1 引言

黄河上游尖扎盆地位于青藏高原东北缘一、 二级阶梯的过渡带，河谷区高陡边坡发育，古滑坡、 老滑坡和现代滑坡事件高发频发，是我国地质灾害的高易发区^[1]。尤其是该地区的古滑坡以其数量多、 规模大、 集中分布、 动力机制复杂、 活跃性强、 多期次演化等特点在全球范围内都具有典型性和代表性^{[2, 3]}。位于该区域的夏藏滩巨型滑坡，地质历史时期曾多次发生大规模滑动^[4]，目前滑坡体中后部已被改造为居民区和农田，但由于滑坡体本身的不稳定性，带来了居民区房屋墙体开裂、 农田沉陷、 灌溉漏水、 渠道毁坏、 沟岸塌滑等一系列环境地质问题，引起了人们的重视。

从地貌学观点分析，古滑坡形成演化也是地貌演化过程的一种具体表现形式，最直观的表现是微地貌的变化，滑坡演化的不同阶段也有不同的地貌反映，同时滑坡的稳定性也受地貌形态变化的影响^{[5, 6, 7, 8, 9]}。大型滑坡通常密集分布在大型的地貌阶梯附近，构造-岩性-地貌组合条件控制着滑坡灾害的形成与分布^{[10, 11, 12]}，特别是深切的河谷地貌受河流下蚀和侧蚀作用影响，边坡前缘易发生滑坡、 阻塞甚至改变河道，因此，河谷地貌演化和滑坡发育有着密切联系^{[13, 14]}。 目前关于滑坡的研究往往从滑坡体的工程地质条件入手，较少从地质环境演变、 地貌演化的角度来研究滑坡的发育过程，而搞清楚古滑坡的地质地貌演变过程，能够全面认识古滑坡的发育机制、 主控因素及稳定性等问题。笔者2012-2014年以夏藏滩巨型滑坡为研究对象，在野外详细调查、 工程地质勘查、 样品采集测试和遥感解译的基础上，开展该滑坡的发育特征、 触发机制和演化过程研究，提出滑坡灾害防治对策建议，以期为黄河上游地区区域地质灾害防灾减灾提供地质依据。

夏藏滩巨型滑坡位于尖扎盆地的黄河南岸，黄河由西向东从李家峡流入尖扎盆地，从公伯峡流出，整个盆地呈NW向展布，长约45km，均宽约5km，面积约220km²。

研究区地质构造上总体受NNW向的拉脊山断裂与NW向的西秦岭-积石山断裂所围限（图1a），河谷区出现大量向黄河河谷方向倾滑的正断层，在有临空面存在地方，这些正断层成为巨型滑坡的滑动面，区域性多条深大断裂的强烈挤压活动引发古地震^[15]，形成了大规模表生重力滑动构造以及大量次生拉张裂隙，为盆地内巨型滑坡的形成提供了内动力地质条件。受多期次高原的间歇性抬升和高原上的冰雪融水等制约，造就了盆地内黄河的强烈下切，在河谷区形成了高差达900m，坡度为 20°-60°的高陡边坡^{[3, 4]}，高差大、 坡度陡的地形地貌特征为巨型滑坡发育提供了开阔的临空条件。盆地内新近系沉积的厚层泥岩为晚更新世以来巨型滑坡的发育提供了丰富的物质条件。

图1(Fig.1)

图1 研究区地形地貌与夏藏滩巨型滑坡分布图 Ⅰ、 Ⅱ分别代表夏藏滩滑坡第Ⅰ期和第Ⅱ期 Fig.1 Topography map and remote sensing image of Xiazangtan super large scale landslides in the study area

末次间冰期以来，该地区经历了多次的气候冷暖波动，尤其是MIS3a时期，高原地区气温升高，降水量也显著增加，出现了“高温大降水事件”和多期次的高湖面^{[16, 17, 18]}。冰期时，青藏高原大部分被冰雪所覆盖，间冰期时，随着气温升高，高原产生了大量的冰川融水，对黄河干流两岸侵蚀切割作用显著。黄河的快速下切必将造成地下水补给地表水，同时，间冰期或间冰阶时期，高原降水量增大，降雨入渗加剧了滑坡的发育，雨水沿着后缘拉裂隙入渗，增加了斜坡体自身的载荷，加速了滑坡的发生。因此，气候变化引起的温暖湿润期丰富的降水和冰雪融水也是诱发巨型滑坡的又一动力因素，往往成为一些巨型滑坡的直接触发因素^{[19, 20, 21, 22]}。

在上述内外动力地质作用触发下，尖扎盆地内巨型滑坡广泛发育，成因机制上较为典型的滑坡如位于黄河左岸锁子村的锁子滑坡、 德恒隆滑坡和黄河南岸夏藏滩村的夏藏滩滑坡等，前者属于下远古界的片麻岩滑坡，而后者则属于新近系地层的泥岩滑坡，尤其是锁子滑坡发生后堵塞黄河形成的巨大堰塞湖与夏藏滩Ⅰ期滑坡的发生有密切关系，其形成的湖相纹泥层范围一直延伸到李家峡附近。

遥感影像显示，夏藏滩巨型滑坡分为两期滑动（图1b），其中Ⅰ期滑坡为整体滑动，其周界在平面上形似“圈椅型”，东、 西、 南三面以山脊为界（图2），总体地势西南高东北低，滑体在剖面上为凹形，表面呈阶形，残留滑体分布在黄河南岸和北岸，其中绝大部分分布在南岸。 野外调查和工程地质钻探揭示南岸残留滑体东西长4356m、 南北宽3126m，平均厚104.0m，面积10.5×10⁶m²，体积14.56×10⁸m³； 北岸滩心村附近的残留滑体长550m，宽约80m，厚度约11m，体积约4.84×10⁵m³。Ⅰ期滑坡整体地形从后缘到前缘呈现陡→缓→陡→缓趋势，整体坡度 14°，滑坡倾向 60°，后缘高程2820m，前缘高程2001m，前后缘高差819m。其中后缘地形相对高差120-160m，坡度 25°-30°。 滑坡体从剪出口到最前缘（滩心村）的运动距离为6920m，因此Ⅰ期滑坡属于一处远程巨型滑坡。Ⅱ期滑坡为Ⅰ期滑坡前缘的解体型次级滑坡，滑体长约1.31km，两个次级滑坡体宽约2.4km。

图2(Fig.2)

图2 夏藏滩滑坡圈椅状地形和移民村位置 Fig.2 Three-dimensional terrain remote sensing image and arm-chair shape of Xiazangtan landslide

Ⅰ期滑坡滑体共发育两级平台，表层为黄土沉积物，中后部为第一级平台，台面平坦、 开阔，坡角2°左右，台长2340m，宽3140m； 台面高程2345m，台前缘坡高近220m^[23]。台面北侧发育一条侵蚀冲沟，湖相地层清晰可见，冲沟呈“树枝”展布，断面呈“V”字型，主沟长近2.0km，沟谷切割深20-70m，沟内地形破碎，无植被覆盖，因滑体松散，固结程度差，水土流失严重，灌溉困难^[24]，中南部现为夏藏滩移民安置区。第二级平台分布于近前缘部位，规模较小，平台长420m，宽350m，因后期人类活动陡坎不明显，呈斜坡地形，坡角 22°，高差50m，部分已辟为人工耕地。Ⅱ期滑坡顶部距滑坡前缘高差480m。

滑坡表层堆积物主要是上更新统风积（Q₃^eol）黄土，零乱，浅黄-灰黄色，疏松可塑、 垂直节理发育，固结较差，遇水易湿陷^[24]。深层堆积物由上新世紫红色泥岩、 泥质砂岩或砂泥岩互层组成，伏于黄土之下，在滑坡范围内部分出露。其中Ⅰ期滑坡主要由新近系临夏组（N₂l）泥岩、 砂岩组成，顶部局部地段出露第四系下更新统冲积（Q₁^al）卵石，表部多为上更新统风积（Q₃^eol）黄土覆盖； 中部地形较平坦，倾角 2°-8°，地层岩性主要为第四系上更新统风积（Q₃^eol）黄土和第四系全新统湖相纹泥层； 前缘坡脚为黄河冲积扇和河漫滩，主要由全新统冲积（Q₄^al）黄土状粉土和卵石组成。

笔者在该Ⅰ期滑坡体的后缘和中部、 Ⅱ期滑坡的中部各布设工程地质钻孔1处（图3），通过钻孔，揭露了两期滑坡的滑带土、 磨光面、 擦痕等信息（图4）。其中ZK1孔位于Ⅰ期滑坡体的后部，孔深112.5m，并在86.8-106.5m处见到滑带的磨光面和擦痕，滑带土结构破碎，呈碎裂状或块裂状，浅黄色稍湿，表面粗糙，岩性为强风化泥岩； ZK3孔位于Ⅱ期滑坡堆积体的中部，孔深66.6m，并在55.8-61.3m处见有多处滑动形成的磨光面，伴有擦痕压痕等，岩性也为强风化泥岩。2个钻孔的滑带土样品在中国地震局地质研究所电子自旋共振实验室（ESR）测试完成，年代测试结果见表1。

图3(Fig.3)

图3 夏藏滩巨型滑坡平面图和钻孔位置图（Ⅰ-Ⅰ′ 为图5剖面位置） Fig.3 Contour map and drilling hole locations at Xiazangtan landslide（Ⅰ-Ⅰ′ is the profile line in fig.5）

图4(Fig.4)

图4 夏藏滩巨型滑坡ZK1（a）和ZK3（b）孔滑带土样品 Fig.4 Landslide zoning soil samplings of ZK1 and ZK3 at Xiazangtan landslide

表1(Table 1)

表1 夏藏滩巨型滑坡滑带土年代测试结果Table 1 The ESR chronology results of landslide zoning soil at Xiazangtan landslide 室内号 野外号 样品类型 古剂量/Gy 年剂量/Gy·ka-1 年龄/ka 10068 ZK1-29 滑带土 204±20 4.13 49±5 10069 ZK3-18 滑带土 119±11 4.17 28±3

表1 夏藏滩巨型滑坡滑带土年代测试结果 Table 1 The ESR chronology results of landslide zoning soil at Xiazangtan landslide

根据滑坡的运动及堆积特征^[25]，笔者将其分为滑源区、 堆积区和滑覆区三部分（图5）。

图5(Fig.5)

图5 夏藏滩滑坡运动分区图（剖面位置见图3中Ⅰ-Ⅰ′位置） Fig.5 The dynamic zoning map at Xiazangtan super large scale landslide

滑源区: 滑坡源区位于夏藏滩滑坡后缘，地形陡峻，坡度约 25°。 滑坡体物质主要为新近系的泥岩粘性土夹磨圆度较好的碎块石，后缘顶部高程2820m，剪出口高程2374m，源区纵长3150m，横宽约145m。滑坡发生后，后缘形成 60°-85°的陡壁，高差达450m。

堆积区: 滑坡剪出后，NE向沿着斜坡向下高速滑动，前缘一直到达黄河对岸，在滑坡堆积体的中缘地形发生反倾凸起，由于反倾地形在堆积区的中部形成一个巨大凹地形，其成为后期汇水的沉积区，也成为目前夏藏滩居民区和农田区。堆积区宽度约3430m，长度约2520m，厚度约80-100m。

滑覆区: 滑坡体的覆盖区位于黄河河道及黄河北岸的群科镇滩心村等地，前缘盖在一套红白相间的粘土层上，由于黄河水的作用，滑体铲刮搅动了河流相二元结构顶部的白色粘土层，形成了波浪状构造。由于滑体覆盖，黄河河谷在滑坡体一侧明显突出挤占河道。滑覆区宽度约3430m，长度约4350m。可见，滑坡在各个区的宽度大致相当。

夏藏滩滑坡的运动速度和滑动距离可利用Scheidegger^[26]提出的公式进行计算:

其中，V为估算点的运动速度，g为重力加速度，H为滑坡后缘顶部到滑程上估算点的垂直高差，L为滑坡后缘到滑程上估算点的水平距离，f为滑坡后缘顶点至滑坡运动到最远点的斜率（也叫等效摩擦系数，f值一般与滑坡体积有关，体积越大，f值就越小，运动性就越强）。根据公式（1）和（2），能够计算出滑坡体到达滑程上任一点的运动速度。

根据笔者对夏藏滩滑坡堆积体现场测量结果，该滑坡体后缘顶部高程2694m，剪出口高程2387m，对岸滩心滑体高程2081m，滑坡的滑动最大距离为8.16km，后缘距剪出口1.18km。

根据公式（1）和（2），斜率 f=H_max/L_max=613/8160=0.075，滑坡在剪出口启动的速度v=66.11m/s，其属于高速运动滑坡范围^[25]。因此夏藏滩Ⅰ期滑坡属于一处高速远程巨型滑坡。

夏藏滩巨型滑坡具有多期活动性质，其中Ⅰ期滑坡为整体滑动，发生时间约为 49000±5000a（即约50ka B.P. 左右）（表1），Ⅱ期滑坡包括两个次级小滑坡，均为Ⅰ期的前缘解体滑坡，发生时间约为 28000±2000a（即约30ka B.P. 左右）。根据地形地貌演化规律及周边地形比较结果，笔者认为夏藏滩滑坡的地形演化过程主要由4个阶段组成（图6）。

图6(Fig.6)

图6 夏藏滩巨型滑坡地形演化过程 Fig.6 Terrain evolution process of Xiazangtan super large scale landslide

第一阶段: 古滑坡“孕育”阶段 伴随着青藏高原抬升和黄河侵蚀下切，黄河两岸岸坡形成了最大高差达900m的高陡边坡^[20]； 同时，MIS5阶段以来，高原处于弱暖期，降水量较大^{[16, 27]}，另外，群科-尖扎盆地下游的锁子滑坡堵塞黄河形成巨大堰塞湖^[28]，滑坡前缘浸入水中，造成滑体土体饱和； 高陡边坡、 强降水和黄河堰塞湖为夏藏滩古滑坡发育提供了诱发条件。夏藏滩滑坡发生前的古地形和滑坡东侧边界处的地形相似（图6a），由于50ka B.P. 以来，该地区的微地形地貌未发生差异性的强烈抬升变化^[29]，故认为50ka B.P. 左右，滑坡的后缘边界高程为2694m。

第二阶段:Ⅰ期滑坡发生，滑体中后部“滑坡湖”形成50ka B.P. 左右，夏藏滩Ⅰ期滑坡发生整体滑动，滑坡的运动距离约6.92km，滑体前缘到达黄河北岸的滩心村附近，滑坡在高速滑动过程中前缘受阻地形发生反倾，滑坡体中后部呈现洼地，洼地积水后形成厚度约30m的“滑坡湖”（图6b）。这一期滑坡堆积体未在黄河河谷区形成大规模的堰塞湖和湖相地层。

第三阶段:Ⅱ期解体滑坡发生，现代河谷地貌基本形成30ka B.P. 前后，由于黄河在Ⅰ期滑坡前缘不断的侧蚀和下切作用，临空面进一步加大，在Ⅰ期滑坡前缘发生了2处次级的解体型滑坡^[20]（图6c），规模较小，野外未发现这一期滑坡对应的湖相层，因此这一期滑坡未发生明显的堵河事件。

第四阶段:Ⅰ期滑坡中后部的“滑坡湖”消失，现代地形形成11ka B.P. 前后^[30]，Ⅰ期滑体中的滑坡湖溃决（湖相层沉积结束）。全新世早期，温度迅速升高，降水量增大，滑坡周边的汇水量明显增加，水量过大形成冲沟而溃决。此后再未发生大的滑坡事件，地形地貌和现代接近。Ⅰ期和Ⅱ期滑坡发生前后该滑坡区整体地形地貌演化过程如图6d。

夏藏滩Ⅰ期滑坡为高速远程巨型滑坡，滑坡目前残留方量达14.56×10⁸m³，如此巨大的新近系泥岩滑坡是如何启动并发生高速滑动，笔者认为其启动主要受控于气候变化和水库水位波动两个因素，下面分别进行讨论。

Ⅰ期滑坡发生于50ka B.P. 左右，研究区从58ka B.P. 开始缓慢进入了深海氧同位素3a阶段，温度开始缓慢升高^[17]。川西若尔盖地区的花粉记录也显示从58ka B.P. 开始进入间冰阶的异常高温期^[31]，降水量随之增大，随着青藏高原冰川融雪和降水量的增加，黄河干流两岸斜坡的侵蚀作用得到了空前增强，形成了高差达900多米的高陡边坡。由前面的讨论可知，滑坡发生后滑体中部形成了深度达30m的滑坡湖（landslide lake）^[30]，可见滑坡发生后的一个较长时期，该地区的降水量都非常大。因此，有理由相信气候变化中的极端降水和因气温升高造成的冰雪融水可能对这一期滑坡的发生起到了重要的触发作用^[32]。

野外调查发现，Ⅰ期滑坡的滑体从黄河南岸越过河道到达北岸的滩心村附近。从公路边切开的地层剖面（图7）可看出该剖面地层明显分为三部分:

图7(Fig.7)

图7 夏藏滩滑坡黄河北岸滩心剖面 Fig.7 Stratigraphic profile of Tanxin Village located at the north side of the Yellow River

（1）上部为夏藏滩Ⅰ期滑坡的滑体，顶部高程2108m，岩性为新近系泥岩和碎石土的混杂堆积物，杂乱无章，无层理，目前残留体长度约550m，宽度约80m，厚度11m；

（2）中部为滑坡运动过程中铲刮的黄河河床白色粘土粉砂层或浅水相（湖滨相）的粗粒湖泊纹泥层，厚度1-3m，其由于挤压撞击而发生褶皱，推测当时处于堰塞湖泊水位下降过程中或已完全下降；

（3）下部为水平层序非常好的晚更新世湖相层，夹杂有砾石透镜体，这套地层明显与周边的新近系红粘土层在物质组成、 颜色、 粒度等方面不符。该套地层出露地表的部分厚度为23m，通过钻探发现该湖相层向下还有25m，湖相层下部为河床的磨圆度非常好的砾砂层。该套水平地层并非新近系泥岩，而是一套物质来源于附近山上新近系泥岩近源搬运堆积后经过了长时间还原环境改造的湖相地层。

进一步调查发现，该剖面下部的水平地层为尖扎盆地黄河下游锁子滑坡堵河形成的堰塞湖的湖相层，该套地层在锁子滑坡上游一直到李家峡口的黄河两岸均有分布，其是由该盆地内黄河北岸的锁子滑坡和德恒隆基岩滑坡发生后曾长时间堵塞黄河而形成，根据李家峡口残留的湖相层顶部高程（2199m）计算，堰塞湖沿河长度45.2km，面积为212.5km²（图8）。郭小花^[28]通过详细的OSL定年得出尖扎盆地黄河下游锁子滑坡与相邻的德恒隆滑坡的发生时间是80-100ka B.P.，并认为滑坡堰塞湖持续了较长时期。夏藏滩Ⅰ期滑坡的发生时间是50ka B.P.，发生在锁子滑坡之后，因此，推测锁子滑坡堰塞湖续存期间，由于侵蚀基准面抬升，在夏藏滩河谷前缘形成一个托力。后期因堰塞湖水位下降，夏藏滩地区河流基准面下降，夏藏滩滑坡前缘失去支撑而发生Ⅰ期滑坡，由于滑坡体运动过程中有水的浮力浮托作用，故滑动了较远的距离，因此其也属于水库水位波动型滑坡，这种因水库水位下降引发的滑坡在我国三峡库区较常见^{[33, 34]}。

图8(Fig.8)

图8 尖扎盆地特大型-巨型滑坡与锁子滑坡堰塞湖范围图 Fig.8 Some large scale landslides and the dammed lake maps in the Jianzha basin

综合气候变化和堰塞湖库水位下降两个方面因素，笔者认为Ⅰ期滑坡是因50ka B.P. 左右MIS3c阶段的强降水和锁子滑坡堰塞湖库水位下降共同诱发，其中温暖湿润期的降水入渗到泥岩深部形成贯通滑带，而库水位下降为滑坡发生提供了充足的临空条件。Ⅱ期滑坡是MIS3a湿润期的 “高温大降水事件”诱发。从发生年代上分析，锁子滑坡发生时间早于夏藏滩Ⅰ期滑坡约3-5万年，从滩心剖面地层接触关系分析，夏藏滩滑坡应该发生在锁子堰塞湖的后期或者堰塞湖消失以后，故锁子滑坡堰塞湖的持续时间可能小于3万年。

通过野外调查、 工程地质勘查、 样品年代测试和遥感解译等工作，开展了群科-尖扎盆地夏藏滩巨型滑坡发育特征、 形成机制和演化过程研究，主要取得了以下认识:

（1）夏藏滩巨型滑坡分为两个期次发育，其中Ⅰ期的发生时间为约50ka B.P.，为整体滑动，体积约14.56×10⁸m³，属于高速远程滑坡类型，Ⅱ期滑坡是Ⅰ期前缘的解体滑坡，发生于约30ka B.P. 。

（2）夏藏滩滑坡的地形演化过程主要有4个阶段组成: 古滑坡“孕育”阶段； Ⅰ期滑坡发生，滑体中后部“滑坡湖”形成； Ⅱ期解体滑坡发生，现代河谷地貌基本形成； Ⅰ期滑坡中后部的“滑坡湖”消失，现代地形形成。

（3）受50ka B.P. 左右气候变化中的暖湿期降水和盆地内锁子滑坡堰塞湖水位下降共同制约，夏藏滩Ⅰ期滑坡发生； 随后的MIS3a阶段“高温大降水事件”诱发，Ⅱ期滑坡发生。

致谢 真诚地感谢审稿专家建设性的修改意见和编辑部老师细致的编辑。