青藏高原东南三江流域滑坡灾害发育特征

青藏高原西起帕米尔高原和兴都库什，东至横断山脉，北起昆仑山和祁连山，南至喜马拉雅山区，是地球上最年轻、海拔最高的高原，平均海拔超过4 000 m[1]。青藏高原由北往南依次由西昆仑—祁连山加里东期缝合带、昆仑山华力西期缝合带、金沙江印支期缝合带、班公湖—怒江燕山期缝合带、雅鲁藏布江喜马拉雅期缝合带等5条狭长的缝合带和被其分隔开的柴达木地块、巴颜喀拉地块、羌塘地块、藏北地块和喜马拉雅地块等6个地块构成[2]。印度次大陆自晚白垩纪开始以180～100 mm/a的速率向北漂移，于始新世与亚洲大陆接壤[3]。印度次大陆与亚洲大陆的碰撞，导致雅鲁藏布江一带的特提斯残余海最终封闭。在与亚洲大陆碰撞以后，印度次大陆以相对欧亚板块50 mm/a的运动速率（相对华南块体的运动速率约40 mm/a）向北移动，当受到北部亚洲刚性地块阻挡时，青藏高原处在强大的NS向挤压应力作用之下，造成地壳在NS方向上缩短，在垂直方向上增厚，并有一部分物质向东滑移，形成了一系列对冲山岭和盆地相间的挤压逆冲构造带，在地貌上自北而南依次形成了祁连山—阿尔金山、昆仑山、唐古拉山、冈底斯山和喜马拉雅山等山脉[4]。

青藏高原在地貌上表现为一个巨大的凸显地形地貌体，高原腹地海拔高、地势起伏小，平均海拔超过4 500 m，冻融作用和干湿循环强烈；高原四周被地势陡降的山链围绕[5]，地形陡峻，河流深切。青藏高原的隆升造成高原构造变形活跃，地震活动强烈[6]，加之高原对气候变化响应敏感及极端气候事件增多[7]，致使滑坡灾害孕灾环境与成灾过程复杂，灾害频发。2000年4月9日，在西藏波密县的易贡藏布扎木弄沟发生特大滑坡，滑体从5 520 m高处滑下，落差3 300 m，滑程达8 km，形成长约2 500 m，宽约2 500 m，体积超过3.0×108 m3的堆积体[8]，并堵塞易贡藏布江，之后发生溃决，溃决洪水造成雅鲁藏布江大峡谷下游的20座桥梁荡然无存，5 000多人无家可归，130余人死亡。2018年10月11日在西藏江达县波罗乡白格村与四川白玉县绒盖乡则巴村交界处的金沙江右岸发生约2 200×104 m3的高位滑坡，堵塞金沙江形成堰塞坝，堰塞湖蓄水量约2.9×108 m3，10月12日堰塞湖水开始自然下泄，至13日全部泄流完成；11月3日滑坡源区后缘再次发生约800×104 m3的滑坡，再次堵塞金沙江，形成库容超过5×108 m3的堰塞湖，通过开挖导流槽主动降低堰塞湖水位后，堰塞体于11月13日被完全冲开，下泄洪水导致金沙江下游四川云南境内多座桥梁被冲毁，丽江等地被淹，造成巨大的经济损失和广泛的社会影响[9-11]。

前期对青藏高原滑坡灾害的研究主要包括：1）20世纪90年代以来，基于“以人为本”的原则，围绕人口密集区，重点开展部分县市地质灾害调查工作；2）开展重大滑坡案例的研究，如易贡滑坡[12-13]、白格滑坡[9-11]、乱石包滑坡[14-15]、塔合曼滑坡[16-17]等；3）开展服务于重大工程建设的地质灾害调查与危险性评估工作，如川藏公路[18]、水能资源开发[19]等。上述研究无疑对深化青藏高原滑坡灾害的机制认识，确保工程安全起到了积极作用。白格滑坡、易贡滑坡的教训让地质工作者更加认识到，不仅需要重视重大滑坡灾害案例的深入剖析，还需要从灾害链风险防范的角度出发，开展流域尺度的滑坡灾害区域规律研究。本文以青藏高原东南三江流域为研究区，采用遥感解译结合现场调查的方法初步查明滑坡灾害空间分布，探讨了滑坡灾害的发育规律，分析了影响滑坡灾害发育的主要因素。

研究区为青藏高原东南三江流域，包括金沙江涛源镇上游流域、澜沧江旧州镇上游流域、怒江上江镇上游流域，累计面积为46.2×104 km2，其中，金沙江26.3×104 km2、澜沧江8.7×104 km2、怒江11.2×104 km2。研究区横跨青藏高原东南的高山峡谷区与地势起伏小的藏北高原区，是青藏高原地区滑坡灾害最为发育的区域，也是最能反映青藏高原地质环境特点的区域。中国多数在建和拟建大型水电工程集中于该地区，进藏主要交通干线（国道G318、G317、G214）和即将施工的川藏铁路从研究区通过。

地形地貌方面，研究区总体地势西北高、东南低，构成了西北部藏北低起伏度高原与东南部高山峡谷地貌组合。西北部的藏北高原区高程一般大于4 300 m，地貌上表现为北西或北西西向展布的盆地与山地相间分布，明显受控于构造尤其是新构造运动，高差一般小于500 m；往南东方向河流密集深切，河谷狭窄，谷坡陡峭，干流河谷高差一般超过1 000 m，为典型的高山峡谷地貌，山脉走向多与构造线方向一致，呈北北西或近南北向展布，在宽分水岭地带保留有高原夷平面特征。上述地形地貌特征控制了研究区的气候分布格局，高原区为亚寒带半湿润高原气候，冻融作用强烈，多年冻土、季节性冻土发育；高山峡谷区受近南北走向的山脉和大气环流的影响，昼夜温差大，降水少，气温垂直分带明显，表现为河谷地区炎热、高山地区寒冷。

地质构造方面，研究区地处印度板块与欧亚板块的碰撞地带，新生代期间经历了右旋压扭、大规模走滑挤出、左旋张扭等构造变形阶段，形成了多期、多组复杂的构造形迹，且多数至今保留显著的线性特征[20]。第四纪以来，该区转入了新的构造幕，地壳活动仍非常强烈。GPS观测与现代地震活动研究表明，研究区现今的块体活动以围绕东喜马拉雅构造结构顺时针旋转为特征（图1），调节青藏高原地区物质向东挤出的作用或印度板块与扬子地块之间强烈右旋剪切的作用[21-24]，地震活动表现为震级大、频率高的特点[6, 25]。

研究区差异性地形地貌与气候特征、强烈的新构造运动与地震活动，导致了该区内外动力作用强烈、地质环境脆弱、地质灾害频发、灾害链特征显著，对人民生命财产和工程建设安全、重要基础设施的正常运营构成了严重威胁。

采用分辨率为90 m的SRTM数字高程模型（DEM）进行地形地貌分析。SRTM DEM数据由美国航天飞机雷达地形测绘任务（Shuttle Radar Topography Mission，SRTM）获得，并于2003年公开发布，经历多次修订完善，形成了目前的V4.1版本，数据的水平精度为20 m，高程精度为16 m[26]。该数据来源于中国科学院计算机网络信息中心国际科学数据镜像网站（ http://www.gscloud.cn）。研究区地层岩性、断裂构造采用1∶500 000地质图整编而成。研究区大地构造单元划分由潘桂棠等[27]编制的1∶1 500 000青藏高原及邻区大地构造图矢量化而成。

本文采用遥感解译、现场调查、空间分析相结合的分析方法对滑坡灾害空间分布、发育规律、影响灾害发育的主要因素进行研究。具体包括：

1）研究区流域边界的确定。通过对90 m的SRTM DEM进行填洼处理后，计算流向，汇流图层，确定研究区三江流域的边界。

2）滑坡灾害的解译与验证。首先，利用GoogleEarth对研究区的滑坡灾害进行初步解译；然后，结合现场调查成果，进一步完善解译标志；最后，进行系统的详细解译。结合影像特点和滑坡特征，将研究区滑坡灾害分为滑坡体、崩塌堆积体、变形体3大类。

在GoogleEarth影像上，滑坡在形态上表现为“双沟同源”，后壁陡峻呈圈椅状，一般发育滑坡缓坡平台，因而其剖面形态往往呈上凸型。滑坡体与周围地质体在色调、纹理上有明显差异，新近发生的滑坡一般色调浅、纹理粗糙；老滑坡一般色调较深，与周围对比明显。高山峡谷河段两岸滑坡可能造成堵江，致使该处河流出现激流险滩，在影像上表现为明显的亮白色。崩塌多发育在沟谷或河流两侧的陡崖、陡坎地带，源区岩体破碎、地形陡峭、纹理粗糙且多呈浅色调；堆积体通常具有由于崩塌发生后岩土体顺坡运动而形成的线性纹理，植被稀疏，多显浅色调，纹理粗糙，其剖面形态通常为直线型。变形体是指影像上有可辨识的弧形裂缝、与等高线近于平行的拉张裂缝等变形迹象，但尚未发生明显破坏的斜坡。变形裂缝在影像上往往表现为亮白色或暗黑色条带；变形显著的坡体，其前缘往往形成小型崩塌，解译过程中将其一并归入变形体范围内。植被覆盖对解译结果的影响主要表现为，在森林覆盖茂密地区，部分小型滑坡由于植被覆盖而形态特征不明显，解译难度较大；部分变形体的变形迹象被植被覆盖难以解译。详细解译完成后，对研究区1 000余处规模较大的滑坡灾害进行了现场验证，结果表明其准确率超过85%。

3）滑坡灾害发育特征分析。利用SRTM DEM数据形成研究区海拔高程、地形坡度、坡向、相对高差栅格图层。地层岩组是根据1∶500 000地质图地层岩性特征进行归类并栅格化而成；距主要断层的距离图层根据1∶500 000地质图中的主要断层并结合1∶1 500 000青藏高原及邻区大地构造图整编后进行缓冲区分析而成；大地构造单元图层根据1∶1 500 000大地构造单元矢量图层栅格化而成。在获得上述栅格图层后，分别进行分带、分类，并将其与滑坡灾害空间分布图层进行叠加分析，并以滑坡灾害所占面积的百分比为依据确定研究区滑坡灾害的主要发育特征。

研究区累计解译面积不小于0.001 km2的滑坡灾害60 315处，其中，金沙江25 476处，澜沧江15 359处，怒江19 480处（图2）。值得指出的是，研究区绝大部分地区GoogleEarth影像清晰，但少数地段（约占研究区面积3%）影像分辨率较差，导致该类地段滑坡灾害难以详细解译，有待于影像更新后进一步完善。尽管存在上述缺陷，目前的解译成果能够反映研究区滑坡灾害的总体规律。

根据遥感解译和现场验证结果，研究区滑坡灾害包括滑坡、崩塌、变形体等3种类型。其中：滑坡共有58 945处，占总数97.73%；崩塌957处，占总数1.59%；变形体413处，占总数0.68%（表1）。由此可见，研究区滑坡灾害类型以滑坡为主，崩塌灾害次之。由于研究区滑坡灾害数量众多，现场调查难以完整估计各类滑坡灾害的体积，故仅以滑坡灾害的面积进行统计（表1）。研究区最大滑坡面积为5.56 km2，面积大于1 km2的滑坡272处，0.1～1.0 km2的滑坡13 537处；最大崩塌面积为2.08 km2，面积大于1 km2的崩塌3处，0.1～1.0 km2的崩塌291处；最大变形体面积为2.52 km2，面积大于1 km2的变形体23处，0.1～1.0 km2的变形体212处。

滑坡的发生受地形地貌、地层岩性、地质构造、气象水文、植被和人类活动等诸多因素控制，因其控制因素的不同，发育特征及其组合关系存在差别，滑坡在机制模式上各有差异。通过遥感解译并结合现场调查成果，根据滑坡物质组成、滑动模式，研究区的滑坡主要包括：

1）堆积层滑坡。研究区崩塌堆积、冲洪积、冰碛及坡残积分布广泛，为堆积层滑坡的发生提供了物质基础。图3（a）即为典型的堆积层滑坡，堆积体系碎裂灰岩风化崩塌堆积而成，在强降雨作用下发生高位滑动，形成堆积层滑坡。

2）冻融泥流/蠕滑。研究区总体海拔高，冻融作用显著，为山地型和高原型冻融泥流/蠕滑的发育创造了有利条件。高原型冻融泥流/蠕滑一般指在海拔高程超过4 300 m的低缓高原面上，由于永久冻土上部1～3 m深度内受气候变暖、降雨增加的影响，致使该深度内土的含水量增加、冻土融化后沿下伏永久冻土顶部发生泥流或蠕滑变形。山地型冻融泥流/蠕滑一般发生在山区海拔高度超过3 800 m的斜坡或地形低洼地带，季节冻融作用显著，在冻融作用下高含水量的坡残积、崩塌堆积体顺坡发生泥流/蠕滑变形。图3（b）为发生于坡残积土中的山地型冻融泥流，图3（c）为由于冻融作用而产生的坡残积层蠕滑变形。

3）岩质滑坡。岩质滑坡是研究区最普遍的滑坡类型。研究区高山峡谷地带的高陡斜坡为该类滑坡的形成提供了有利的地形地貌条件。斜坡的岩体结构类型综合反映了斜坡坡度、坡向与地层产状等因素的空间组合关系，是决定斜坡岩体强度和可能变形方式的主要因素，对岩质滑坡的形成机制具有控制作用。根据斜坡的岩体结构特征，岩质滑坡主要包括碎裂结构岩质滑坡、顺层滑坡、溃屈破坏、倾倒破坏。碎裂结构岩质滑坡发生是由于斜坡岩体受构造、风化影响，岩体结构破碎的斜坡中，具有弧形滑动特征（图3（d））。顺层滑坡发生于顺向结构斜坡中，主要沿岩层层面或层间软弱岩层发生滑动破坏；图3（e）为典型的板岩、千枚岩等软弱岩层顺层滑坡，图3（f）为灰岩顺下伏板岩发生顺层滑坡。倾倒破坏主要发生于中陡倾薄层状反倾结构斜坡中，图3（g）为发生在变质砂岩、石英片岩反倾结构斜坡中的大型倾倒破坏。溃屈破坏主要发生于中陡倾顺向结构斜坡中，坡体中后部发生顺层重力变形，由于前缘岩层的阻挡而造成坡体中前部溃屈拱起，随着变形的加剧而发生溃屈破坏，图3（h）为典型的陡倾顺层斜坡溃屈破坏。

在环境发生显著变化的条件下，如地震、强降雨、人类工程活动等，既有老/古滑坡发生复活是研究区内滑坡的重要特征。图3（i）为澜沧江中游因水库蓄水而造成古滑坡前缘产生复活变形破坏。

崩塌是指斜坡岩土体在重力作用下发生崩落，并堆积于坡脚的地质作用和现象。研究区内大量陡峻斜坡岩体经裂隙切割后完整性降低，在自重、降雨、地震作用下常发生崩塌灾害。岩质崩塌是研究区内崩塌的主要类型。研究区内部分地段斜坡在自然因素或人类活动作用下，形成大于70°甚至近于直立的陡坡，不利于斜坡的稳定。陡峻斜坡岩体中发育的陡倾构造裂隙或卸荷裂隙，不仅破坏了岩体的完整性，而且将岩体切割形成许多块体，为崩塌的形成提供了内在的物质基础。岩体裂隙中的动、静水压力不仅可以降低岩石强度，还可以形成润滑作用、融冻风化和冰劈作用等，在重力作用、人类工程活动或地震作用下，使岩块滑落或倾倒形成崩塌。

研究区崩塌发育，尤其是小规模崩塌十分普遍，本文仅对规模较大的崩塌堆积体进行了解译。根据崩塌堆积体的形态和物源特点，可分为集中物源型崩塌和分布物源型崩塌。集中物源型崩塌形成的堆积体形态呈明显的锥形，其顶点对应的坡体上部即为崩塌物源区（图4（a））；分布物源型崩塌形成的堆积体（图4（b））形态多样，如梯形及其他不规则形态。

变形体是指坡体具有明显变形迹象，如拉张裂缝、拉陷槽、变形反坎等，但又没有发生显著破坏的斜坡。现场调查表明，由于研究区板岩、千枚岩、片岩等薄层状软弱岩层分布广泛，倾倒变形十分发育，但在遥感影像上因影像分辨率所限，难以准确解译，故仅对影像上变形迹象较明显的大型变形体进行解译。图5为研究区典型变形体的影像特征。

图5（a）中，岩质斜坡中沿反倾结构面出现明显拉裂变形；图5（b）中，与等高线近于平行的变形裂缝清晰可见；图5（c）为板岩斜坡发生显著变形，变形继续发展即可演化为滑坡。变形体是滑坡、崩塌发生的前奏，在灾害预警中应予以足够的重视。

从整个研究区来看，滑坡灾害所占面积为5 324 km2，占研究区总面积的1.15%；滑坡灾害发育数量密度为0.13处/km2。从三江流域滑坡灾害发育的差异性来看，金沙江流域滑坡灾害所占面积为2 387 km2，占流域面积的0.91%，数量密度为0.10处/km2；澜沧江流域滑坡灾害所占面积为1 344 km2，占流域面积的1.54%，数量密度为0.18处/km2；怒江流域滑坡灾害所占面积为1 594 km2，占流域面积的1.42%，数量密度为0.17处/km2。由此可见，无论从滑坡所占面积百分比，还是滑坡灾害发育的数量密度，均以澜沧江流域最为发育，怒江流域次之，金沙江流域最低。

受区域构造活动、地形地貌、地层岩性和人类活动影响，研究区滑坡灾害在空间分布上具有明显的不均匀性（图2）。从滑坡灾害宏观分布特征来看，藏北高原区滑坡灾害不发育，深切峡谷区滑坡灾害数量多、密度大。在深切峡谷区，滑坡灾害的分布具有以下特征：

1）沿深切峡谷分布的成带性与差异性。高山峡谷区由于河流的强烈下切作用，地形陡峭、高差大，位能条件好，具备滑坡灾害最有利的孕灾条件组合，导致滑坡灾害在河谷或支沟内成带状分布。同时，滑坡灾害沿深切峡谷的分布受地层岩性、构造影响，又具有一定的差异性，如马吉—丙中洛上游20 km的怒江干流河段以片麻岩为主，大型滑坡、崩塌灾害不发育；而该河段的上游以板岩、片岩为主，滑坡灾害分布密集。

2）沿部分断裂构造带分布的密集性。研究区地壳运动活跃，隆升及地震强烈。断裂带岩体破碎，裂隙发育，有利于崩塌、滑坡灾害的形成。将滑坡分布图与断裂构造叠加后可以看出，滑坡灾害沿部分断裂带或断裂带的特定区段密集分布，如沿巴塘断裂、维西—乔后断裂两侧滑坡灾害分布密集，具有典型的群发性特征；又如沿金沙江断裂带的苏哇龙—雄松断裂的拉哇—昌波段，金沙江干流及其两侧支沟内大型–巨型滑坡数量众多且密集分布。

研究区滑坡灾害与地形地貌、地层岩性、地质构造等地质环境条件密切相关，是滑坡灾害孕育与发生的内在因素。如第3.2节所述，滑坡灾害占研究区总面积的1.15%，在此，不妨以滑坡灾害所占面积百分比超过2.0%作为滑坡发育的明显优势界限，以小于0.7%作为滑坡灾害不发育的界限。

研究区滑坡灾害的发生与地形地貌关系十分密切，是滑坡灾害孕育发生的主控因素之一。地形地貌特征主要包括地形高程、地形坡度、地形坡向、相对高差等。

研究区高程变化显著，最高海拔高程超过6 900 m，最低约800 m。将研究区内高程按照500 m的间距进行分组，分别统计每个分组内的滑坡面积占该区域面积的百分比，如图6所示。由图6可知：800～2 000 m高程范围内，滑坡所占该范围面积的百分比随高程的增加而逐渐增加；高程大于2 000 m范围，滑坡所占该范围面积的百分比随着高程的增加而减少；大于4 500 m高程范围，滑坡灾害所占该范围面积百分比均小于0.7%，故滑坡灾害不发育；小于4 000 m高程范围内，滑坡灾害所占该范围面积百分比均大于2.0%，故小于4 000 m高程为研究区滑坡发育的优势高程。

地形坡度是影响滑坡灾害发生的动力条件。一般来说，较高的地形坡度有利于滑坡灾害的发生。另一方面，过高的地形坡度不仅不利于松散堆积物等滑坡灾害物源的积累，且表面坡体岩体强度较高，不易产生滑坡灾害。研究区地形坡度变化明显，最小坡度为0，最大坡度超过80°，高坡度值主要分布在深切高陡河谷区。将研究区坡度进行分组（大于45°为一组，其余按每5°间距进行分组），并统计各组的滑坡占统计区面积百分比，如图7所示。由图7可知：滑坡所占百分比随着坡度的增大而增加，在20°～25°达到峰值，然后随坡度的继续增大而降低；坡度20°～30°是滑坡发育的明显优势坡度范围；坡度小于10°、大于45°范围内滑坡灾害不发育。

坡向影响热量和降雨分布，从而影响植被覆盖，并且对于地震触发的滑坡灾害，地震动力的传播方向使得滑坡灾害具有一定的优势坡向。将研究区坡向按照N、NE、E、SE、S、SW、W、NW进行分带，统计每个坡向分带内的滑坡面积所占百分比，制作其与坡向分布的蛛网图（图8）。由图8可知，尽管坡向为NE–E和NW–W的坡体滑坡灾害相对发育，其滑坡面积所占百分比约为其他坡向的1.2～1.3倍，但最大仅为1.33%，因此坡向对滑坡灾害发育的影响不显著。

相对高差为一个特定的区域内最高点与最低点海拔高度的差值，不仅是反映地形起伏程度、描述地貌形态的定量指标，也是进行区域地貌类型划分的客观依据[28]。首先，利用90 m的SRTM DEM，将统计单位设置为40×40栅格（即3 600 m×3 600 m）的方格，将每个方格中最高点和最低点之间的高差作为相对高差；然后，根据中国1∶1 000 000数字地貌制图规范[28]，结合研究区具体特点，将相对高差值（单位：m）按