青藏高原作为全球地质环境最脆弱的地带^[1]，区域强烈的构造隆升作用导致巨大的河流坡降，引起了高原夷平面上剧烈的地表水下切作用，最终形成高山峡谷地貌，为滑坡地质灾害的引发提供了温床^[2]。在活跃的内外动力耦合地质作用的诱发下，高山峡谷区大型、巨型滑坡频频发生，且堵江、洪水等链生灾害剧烈^[3–4]，随着人类交通和水能资源需求向高山峡谷区的延伸，大型滑坡及其堵江灾害链问题引起了研究者们的高度关注。

20世纪80年代起，有研究者统计了全球滑坡堵江事件，发现大型堵江滑坡常发生于构造强烈、地震，以及火山活动频繁的地区，且主要诱因是降水和地震^[5]。Evans等^[6]汇总了近100年来包括阿尔卑斯山脉、天山山脉、喜马拉雅山脉等全球范围内高山峡谷区的岩质堵江滑坡，对典型堵江滑坡进行了详实的呈现和分析。还有一些研究^[7–9]将滑坡—堵江—溃决视为地表剥蚀过程，进行了堵江滑坡与地貌演化的相关性探索。柴贺军等^[10–11]首先在国内开展了关于堵江滑坡的系统性工作，统计总结了147起滑坡堵江事件案例的自然环境、诱发因素和堵江类型等地质信息，并进行了归类。针对青藏高原东缘龙门山断裂带滑坡群，有不少研究对汶川地震诱发滑坡的堵江特性及其规模、空间分布进行了剖析^[4,12]，亦有一些研究对岷江上游流域古滑坡堵江行为发育规律及其分布进行了描述^{[3, 13–14]}。此外，针对青藏高原东北缘黄河上游滑坡的研究也对气候变化及黄河演化对大型堵江滑坡发育的作用机理和时空分布特征进行了分析^[15]。

21世纪以来，针对青藏高原重大滑坡堵江事件也有大量报道，如：2000年发生于雅鲁藏布支流的易贡巨型高速远程滑坡^[16–17]、2008年发生于川西通口河的唐家山高速滑坡^[18]、2018年发生于藏东金沙江上游的白格滑坡^[19–20]。此类重大堵江滑坡及其灾害链不仅威胁着下游人民生命财产和交通要道的安全，也严重影响着川藏铁路、滇藏铁路、水能资源开发等青藏高原国家重大工程的建设和运营。因而目前亟待开展堵江滑坡的地质成因、控制因素和规律剖析等防灾减灾的基础性工作。

大型堵江滑坡的孕育除了需要有利的地形地貌条件外，还与活跃的构造活动和频繁的地震紧密相关^[5–6]。三江并流区（金沙江、澜沧江、怒江）位于青藏高原东南缘强烈断裂褶皱区，深断裂和次级板块俯冲带密集分布，构造十分复杂^[21]，是青藏高原滑坡灾害最为发育的地区。区内峡谷段河流深切、河道狭窄、斜坡陡长，为通常具有大方量、高势能的大型堵江滑坡孕育创造了良好的运动、空间条件。因此，三江并流区为探索重大堵江滑坡的孕育机制提供了极有价值的研究区域。目前，已有部分学者针对三江并流区史前堵江滑坡进行了研究，但成果多集中于对大型堵江滑坡的工程地质机理描述分析^[22–24]，或是对老滑坡复活情况做出评估^[25–26]，以及运用数值模拟对堵江滑坡进行地震参数反演及运动特征研究^[27–28]。这些研究多限于对堵江滑坡案例特定的地质条件和机理的分析，然而由于青藏高原重大滑坡堵江特征呈现出有别于其他区域滑坡的显著特殊性^[29]，对其天然地质孕育特征在区域上的普遍性规律仍然认识不足。因此，通过对青藏高原重大堵江滑坡的大量详细调查，建立三江并流区堵江滑坡数据库，对揭示其孕育的一般规律至关重要。

本文以青藏高原重大堵江滑坡孕育规律为研究目标，主要完成了以下几个方面的分析工作：1）对三江并流区大型堵江滑坡进行大范围解译识别和初步勘察，完成典型堵江滑坡研究的选点工作；2）对典型史前堵江滑坡进行精细化地质调查，分析滑坡孕育地质条件和成因机理；3）阶段性总结堵江滑坡孕育的一般规律，明确未来的工作重点，并对青藏高原重大堵江滑坡防灾减灾提出挑战。目前获得的初步工作成果进一步完善了青藏高原堵江滑坡数据库，推动了适合青藏高原地域特征的高山峡谷区滑坡堵江孕育条件的探索工作。

青藏高原横断山脉历经长期山体隆升和地表剥蚀作用，在藏东南高山峡谷区与藏北高原区之间造就了壮观的“三江并流”（金沙江、澜沧江、怒江）地貌（图1）。该区域是青藏高原地区滑坡灾害极为发育的区域，也是最能反映青藏高原地质环境特点的区域之一。然而，由于青藏高原海拔高、路途遥远且地质条件极其复杂，过去有关三江并流区堵江滑坡的调查工作开展比较有限。近年来，交通环境和技术手段的逐步提升为三江并流区滑坡灾害的深入调查和研究提供了便利。

图1(Fig. 1)

图1 三江并流区堵江滑坡分布情况 Fig. 1 Distribution of landslide dams in the Three–river–parallel Territory

基于前期室内滑坡遥感解译工作结果，针对三江并流区的重大滑坡堵江事件，于2019年1月、3月、4月、6—7月、9—10月开展了为期126 d的野外地质调查。期间，对三江并流区堵江滑坡点进行了现场识别验证（已确认堵江滑坡点共40处），详细考察了典型堵江滑坡的源区、运动沿程、堆积区地形地貌特征、地质构造特征、活动断裂特征（表1），并运用无人机航测系统对斜坡地形进行了拍摄和扫描。另一方面，通过对斜坡重力变形的调查，对不稳定斜坡体进行了判识和记录。

表1(Tab. 1)

表1 三江并流区典型堵江滑坡基本信息 Tab. 1 Information of typical landslide dam events in the Three–river–parallel Territory

表1 三江并流区典型堵江滑坡基本信息 Tab. 1 Information of typical landslide dam events in the Three–river–parallel Territory 堵江 滑坡 滑坡后缘 经纬度 流域 时间 体积/ (104 m3) 堰塞坝高度/m 岩性 行政区 斜坡 类型 拔河 高度/m 附近 断裂 断裂距滑坡 距离/km 数据 来源 达打 滑坡 95°56′28.71″E，30°55′52.65″N 怒江 （88.2±5.7） 千年 655 230 灰岩 洛隆县 逆向坡 732 边坝–洛隆断裂 21.0 现场调查 八宿 滑坡 96°57′3.12″E，30°05′08.89″N 怒江 冷曲 不确定 不确定 400 灰岩 八宿县 巨厚层 700 边坝–洛隆断裂 3.5 现场调查 尼巴村 滑坡 96°58′57.61″E，30°02′44.76″N 怒江 冷曲 不确定 3 761 156 板岩 八宿县 逆向坡 864 边坝–洛隆断裂 3.0 现场调查 瓦来村 滑坡 97°02′36.38″E，29°59′51.94″N 怒江 冷曲 不确定 1 948 81 砂岩、板岩 八宿县 逆向坡 1 217 边坝–洛隆断裂 8.0 现场调查 格日村 滑坡 98°16′19.11″E，28°47′09.93″N 怒江 不确定 142 46 板岩 察隅县 逆向坡 921 怒江断裂 5.0 现场调查 前进村 滑坡 98°23′00.80″E，28°29′13.70″N 怒江 （10±0.8） 千年 13 800 194 花岗岩、 片岩 察隅县 块状 岩体 957 怒江断裂 10.0 现场调查 莫东村 滑坡 97°26′58.68″E，30°40′59.95″N 澜沧江 不确定 952 39 砂岩夹炭 质页岩 察雅县 逆向坡 770 巴青–类乌齐断裂 1.0 现场调查 久雪村 滑坡 97°35′40.41″E，30°33′26.58″N 澜沧江 （18.9±1.6） 千年 15 155 93 石英片岩夹 炭质片岩 察雅县 逆向坡 1 065 巴青–类乌齐断裂 1.5 现场调查 如美镇 下游 滑坡 98°23′03.74″E，29°31′41.56″N 澜沧江 （20.2±1.6） 千年 8 595 109 不确定 芒康县 不确定 1 342 澜沧江 断裂 0 现场调查 白格 滑坡 98°42′17.98″E，31°04′56.41″N 金沙江 2018–10–10、2018–11–03 1 866、629 56、76 片麻岩、 蛇绿混杂岩 江达县 逆向坡 840 波罗–木协断裂 1.0 现场调查 特米 滑坡 99°03′43.21″E，29°58′24.95″N 金沙江 不确定 9 444 175 蛇绿混杂岩 巴塘县 不确定 700 字噶寺–德钦断裂 7.0 文献[11] 雪隆囊 滑坡 99°02′47.90″E，29°28′29.27″N 金沙江 80（BC）、 1080（AD） 2 300 87 片岩 芒康县 不确定 930 金沙江 断裂 2.7 文献[11] 苏洼龙村 滑坡 99°04′37.91″E，29°24′55.35″N 金沙江 全新世 不确定 35 火山岩 巴塘县 不确定 1 051 金沙江 断裂 0 文献[24] 王大龙村 滑坡 99°04′55.52″E，29°21′21.99″N 金沙江 距今1 200～ 1 640年 2 489 167 片岩 巴塘县 不确定 1 444 金沙江 断裂 0 文献[24] 堆绒通 滑坡 99°09′31.76″E，28°42′23.44″N 金沙江 不确定 28 000 149 蛇绿混杂岩 中甸县 不确定 1 445 金沙江 断裂 0 文献[11] 奔子栏 滑坡 99°19′56.38″E，28°13′41.17″N 金沙江 更新世 不确定 120 灰岩 德钦县 不确定 970 德钦–中甸断裂 1.2 文献[22] 华石班 滑坡 100°11′45.21″E，27°17′52.25″N 金沙江 1996–10–28 1.35 100 大理岩 丽江市 顺向坡 880 中甸–永胜断裂 2.0 文献[30]

三江并流区历史大型堵江滑坡的考察是分析堵江滑坡在区域上一般孕育规律的基础性工作，本文通过对三江并流区已考察的典型滑坡堵江事件（白格滑坡、久雪村滑坡、莫东村滑坡、怒江冷曲滑坡群）基本特征的介绍，对三江并流区堵江滑坡的一般孕育规律进行阶段性总结。

白格滑坡发生于西藏自治区江达县波罗乡白格村，其后缘中点地理坐标为东经98°42′17.98″，北纬31°4′56.41″。滑坡体于2018年10月10日和11月3日分两次滑动，堵塞金沙江上游干流并形成堰塞湖。第1次滑动在2 d后堰塞湖漫顶溢流后自然泄洪形成泄流槽，第2次滑动再次堵塞了泄流槽，形成了规模更大的堰塞湖。

白格滑坡位于金沙江上游（河床高程约2 880 m）凹岸处的东向自然斜坡，后缘拔河高度约840 m，属高剪出口滑坡（剪出口高程约2 980 m）。白格滑坡所在斜坡滑前、滑后地形地貌特征显示，滑坡所在斜坡在高程3 500和3 100 m处分别发育有两级古侵蚀平台，两级平台将斜坡从上至下分为3个区域（Z1、Z2、Z3，图2）^[31]。斜坡整体岩性可基于3级平台概化为3个区域：Z1为全风化蛇纹石化片麻岩夹蛇纹岩，Z2为强风化片麻岩夹炭质板岩及局部大理岩和花岗斑岩，Z3为中风化片麻岩^[31]。岩体强度及岩体风化程度的差异使斜坡在河流下切和斜坡剥蚀过程中形成了如今的地形地貌。白格滑坡后缘呈NNW–SSE展布的波罗–木协断裂，导致距离断裂更近的Z1区域产生了相对Z2、Z3更严重的岩体蚀变，而Z2区域由于含炭质板岩夹层使其比Z3对化学风化作用更加敏感，这样的地质特征形成了如今的地貌、岩性状态，也同时控制了剪出口离河约100 m的白格滑坡的发育。

图2(Fig. 2)

图2 金沙江上游白格滑坡地貌和岩性特征 Fig. 2 Geomorphological and lithological characteristics of the Baige landslide along the Jinsha River

此外，斜坡上半部分布有大量小型台坎，此类小型台坎通常是斜坡在发生缓慢深层变形的地表表征。现场岩体结构面精细化调查工作显示，滑坡范围北侧3 500 m以上Z1区域的东向斜坡表面所揭露的片麻岩层有明显倾倒变形现象（图3），其片理面产状越靠近，坡面倾角越缓（30°～40°），且发育有大量与片理面近似正交的脆性裂隙，属于典型的斜坡岩体重力变形现象^[32]。而通过滑坡发生后对滑坡范围内滑面的观察，亦发现滑床存在由倾向坡内的片理面控制的显著倾倒变形岩层（图4）。由此可见，白格滑坡的发育应是由斜坡中部和上部的强风化和全风化片麻岩层的倾倒变形导致斜坡失稳转化而来，且越靠近斜坡上部岩层倾角越缓，说明倾倒变形程度由上至下逐渐减弱。

图3(Fig. 3)

图3 白格滑坡北侧斜坡倾倒变形岩体 Fig. 3 Toppling slope to the north of the Baige landslide

图4(Fig. 4)

图4 白格滑坡滑床倾倒变形岩体 Fig. 4 Toppling rock on the sliding surface of the Baige landslide

综合以上白格滑坡地层岩性、地质构造、地形地貌特征，可知控制白格滑坡发育的天然地质条件首先是斜坡受到河流的逐步下切作用形成总体上缓下陡的形态，并在这个过程中随着地形应力场逐步演变为逆倾岩体的倾倒重力变形。另外，白格滑坡位于金沙江缝合带地区，在后缘断层控制下斜坡3 500 m以上Z1部分蛇纹石化蚀变严重，造成了斜坡岩体强度由上至下逐渐变高的特征。在此背景下，当斜坡基岩在河流切蚀过程中斜坡坡度达到不稳定临界值后，最终导致斜坡产生重力变形，并转化为大型滑坡。这样由河流下切作用逐渐诱发的深层斜坡重力变形储存势能较大，一旦发展为高位滑坡，将会释放巨大的能量，滑入峡谷中极易造成堵江事件。

久雪村史前堵江滑坡位于澜沧江上游察雅县久雪村，其后缘中点地理坐标为东经97°36′2.24″，北纬30°33′42.87″。滑坡坝上游2.5 km处发现有超100 m厚的湖相沉积物（图5）。此河段为干热河谷区，年均降雨量约500 mm，且滑坡临近澜沧江断裂带。

图5(Fig. 5)

图5 久雪村滑坡堵江湖相沉积物 Fig. 5 Lacustrine deposits produced by river blockage by the Jiuxuecun landslide

滑坡发生在左岸西南向的石英片岩斜坡上，斜坡所在分水岭的东北坡有蛇纹石化蚀变现象。滑坡面积约为4.8 km²，后缘拔河高度约1 050 m，整个滑坡发育于向峡谷内重力倾倒变形的斜坡上（图6（a）和（b）），滑坡的滑动距离总体可分为北侧和南侧两个部分组成（图6（c））。其中，倾倒斜坡北侧部分整体滑动距离不大，后缘拉开有限，重力势能未完全释放，滑坡内部局部区域发生了次级滑坡，但是依旧堵江有限。倾倒斜坡南侧部分滑动距离更大，并且在滑坡堆积体剖面露头观察到有河相沉积物被不同期次滑坡体夹在中间的现象，说明滑坡导致了多期堵江事件。

图6(Fig. 6)

图6 久雪村滑坡倾倒变形特征 Fig. 6 Toppling deformation of the Jiuxuecun landslide

现场调查显示，一条走向约为N25°W的断层沿河谷走向穿过此区域（图6（d）），造成了澜沧江主河道两侧的岩性截然不同，其中河流西侧（右岸）为比较完整的部分大理石化灰岩（倾向为63°～70°，倾角为72°～83°），断层附近的炭质岩层有明显的板理化现象，而河流东侧则为夹软弱炭质岩层的石英片岩（倾向为52°～68°，倾角为56°～73°）。

因此，久雪村滑坡作为史前堵江事件，石英片岩夹炭质岩层的逆向斜坡在河流下切作用下逐渐发生倾倒变形，当斜坡受到河流塑造，坡度逐渐变陡，达到斜坡的稳定极限时，斜坡会由变形转化为滑坡，后缘主要滑坡体启动后滑入澜沧江直接导致堵江，在流水漫顶溃坝后河相沉积物沉积到了滑坡体上。随着河流对主要滑坡坝坡脚的持续性下切，堆积体内发育了次级滑动，并再一次堵江（图6（e））。由断层发育造成的澜沧江左岸和右岸岩性条件迥异控制了发生在右岸的久雪村滑坡，石英片岩夹软弱炭质岩层对风化的敏感程度远高于左岸完整灰岩岩层，风化逆倾岩层更易发生倾倒变形，而变形产生的脆性裂隙及水岩作用又会促进炭质岩层的化学风化，从而进一步降低岩体质量，最终由倾倒变形发展为了堵江滑坡事件。

莫东村史前堵江滑坡位于察雅县城西侧约15 km的莫东村附近，其后缘中点地理坐标为东经97°27′1.95″，北纬30°41′13.44″。莫东村滑坡发生于澜沧江干流上游左岸西南向的斜坡上，滑坡面积约为1 km²，后缘拔河高度约1 000 m，剪出口近河床，整体坡度约为32°。滑坡整体岩性以砂岩为主，其中，3 600 m以下斜坡为砂岩和页岩互层偶夹炭质页岩且岩层相对较陡，海拔3 600 m以上斜坡主要为紫红色砂岩且岩层倾角极缓。滑坡发生后，滑坡体运动到澜沧江右岸堆积约50 m高，左岸滑坡体堆积在斜坡上，紫红色砂岩碎屑材料遍布整个坡体，但右岸堆积体中却极少见到有紫红色碎屑，材料主要为砂岩含炭质页岩碎屑。

沿河调查可发现，邻近斜坡坡脚砂岩岩层产状近乎直立（图7（a）），但滑坡范围内的坡脚岩层明显倾角变缓且有脆性裂隙存在（图7（b）），可判断岩层已经经历了倾倒变形。此外，调查中发现此段河谷底部发育有背斜核部构造（图7（c）），且枢纽的西南侧岩层相对陡倾（52°∠84°），东北侧岩层相对较缓（42°∠56°）。通过延伸枢纽方向可推测背斜核部位于滑坡坡脚近河流部分（图7（d）），这样沿河谷发育的背斜造成了莫东村滑坡所在斜坡岩层产状上半部分缓、下半部分陡的地质构造发育状况（图7（e））。

图7(Fig. 7)

图7 莫东村滑坡地质和地貌特征 Fig. 7 Geology and geomorphology characteristics of the Modongcun landslide

因此，莫东村滑坡的工程地质机理可总结为由河谷背斜控制的澜沧江左岸逆倾斜坡倾倒变形演变而来的斜坡破坏（图8），推测分为两期破坏。由于河流下切作用改变了斜坡的地形应力场，导致斜坡下半部分靠近背斜核部相对更陡的岩层逐渐开始向谷内倾倒；当倾倒到极限程度后变形岩体转化为滑坡，滑动到对岸造成了堵江。下半部分失稳滑动导致的临空条件和牵引作用，使上半部分缓倾紫红色砂岩在卸荷节理的控制下逐渐失稳最终发展为又一次滑动，但能量相对第1次滑动较弱，滑坡体仅仅堆积在左岸斜坡老滑坡体表面，未滑动到右岸造成堵江。

图8(Fig. 8)

图8 莫东村滑坡1–1′剖面图 Fig. 8 Profile 1–1′ of the Modongcun landslide

八宿县地区作为国道318及川藏铁路方案规划线路通过的重要交通廊道，其所在冷曲河地形陡峭、史前滑坡发育密集，滑坡坝广泛分布在冷曲河60 km内的2 750～3 750 m高程范围（图9）。沿河局部地形起伏度超过2 000 m（邻域半径R为10 km，图9），反映了强烈的区域构造抬升历史，属活跃构造山岳带^[7]。河谷两岸山体破碎，发育了数个特大型、巨型堵江滑坡，包含了瓦来村滑坡、尼巴村滑坡、八宿滑坡等堵江滑坡群（图10）。

图9(Fig. 9)

图9 怒江支流冷曲河纵剖面、地形起伏度与堵江滑坡位置关系 Fig. 9 Longitudinal river profile，local relief and locations of damming landslides along the Lengqu River in the Nu River catchment

图10(Fig. 10)

图10 堵江滑坡沿冷曲河深切河谷位置分布 Fig. 10 Distribution of damming landslides along the Lengqu River

另外，八宿县临近班公湖–怒江板块结合带^[21]，区域地质构造复杂，县城上下游滑坡集中段分布有近东西向展布的边坝–洛隆断裂带穿过河谷斜坡（图10）。区域断裂带构造活跃，河谷区域在复杂构造应力下发育有大型背斜构造（图11），致使两岸岩层产状迥异，且在巨型滑坡体堆积影响下地层出露复杂。

图11(Fig. 11)

图11 怒江冷曲河谷背斜构造 Fig. 11 Anticline structure along the Lengqu River，a major tributary of the Nu River

其中，瓦来村堵江滑坡为高位滑坡（位置见图10），发育在冷曲河干流及其南北向的支流交汇处的凹岸，经长距离滑动后同时堵住了干流及其支流，滑坡体材料主要为砂岩偶夹呈黑色的炭质页岩。滑坡坡脚岩层倾向坡内，倾角较陡（201°∠75°～86°），且能观察到显著的倾倒重力变形现象（图12（a））。坡脚因河流侵蚀形成的基岩露头，其倾倒变形界面清晰，其中界面以下部分的岩体完整、陡倾（201°∠75°），界面以上的岩体倾角明显变缓（201°∠59°），且发育有大量张开的脆性裂隙（图12（b）），说明此变形非构造变形，而是斜坡在河流下切过程中逆倾岩层朝冷曲河谷内发育的重力变形。此外，在同样的位置还存在明显的由滑坡运动导致的倾倒变形剪断现象（图12（c）和（d）），剪断岩体界面以上为滑坡堆积体。

图12(Fig. 12)

图12 瓦来村滑坡坡脚倾倒变形岩体特征 Fig. 12 Toppling deformation at toe of the Walaicun landslide

八宿堵江滑坡位于八宿县城东北侧3 km处的冷曲河左岸斜坡，后缘中点地理坐标为东经96°57′3.12″，北纬30°5′8.89″。滑坡后缘高程约3 900 m，拔河高度约700 m。八宿滑坡位于怒江缝合带混杂岩区域^[33]，后缘岩体为古生界加玉桥岩群大理岩，滑坡体经滑动堆积到右岸约3 600 m高程，滑坡坝高度推测约400 m。八宿滑坡发生时间古老，在滑动后其滑坡坝经历了地表河流的持续性下切，如今河流已下切进河床基岩，将大理岩滑坡堆积体保留在了冷曲河右岸，谷底公路边有超基性岩出露。此外，在河流侵蚀过程中，滑坡堆积体西南部分下伏基岩发育有多拉寺大型滑坡，再次发生堵江。此滑坡有待后续精细化地质调查及测年工作的进一步开展。

通过对典型三江并流区重大堵江滑坡的地形地貌、地质构造、地层岩性等地质特征的分析，阶段性总结了堵江滑坡天然孕育条件的一般规律。

1）以白格滑坡、久雪村滑坡、八宿滑坡为代表的青藏高原大型堵江滑坡的孕育受到断裂带、缝合带的强烈影响。缝合带中存在的构造混杂岩片及基性、超基性岩浆侵入易造成斜坡岩体的蚀变作用，使其对风化作用更加敏感而导致岩体的力学性能降低，再加上青藏高原特殊的内动力地质作用的诱发，极易发生大规模滑坡堵塞峡谷河流。

2）已调查的大型堵江滑坡常发生于逆向坡中的倾倒变形斜坡，包括白格滑坡、久雪村滑坡、莫东村滑坡、瓦来村滑坡。作为一种在河流对斜坡地形应力场逐步改造过程中以重力为驱动力发生的斜坡缓慢位移，倾倒变形在斜坡中的发育深度可能很大，有的甚至有上百米^[32]。变形过程中斜坡岩体内产生的张开脆性裂隙会导致斜坡受到更强的风化作用，而风化作用又会使岩体强度变低从而进一步促进斜坡的倾倒变形。斜坡的倾倒蠕变过程易储存较大的势能，而较大的发育深度为未来潜在滑动提供了巨大的方量。因此，一旦由重力变形发展为滑坡，往往具备速度高、体积大的特点，加上峡谷中有限的空间条件，极易发生滑坡堵江事件。而特大顺层堵江滑坡少见的原因可能与这类滑坡易小规模发生，河谷地区不易残留等有关。

3）三江并流区史前大型堵江滑坡常在发育有背斜核部的深切河谷发生（莫东村滑坡、冷曲河中一系列堵江滑坡）。高山峡谷区的背斜构造是河流下切，大背斜河谷通常会使河流两岸的岩层都倾向于坡内或近直立，为斜坡的倾倒变形提供了良好的地质构造空间展布条件。此外，背斜核部邻近的斜坡岩体经构造挤压会变得更加破碎，节理更加发育。此斜坡岩体结构特征为大型堵江滑坡的孕育提供了优异条件。

4）大型堵江滑坡的斜坡岩体中常夹有炭质岩层，包括白格滑坡、久雪村滑坡、尼巴村滑坡等。研究表明，炭质岩层中常含有的黄铁矿易产生氧化型化学风化作用，产生酸性水，腐蚀岩体中的原生矿物形成矾类矿物（图13），从而破坏岩体结构，降低岩石矿物颗粒间摩擦力，弱化岩体强度^[34]。不难看出炭质岩层的化学风化作用对堵江滑坡的发育具有促进作用。

图13(Fig. 13)

图13 炭质岩层的化学风化特征 Fig. 13 Chemical weathering in carbonaceous rock

青藏高原因高海拔及极其复杂的地质条件，一直以来是进行地质灾害与天然地质环境相关性科学研究的前沿地带和难点区域。通过2019年对青藏高原三江并流区重大堵江滑坡的考察，一定程度上克服了基础地质资料不足、高反等困难，现场调查已取得了初步成果，阶段性获得了堵江滑坡孕育的一般规律。但目前而言，因其复杂、恶劣的自然条件和有限的科学技术条件，青藏高原滑坡的相关防灾减灾工作仍旧存在一些瓶颈和挑战。

1）室内遥感解译技术为滑坡的识别提供了高效手段，但仍有一定局限性。其通过堵江滑坡的典型地形地貌堆积特征的分析可快速地对区域性的滑坡分布进行考察，但在地层岩性和地质构造信息的获取上存在难度，特别对于以岩质滑坡为主的重大堵江滑坡而言，岩石和结构面的空间特征和物理性质的控制作用至关重要，仅仅通过室内遥感解译很难获得进一步的滑坡发生机理。因而要获取重大堵江滑坡的孕育规律，必须在室内工作的基础上，克服恶劣的现场条件，对滑坡进行现场地质考察。

2）青藏高原的交通问题仍然为部分滑坡的调查制造了艰难条件。该问题在怒江与澜沧江表现最为突出，典型特征是人烟稀少、山高坡陡（高度可大于2 000 m，坡度可陡于40°，见图14），甚至人行小径亦不存在。遥感解译怒江八宿县卡瓦白庆乡沙巴村滑坡变形严重（图15（a）），存在滑坡堵江风险。该村1996年就因为滑坡变形，250余名居民全部外迁务工。曾尝试对滑坡进行详细的现场调查，因道路不通作罢，最终只能在江对岸山脊照相取证（图15（b）和（c）），并采用InSAR技术论证其现状稳定。如美镇下游滑坡堰塞澜沧江的历史较为悠久，上游可见湖相沉积物厚度超过30 m，但是即使徒步也难以进行现场调查，最后只有航拍取证（图16）。三江并流区交通条件类似，甚至更差的特大型滑坡还有不少未经查证。由于这类滑坡规模巨大，且基本上为基岩滑坡，一旦发生堵江，潜在的灾害链问题将十分严重。如何降低这类滑坡灾害风险是一个十分棘手的难题。

图14(Fig. 14)

图14 怒江峡谷（八宿县卡瓦百庆乡，镜向西） Fig. 14 Nu River Valley taken westwards in Basu county

图15(Fig. 15)

图15 沙巴村滑坡变形影像 Fig. 15 Photography of the Shabacun landslide which has been deforming.

图16(Fig. 16)

图16 澜沧江如美镇下游滑坡全景 Fig. 16 Panorama of the Rumei-downstream landslide

3）无法快速地应对滑坡和堵江事件发生后的灾情处置。以白格滑坡为例，第1次堵江发生于2018年10月10日，由于交通条件极为不便，大型挖掘机等排险设备不能及时运抵现场。直至2018年11月8日晚，距离第1次堵江事件已经29 d，第1台大型挖掘机才运抵现场，紧急进行堰塞坝潜在溃决洪水险情排除。目前整个三江并流区，尤其在怒江和澜沧江部分高山峡谷区，分布有多处历史堵江滑坡和潜在堵江滑坡风险。该类滑坡堵江事件的区域自然条件恶劣、交通极为不便，因而潜在滑坡灾害、洪水灾害等的应急处置亦面临着严峻的挑战。

基于室内遥感解译结果对青藏高原三江并流区重大堵江滑坡进行了大范围的考察，以及现场识别、确认工作，并对典型堵江滑坡案例进行了详细地质调查，分析了堵江滑坡孕育的地质基本特征，初步总结了三江并流区堵江滑坡的一般性规律。主要结论如下：

1）三江并流区的缝合带中存在的构造混杂岩片及基性、超基性岩浆侵入不仅可使岩体发生蚀变、发育大量节理，控制斜坡坡体的完整性及对风化作用的敏感性，并且可产生剧烈的地震内动力作用诱发大型滑坡的启动。

2）三江并流区堵江滑坡具有发生在坡体结构为逆倾的斜坡上及岸坡凹岸处的空间分异特性，工程地质成因机理可概括为在河流持续性下切作用下的倾倒变形演变为滑坡，导致高势能、大方量的滑体往河谷运动形成堵江。

3）河谷中的背斜构造核部不仅控制了河流对青藏高原夷平面的下切位置，在河流侵蚀过程中为两岸的逆倾或近直立岩层创造了倾倒变形的临空条件，加上背斜核部邻近斜坡岩体的挤压破碎性和节理高发育性，使斜坡结构更易发生深层变形破坏，最终造成堵江滑坡事件。

4）包括软弱炭质岩层化学风化在内的外动力地质作用对滑坡在河流塑造地形应力场过程中的坡体结构变形破坏亦有不可忽视的控制作用。

5）基岩滑坡一旦发生堵江，其潜在的灾害链问题将十分严重。未来需要进一步优化、整合资源，借助高科技手段克服青藏高原防灾方面的挑战。