西藏易贡高位远程滑坡研究进展与展望

　　摘要：高位远程滑坡是指剪出口高、滑动距离长、体积大和速度高的滑坡，具有强动能、强烈碎屑化流体化和铲刮效应等特征，滑坡本身及诱发的灾害链对人类生命财产安全、路桥基础设施和水利水电工程等危害巨大。本文在遥感解译和野外调查的基础上，总结了发生于2000年的西藏易贡高位远程滑坡的研究进展，分析了滑坡启滑机制、体积、运动速度、堰塞湖体积和溃坝机制等方面认识，进一步揭示了内外动力耦合作用是西藏易贡高位远程滑坡的主要影响因素，并且认为该滑坡具有溯源侵蚀复发型的周期性启滑机制。关于易贡高位远程滑坡启滑区的体积已有研究认识差异较大，本文基于GIS与高精度DEM进一步核算了该滑坡的体积，认为滑源区崩滑体体积约5721×10，滑坡堆积体体积约为2.81×10~3.06×10，其中堆积体体积与国内外研究的认识基本一致。易贡滑坡崩滑源区还发育两个潜在失稳区，总方量约1.86×10，一旦失稳可能再次形成滑坡堵江溃坝灾害链，危害巨大，本文提出了进一步加强易贡高位远程滑坡潜在崩滑体稳定性研究、灾害链流域性影响范围预测和监测预警等建议，对于指导该区正在规划建设的铁路、水利水电等重大工程建设和和城镇防灾减灾具有重要的指导意义。

　　关键词：易贡;高位远程滑坡;启滑机制;滑坡体积;灾害链

　　高位远程滑坡是指滑体剪出口高(相对高差大于50m)，滑动距离长(用等值摩擦系数H/L表示，即滑坡体重心位置的垂直位移H和水平位移L之比表示，H/L一般小于0.33)、体积大(具有铲刮夹带效应，体积大于106m3)和速度高(最大速度可达上百m/s)的滑坡[15]。

　　高位远程滑坡在世界各地均有发育，一般具有高位隐蔽性、规模大、强动能和强碎屑化流体化等特征，往往造成严重的危害，如2017年四川茂县新磨滑坡，约450×104m3的高位岩体失稳崩滑，历时2min，运动水平距离约2800m，滑坡高差1200m，形成体积约1637×104m3的堆积体，其强动能的滑坡碎屑流导致新磨村被掩埋，90余人失踪[4,68];2019年贵州水城滑坡，约70×104m3岩体从斜坡中上部失稳剪出，运动水平距离1250m，滑坡高差465m，形成约191×104m3的堆积体，导致21幢房屋毁坏，50余人遇难[912];1974年秘鲁Mayunmarca滑坡，历时约3min，运动距离约8.25km，运动平均速度约36m/s，滑坡高差约1870m，滑坡体积高达10×108m3，摧毁了Mayunmarca村，造成450余人死亡[13]。

　　青藏高原是我国乃至世界上地质构造最复杂与地质灾害最为发育的地区之一，高位远程滑坡等地质灾害是该地区的典型地质灾害，引起了世界学者的关注。最为典型的是发生于2000年的西藏易贡高位远程滑坡，一般认为其历时6min，运动距离约10km，高差约3330m，形成长约2.5km，宽约2.5km，平均厚60m的天然堰塞坝体，总堆积方量约3.0×108m3[14,17]，形成的灾害链到达了下游印度境内。

　　关于易贡滑坡的启滑机制、滑动速度和体积等研究还存在一些争议[1820]，本文在野外调查的基础上，系统分析总结了易贡高位远程滑坡的启滑机制、滑坡体积、滑坡速度、堰塞湖体积、溃坝机制和复发周期等方面的研究进展，提出了关于易贡滑坡滑源区潜在崩滑体稳定性、灾害链影响范围和监测预警等方面的研究展望，对于指导该区正在规划建设的铁路、水电工程等重大工程建设和城镇防灾减灾具有重要的指导意义。

　　1地质背景

　　1.1地形地貌与地质构造

　　西藏易贡滑坡位于西藏东南部波密县易贡乡扎木弄沟，属于易贡藏布的中下游，区内海拔平均4000m以上，V形深切河谷发育，峡谷区域斜坡坡度约40°~60°，属于典型极高山峡谷地貌，同时也发育冰斗、角峰和冰碛垄等冰川地貌。该区降水量集中在510月份，占全年的约78%，年平均气温约11.4℃，冬季气温至零下，昼夜和季节存在较大温差。扎木弄沟位于易贡鲁朗断裂和察隅嘉黎断裂成近正交的位置，构造运动强烈，历史上多发大地震，区内震级最大可达Ms8.6级(1950年察隅Ms8.6级地震)。沟内滑源区为喜马拉雅早期花岗岩体，滑源区以下主要由大理岩、砂岩、板岩等组成，沟内还广泛发育第四系松散堆积物[17,21]。

　　1.22000年易贡滑坡概况

　　2000年4月9日，西藏波密地区发生易贡高位远程滑坡，殷跃平等首次研究报导了该滑坡，认为扎木弄沟后缘约上亿方的滑坡体从海拔约5520m处发生崩塌，滑坡高差约3330m，滑坡历时约6min，崩塌岩体快速下落冲击了沟内的厚层松散堆积物，并裹挟碎屑块石等形成了高速碎屑流，沿途不断铲刮狭窄段的沟谷，运移约10km后堆积于易贡湖出水口处，堵塞易贡藏布，形成长宽约2.5km，平均厚60m，最厚处可达100m的堰塞坝，滑坡堆积体总方量约3×108m3[14,22]。2020年6月10日，易贡堰塞湖湖水冲毁人工导流明渠，冲向下游，位于17km之外的通麦大桥处水位上升41.77m，水位高出桥面约32m，洪水不仅冲毁了桥梁和沿岸的道路及通讯设施，而且诱发了崩塌和滑坡等次生灾害，甚至波及到了下游印度境内，给下游造成上亿元的经济损失[17,19,23]。

　　2易贡滑坡工程地质特征研究进展

　　2.1空间分布特征

　　滑坡的空间划分是根据滑坡动力学和运动学特征等来确定的，殷跃平等[14]根据野外调查分析，将易贡高位远程滑坡划分为四个区域：滑坡崩塌区、碎屑流区、土石水气混合流区和抛散堆积区;黄润秋[24]和许强等[25]根据灾害发生过程中不同部位物质运动及堆积特征，将其划分为崩塌区、滑坡区和堆积区三个大区，其中滑坡区分为瞬间高速滑坡区和高速块石碎屑流流通区，堆积区划分为块石堆积带、碎屑、砂及粉尘堆积带、铲削碎屑叠加堆积带和气浪波及影响带。

　　戴兴建等[26]和Zhuangetal.[12]根据滑坡前后的遥感影像和现场调查情况，划分为滑源区、流通区和碎屑流堆积区;刘铮等[27]划分为滑源区、抛洒区、铲刮区和流通堆积区。根据已有分析研究，结合野外调查，认为3个分区可以描述易贡高位远程滑坡的基本运动学特征。在突出运动特征和动力行为基础上，建议分别命名为崩滑源区(Ⅰ)、高速铲刮滑动区(Ⅱ)、滑坡堆积区(Ⅲ)等3个区域。

　　(1)崩滑源区(Ⅰ)该区域位于扎木弄沟后部，海拔范围约4400~5300m，投影水平长约1390m，该区常年覆盖冰雪，受地震、构造和气候等因素影响，干湿循环和冻融风化作用强烈，基岩裸露，岩体节理裂隙发育且结构破碎，据调查统计，崩滑体受到三组节理控制，产状分别为203∠34°、94∠57°、211∠86°，小倾角的节理控制着滑动面的形成，大倾角的节理则促使后缘拉张裂缝形成[28]。易贡滑源崩滑体总体上呈楔形，下部窄上部宽，崩塌后留下深V形悬谷，受岩体结构、密集微震和气候变化影响，目前该区域仍然存在两个巨型潜在崩滑体。

　　(2)高速铲刮滑动区(Ⅱ)该区域位于扎木弄沟中上部，海拔范围约2900~4400m，斜坡斜度约16°~27°，沟谷较窄呈狭长形，两侧崩坡积物和第四系松散堆积物发育，滑坡发生后两侧基岩出露，有擦痕存在，说明源区陡峭的斜坡让崩滑体获得的高位重力势能在此快速转化为强烈动能，滑体不仅在此区域达到最大速度，而且由于速度差异及碰撞效应产生了解体，并不断铲刮沿途堆积物的形成碎屑流。

　　(3)滑坡堆积区(Ⅲ)该区域位于扎木弄沟中下部，与易贡藏布相接，海拔范围约2200~2900m，平均坡度约5°~7°，地形由狭窄较陡过渡为平缓开阔，碎屑流在此处减速堆积形成具有一定分选的堆积扇，并堵塞河流形成了平均厚60m的堰塞体。另外，该区在2000年易贡滑坡之前已经存在1900年崩滑形成的堆积扇，而此次崩滑的堆积体即覆盖于1900年的残余堆积体之上。

　　2.2滑坡体积

　　2.2.1滑坡源区崩滑体体积

　　关于易贡滑坡滑源区崩滑体的体积存在不同认识，殷跃平[14]认为约有上亿方的滑坡体饱水失稳;薛果夫等[29]认为有1×107m3的岩体从扎木弄沟滑源区崩落;刘伟[15]通过野外地质调查分析，认为崩塌发生前滑源区呈角峰状，岩体边坡达50°~70°，滑动后裸露V形悬谷，推算滑源楔形体体积约有3×107m3。Shangetal.[16]、Yinetal.[30]、Zhouetal.[21]和Zhuangetal.[12]认为滑源区约1×108m3的楔形饱水岩体失稳;王治华[31]结合2000年4月9日滑坡前后图像对比分析，确定了滑前块体的位置以及上宽下窄的不规则多边形结构，得出滑源投影面积约0.691km2，通过DEM分析和影像比对，认为滑动后滑源区域的高程降幅在0~318m之间，滑走部分的体积为9.118×107m3。

　　Evansetal.[18]认为9.118×107m3的规模不太合理，通过计算得到初始崩滑体积约为7.5×107m3，碎裂膨胀之后的体积约为9×107m3;Xuetal.[17]调查分析失稳岩体体积为9×107m3;Delaneyetal.[19]通过DEM数据分析和LANDSAT7影像比对，认为9.1×107m3左右的初始崩滑体体积比较可信，且滑体碎裂膨胀后的体积为初始的1.2倍左右。各学者基于相同方法得到了不同的结果，可能是因为数据源、计算方法和经验认识等不同导致的。为了更进一步确定易贡滑坡的初始崩滑体积，选用滑坡前后的区域DEM展开计算。

　　NASADEM于2020年2月发布，是对SRTM数据(采集时间为2000年2月11日2月22日)的重处理，数据的精度得到有效提升，ASTERGDEM3于2019年发布，通过新的算法对老版本ASTERGDEM进行了处理，修正了部分区域的异常值，新发布的DEM数据具有较高的可靠性。通过历年遥感影像圈定崩滑源区，根据易贡滑坡前两个月的NASADEM(30m)数据和2000年滑坡后的ASTERGDEM3(30m)数据(采集时间为2000年滑坡后)，基于GIS软件的空间分析功能，对两个数字高程模型数据作差，初步计算得到滑源区崩滑体积约为4400×104m3，在此基础上根据王治华[31]分析得到的滑源区高程降幅0~318m，修正初始崩滑体积为5721×104m3。

　　2.2.2滑坡堆积区体积

　　滑坡堆积体穿过并堰塞了易贡藏布，形成的堆积区海拔范围约2200~2900m，包括滑坡减速堆积的区域及越过河流对岸的部分区域，面积约5km2。殷跃平[14]、刘宁[33]、周刚炎等[34]和刘国权等[35]调查分析得出易贡滑坡的堆积体规模约2.8~3.0×108m3。

　　黄润秋等[24]认为堆积体规模约2.8×108m3。Zhouetal.[36]、柴贺军等[37]、Wangetal.[38]、Shangetal.[16]、Xuetal.[17]和Zhuangetal.[12]估算堆积体约3×108m3。任金卫等[22]根据便携式GPS实地测量数据和滑坡前后遥感影像的比对，分析堆积体的总方量超过3.8×108m3。Evansetal.[18]通过DEM分析后认为易贡滑坡铲刮量为1.5×107m3，堆积方量为1.05×108m3。Wangetal.[39]通过对比滑源区、运移区和堆积区等。

　　认为堆积体体积为3×108m3不合理，这是因为之前没有区分2000年之前的新老堆积体，且主要流动区和泥水、强气流溅射区也没有分开，经过区分后认为堆积方量为9.11×107m3更为合理;Delaneyetal.[19]则认为9.11×107m3不太合理，因为没有考虑滑源区滑体滑动过程中的碎裂膨胀效应和铲刮夹带作用，通过SRTM3DEM数据和LANDSAT7的影像，计算得出易贡滑坡的堆积方量为1.15×108m3。Ekström等[40]认为易贡滑坡的堆积总质量为4.4×1011kg，按照平均密度为2630kg/m3计算，堆积体积约为1.67×108m3。Liuetal.[41]基于1971年和2003年的数字地形资料重建基底滑动面计算得到最终体积约为1.29×108m3。

　　殷跃平[14]根据遥感解译和现场调查，认为堆积体厚度平均为60m，最厚处可达100m，面积为5km2，Zhouetal.[21]认为沉积区的尾部厚约410m，中部厚约3565m，前部约5080m。本文通过遥感影像解译，测量了滑坡堆积区，面积约5.1km2，若按照殷跃平[14]现场调查得到的滑坡堆积体平均厚度60m计算，则堆积体方量约为3.06×108m3;若按照沉积区尾部平均厚7m，面积约0.5km2，中部平均厚50m，面积约1.5km2，尾部平均厚65m，面积约3.2km2，则堆积体方量约为2.81×108m3。

　　3易贡滑坡启滑机制与运动速度研究进展

　　3.1易贡高位远程滑坡运动速度

　　国际地科联滑坡小组划分的滑坡速度，其中极迅速级别的下限速度是5m/s[43]，易贡高位远程滑坡的速度已经远超该值地形地貌是滑坡速度的重要影响因素之一，扎木弄沟的极大高差赋予了崩滑体巨大的势能，在崩塌的过程中，由于崩滑源区坡度较大，转换动能较高，之后由于铲刮作用、摩擦作用和变缓的地形等让能量逐渐耗尽，运动方式随之转变为减速堆积。通过野外调查分析、地震波曲线计算和数值模拟等方法，学者对易贡滑坡的速度进行了研究，统计得出易贡滑坡崩塌过程中的速度最大可能至90m/s，其碎屑流状态时的速度范围为16~28.5m/s，滑坡过程中最大速度通常位于高速铲刮滑动区的上部，最大速度范围为44~138m/s，滑坡全过程的平均速度范围为15.6~40m/s。

　　其中根据地震波曲线计算的滑坡速度，是基于岩体或者碎屑流冲击震动的波峰进行分析计算，因此合理划分运动阶段波峰，找到准确的碰撞点尤为重要。数值模拟计算得到的结果受到模型精确度和模拟方法的影响，模拟结果差异较大，但是基本符合滑坡动力学的规律，较为准确的速度特征分布需要结合野外调查、室内试验和高精度地形数值模拟等方法进一步研究。

　　3.2破坏启滑机制分析

　　关于易贡滑坡的破坏启滑机制，研究者的观点主要体现在：气候变化导致崩滑、地震诱发崩滑、活动断裂控制崩滑、内外动力耦合作用导致崩滑等方面。气候变化引起崩滑青藏高原是地球的“第三极”，是全球气候变化响应的启动区、敏感区和关键区，19702000年以来的气温资料和模型预测显示，青藏高原将持续升温[4954]。升温导致雪线上升和冰雪融化等，会增大崩塌、滑坡和泥石流等地质灾害的发生概率，促进地质灾害链的延拓和转换[16,5556]。

　　2000年易贡滑坡的发生和气候变化具有相关性，郭广猛[57]综合遥感影像、气象和MODIS数据，对冰雪解冻范围、气温和地温进行了分析，认为在易贡滑坡发生前1个月气温已经升至0℃以上，灾前两周，崩滑体中心由于岩体破碎容易吸热，导致崩滑体位置温度高于周围像素2~8℃，表现为一个高温中心，3月28日地温至5℃时，崩滑体周围开始解冻。Zhouetal.[21]通过1998年、1999年和2000年3月1日至5月4日易贡地区气温对比，认为3年的气温变化没有显著的区别，但是2000年4月1日的显著增温可能对滑坡有一定的影响。

　　气温转暖导致的冰雪融水和滑坡前的连续降雨(2000年4月1日至4月9日地区连续降水50mm，比同期平均值高50%~90%)，入渗到崩滑源区楔形体的节理裂隙内，导致结构面软化和孔隙水压力上升，最终诱发了楔形体失稳崩滑地震诱发崩滑地震是诱发地质灾害的重要因素之一，如2008年Ms8.0级汶川地震触发了15000多处滑坡、崩塌和泥石流，且震后导致的地质灾害隐患点高达10000余处[59]，2014年Ms6.5级鲁甸地震触发约10559处滑坡[60]。易贡高位远程滑坡位于喜马拉雅东构造结地区，该区位于印度洋板块俯冲亚欧板块的前缘，地震活动频繁，且近直立和陡立的边坡发育，V型高山峡谷地貌不仅放大地震波，而且扩大了灾害效应[61]。

　　据统计1900~2020年该区域地震超过200余次，其中以Ms3.0~5.0级中小地震为主，大多分布在扎木弄沟的西北侧35km内，影响到易贡地区的地震可达100余次，其中以中小地震为主[28,62]，频繁的中小级地震不仅会增加岩体的脆弱性，而且会成为岩体失稳的触发因素。

　　李俊等[28]通过分析历年地震、气温资料以及滑坡前两个月的降水情况，经历长期作用的滑源区花岗岩体处在极限平衡状态，已经具有一定程度的损伤，受到4月9日8点0分9秒距离易贡滑坡13km处的林芝地区Ms4.8级地震的影响，随后8点0分11.95秒发生易贡特大高位远程滑坡，基于地震加速度和易贡滑坡的时空耦合分析，认为地震是易贡滑坡的诱发因素。

　　4易贡滑坡

　　堵江溃坝灾害链研究进展2000年易贡滑坡形成的堰塞坝，其底宽2200~2500m，轴线长约1000m，坝体平面面积约2.5km2，库容最大可达288×108m3[14]，也有学者认为最大库容为201.5×108m3[19]。易贡藏布堵塞后采取了开渠引流的方案进行疏通，2000年5月3日开始施工，6月4日完工，渠道为梯形断面，底宽30m，渠深20m，长约600~1000m。6月8日渠道开始泄流，6月10日20时坝体开始溃决，6月11日19时基本恢复原状，泄流过程中瞬间最大流量出现在6月11日2时，坝体下游水位上涨至少48.2m，下游通麦大桥处流量可达12×104m3/s，河水水位约41.77m，高出桥面32m，6月12日，易贡湖约30×108m3的库水全部排出[16,65]，溃决的洪水冲毁桥梁道路、诱发次生灾害等，对下游造成了巨大的危害。

　　5易贡高位远程滑坡复发周期研究进展

　　滑坡复发周期是指在环境条件相对稳定的条件下，滑坡原址多次发生一定规模的滑坡，且每次滑坡出现的时间具有一定的周期性。复发周期和气候、地震、河流等引起的侵蚀、堆积速率具有一定的关系。Shangetal.[16]假设100年为易贡滑坡原址复发周期，以3×108m3的物质和20.2km2的扎木弄沟面积来计算物质生成率，其物质积累速率约为0.149m3/year/m2，当物质积累到极限状态，受到一定的影响便会触发。

　　2000年易贡滑坡之后，在区域气候和构造等因素的影响下，扎木弄沟进入一个新的物质与能量的积累区间，当突破界限阈值，极有可能再次发生滑坡堵江特大危害事件。Guoetal.[20]通过对易贡滑坡堆积区开展了野外调查、地质剖面测量、地层精细厘定和14C测年等研究，首次揭示了易贡滑坡具有周期性高位远程滑坡堰塞易贡藏布溃坝灾害链的复发规律，且认为：

　　(1)2000年易贡滑坡源区在过去5500年间发生了至少8次以上的高位远程滑坡事件，分别为3500BC、1300BC、1000BC、600BC、1900年和2000年滑坡事件，以及600BC至1900年间缺少测年数据的2次滑坡事件，此次研究结果揭示该滑坡区整体上具有约200年至500年左右复发周期;(2)考虑到后期滑坡事件侵蚀堆积体，以及滑坡堰塞事件记录的不完整性，易贡地区大型高位远程滑坡可能存在百年尺度的复发周期。以易贡滑坡为例，原址溯源周期型的滑坡具有一定的特征，即在相对稳定的环境条件下，经历气候、微震、断裂蠕滑等长期作用，物质不断积累，岩体损伤持续加剧，在没有急剧突发事件的影响下，一定时间内达到极限状态。此类滑坡的复发周期一般可以通过遥感影像或堆积区地层厘定等方法进行识别。

　　6研究展望

　　6.1易贡崩滑源区岩体稳定性与失稳趋势

　　扎木弄沟后缘仍然存在较大的崩塌风险，吕杰堂[69]认为扎木弄沟内还残留有1×107m3的松散物质，且目前处于2000年易贡滑坡后的物质与能量积累的新周期;朱成明等[82]通过遥感影像解译，认为扎木弄沟源头区目前存在的松散堆积物和潜在不稳定楔形岩体总体积达1.6×108m3以上，在强降雨、冰雪融水和雪崩等因素影响下，极易产生崩塌滑坡;李俊等[80]通过工程地质分析方法和野外实际调查，认为易贡扎木弄沟后缘仍存在两块巨型潜在崩滑体，其发生滑坡堵江的基础和激发条件依然存在。

　　基于FLAC2D软件反演潜在崩滑体的规模，结果为BH01方量0.94×108m3，BH02方量0.92×108m3，最后采用MacCormackTVD有限差分数值方法，模拟了潜在崩滑体在地震烈度为Ⅷ度和极端气候工况下BH01和BH02少量崩滑、BH01和BH02局部崩滑、BH02全部崩滑、BH01和BH02全部崩滑四种情况下的失稳堵江风险，计算结果认为四种失稳情况均会造成堵江。

　　刘铮等[27]分析了易贡地区山体对地震波的响应特征，使用FLAC3D软件研究了潜在崩滑体的稳定性，认为在静力作用下，潜在崩滑体稳定，安全系数为1.27，而在近场强震作用下，潜在崩滑体会失稳破坏。目前判断扎木弄沟危险性的关键是判别滑源区潜在崩滑体的稳定性与失稳趋势，因此有必要开展易贡地区花岗岩体强度弱化机理的研究，揭示此类高山高寒区岩体的破坏模式和弱化影响因素，在此基础上再定量化对其稳定性和失稳趋势作出论证。

　　7结论

　　高位远程滑坡成因机制复杂，自2000年发生以来，国内外学者对西藏易贡高位远程滑坡开展了大量研究，本文在开展野外调查、遥感解译基础上，对易贡滑坡的研究现状进行总结分析，得到以下结论和认识：

　　(1)基于遥感解译、高精度DEM数据和野外调查等方法，认为2000年易贡滑坡滑源区崩滑体积约为5721×10m3，堆积体方量约为2.81~3.06×108m3更为合理。

　　(2)滑坡的最大速度位于高速铲刮滑动区的上部，据统计，滑坡最大速度范围为44~138m/s，滑坡全过程的平均速度范围为15.6~40m/s，碎屑流状态时的速度范围为16~ 28.5m/s，目前滑坡速度的分布特征认识存在差异，可以基于高分辨率的地形数据、野外调查分析、地震波曲线及试验等深入分析论证。

　　(3)易贡高位远程滑坡的破坏启滑，受到内外动力作用共同控制，是在岩体长期蠕变(受中小地震、冻融循环、干湿循环、加卸载循环等作用)的过程中，受到短期影响(降雨、冰雪融水)而触发的，该模式对于高山高寒区的高位岩体稳定性分析和失稳趋势研究具有一定的指导意义。

　　(4)易贡滑坡具有原址溯源周期性的特征，其复发周期可能为百年尺度，目前认为存在两块单个体积近千万方的潜在不稳定岩体，可能再次发生滑坡堵江溃坝洪水灾害链，建议对该区的高位潜在失稳岩体开展InSAR形变监测、岩体损伤规律与潜在失稳规律研究、滑坡堵江溃坝灾害链效应研究，提升该滑坡和该区的防灾减灾能力和水平。

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　　作者：袁浩1，郭长宝1,2*，吴瑞安1,2，闫怡秋1，杨志华1,2