Huge long-runout landslide characteristics and formation mechanism: A case study of the Luanshibao landslide, Litang County, Tibetan Plateau
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摘要:
青藏高原复杂的地质构造背景，导致该区地震频发，加之该区异常的气候变化，大型乃至巨型地质灾害发育多，危害大。在遥感解译、野外地质调查、物探、槽探和地质测年资料分析的基础上，论述了乱石包滑坡的发育特征，并对其形成机理进行分析探讨。认为乱石包高速远程滑坡具有如下特征：①乱石包滑坡的滑动方向垂直于理塘-德巫断裂的北西段，乱石包滑坡顶部接近于现代雪线；②乱石包滑坡最大滑行距离达3.83km，滑坡后壁与前缘堆积区的高差约820m，滑体方量0.64×108~0.94×108m3，平均滑动速度约53.25m/s；③测年资料表明，乱石包滑坡形成1980±30a BP左右；④组成滑坡体的岩性主要为花岗岩，在长期构造活动和冷冻风化作用下，节理裂隙发育，呈碎裂岩体。分析表明，乱石包滑坡受断裂构造、地形地貌和古气候变化影响较大，形成机理复杂：①理塘-德巫断裂全新世以来活动强烈，具有强震地质背景，由该断裂活动形成的强震可能是乱石包滑坡形成的主要因素之一，在地震作用下，坡顶部地震波放大，垂直加速度大于水平加速度，岩体发生震胀和抛掷，从而形成高速远程滑动；②距今1800~2000a BP左右时，青藏高原地区的温度变化较大，该时期发生的大规模冰川活动可能是乱石包滑坡发生的主要因素之一；③地震、气候变化的组合也是引起乱石包滑坡发生的成因之一，并形成一个完整的地质灾害链：地震→雪崩→岩崩→高速碎屑流。
Abstract:In the Tibetan Plateau, the complex geological tectonic background causes frequent earthquakes, together with the abnormal climate change, there are many large or even huge geological hazards, causing serious consequences. In this paper, based on the interpretation of remote sensing and the analysis of field geological survey, geophysical prospecting, trenching, and geological dating data, the authors studied the development characteristics of the Luanshibao landslide and investigated its formation mechanism. The Luanshibao long-runout landslide has the following features① The Luanshibao landslide is located on the northeastern margin of the Maoyaba Basin in Litang County, western Sichuan. The sliding direction of the landslide is perpendicular to the northwestern segment of the Litang-Dewu fault, with the top part of the Luanshibao landslide approaching the current snow line. ②The maximum sliding distance of the Luanshibao landslide is 3.83km; the elevation difference between the back wall of the landslide and the accumulation zone at the leading edge is approximately 820m, with a sliding body volume of approximately 0.64×108~0.94×108m3 and an average sliding velocity of approximately 53.25m/s. ③ The dating data indicate that the Luanshibao landslide occurred at about 1980±30a BP. ④ The compositional lithology of the landslide rocks is mainly granite, and the joint fractures are developed as cracked rocks under the impact of long-term tectonic dynamics and freezing weathering. The analysis indicates that the Luanshibao landslide has been substantially affected by the fault structure, terrain topography, and ancient climate change, and its formation mechanism is complicated① Since the Holocene, the Litang-Dewu fault has experienced frequent, strong earthquake activity. The strong earthquakes resulting from the fault activity might have been one of the main factors for the formation of the Luanshibao landslide. Under the impact of earthquakes, the seismic wave at the top of the slope would be "amplified", producing a vertical acceleration greater than the horizontal acceleration. The rock bodies experienced shock expansion and were thrown, forming the longrunout landslide. ② Dating back to approximately 2000a BP, the temperature change in the Tibetan Plateau area was relatively large, and the large-scale glacial activity occurring in this period was most likely one of the main factors behind the formation of the Luanshibao landslide. ③ The combination of earthquakes and climate change seems to have been one of the conditions causing the occurrence of the Luanshibao landslide, forming a complete chain of geological disasters, i.e., earthquake→avalanche→rockfall→ high speed debris flow.
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Keywords:
- granite rock /
- Luanshibao /
- ancient landslide /
- Tibetan Plateau /
- active fault
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笔者在青藏高原开展川藏铁路工程地质调查过程中，在理塘县毛垭坝盆地北侧乱石包一带，沿理塘-德巫断裂，发现一个高速远程滑坡——乱石包滑坡（图 1-a），规划中的川藏铁路推荐方案从滑坡堆积区前缘通过（图 1-b）。滑坡发育于燕山晚期花岗岩岩体中，最大水平滑动距离3.83km，高差达820m，滑坡总体积0.64×108~0.94×108m3，川藏公路G318从滑坡体堆积区中部穿过（图 2），该滑坡具有高速远程的特征。关于高速远程滑坡的研究，最早可追溯到1932年海姆对1881年瑞士Elm滑坡的研究，但真正引起全世界重视的是1963年意大利Vaiont滑坡，该滑坡体积为2.4×108m3，滑速为30m/s[1]；1970年秘鲁Yungay城发生由地震诱发的滑坡-碎屑流，其滑动距离超过10km，掩埋了整个城市[2]；高速远程滑坡在中国也极为发育，如1943年青海查纳滑坡，滑动距离约3.0km，滑速40m/s，滑坡体积1.27×108m3；1965年云南禄劝县烂泥沟滑坡[3]，水平滑动距离6km，滑坡体积2.14×108m3，并于1991年再次发生高速远程滑动，滑坡体积为2.18×108m3。
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图 1 乱石包高速远程滑坡地理位置Figure 1. Geographic location of the long-runout Luanshibao landslide受印度板块向NNE向的持续挤压作用，青藏高原新生代以来发生持续隆升和挤压构造变形，是现今地球表面地形地貌和地质构造演化最复杂、构造活动最强烈的地区之一。该区大型-巨型滑坡极为发育，并且危害大、复发频繁，如：公元前780年地震导致的秦岭翠华山高速远程滑坡[4-5]，发生崩塌的岩体为二长花岗岩，崩塌体体积约1.5×108m3，并形成堰塞湖[5]；2000年4月9日在西藏波密扎木弄沟花岗岩体中发生的易贡滑坡[6-8]，最大滑动距离达6.7~7.0km，体积超过3×108m3，该滑坡曾于1900年7月发生过规模为5×108m3的高速远程滑动[9-11]；2008年汶川地震诱发了大量的高速远程滑坡，如著名的大光包滑坡、东河口滑坡等多位于龙门山断裂带上[12-17]；2013年3月西藏甲玛矿区发生的高速远程滑坡，滑动距离3km，总方量约200×104m3，造成83名工人被埋，西藏滑坡灾情论证专家组（2013）认为，该滑坡是在地形陡峻、岩体破碎、冰雪冻融强烈等因素作用下造成的①。上述灾难性滑坡事件多具有活动时间短、速度快、滑程远、体积大、破坏力强等特点[13, 18-19]，这些高速远程滑坡除在断裂剧烈活动（地震）作用下形成外，与断裂活动及其引起的岩体节理化、高海拔地区的冻胀或冻融作用关系密切，并具有如下共性： ①滑坡源区位于现代雪线之上或接近于现代雪线，断裂活动造成滑坡源区岩体节理裂隙发育，冻融作用可导致节理化花岗岩力学性质弱化；②气候变化引起的冰雪融化是该区大型乃至巨型滑坡的重要触发因素之一；③断裂活动除造成岩体中节理发育外，其对斜坡应力场的影响也是重要因素之一；④由于地质环境复杂，该类滑坡具有极强的隐蔽性，滑坡早期识别难度大。因此开展乱石包高速远程滑坡的发育分布特征和形成机理研究，对于青藏高原的构造演化、地形地貌、气候变化，以及区域性地质灾害发育规律和成灾机理研究具有重要的指导意义。
1. 地质背景
乱石包滑坡位于青藏高原东南缘理塘毛垭坝盆地的东北侧，是一长条状的高原山间河谷盆地，总体呈NW向展布，轴向长22~23km，横向宽9~10km。盆地内地势较平坦，海拔为4100~4150m。无量河由西向东从毛垭坝盆地中部流过，盆地周边地形起伏度大，地形坡度为15°~30°，北侧山体海拔较高，为4900~5000m，南侧山体海拔较低，为4400~4500m。
乱石包滑坡地段属典型的盆地边缘地貌（图 2、图 3），滑坡后壁顶部高程为4931m，堆积区前缘的盆地高程为4111m，滑坡最大高差约820m，滑体最大运动距离为3830m，主滑方向为210°（图 3、图 4）。滑坡体二级平台中部发育堰塞塘，目前积有湖水。
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图 3 乱石包滑坡遥感影像解译图Ⅰ—滑坡启动区（崩塌区）；Ⅱ—滑动区；Ⅲ—堆积区Figure 3. Remote-sensing image interpretation map of the Luanshibao landslide遥感解译和野外调查表明，理塘-德巫断裂的北西段从乱石包滑坡中部通过，断裂的最新活动造成山前洪积扇水系发生左旋位错，乱石包滑坡的形成受理塘-德巫断裂的影响强烈。乱石包滑坡一带地层主要有松散第四系堆积物、印支期花岗闪长岩（γδ51-b）、二长花岗岩（ηγ51-b）、黑云母花岗岩（γβ51-b）等。第四系松散堆积物主要由冲洪积、冰碛物、冰水堆积物、崩滑堆积体等组成，其中冰碛物、冰水堆积物和崩滑堆积体主要出露于海拔4130~4300m之间的缓坡中、下部，其底部不整合于花岗岩之上，成分主要为中砂、漂砾、角砾碎石层，呈半胶结-弱胶结状态。花岗岩在斜坡中上部出露较多，受断裂活动的影响，花岗岩岩体中节理裂隙极为发育，破碎强烈，在冷冻风化作用下，花岗岩风化程度高。
2. 乱石包高速远程滑坡特征
2.1 滑坡形态特征
乱石包滑坡平面形态呈长舌型（图 2、图 3），滑坡轴向长约3830m，堆积区横向最大宽约1980m，滑坡总面积为4.36km2，最大落差约820m。根据滑坡发生过程中不同部位的物质运动及堆积特征，在平面上可分为后缘滑坡启动区、中部运动区和前缘堆积区三大部分（图 3），在滑坡区分布有2个平台（低的一级平台Ⅱ-2和高的二级平台Ⅱ-1），滑坡体各部分特征论述如下。
（1）后缘滑坡启动区（崩塌区）
乱石包滑坡的启动滑源区位于斜坡的中上部，滑坡后壁呈陡倾三角状（图 4、图版Ⅰ-a），该区主要由花岗岩组成，发育3组节理裂隙，优势产状分别为215°∠33~35°、 300°∠70°和355°∠50°。该崩塌区轴向长约1300m，横向宽670~720m，面积约0.78km2，滑坡后壁顶部高程为4931m。根据滑坡两侧边坡脊发育特征，对滑坡前的地形地貌进行复原，推断发生崩塌解体的花岗岩体平均厚度为50~60m，由此计算出发生崩解的岩体体积为0.39×108~0.47×108m3。崩落后的后缘陡壁倾角为35°~40°。现场调查发现，滑坡后壁花岗岩风化强烈，滑坡形成后，由冷冻风化形成的破碎岩块堆积在坡脚，坡度为19°~21°。崩塌体坡脚处目前为一个NW向长约500m、 NE向宽约230m的低起伏平台（二级平台），在该平台上发育一个断塞塘，现积有湖水（图版Ⅰ-b），并发育有湖相沉积。同时，在陡坡下缘，理塘-德巫断裂呈NW向穿过平台的边缘，发育明显的断层破碎带（图 4、图版Ⅰ-a）。
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a.滑坡后壁、堰塞塘及断裂发育特征（镜向NE）；b.滑体二级平台上的堰塞塘（镜向NW）；c.滑体中部的历史地震地表破裂（镜向SE）；d.二级平台前缘泉水渗出特征（镜向S）；e.滑坡中部的巨大滚石（镜向SE）；f.抛射堆积区特征（镜向SW）（2）中部运动区（滑动区）
根据地面形态特征，滑坡区（Ⅱ）又可分为瞬间高速滑坡区（Ⅱ-1）和高速块石碎屑流流通区（Ⅱ-2）2个亚区（图 3、图 4）。
瞬间高速滑坡区（Ⅱ-1）位于二级平台南西，即断层F2南西侧至一级平台前缘（图 4、图版Ⅰ-c），轴向长约280m，垂向落差为75~80m，在该区域的西南部分，为一高程4195~4200m的平台（一级平台），长约150m，宽75~80m，其上发育一个小水塘（图版Ⅰ-d），水源主要来自于二级平台上的断塞塘，通过渗流汇聚到下方。崩塌体启程后，在重力作用下，该段发生高速滑动，部分大的块石在该区域内沉积下来，最大可达6.32m（长）×3.73m（高）（图版Ⅰ-e），体积为70~80m3，块石棱角明显。
高速块石碎屑流流通区（Ⅱ-2）位于一级平台前缘至G318公路边，该段长约750m，横向宽约1000m，滑坡在高速运动的同时对坡体原表面的碎石进行刮铲，目前该区域地形略有起伏，高程从4200m降至4125m，局部形成低凹空间（图版Ⅰ-f）。碎石的粒径较大，多分布在1~1.5m之间。
（3）滑坡堆积区
乱石包滑坡的堆积区主要位于国道G318南西的毛垭坝盆地内，碰撞、解体后的花岗岩崩滑体进一步破碎。该堆积区NE向长1.8~2.0km，NW向宽1.5~1.9km，整体呈一个椭圆状的扇体，面积约2.80km2。组成堆积体的花岗岩碎石粒径大的有0.5~0.6m，多为0.2~0.3m。从高密度电法测试结果可知，表层土体电阻率值高，解译结果表明，碎石松散堆积厚度为20~30m。堆积体具有反粒序堆积的特征，底部碎石的粒径较大，表层碎石的粒径较小；同时远处的碎石粒径小，越靠近滑坡后部，粒径越大。
（4）滑坡体方量
由滑坡体分布的平面特征及平均厚度可计算出滑坡体的方量。根据野外GPS数据，在滑坡堆积区南西侧，即毛垭坝盆地的表部高程为4111~4112m，而在前缘抛射堆积区的顶部高程为4127~4140m，两者的高差为20~30m。该厚度与高密度电法测量得到表面的高阻体范围和厚度基本一致，说明在前缘部位，崩塌滑坡体的厚度为20~30m，而该部分区域的面积为2.80km2，则此部分堆积体体积为0.56×108~0.84×108m3。此外，在滑动区（Ⅱ）内也分布有一部分滑坡堆积体，滑动区面积为0.50~0.6km2，堆积体厚度平均为15~20m，则体积为0.08×108~0.10×108m3，故滑坡方量共计0.64×108~0.94×108m3，为崩塌体解体方量的1.5~2.0倍。
2.2 滑坡形成时代分析
根据以上调查结果，在滑坡崩滑区前缘的二级平台上发育堰塞湖（图 4、图版Ⅰ），并发育湖相沉积。在堰塞湖北侧开挖探槽（探槽位置见图版Ⅰ-a），探槽剖面揭示出4层地层（图 5）： ①表层耕植土；②土黄色坡积角砾石夹砂土；③青灰色炭质砂泥土层，层理清晰，为湖沼相沉积；④灰白色花岗岩风化碎石、风化砂。
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图 5 乱石包高速远程滑坡中部堰塞塘探槽剖面（左图为剖面，右图镜向NE）①—表层松散土体；②—坡积含砂土角砾层；③—青灰色炭质泥土层；④—强风化花岗岩碎石夹砂土；S1—14C样品及编号Figure 5. Trench prospecting profile of the dammed lake in the middle of the Luanshibao long-runout landslide对湖湘沉积层③采集了14C测年样品，经美国BETA实验室测试，样品S1年龄为1980±30a BP；S2年龄为1960±30a BP；S3年龄为1730±30a BP（表 1）。这3个样品的14C年龄时间段基本一致，且每个样品的测年质量较好，其中顶部年龄稍新，底部年龄稍老，表明是静水沉积的过程。如果以湖相沉积的底部年龄作为乱石包滑坡的形成时代，推测该滑坡发生于距今1980±30a左右。
表 1 乱石包高速远程滑坡中部探槽湖相粘土样品14C测年结果Table 1. Results of 14C dating for lacustrine clay samples from the middle of a prospecting trench in Luanshibao landslide实验室编号 野外编号 试样描述 测试方法 材料参数 测试年龄 13C/12C 试验年龄 359492 TC-3-1（S1） 1980±30a BP -24.8 o/oo 1980±30a BP 359493 TC-3-2（S2） 湖相沉积物 AMS-标准加速普 (有机质)：Acid washes 1960±30a BP -24.8 o/oo 1960±30a BP 359494 TC-3-3（S3） 1730±30a BP -25.1 o/oo 1730±30a BP 2.3 滑坡运动速度估计
目前，对于体积为百万乃至上千万立方米的滑坡运动速度和滑移距离的估计，国际上多采用Scheidegger[20]提出的计算公式（公式（1）），殷跃平等[21]、唐川等[22]分别采用该公式对贵州关岭滑坡、云南昭通头寨滑坡的滑动速率进行了分析。
v=√2g(H−f×L) (1) 式中，v为滑动速度；g为重力加速度；H为滑坡后缘顶点至滑坡堆积区估算点的高差；L为滑坡后缘顶点至滑坡堆积区估算点的水平距离；f为滑坡后缘顶点至滑坡运动最远点的连线至斜率，即等效摩擦系数。
根据公式（1）和图 4，可以建立乱石包滑坡启动阶段的滑动距离、高差与等效摩擦角之间的几何关系，并计算出滑动后缘到滑体前缘的滑动速度（ν）：
v=√2g(H−f−L)=√2×9.8×(820−tan(10∘)×3830)=53.259(m/s) (2) 由于滑坡的运动速率受到多种影响因素的制约，公式（1）具有一定的误差，但是可以作为滑坡运动速度的一个参考值[21-22]，计算结果表明，乱石包滑坡的滑动速度快，具有高速远程的特征。
3. 乱石包滑坡影响因素
国内外学者对高速远程滑坡的影响因素和形成机理开展了大量的研究，目前关于高速远程滑坡的形成机理主要有孔隙水压力说[23-28]、液化或流体学说[29-32]、峰残（余）效应说和蠕变效应学说[33-34]、锁固段-挡墙溃屈学说[6, 35-36]、地震作用下抛射（掷）说[12-13, 35, 37]、地下高压气体爆炸学说[38-40]等。对高速远程滑坡实例进行的研究，多集中于近年来发生的，或有人类历史记录的滑坡，而对于人类历史没有记载的古高速远程滑坡研究较少。部分研究者对具有堵江时间的古滑坡开展了测年及环境效应研究，如金沙江奔子栏滑坡堵江事件[41]，以及发生于30万年前的美国MountShasta滑坡-碎屑流[42]等。
由于乱石包滑坡所处的地质环境条件复杂，理塘-德巫断裂从滑坡中部穿越，且该区海拔高，滑坡崩滑体顶部接近于现代雪线，每年积雪时间较长。通过调查分析，笔者认为，断裂蠕滑、地震、冰雪融化等因素对滑坡的形成具有重要影响。
3.1 理塘-德巫断裂活动性及其对滑坡的影响
乱石包滑坡位于川滇块体的中偏北部，理塘-德巫断裂、甘孜-理塘断裂和巴塘断裂在该区交会（图 1）。晚第四纪以来，这些断裂具有强烈的活动性。其中，理塘-德巫断裂带北西端起始于蒙巴北西，向南东延伸经查龙、毛垭坝、理塘、甲洼、德巫至木里消失，全长约385km，由毛垭坝盆地北缘断裂、理塘断裂和康嘎-德巫断裂3条次级断裂组成（图 1）。断裂总体走向NW40°~50°，以左旋走滑为主，不同部位伴有不等的逆倾滑分量，倾向NE，倾角较陡，控制了毛垭坝、理塘、甲洼、德巫等古近纪—第四纪盆地，并使古近纪—第四纪地层普遍遭受褶皱或断错作用，沿断裂发育一系列温泉[43]。徐锡伟等[44]认为，理塘断裂带距今14ka以来的平均左旋滑动速率为4.0±1.0mm/a，垂直（逆）滑动速率为0.1~1.8mm/a；3条次级断裂均为独立的地震破裂段，相应特征地震最大矩震级估计值为7.0~7.3，平均复发间隔为500~1000a，沿断裂带历史地震发育，部分历史地震形成的地表断坎现今保留清晰，其中北西段最大地震破裂发生在距今119±2a之前，中段发生在公元1890年左右，南东段则为1948年发生的Ms7.3级地震。
野外调查表明，理塘-德巫断裂带的分支断裂——毛垭坝盆地北缘断裂控制着乱石包附近地形地貌的形成与发展。在毛垭坝盆地，断裂左旋切割了末次冰川以来的各种地貌单元，形成断层谷、断头沟等典型错断地貌，表现出以左旋走滑为主，兼有北东盘抬升、西南盘下降的逆冲走滑性质。如在盆地北东缘，水系位错和断头沟显示错距在15~72m之间（图 6-a）；在盆地中部，断层穿过冲积扇根部，具有明显的线性断层陡坎，冲积扇面上冲沟显示最大水系错距在500m左右（图 6-b）；在盆地西缘，一系列冲沟显示的左旋错距在16~270m之间。
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图 6 毛垭坝盆地东北缘断裂左旋走滑位移特征Figure 6. Sinistral strike-slip displacement features for the fault on the northeastern margin of the Maoyaba Basin本次在平行于乱石包滑坡的滑动方向布设了高密度电法物探剖面。物探测试结果表明（图 7），乱石包滑坡中部发育多条断层，其中主断面位于二级平台中部堰塞湖西南侧，断面倾向NE，倾角65°，断裂带宽25~30m。
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图 7 乱石包高速远程滑坡高密度电法物探测试解译图a—乱石包滑坡高密度电法原始数据云图；b—乱石包滑坡高密度电法测试解译图Figure 7. Interpretation of the high-density resistivity prospecting tests map for the Luanshibao long-runout landslide3.2 气候变化对滑坡的影响
由于乱石包滑坡崩塌区海拔高，受冷冻风化作用亦非常显著。在雪线降低、积雪融水等外部条件作用下，容易触发滑坡，如西藏易贡滑坡[45]，并且该类滑坡有可能原位多次发生，如扎木弄沟于1900年曾发生特大滑坡，滑坡堆积物也堵断易贡藏布，并发生滑坡坝溃决[8]。杨保[46]研究认为，距今2000a BP左右，包含理塘、巴塘一带的青藏高原处于气候变化较为强烈的时期，伴随冰川的前进与融化，其对滑坡的形成发育具有一定影响。
4. 滑坡形成机理分析与讨论
4.1 滑动前斜坡稳定性数值模拟
通过古地形恢复，乱石包滑坡滑动前地形坡度较小，仅为25°~26°。定性分析表明，在这样的坡度条件下，其在天然状态下的稳定性较好。为分析乱石包滑坡的影响因素和形成机理，本文采用ANSYS有限元软件对滑动前的乱石包斜坡稳定性进行模拟分析，并计算模型的稳定系数。模拟过程中，视边坡岩体为弹性材料，计算采用的参数见表 1，模型中不考虑断层、地震、雪崩等因素。数值模拟结果表明，当花岗岩岩体的力学强度较高时（表 2中的花岗岩-1、花岗岩-2），边坡体内的应力分布均匀，仅在边坡浅表层几米范围内的稳定性系数值低于1（图 8-a、 b），但不会发生整体、大规模的失稳破坏；即使当花岗岩的材料参数降低，降至一般软岩的强度时（表 2中的花岗岩-3），边坡的失稳部分仍局限于坡体表部；但是，当花岗岩的材料参数降到极低，接近于一般土体的强度时（表 2中的花岗岩-4），边坡体会在较大范围内发生失稳破坏，此时岩体的强度是正常状态下的几十分之一。根据Schneider等[47]开展的实验测试，含有粒状冰的材料，由于颗粒冰的作用，可使其摩擦力减少20%；饱和的材料与干燥的材料在运动过程中，水的作用可使摩擦力减少50%。因此，要发生目前的滑动，需要强大的内力或外部影响因素，如断裂活动、地震或冰雪融化形成的雪崩等。
表 2 乱石包斜坡稳定性数值模拟力学参数取值Table 2. Mechanical parameter values for numerical simulation of the Luanshibao slope's stability序号 岩性 弹性模量（E)/GPa 泊松比(μ) 粘聚力(c)/kPa 内摩擦角(φ)/° 剪胀角(φ)/° 密度(ρ)/（g·cm-3） 备注 1 花岗岩-1 30 0.23 1700 55 - 2.95 2 花岗岩-2 10 0.26 800 45 - 2.50 3 花岗岩-3 2.5 0.31 250 30 - 2.35 类似于软岩 4 花岗岩-4 0.85 0.35 80 20 18 2.00 接近于土 ![]()
图 8 同岩石力学强度条件下乱石包斜坡稳定系数（Fs）等值线云图（不考虑地震等因素）a—第一种强度条件下斜坡稳定系数(Fs)分布；b—第二种强度条件下斜坡稳定系数(Fs)分布；c—第三种强度条件下斜坡稳定系数(Fs)分布；d—第四种强度条件下斜坡稳定系数(Fs)分布Figure 8. Contour plot of the stability coefficients (Fs) of the Luanshibao slope under different rock mechanical strength conditions (without considering factors such as earthquakes)4.2 乱石包滑坡的成因模式
（1）断裂强烈活动（地震）的高速抛掷作用
在青藏高原地区，由于高陡地形、高寒高海拔、高地震烈度，新构造运动强烈，对该区的大型滑坡，特别是高速远程滑坡具有较大影响。如2000年西藏波密扎木弄沟的易贡特大滑坡，即位于嘉黎断裂与鲁朗-波密断裂交会区内[7]。
根据野外地质调查结果，在乱石包滑坡后缘崩塌区底部，发育二级平台（图 4、图版Ⅰ-a），该二级平台具有一定的地形起伏，在平台北东侧发育有堰塞湖，水深1~1.5m，水面的高程低于平台南西侧高点位置4~5m，该堰塞湖是在滑坡发生后形成的。因此，崩塌体在解体后，需要跨越平台南西侧的平台高位置。对于这样的滑动方式，需要一个强大的动力，将崩滑体抛掷出去，在强地震作用下，水平和垂直加速度急剧增大，坡体发生波动和振荡，使得斜坡岩体内形成附加应力，从而使斜坡岩体，特别是斜坡顶部的花岗岩体中原有的节理裂隙、不连续面不断拉裂，迅速扩展，趋于贯通[13, 31]。前文分析表明，理塘-德巫断裂带晚第四纪以来活动强烈，沿断裂发育历史强震。如乱石包滑坡是在古地震作用下形成的，其形成机制可分为4个演化阶段（图 9）：第一阶段为滑坡启动阶段，上部滑体在地震波的地表放大作用下发生拉裂，并被抛掷分离；第二阶段为重力加速阶段，在重力加速阶段，崩滑体前缘局部形成圈闭气垫效应，形成滑体的凌空飞行；第三阶段为撞击阶段，滑体与古地面发生碰撞，岩体进一步解体；第四阶段为长距离远程碎屑流阶段，发生撞击后，崩滑体发生进一步的解体，形成小块碎石，局部仍有一定的洼地形成圈闭气垫，形成长距离、半圆状的碎屑流堆积。乱石包滑坡在强震作用下发生的高速远程滑坡运动，其失稳破坏模式可简单概括为：拉裂→裂纹贯通→凌空抛出→碰撞解体→碎屑流堆积，符合强震作用下形成的滑坡-碎屑流规律。
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图 9 乱石包滑坡的地震作用形成模式Figure 9. Analysis of the earthquake-induced formation pattern of the Luanshibao landslide（2）气候变化引起雪崩、高速滑坡
气候变化研究结果表明，全新世是第四纪最近一次冰川消融期，又称冰后期，也有人认为是一次新的间冰期，其时段为11000a BP至今。目前国际上普遍采用根据北欧孢粉记录得到的布利特-色尔南德全新世气候分期，将全新世的气候变化分为5期[48]。杨保[46]对青藏高原地区在过去1980±30a来的气候变化进行了研究，从青藏高原东北部温度序列值可见，在距今1800~2000a BP时间段内，区域上的平均温度变化较大，平均气温变化幅度达1.5℃。由于全球气候的变化，高度敏感的冰川和冰缘区正在发生巨大的变化，在不久的将来变化范围很可能更大一些[49-52]。
因此，对于乱石包滑坡，推测在距今2000a左右，斜坡后缘位于雪线附近，由于气温变化，造成雪崩，从而引起巨型花岗岩体崩裂，在颗粒冰、冰雪融水的作用下，花岗岩碎块岩体的力学强度降低，并向毛垭坝盆地发生高速流动，最终形成长扇-半圆状的冰水扇。由于搬运距离近，花岗岩碎石的磨圆度差。
（3）断裂活动与雪崩共同作用
规模大、危害性大的地质灾害，往往是在多种因素作用下形成的。由于乱石包滑坡特殊的地理、地质构造位置，其既有强震背景，又有可能发生雪崩等外部条件。在理塘-德巫断裂长期活动作用下，乱石包附近的花岗岩体节理裂隙极为发育，同时，该区海拔高，在冷冻风化作用下，花岗岩体的力学性质进一步弱化，为乱石包高速远程滑坡的形成提供了基础条件；而地震极易诱发雪崩，由雪崩进而促成乱石包滑坡后缘岩体崩塌，由此形成一个完整的地质灾害链：地震→雪崩→岩崩→高速碎屑流。
根据Chen等[53]对金沙江竹巴龙段8个典型堵江滑坡的调查和测年，巴塘苏瓦龙—竹巴龙一带的大型滑坡是在1830±60a BP时大地震作用下形成的，并且造成了金沙江堰塞，滑坡坝堵江持续了1000a左右，竹巴龙滑坡等古地震滑坡距离本文研究的乱石包滑坡仅90km，是否意味着在距今1800~2000a期间，包括理塘、巴塘在内的川滇块体处于地震活跃期，造成该区大型乃至巨型滑坡极为发育，还有待进一步研究。
5. 结论与讨论
本文以在青藏高原新发现的乱石包滑坡为例，通过遥感解译、野外地质调查和地质测年资料分析，对该高速远程滑坡的发育、分布特征和形成机理进行了论述，取得以下认识。
（1）乱石包滑坡位于青藏高原东缘毛垭坝盆地北东侧，最大滑动距离为3.83km，垂向落差约为820m，滑坡体积0.64×108~0.94×108m3，滑动速度可达53.25m/s。14C测年结果表明，该滑坡形成于距今1980±30a左右。
（2）乱石包滑坡一带古地形较为平缓，仅为25°~26°，发生崩解的花岗岩体的完整性较好，力学强度较高。有限元模拟结果表明，仅在重力和降雨作用下，乱石包古斜坡稳定性较好，发生失稳滑动的概率小。若要发生高速远程滑动，需要地震等内动力因素，或雪崩等外力因素。
（3）乱石包滑坡区地质构造复杂，理塘-德巫断裂为全新世的活动断裂，该断裂北段从乱石包滑坡中部通过，造成水系错断，历史强震发育。断裂活动诱发强震是乱石包滑坡发生高速远程滑动的主要成因之一。
（4）乱石包滑坡发育于海拔4000m以上的高原盆地边缘，滑体后缘接近于现代雪线。1800~2000a BP时青藏高原地区的温度变化较大，该时期发生的大规模冰川活动也可能是乱石包滑坡发生的成因之一。
（5）距今1800~2000a，青藏高原东缘的气温变化大，地震活动频繁，在青藏高原的理塘、巴塘一带形成大量规模大、形成机理复杂的滑坡。对于乱石包滑坡，需要进一步开展古地震、气候变化研究，厘清乱石包滑坡形成的关键因素，对于促进青藏高原地区古地貌演化、高速远程滑坡形成机理和地质灾害防治具有重要意义。
致谢: 四川省地勘局九一五地质队完成了本次研究的物探测试工作，中国地质科学院地质力学研究所王世锋研究员、汪西海教授级高级工程师、张瑞端硕士、凌盛硕士、四川省地勘局九一五地质队周毅工程师、钟东高级工程师等参加了部分野外地质调查工作，中国地质调查局水文地质环境地质调查中心孙晓明副主任、中国科学院地质与地球物理研究所曲永新研究员对本文进行了指导，在此一并表示感谢。 -
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图 1 乱石包高速远程滑坡地理位置
Figure 1. Geographic location of the long-runout Luanshibao landslide
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图 3 乱石包滑坡遥感影像解译图
Ⅰ—滑坡启动区（崩塌区）；Ⅱ—滑动区；Ⅲ—堆积区
Figure 3. Remote-sensing image interpretation map of the Luanshibao landslide
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图 5 乱石包高速远程滑坡中部堰塞塘探槽剖面（左图为剖面，右图镜向NE）
①—表层松散土体；②—坡积含砂土角砾层；③—青灰色炭质泥土层；④—强风化花岗岩碎石夹砂土；S1—14C样品及编号
Figure 5. Trench prospecting profile of the dammed lake in the middle of the Luanshibao long-runout landslide
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图 6 毛垭坝盆地东北缘断裂左旋走滑位移特征
Figure 6. Sinistral strike-slip displacement features for the fault on the northeastern margin of the Maoyaba Basin
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图 7 乱石包高速远程滑坡高密度电法物探测试解译图
a—乱石包滑坡高密度电法原始数据云图；b—乱石包滑坡高密度电法测试解译图
Figure 7. Interpretation of the high-density resistivity prospecting tests map for the Luanshibao long-runout landslide
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图 8 同岩石力学强度条件下乱石包斜坡稳定系数（Fs）等值线云图（不考虑地震等因素）
a—第一种强度条件下斜坡稳定系数(Fs)分布；b—第二种强度条件下斜坡稳定系数(Fs)分布；c—第三种强度条件下斜坡稳定系数(Fs)分布；d—第四种强度条件下斜坡稳定系数(Fs)分布
Figure 8. Contour plot of the stability coefficients (Fs) of the Luanshibao slope under different rock mechanical strength conditions (without considering factors such as earthquakes)
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图 9 乱石包滑坡的地震作用形成模式
Figure 9. Analysis of the earthquake-induced formation pattern of the Luanshibao landslide
表 1 乱石包高速远程滑坡中部探槽湖相粘土样品14C测年结果
Table 1 Results of 14C dating for lacustrine clay samples from the middle of a prospecting trench in Luanshibao landslide
实验室编号 野外编号 试样描述 测试方法 材料参数 测试年龄 13C/12C 试验年龄 359492 TC-3-1（S1） 1980±30a BP -24.8 o/oo 1980±30a BP 359493 TC-3-2（S2） 湖相沉积物 AMS-标准加速普 (有机质)：Acid washes 1960±30a BP -24.8 o/oo 1960±30a BP 359494 TC-3-3（S3） 1730±30a BP -25.1 o/oo 1730±30a BP 
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表 2 乱石包斜坡稳定性数值模拟力学参数取值
Table 2 Mechanical parameter values for numerical simulation of the Luanshibao slope's stability
序号 岩性 弹性模量（E)/GPa 泊松比(μ) 粘聚力(c)/kPa 内摩擦角(φ)/° 剪胀角(φ)/° 密度(ρ)/（g·cm-3） 备注 1 花岗岩-1 30 0.23 1700 55 - 2.95 2 花岗岩-2 10 0.26 800 45 - 2.50 3 花岗岩-3 2.5 0.31 250 30 - 2.35 类似于软岩 4 花岗岩-4 0.85 0.35 80 20 18 2.00 接近于土
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