中国西藏雅鲁藏布江色东普沟滑坡-堵江堰塞湖事件研究

赵永辉

西藏自治区水利电力规划勘测设计研究院， 西藏 拉萨 850000

0 引 言

近几年， 随着全球气温变暖， 我国西南地区降雨量呈偏高态势， 随之诱发的相关地质灾害数量也呈现出增长趋势。 如典型的金沙江白格滑坡、 雅鲁藏布江色东普沟滑坡、 贵州水城滑坡等。 鉴于滑坡及其灾后效应的危害性， 专家学者针对滑坡的相关研究从未终止过。 张倬元等根据滑移面的形态特征， 将滑坡分为平滑型滑坡和转动型滑坡［1］； 黄润秋等通过比较地震前后大光包滑坡滑带岩体裂纹变化， 将震裂特征归纳为结构面松弛型和结构面损伤型两类［2］； 涂国祥等借助有限元法， 计算和分析了冰水堆积体在浪蚀作用下的变形破坏机理［3］； 赵永辉基于现场调查、 遥感影像解译等资料， 系统地阐述了雅鲁藏布江流域嘎贡沟滑坡从孕育至堵江的整个过程， 基于刚体极限平衡法分析了岩土体抗剪强度对斜坡稳定的性的敏感度［4-5］；以2018 年金沙江白格滑坡为研究对象， 许强借助历史遥感影像、 InSAR 监测和无人机航拍等技术初步查明了滑坡的变形特征及演化历史， Fan Xuanmei 则采用数值模拟法重现了白格两次滑坡-堵江事件［6-8］。 除上述研究外， 众多专家学者对滑坡相关研究也作出卓越的贡献， 同样促进了滑坡相关研究成果的完善和发展［9-15］。

论文以西藏米林县雅鲁藏布江色东普沟滑坡为研究对象， 基于滑坡区域地质背景、 滑坡现场资料和滑源区历史遥感影像， 旨在分析和研究该滑坡的成因及其演化过程。

1 滑坡区域地质背景

滑坡地处雅鲁藏布江左岸， 河谷为“V” 型， 近NE 向发育。 雅鲁藏布江河谷两侧上体沟谷、 冰川发育， 山体近NW 走向， 平均海拔3 000 ～4 000 m， 加拉白垒峰最高点海拔超过7 000 m， 为典型高山峡谷区， 见图1。

图1 色东普沟区域数字高程模型（米林县幅）Fig.1 Area digital elevation model in Sedongpu Valley （Milin county map）

滑坡区山体走向与近平行于区域构造线方向， 区域出露地层主要为派乡岩组片岩和片麻岩（AnP），直白岩组片麻岩（AnZh）， 多雄拉混合岩（Dmi）， 冰川堆积物（Qgl） 和冲积物（Qal）。 滑坡近场区地质构造活动性强烈， 性质不明断层和脆韧性剪切带较发育， 见图2。

图2 色东普沟区域地质图（据墨脱幅H46C003004）Fig.2 Regional geological map of Sedongpu Valley （According to Motuo map H46C003004）

色东普沟场区50 年超越概率10%的地震动峰值加速度为0.30 g， 地震基本烈度为Ⅷ度， 地震动加速度反应谱特征周期值为0.45 s， 区域构造稳定性较差［16-17］。

2 滑坡地质条件及发育特征

2.1 滑坡基本地质条件

滑坡位于米林县派镇雅鲁藏布江左岸色东普沟，其纵长约1.1 km， 横宽约500 ～800 m， 后缘高程约3 600～4 200 m， 前缘高程约2 800～2 900 m。 滑坡后缘堆积体物质组成主要为结构松散的冰碛物和崩积碎石土堆积体（Qcol＋gl）， 其上存在明显的水流侵蚀迹象， 堆积体下伏基岩及色东普沟两侧山体为派乡岩组片岩和片麻岩（AnP）， 见图3 （a） 和图4； 流通区两侧山体裸露基岩， 基岩面残留数条近平行于色东普沟方向的滑面擦痕， 见图3 （b）； 滑坡主滑方向为140°～150°， 高速碎屑流抵至色东普沟对岸（右岸），致使上游形成堰塞湖， 见图3 （c）。

图3 碎屑流全貌图Fig.3 Panorama of debris flow

图4 色东普沟滑坡纵剖面图Fig.4 Longitudinal geology profile of Sedongpu Valley landslide

2.2 滑坡发育特征

据2012 年遥感影像， 色东普沟内伴有常年流水， 沟两侧无明显侵蚀迹象， 沟口对岸洪积扇植被长势较好， 说明2012 年之前， 色东普沟内基本无碎屑流事件， 见图5 （a）。 对比2012 年与2014 年影像， 发现2014 年色东普沟中段和沟口两侧山体残留明显的刮铲区， 对岸洪积扇处植被大面积消失， 侵蚀面积明显增大， 但是并未发现明显的堰塞体， 进而也未造成雅鲁藏布江堵江事件， 见图5 （a） ～图5 （b）。 由此可知， 2012 年至2014 年期间， 色东普沟曾发生过小规模的碎屑流事件； 对比2014 年与2015 年影像， 2015 年整个色东普沟变化不明显， 说明色东普沟在该时间段内较稳定， 见图5 （b） ～图5 （c）； 对比2015 年与2017 年影像， 发现2017 年色东普沟后段堆积体上植被几乎全部消失， 中段沟两侧山体刮铲面积明显增大， 沟口已形成一定规模的堰塞体， 致使对岸2015 年时残留的洪积扇全部淹没， 见图5 （c） ～图5 （d）， 说明2015 年与2017年期间， 色东普沟曾发生过一定规模的碎屑流堵江事件。

据滑坡区影像资料， 截至2017 年12 月， 色东普沟后段堆积大量松散冰碛物和崩积碎石土堆积体（Qcol＋gl）， 流水侵蚀作用下， 堆积体表层下切成沟。色东普沟中段两侧基岩山体残留擦痕， 说明2017 年12 月前， 色东普沟已发育一定规模的碎屑流事件， 见图6 （a）。 据2018 年11 月现场照片， 色东普沟后段堆积体中部强烈下切变形， 中段两侧山体基岩表面发育数条近平行于色东普沟方向的擦痕， 不论发育深度还是面积， 均明显大于2017 年12 月规模， 见图6（b）。

据2017 年12 月4 日影像， 色东普沟沟口已形成一定规模的堰塞体（Qdel）， 随后堰塞体及时被雅鲁藏布江漫流冲开， 湖水自然下泄， 未造成雅鲁藏布江多时间堵塞见图7 （a）； 据2018 年11 月现场照片， 滑坡碎屑流整体堆积于沟口， 堵塞雅鲁藏布江， 上游形成堰塞湖。 当堰塞湖水位上涨至一定高程时， 造成堰塞体溃决， 湖水自然泄流， 见图7 （b）。

图5 雅鲁藏布江色东普沟历史影像Fig.5 Historical image for Sedongpu Valley landslide of Yarlung Zangbo River

图6 色东普沟滑坡中后缘Fig.6 Middle posterior of Sedongpu Valley landslide

图7 色东普沟堰塞体Fig.7 Weir plug body of Sedongpu Valley

3 滑坡成因及演化过程

色东普沟滑坡的形成主要受地形地貌、 冰雪降雨、 地质构造及地层岩性控制。

3.1 成因分析

3.1.1 地形地貌

色东普沟三面环山， 松散堆积体（Qcol＋gl） 主要分布于沟底中心位置， 整体地形地貌呈“凹” 型， 集水效果突出。 加之， 色东普沟汇水面积约7.0×103万m2， 堆积体面积约9.0×102万m2， “凹” 型地形地貌犹如漏斗般将降雨和冰雪融水汇集至沟底松散堆积体（Qcol＋gl） 处（见图8）， 即特殊的地形地貌放大了降雨和冰雪融水对沟底松散堆积体的影响， 笔者将其称为“漏斗效应”， 其是色东普沟产生滑坡及碎屑流的地质基础。

图8 色东普沟三维地形地貌Fig.8 Three dimensional topography of Sedongpu Valley

3.1.2 地质构造及地层岩性

色东普沟近场区脆韧性剪切带、 断层较发育， 地震活动较频繁， 属于区域稳定性较差区， 致使沟内冰川和松散堆积体完整性差。 色东普沟沟底和两侧山体均为派乡岩组片岩和片麻岩（AnP）， 沟底后缘基岩上覆大量冰碛物和崩积碎石土堆积体（Qcol＋gl）， 其结构松散， 抗剪强度低， 遇水易崩解， 此类上软下硬的地层为滑坡的启动提供了较好的物源基础和底滑条件。

图9 滑坡区2018 年10 月12～18 日降雨［18］ （有修改）Fig.9 Rainfall in the landslide area from October 12 to 18， 2018 （Modified）

3.1.3 冰雪融水和降雨

随着全球变暖， 色东普沟雪线明显后退， 冰川消融， 冰雪融水明显增加。 加之， 2018 年色东普沟滑坡产生之前， 滑坡区存在明显的集中降雨天气， 见图9。冰雪融水和降雨共同作用下， 导致沟底结构松散的冰碛物和崩积块碎石土堆积体（Qcol＋gl） 容重增大， 抗剪强度降低， 易诱发剪切滑移变形。

3.2 演化过程分析

据色东普沟历史影像和成因分析， 2018 年色东普沟滑坡-堵江事件演化过程可归纳为一条完整的地质灾害链， 即“崩-滑-流-堵”。 具体如下：

（1） 冰崩、 岩崩

色东普沟冰川属于海洋型冰川， 在近些年全球变暖的大背景下， 其消融速度加快， 冰崩灾害频繁。 同时， 色东普沟处于高寒地区， 沟谷两侧山体在冻融循环破坏作用下导致岩体强度较低， 碎裂松动岩体分布较广， 致使沟内时常发生岩崩。 同时， 鉴于色东普沟地形地貌所产生的“漏斗效应”， 冰崩冰碛物（Qgl）和岩崩块碎石（Qcol） 堆积于沟谷后段底部， 形成大量松散堆积体， 为后期碎屑流的产生提供了充足的物源， 见图10 （a）。

（2） 滑坡

随着全球变暖引发的“温室效应”， 色东普沟冰雪融水明显增多， 加之2018 年10 月份滑源区集中强降雨， 以及东普沟地形地貌所产生的“漏斗效应”，致使沟谷后段松散堆积体（Qcol＋gl） 容重增大， 抗剪强度低， 进而产生了沿沟底基岩面的剪切滑移变形，随之形成了色东普沟滑坡， 见图10 （b）。

（3） 碎屑流

色东普沟后段滑坡“启动” 后， 在沟内雨水和冰雪融水共同作用下， 结构松散的滑体瞬间崩解液化为块碎石土碎屑流， 其运动方式也随之由滑移迅速转化为流动［19-21］。 碎屑流以摧古拉朽之势刮铲沟谷底部和两侧上体， 最终冲出色东普沟， 见图10 （c）。

（4） 堵江

碎屑流以超高速经过色东普沟沟口， 受雅鲁藏布江右岸阻挡， 碎屑流堆积于色东普沟沟口， 堰塞体阻断雅鲁藏布江形成堰塞湖， 见图10 （d）。

图10 色东普沟滑坡-堵江事件演化过程图Fig.10 Evolution graph of Sedongpu Valley slip-blocking the river

尽管色东普沟滑坡-碎屑流事件发生后， 大量松散堆积体被搬运出沟谷， 据现场照片和遥感影像， 沟谷后缘仍残留大面积松散堆积体。 随着近些年极端天气的影响， 西藏降雨量普遍偏高， 色东普沟仍存在再次产生滑坡-堵江的可能。

4 认识与结语

色东普沟滑坡从孕育至产生， 再到后期演化， 其实为一条完整的“崩-滑-流-堵” 地质灾害链。 针对此类滑坡在我国西南地区屡见不鲜， 如西藏易贡滑坡、 云南昭通头寨滑坡等， 其均经历了“崩-滑-流-堵” 四个阶段。 此外， 由于该类滑坡受水的影响较大， 滑体含水量较高， 因此， 滑坡“启动” 后， 滑体迅速解体为碎屑流， 如2019 年7 月23 日， 贵州水城县发生的特大山体滑坡， 其是由强降雨诱发的碎屑流滑坡。

通过分析色东普沟滑坡区域地质、 滑坡基本地质条件及历史影像， 就其成因和演化过程给出如下认识与结论：

（1） 色东普沟滑坡地处青藏高原深切河谷地带，区域稳定性较差。 色东普沟地形地貌、 地层岩性和地质构造是形成色东普沟滑坡的基本地质条件。 全球变暖引发的温室效应导致沟谷后段冰川融化， 融水增多，以及2018 年滑坡区集中降雨是产生色东普沟滑坡的主要诱发因素。 特别的， 色东普沟特殊地形地貌下的“漏斗效应” 放大了冰川融化和集中降雨对松散堆积体的影响， 加剧了沟内滑坡的孕育、 形成及后期演化。

（2） 色东普沟滑坡-堵江事件演化过程可分为4个阶段， 即： 冰崩、 岩崩阶段， 沟谷堆积大量松散堆积体； 剪切滑移失稳阶段， 为后期碎屑流事件提供了物源； 碎屑流阶段， 滑体迅速解体， 并刮铲沟谷中段两侧山体； 堵江阶段， 碎屑流堆积于沟口， 雅鲁藏布江上形成堰塞湖。 值得关注的是， 一般大河大江形成堰塞湖后， 上游存在一定的淹没区， 堰塞体溃决后，下游可能面临洪涝灾害。

（3） 论文基于区域地质和滑坡区基本地质条件，研究了西藏高海拔河谷区滑坡-堵江事件的成因及其演化过程， 提出了沟谷型地形地貌的“漏斗效应”，研究成果对今后青藏高原防灾减灾、 滑坡及其它地质灾害连锁反应的防治工作具有一定的指导意义。

【致谢：感谢成都理工大学地质灾害与地质环境保护国家重点实验室、 中国学院水利部成都山地灾害与环境研究所、 中国地质调查局国土资源航空物探遥感中心等单位机构， 感谢所有参与西藏色东普沟滑坡-堵江地质灾害的现场救灾人员和科研工作者。 特别感谢西藏自治区水利厅、 西藏自治区水利电力规划勘测设计研究院各级领导， 在色东普沟滑坡-堵江地质灾害发生后的第一时间派驻专业技术人员进驻现场，以及对后期西藏自治区地质灾害研究工作的支持。】