jì)的滑坡侵蝕速率與長期和短期的區(qū)域侵蝕速率之間在量級上一致，短期的氣候隨時(shí)間的變化就不太可能對物質(zhì)平衡發(fā)揮重要作用。更可能的是，汶川地震中的地殼抬升與滑坡侵蝕之間的平衡是反常的，不能按多個(gè)地震周期推算?？磥硎?，具有較大縮短分量的地震將會導(dǎo)致巖石方量的凈增加，而走滑為主的地震事件，因?yàn)閺V泛的滑坡但巖石隆起有限而會引起物質(zhì)的凈減少。汶川地震中的右旋和逆沖滑動在不同斷層段是高度分開的（Liu－Zeng et al，2009），并且這些斷層段上地殼抬升與走滑的比率在不同地震之間也可能不同（Densmore et al，2007）。因此即使滑坡模式和總體積仍舊相同，相繼地震之間這種比率的大差異也會預(yù)期在凈體積平衡中有大的時(shí)間變化?？傊?，汶川地震涉及的構(gòu)造與侵蝕體積之間明顯而有爭議的不匹配，說明還需要進(jìn)一步了解大地震在背景區(qū)域侵蝕速率和造山帶長期演化模式中的作用。

方法

滑坡 制圖

我們使用EO－1和SPOT 5號衛(wèi)星的影像開發(fā)了進(jìn)行單體地震滑坡客觀制圖的半自動探測算法（見附件信息）。用密度閾值和20°的坡度閾值去除峽谷中的假滑坡區(qū)，從EO－1號衛(wèi)星影像中提取滑坡區(qū)域。有些工作（Dai et al，2011）表明，坡度小于20°的區(qū)域很少發(fā)生滑坡。用20°坡度蒙片的非監(jiān)督分類圈定SPOT 5號衛(wèi)星影像上的滑坡區(qū)域。用一系列面向特征的過濾器去除由公路和田地產(chǎn)生的假滑坡區(qū)，并且對該地圖進(jìn)行目視檢查與糾正。這得出的滑坡圖總面積為13 800km2（圖1），覆蓋了225km地表破裂（Shen et al，2009；Liu－Zeng et al，2009）中的150km，因此這里計(jì)算出的滑坡總面積和體積是下限值。然而，與野外證據(jù)（Liu－Zeng et al，2009）、斷層模型（Shen et al，2009）、合成孔徑雷達(dá)分析結(jié)果（de Michele et al，2010），以及與通過衛(wèi)星影像和航空照片手工編制的獨(dú)立滑坡編目圖對比（Dai et al，2011）表明，標(biāo)繪的滑坡區(qū)覆蓋了絕大部分同震滑移區(qū)，代表了此次地震主要影響區(qū)的典型例子。

同震方量估計(jì)

通過組合C波段與L波段的空間衛(wèi)星裝載合成孔徑雷達(dá)波幅數(shù)據(jù)，de Michele（2010）得出了由汶川地震導(dǎo)致的三分量同震地表位移場。在這里，我們使用向上的或者垂直的分量去計(jì)算龍門山體積的凈同震變化，忽視掉低起伏的四川盆地的高程改變（圖1）。在滑坡分布圖覆蓋的龍門山地區(qū)（圖1），我們計(jì)算了方量的凈變化：

式中A代表格網(wǎng)面積，Ux代表每個(gè)格網(wǎng)的垂直位移，n代表所有柵格的數(shù)量，得出Vt＝2.6×109m3。位移與地面實(shí)測數(shù)據(jù)之間差異的標(biāo)準(zhǔn)差不適合作為Vt不確定性的數(shù)據(jù)反映，因?yàn)殡S機(jī)（不相關(guān)）誤差可能會對標(biāo)繪區(qū)域的總方量導(dǎo)致可忽略不計(jì)的凈貢獻(xiàn)。代之以，我們通過評估遠(yuǎn)離地震斷裂的非形變區(qū)內(nèi)Ux值統(tǒng)計(jì)變化的大小來估計(jì)Vt的不確定性。我們選擇了四川盆地36km×36km的區(qū)域，其距離地表破裂45km，含有高水平的噪聲（平均0m，標(biāo)準(zhǔn)差為1.5m）。在選定的區(qū)內(nèi)，我們提取了30個(gè)剖面，每個(gè)36km長，并使用最小二乘法通過線性回歸擬合每個(gè)剖面。因?yàn)閥軸截距值影響每36km×1個(gè)像素面積下的方量估計(jì)，我們檢查了每個(gè)剖面的y軸截距參數(shù)并計(jì)算了30個(gè)y軸截距參數(shù)與地面實(shí)測數(shù)據(jù)之間的均方根誤差（RMSE）。計(jì)算得到的均方根誤差為0.10m。當(dāng)在整個(gè)研究區(qū)應(yīng)用該誤差值時(shí)，則等效于Vt的估計(jì)不確定性為1.2×109m3。

附件信息

1 滑坡制圖方法

為了對地表破裂區(qū)進(jìn)行快速的地震滑坡制圖，使用光譜與地形相結(jié)合的模型開發(fā)了半自動滑坡探測技術(shù)。這些技術(shù)的完整描述見Parker（2010）。

1.1 全色影像分類算法（EO－1號衛(wèi)星影像）

在為了研究而得到的10m分辨率全色EO－1號衛(wèi)星影像中（附表1），滑坡的區(qū)域?yàn)榱辽珔^(qū)域，暗色的植被已經(jīng)去掉，巖土都暴露了出來。結(jié)果是圖像有鮮明的反差，在滑坡影響區(qū)像素（數(shù)字值，或DN）值高，相鄰山坡像素值很低。通過應(yīng)用合適的像素強(qiáng)度閾值，基于每個(gè)影像的最佳可視化分類，滑坡與非滑坡區(qū)域提取為二元分類。然而，還有一些數(shù)字值高的地區(qū)包括城市區(qū)、公路和高沉積的河床。為了從分類中去除這些區(qū)域，使用90m分辨率的SRTM DEM數(shù)據(jù)將低于20°坡度的區(qū)域刪除。這個(gè)最優(yōu)的坡度掩蔽值通過對比從10°到40°（每1°一個(gè)間隔）掩蔽值得到的滑坡區(qū)和在原始影像中目視可鑒別的滑坡區(qū)用試錯(cuò)法估計(jì)得到。

1.2 多光譜分類算法（SPOT 5號衛(wèi)星影像）

在5m和10m分辨率的多光譜SPOT 5號衛(wèi)星影像（附表1）中，滑坡斷崖顯示出與周邊植被覆蓋斜坡有高水平的光譜反差。我們遵循Borghuis等（2007）的方法并應(yīng)用基于最大似然方法的非監(jiān)督分類將滑坡與非滑坡區(qū)域分開。用非監(jiān)督分類來對影像進(jìn)行光譜分類，然后基于每個(gè)影像的最佳目視結(jié)果選擇滑坡類與非滑坡類。再次應(yīng)用20°的坡度掩蔽（上述提到的最優(yōu)的）消除類似于滑坡斷崖光譜特征的顯像區(qū)和河流。附圖1展示了一個(gè)單體滑坡的人工與非監(jiān)督分類結(jié)果的對比。

附表1 滑坡分布制圖中用到的衛(wèi)星影像

1.3 面向?qū)ο蟮臑V波

所有覆蓋區(qū)的分類掩蔽被組合起來并且轉(zhuǎn)化為滑坡多邊形。在一些地區(qū)，由陡峭斜坡上的公路段、耕地，或者沿由粗糙斜坡掩蔽分辨率產(chǎn)生的粗糙邊界產(chǎn)生了額外的假抬升?；诜诸愄卣鞯某叽纭⑿螤詈妥呦蛱匦?，用一系列的面向?qū)ο蟮倪^濾器消除這些解譯錯(cuò)誤。在這個(gè)過程中，主要考慮的過濾器是考慮滑坡多邊形的方向與地形相對一致的方向。這些區(qū)域的長軸方向與斜坡的下坡方向一致的被保留下來，而那些長軸方向與斜坡下坡方向的夾角超過40°的則排除掉。相鄰像素組合的總面積小于300m2（在10m分辨率的EO－1號衛(wèi)星和SPOT 5號衛(wèi)星影像的3個(gè)像素，在5m分辨率的SPOT 5號衛(wèi)星影像的12個(gè)像素），起初被認(rèn)為是滑坡的，在這里也被刪除。最終，我們移除了圓比率大于0.7的多邊形，因?yàn)檫@些主要是以耕地為主，而那些滑坡長寬比大于7的區(qū)域也被移除，因?yàn)槟切┲饕枪泛秃恿?。所有的這些過濾器的最優(yōu)值均基于與在最初影像上目視鑒別滑坡區(qū)的試錯(cuò)法的比較予以選擇。

最終，全圖經(jīng)過目視檢查，并且進(jìn)行了必要的手動糾正。在這個(gè)階段，震前的陸地衛(wèi)星7號增強(qiáng)式專題繪圖儀＋ （Landsat 7 ETM＋）和陸地衛(wèi)星5號（Landsat 5）影像用于對比并且刪除地震前已經(jīng)存在的滑坡。使用這個(gè)方法的基礎(chǔ)是新形成的滑坡在植被覆蓋區(qū)內(nèi)產(chǎn)生了與陸地衛(wèi)星影像上同樣可見的清晰滑坡斷崖。高程大于3 500m的區(qū)域植被覆蓋非常少，因此新形成的滑坡無法識別出來。因此，這些區(qū)域，還有被云覆蓋的區(qū)域，從最終的分類覆蓋圖中去掉了（圖1）。

該滑坡分布圖與穿越龍門山3個(gè)6×6km的確認(rèn)樣本區(qū)內(nèi)人工繪出的滑坡進(jìn)行了對比?；伦詣又茍D的結(jié)果相對人工解譯的滑坡結(jié)果面積低，在這3個(gè)區(qū)域之內(nèi)的低估率為6.2%～22.7%。這個(gè)低估是由于錯(cuò)誤的解譯（一些滑坡區(qū)未識別出）和錯(cuò)誤的刪除（一些滑坡區(qū)面積識別有誤）組合產(chǎn)生的結(jié)果。通過自動方法而非人工目視解譯方法得到的區(qū)域面積為整個(gè)樣本區(qū)的3.2%～5.6%，而被自動制圖刪除的區(qū)域等于人工目視解譯區(qū)域的7.4%～12.5%。這些錯(cuò)誤導(dǎo)致了凈解譯面自動識別與人工解譯的重疊率為58.7%～66.2%，類似于Borghuis等（2007）應(yīng)用相同的方法得到的結(jié)果，比率為53%～66%。作為總的樣本面積標(biāo)定的百分比，這些結(jié)果表明總的滑坡密度被低估了1.8%～9.3%。

因?yàn)榛轮茍D結(jié)果依賴于光譜值的設(shè)定閾值，無論是在光譜強(qiáng)度（全色影像）還是光譜特征（多光譜影像），圖像分辨率對單體滑坡的所得面積是一階約束的。給定影像的像素是否在滑坡內(nèi)包括取決于其數(shù)字值（DN值）；因此，圈定出亞像素級別的滑坡邊界是不可能的。這個(gè)限制其他方法同樣存在，比如使用航片來進(jìn)行滑坡制圖。

附圖1 人工與自動滑坡制圖結(jié)果的對比。背景影像是SPOT 5號衛(wèi)星多光譜影像（5 m分辨率）。（a）由人工制圖得到的北川縣景家山／北川新北中學(xué)滑坡的邊界。（b）應(yīng)用坡度掩蔽和面向?qū)ο筮^濾器之前SPOT 5號衛(wèi)星影像的非監(jiān)督分類結(jié)果。黑色區(qū)域?yàn)榛聟^(qū)。（c）應(yīng)用20°坡度掩蔽之后非監(jiān)督分類的結(jié)果。黑色區(qū)域?yàn)榛?。面向?qū)ο蟮倪^濾器尚未應(yīng)用到分類結(jié)果

附圖2 滑坡的概率密度與滑坡面積的關(guān)系。灰色圓圈為本次研究的滑坡，黑色正方形為1994年北嶺地震觸發(fā)的滑坡（Harp and Jibson，1996），白色圓圈為1999年集集地震觸發(fā)的滑坡（Lin et al，2003；Khazai and Sitar，2003；Chen and Wan，2004）

2 滑坡分布樣式和總體統(tǒng)計(jì)

總計(jì)我們在13 800km2的區(qū)域內(nèi)得出了73 367處滑坡。由我們的制圖技術(shù)導(dǎo)出的滑坡區(qū)域概率密度分布，與其他大地震觸發(fā)滑坡數(shù)據(jù)集報(bào)道的非常類似 ［如1994年北嶺地震（Harp and Jibson，1996）和1999年集集地震（Lin et al，2003；Khazai and Sitar，2003；Chen and Wan，2004）］。附圖2說明，我們的數(shù)據(jù)可用類似的逆伽瑪或者雙帕雷托分布函數(shù)描述（Malamud，2004）。

我們得到的滑坡總數(shù)量比Dai等（2011）在41 750km2范圍內(nèi)使用人工目視解譯得到的總數(shù)56 847處滑坡要多一些。要精確地對比這兩個(gè)數(shù)據(jù)集比較困難，但是我們發(fā)現(xiàn)我們的總滑坡密度，用（∑Als）／Amap計(jì)算（其中Amap表示總研究區(qū)面積），為4.1%，而Dai（2011）中得到的為1.94%。這可以解釋為我們的研究區(qū)更集中在近地表破裂的區(qū)域（圖1），并不包括遠(yuǎn)離地表破裂的滑坡發(fā)生較少的區(qū)域（Malamud et al，2004）。

3 滑坡體積

在滑坡密度高的地區(qū)，匯聚到一起的滑坡特征很難或者不可能鑒別和劃分出單獨(dú)的滑坡，無論是使用人工目視解譯還是自動或者半自動解譯技術(shù)均如此。在這些區(qū)域，會出現(xiàn)滑坡數(shù)量被低估和單體滑坡面積被高估的情況。這些不確定性對滑坡的體積估計(jì)具有重大的影響，因?yàn)槭腔旅娣e與體積之間為非線性關(guān)系（Larsen et al，2010）。對含有多個(gè)滑坡的單一特征估算的體積會大于將這些滑坡單個(gè)制圖時(shí)計(jì)算的總體積。因此，計(jì)算得到的連接在一起的滑坡的體積會是最大值。這種情況不僅出現(xiàn)在這次調(diào)查中，也出現(xiàn)在所有根據(jù)滑坡面積標(biāo)度滑坡體積的研究中（Larsen et al，2010；Guzzetti et al，2009），尤其是在滑坡高密度分布區(qū)。如果沒有獨(dú)立的滑坡面積－頻率關(guān)系數(shù)據(jù)，就很難評價(jià)這種面積高估對我們結(jié)果的影響。然而，我們使用Dai等（2011）的近似滑坡累積次數(shù)－面積關(guān)系去導(dǎo)出滑坡體積的一階估計(jì)，理由是他們的人工制圖技術(shù)可能比我們的半自動解譯方法對面積的過高估計(jì)具有（盡管還未知）不同的敏感性。我們導(dǎo)出的總滑坡物質(zhì)方量與基于我們的數(shù)據(jù)所得結(jié)果（表1）一致，在15%～20%范圍內(nèi)，表明我們證明的滑坡量與構(gòu)造變動量之間的不匹配并不是由于我們制圖方法的結(jié)果。此外，由我們的制圖導(dǎo)出的滑坡面積概率密度分布（附圖2），并未說明我們的數(shù)據(jù)集較之其他地震事件在大單體滑坡的面積上有大尺度的偏差（從而高估滑坡的方量），這也是如果我們的半自動解譯技術(shù)對這一問題特別敏感就可以預(yù)料到的。