自然过程中可以形成不同种类的天然堰塞湖，包括滑坡堰塞湖(通常由崩塌、滑坡或泥石流共同堰塞河道形成)，此外也有冰川堰塞湖、冰碛堰塞湖及火山堰塞湖等类型，其中以滑坡堰塞湖最为常见。在青藏高原东缘高山峡谷区，受活动断裂及强烈地震的影响，大型滑坡、崩塌、泥石流等广泛发育，且易堵塞河流形成堰塞湖。滑坡坝由于是快速堆积形成，其坝体结构一般较为松散，因此往往容易产生溃决。滑坡堰塞湖的溃坝堆积作为一种物质记录，蕴含了丰富的地质地貌信息，成为认识滑坡堰塞湖溃坝过程与山地环境演变规律的重要途径，对于有效防治地质灾害具有重要的指导作用^[1]。根据混杂堆积的沉积学定义^[2]：粒径范围从黏土到漂砾、无分选或弱分选、细粒物质填充在粗粒间隙或粗粒物质悬浮在细粒基质中的陆缘碎屑沉积物，按照上述定义，滑坡堰塞湖的溃坝堆积物应属于混杂堆积。近年来我国在混杂堆积方面的研究已经取得了一些重要成果^{[1, 2, 3, 4, 5, 6, 7]}，研究对象则主要以泥石流堆积物和冰碛物等为主。然而，目前关于滑坡堰塞湖溃坝堆积方面的研究基本缺乏。从发表的论文成果看，国内外均侧重于对冰川坝溃决和冰碛坝溃决水文和灾害方面的报导^{[8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18]}。但这些报导中基本未涉及或很少涉及滑坡坝溃坝的沉积特征及其环境的研究。据崔之久等(2013)^[1]的初步研究，滑坡坝的溃决堆积不同于山区洪流或河流堆积，也不同于冲积扇的各亚相特征，更不同于作为两相流的泥石流堆积，这是一种全新的沉积类型，很值得关注。本文作者在金沙江上游进行野外考察时，在西藏芒康县雪隆囊河谷一带发现了约3.5 km长的天然溃坝堆积体，其发育规模实属罕见。本文将对该天然溃坝堆积体的发现及其存在证据进行详细报导，并对雪隆囊古滑坡堰塞湖溃坝堆积体的沉积特征及其古洪水事件进行分析和讨论。 1 区域地质地貌特征

晚新生代以来青藏高原东南缘阶段性隆升，河流下切作用剧烈，金沙江上游形成了以峡谷为主要特征的河谷地貌。在金沙江上游雪隆囊至王大龙河段，河床平均海拔高度在2 300 m以上，雪隆囊一带峡谷宽100~200 m，沿江谷坡较陡，坡度约为40°。雪隆囊至王大龙河谷地带属亚热带气候，为干热型河谷，年降水量仅300 mm左右，且降雨量主要集中在6~10月。雪隆囊峡谷所在地区新构造运动活跃，金沙江断裂带的主断裂雄松—苏哇龙活动断裂在其东部附近穿过(图 1)。沿江河谷裸露岩石的岩性主要为二叠纪的片岩、火山岩及大理岩等。该区岩层节理较发育，物理风化作用强烈，加之受金沙江活动断裂带的影响，河谷沿岸滑坡、崩塌现象十分发育^[19]。

图 1 研究区示意图 a.研究区位置；b.金沙江上游雪隆囊—王大龙河段地质图Fig. 1 Schematic diagram of the study area a.Geographic location of the study area; b.Geological map of the Xuelongnang-Wangdalong reach of the upper Jinsha River

图选项

野外调查发现，在西藏芒康县境内的金沙江上游西岸雪隆囊河谷附近，存在一大型滑坡体。西岸残留滑坡坝体长约700 m，宽约600 m，坝体前缘相对高差约84 m(图 2a,b)。滑坡坝体的物质由砾石、砂和少量黏土组成的混杂堆积物组成，砾石碎屑为单一的灰褐色片岩，其中直径最大者可达3~4 m。东岸(对岸)基岩斜坡上发现一处松散砾石堆积体(图 2c)，堆积体顶部高出现今金沙江水面约100 m，其体积约为1.5×10⁴ m³。该堆积体物质为灰褐色片岩组成的砾石碎屑，与西岸的滑坡体物质相一致，表明其为过江滑坡体的残留堆积。整个古滑坡体的原始体积估计约为4.1×10⁷ m³。滑坡体出露位置的河段十分狭窄，易形成急流叠水，有多个巨砾(片岩)堆积于河床砾滩之上或形成心滩，最大直径可达5~6 m，且砾石分选差，显然为滑坡坝溃决后的坝体残留堆积。

图 2 雪隆囊滑坡坝的地貌形态及堆积特征 a.雪隆囊滑坡坝体的纵剖面图；b.西岸雪隆囊残留滑坡坝体及上游侧湖相沉积；c.东岸(对岸)残留的滑坡堆积体Fig. 2 Landform and sedimentary features of the Xuelongnang landslide dam a.longitudinal section of the Xuerongnang landslide dam; b. relict landslide dam deposits at the west bank and lacustrine deposits at the upstream side; c. relict landslide debris at the eastern bank

图选项

层理十分发育的粉砂黏土湖相沉积直接覆盖在西岸滑坡坝体的上游坡面上(图 2b、图 3a)，厚度1~2 m，海拔高程约2 425 m，其底部层理呈倾斜状，与滑坡坝体的坡面基本平行，湖相沉积层中常见夹含有掉入的崩塌块石。滑坡坝靠上游一侧的大拐弯处，湖相沉积厚度最大，湖相层呈台阶状出露，最大厚度约30 m。距东岸残留滑坡堆积体的上游约150 m的谷坡上，亦发现有水平层理发育的粉砂黏土层(湖相沉积)，出露厚度3~5 m，海拔高程约2 427 m。从滑坡坝至距其约16 km的上游河段范围看来，湖相沉积呈平台状几乎连续分布于金沙江两岸的谷坡或者Ⅰ级侵蚀阶地上(图 3b)，从湖相沉积物的空间分布上可以看出古湖的湖形狭窄。位于滑坡坝体上游9.5 km处的湖相沉积物厚度约20 m，海拔高程约2 426 m，湖相层中夹含有数层泥石流透镜体，反映了古湖易受两侧山坡的泥石流堆积影响。在距滑坡坝体上游16 km处的回水尾端，湖相沉积厚度仅为3~5 m，顶部海拔高程约2 425 m。整套湖相沉积向上游延伸其厚度逐渐变小，其顶部海拔高程相近，与堰塞湖沉积特征一致。综合湖相沉积物与滑坡坝体的接触关系、沉积物的空间分布及其厚度的变化等特征，可以确认该套湖相沉积为一套滑坡堰塞湖沉积，表明雪隆囊滑坡曾经形成滑坡坝并堰塞金沙江。

图 3 雪隆囊滑坡堰塞湖沉积特征 a.西岸覆盖在雪隆囊滑坡坝体上的堰塞湖沉积；b.西岸上游侧厚层湖相沉积剖面Fig. 3 Sedimentary features of the Xuelongnang landslide-dammed lake a. dammed-lake deposits overlying the landslide dam body at the west bank; b. sedimentary section at the upstream of west bank

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从金沙江雪隆囊古滑坡坝下游一侧至其下游3.5 km的河段，在河流两侧均发现有成因不明的混杂堆积体， 有的出露于谷坡基岩之上貌似“河流阶地”，有的出露于河床的两侧貌似高“河漫滩”，在垂向上堆积体的分布则可分为3个不同的高度。为了便于描述，我们对6处混杂堆积体进行编号(Ⅰ—Ⅵ号)(图 4)。其中Ⅰ号堆积体位于西岸滑坡坝的下游一侧，海拔高程约为2 394 m，最大厚度约15 m(图 5)；Ⅳ和Ⅴ号堆积体出露于东岸谷坡基岩之上，海拔高程约2 420 m；Ⅱ、Ⅲ和Ⅵ号堆积体位于现代河床的两侧，海拔高程为2 373~2 363 m，堆积体顶部仅高出现今河水位约2~5 m。从几处堆积体的发育位置来看，堆积体的周围无大的支沟出现，表明堆积体的物源与支沟并无太大的关系。从砾石碎屑的岩性上看，混杂堆积体上游段部分为单一的灰褐色片岩，与滑坡坝体的砾石碎屑岩性基本一致，反映滑坡坝体的堆积物可能是其下游混杂堆积体的重要物质来源母体。混杂堆积体靠近滑坡坝体的位置大小砾石混杂，分选很差，多为棱角状，可见最大长轴约5 m的巨砾，砾石形成支撑—叠置构造或杂基构造(图 6a,b)，反映一种砾石快速堆积的运动过程。砾石堆积层之上可见覆盖约30~50 cm厚的灰色细砂层，推测为回水堆积物，标志着早期的水位落差(图 6c)。中游段和下游段岩性相对复杂，主要有片岩、花岗岩、大理岩、砂岩等，砾石有一定磨圆，呈次棱角—次磨圆状。中游的砾石最大长轴约为0.7 m，下游砾石最大长轴约为0.3 m，其沉积构造表现为叠瓦构造，砾石长轴与扁平面倾向基本垂直，砾石扁平面倾向上游，倾角为30°~45°。

图 4 雪隆囊滑坡堰塞湖溃坝堆积体的分布范围Fig. 4 Distribution of the outburst deposits induced by the Xuelongnang landslide-dammed lake

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图 5 雪隆囊滑坡坝、上游侧湖相沉积及下游侧溃坝堆积的横剖面图Fig. 5 Transverse section showing the association of the Xuelongnang landslide-dam deposits, lacustrine deposits and dam break-outburst deposits

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Ⅰ号混杂堆积体紧邻滑坡坝的下游一侧，其规模最大，沉积特征亦最为典型：该堆积体长约1.7 km，平面形态上呈一长条“吊坠状”(图 4、图 6d)，即堆积体上游段较宽(最宽处约250 m)，下游段较窄(宽度约80 m)。从Ⅰ号混杂堆积体的厚度变化看，靠近滑坡坝体的上段厚度约13~15 m，堆积剖面中夹含一层约5米厚的粉质黏土层(图 6c)，其层理倾斜，与下伏的混杂砾石层顶部倾斜面平行。该套粉质黏土层可能来自上游一侧的原湖相沉积层，这是溃坝堆积最直接的证据。Ⅰ号混杂堆积层往河流下游方向逐渐变薄，下游段厚度约4~5 m。该堆积体的运动方向与金沙江干流流向基本一致，整套堆积体的砾石碎屑粒径自上游至下游呈逐渐变小趋势。

图 6 溃坝堆积体的沉积特征 a.Ⅰ号堆积体(上游段)的砾石支撑—叠置构造；b.Ⅰ号堆积体(上游段)的砾石杂基构造；c.Ⅰ号堆积体混杂砾石层中夹含粉质黏土层和上覆砂层；d.向下游看Ⅰ号堆积体平面呈“吊坠状”；e.Ⅰ号堆积体上段的粗粒层与细粒层形成韵律互层。Fig. 6 Sedimetary features of the outburst deposits a. gravel support-stacked structure of Accumulation Ⅰat the upstream section; b. matrix structure of Accumulation Ⅰat the upstream section; c. intercalated silty clay layer in the diamicton of Accumulation Ⅰand its overlying sand layer; d. pendant shape of outbust deposits (Accumulation Ⅰ) in plan view; e. rhythmites interbedded structure composed of coarser gravel layer and finer sand and gravel layer (Accumulation Ⅰat the upstream section).

图选项

在这些堆积体的上游段见有发育一种特殊的沉 积构造：堆积体剖面发育粗粒层(砾石层)与细粒层(砂砾层)的韵律互层(图 6e)，一粗一细，剖面中缺少砾或砂的透镜体，互层层理面微倾向下游。粗粒层呈现类似稀性泥石流堆积特征，如具有支撑—叠置构造、叠瓦构造和杂基构造；细粒层具块体构造，基本没有分选。从全剖面的宏观特征看整套堆积体表现为流水堆积，有大规模粗糙的分选机制；从细观特征看，其又具有泥石流堆积特征，大小混杂，反映堆积过程快速杂乱。这种特殊的沉积构造唯有“溃坝堆积”解释最为合理，即多层次砾石层互层产生的原因是由于溃坝时的洪峰所致，一次洪峰代表一个旋回，据砾石层与砂砾层的旋回次数可以判断溃坝造成的洪峰次数。由此推断雪隆囊滑坡堰塞湖的溃坝洪峰至少达10次。综合上述研究，可以判定该套混杂堆积体是一套古滑坡堰塞湖溃坝堆积。

在Ⅰ号混杂堆积体的上游段，共采集粗粒层和细粒层的8个粒度样品，以了解溃坝堆积的粒度特征。8个样品的粒度频率曲线和概率曲线分别如图 7a和7b所示。从粒度频率曲线来看，粗粒层和细粒层单元均表现为多峰型，由一个主峰和两个低矮的次峰组成，主峰粒径分布于-6~-4 ，次峰粒径的分别分布于-2~0 和3~4 。概率累积曲线表现为上凸型，也反映了源区以砾石为主要成分的碎屑特征。

图 7 溃坝堆积的粒度频率曲线(a)和概率累积曲线(b)Fig. 7 Frequency (a) and accumulated probability (b) curves of the grain size samples from the outburst deposits

图选项

从坝体上游的湖相沉积覆盖在Ⅰ级侵蚀阶地之上以及下游溃坝堆积体仅高出现今河水位约2~5 m看来，可以推断雪隆囊滑坡堰塞湖及溃决洪水的发生时间应在全新世晚期。

在滑坡坝上游侧堰塞湖粉质黏土湖相地层中，共获得两个光释光年代样，经中国地质科学院水文地质环境地质研究所释光实验室测定结果分别为1.8±0.1 ka 和2.2±0.1 ka (表 1)。另外，在滑坡坝下游侧溃坝堆积体顶部上覆砂层中获得一个古木(已炭化)年代样WDL6-1，古木样品经北京大学考古文博学院碳十四实验室测试和树木年轮校正后，结果为1 044~1 190 A.D.(P=0.93)，中间值为1 117 A.D.。

样品WDL8-1和WDL8-2采自堰塞湖沉积的下部位置，代表了堰塞湖开始淤积的年龄。WDL6-1代表了堰塞湖的溃坝堆积年龄，即雪隆囊古滑坡堰塞湖溃决事件发生的上限时间约为1 117 A.D.。

雪隆囊古堰塞湖是由山体滑坡堵塞金沙江而形成，那么是什么原因引发了山体滑坡呢？通过调查研究，我们推断地震应该是雪隆囊堰塞事件发生的触发原因。

(1) 雪隆囊西岸斜坡为斜交坡，自然情况下比较稳定。出露岩性主要为二叠系片岩，胶结良好，坚硬致密；发育两组节理，一组节理的产状为120°/∠60°，与坡面倾向斜交；另一组节理的产状为215°/∠42°，与坡面倾向相反。因此，从节理的力学性质及产状特征看，斜坡稳定性好，节理对西岸大型滑坡的影响很小。

(2) 雪隆囊所在地区属温带半干旱气候，降雨量稀少，年平均降水量小于400 mm。大量的古气候记录表明，青藏高原及其邻区的水汽主要来源于印度洋，西南季风对青藏高原及其邻区的气候和环境有着重要的影响^{[20, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28, 29, 30]}。金沙江上游地区处于西南季风的覆盖区，由孟加拉湾带来的暖湿水汽沿东喜马拉雅、横断山脉侵入青藏高原东南部后首先达到该区。金沙江上游地区在11~5 kyr B.P.期间气候相对暖湿，大约3.8 kyr B.P.以后气温、降水量明显下降^{[30, 31]}。全新世晚期以来雪隆囊地区属于西南季风明显减弱时期，降水量很小，气候干旱。因此，该区由于降水诱发大型岩质滑坡形成堰塞湖的可能性小。

(3) 雪隆囊所在地区具备发生强烈地震的地质条件。雪隆囊位于青藏高原东南缘，该区发育有金沙江活动断裂带，地震活动频繁。根据现有的地震历史资料记录^[32]，雪隆囊及邻近地区自1722年以来震级大于6级的地震活动就有7次，最大震级为7.5级，该地震曾诱发滑坡堰塞河道。金沙江活动断裂带的主断裂(雄松—苏哇龙断裂)从金沙江东侧穿过该区。雪隆囊古滑坡处在雄松—苏哇龙断裂的西侧附近，表明雪隆囊大型古滑坡的发生很可能与该断裂的活动有着密切关系。据Chen等^[19]的研究，雪隆囊至王大龙一带的河谷两岸大型古滑坡、古崩塌十分发育，这些古滑坡和古崩塌沿着雄松—苏哇龙活动断裂走向呈线状密集分布；并且已有的沉积学及年代学证据表明，全新世晚期以来金沙江上游雪隆囊至王大龙河段曾经有过多次古地震发生^{[19, 33]}。结合该区的区域活动构造、古气候及滑坡年代学等进行综合分析，我们认为雪隆囊大型古滑坡应该是由地震诱发形成。

河流堰塞湖一般在湖水上涨漫过坝顶外溢后发生溃决消亡，但有些堰塞湖在形成后可以长期地稳定存在。河流天然过程形成的堰塞湖的溃决通常都是渐溃，而不是瞬时全溃，其消亡既可以通过一次溃决过程完成^[34]，也可以通过多次部分溃决完成^[35]；有些堰塞湖则不发生溃决而长期存在^[36]，如四川叠溪堰塞湖自1933年形成以来一直保存至今已历时80年。

从雪隆囊残留的堰塞坝体(图 2a)看来，其顶部边缘较为平缓，海拔高程约为2 460 m，坝体中间部分的鞍部高程约为2 458 m，两种基本一致。因此该残余坝体边缘的高程可以近似代表坝体的鞍部高程，即堰塞湖的最高水位高程(拔河84 m)。从坝体上游东岸堰塞湖沉积顶部(海拔2 427 m)高于现今金沙江水面51 m看来，可以确定雪隆囊堰塞古湖在形成后期发生了部分溃坝，且溃决口门深度约为33 m。部分溃决之后形成了水位高程约为2 427 m的残余堰塞湖，然后残余堰塞湖继续接受湖相沉积直至最后完全溃决后消亡。从坝体下游的溃坝堆积(Ⅰ号堆积体)出露剖面(图 5)可以看出，溃坝堆积体中夹含了一套约5 m后的粉质黏土湖相沉积，上、下两套溃坝堆积体的层理面倾角亦有明显的变化(图 5、图 6c)，表明从形成时间上溃坝堆积体可以分为两期。以上分析可以确定雪隆囊堰塞古湖在形成后至少发生了两次溃坝或两次洪峰，从溃坝堆积体砾石的粒径大小及搬运距离看来，初次溃坝堆积的规模最大，其溃坝的洪峰流量也最大。因此，本文重点对初次溃坝的洪峰流量进行估算。假设现今雪隆囊上游的地形与堰塞湖形成之前很接近，利用数字高程模型(DEM)和ArcGIS软件可计算出堰塞湖形成后的最大水体为3.1×10⁸ m³(水位高程2 460 m)，残余堰塞湖水体为1.1×10⁸ m³(水位高程2 427 m)，则初次部分溃坝时的泄洪总量约为2.0×10⁸ m³。

目前关于天然古滑坡堰塞湖的溃坝洪峰流量的计算方法通常有两种：一种是通过分析溃坝洪峰流量与溃决形成的口门深度、排泄水量等之间的关系进行拟合，得出经验回归方程进行计算^{[37, 38, 39, 40, 41, 42]}，该方法的计算结果误差往往较大；另一种方法则是通过建立水力学参数与水流能搬运的颗粒大小之间的关系式，对溃坝洪峰流量进行反演计算^{[10, 11, 12]}。在获得准确水力学参数的条件下，采用水力学模型反演计算溃坝的洪峰流量其计算结果相对精确可靠。本文采用水力学模型对雪隆囊滑坡堰塞湖的初次溃坝洪峰流量进行计算。

采用F_D+F_L=F_R法^[10]计算出雪隆囊滑坡堰塞湖溃坝洪水的平均流速V：

河床流速：

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洪水平均流速：

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式中γ_s是砾石的密度实测取平均值2.85 g/cm³，γ_f是水的密度取值1 g/cm³，d₁是砾石中间轴的长度(m);g是重力加速度取值9.8 m/s²，μ是砾石与河床的静摩擦系数取值0.7，C_L是洪水的升力系数取值0.178，C_D'是砾石与河床的修正平均阻力系数实测取值为1.2(砾石粒径从距溃口距离8~120 m处分段测最大粒径求平均值)。按公式(1)计算出洪水的河床流速为6.22 m/s；按公式(2)计算出洪水的平均流速为7.48 m/s。

采用曼宁公式^[10]求出洪水的平均深度D ：

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式中V 为洪水的平均流速，n是河床的粗糙系数取值为0.04，S是河床的坡率实测值为0.005，可以计算出洪水的平均深度为8.68 m。

采用公式(4)计算溃坝的最大洪峰流量：

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式中V 为洪水的平均流速，A为溃口洪水形成的断面面积。以现今残留溃口的几何形状作为参考，西岸坡度取40°，东岸坡度取70°。野外测量确定溃口底宽159.4 m,顶宽172.9 m，求得溃口的过水断面面积A为1 442 m²。按公式(4)计算出溃坝洪水最大流量为10 786 m³/s。据长江流域规划办公室竹巴龙水文站的实测资料统计^[43]，该河段常年平均流量约为943 m³/s。由此说明，堰塞湖溃决形成的最大洪峰流量约是常年流量的10倍，当时可能发生的是万年一遇的异常大洪水。

5 结论

我们在雪隆囊滑坡坝的下游发现的6处混杂堆积体，综合混杂堆积体中的物质组成、地貌结构和沉积特征来看，可以判定这些混杂堆积是滑坡堰塞湖的溃坝堆积物。雪隆囊滑坡坝、坝体上游湖相沉积和坝体下游溃坝堆积的这套完整沉积组合则为研究大型滑坡堰塞湖溃坝洪水灾害的形成过程以及山地环境演变提供了丰富的原型。主要结论如下：

(1) 在全新世晚期金沙江上游雪隆囊河段发生过一次明显的堰塞事件，形成了一个大型堰塞湖(湖水体积约3.1×10⁸ m³)。结合该区的区域活动构造、古气候及滑坡年代学等综合分析，我们认为地震诱发大型滑坡是导致这一堰塞事件发生的主要原因。堰塞湖形成后大约在1 117 A.D.发生了一次大溃坝，并形成了十分罕见的异常大洪水。

(2) 在雪隆囊滑坡坝体下游发育的几处混杂堆积体为溃坝堆积，是由坝体及上游河床物质在坝体溃决后快速堆积而成。溃坝堆积体除了具有支撑—叠置构造、叠瓦构造和杂基构造等沉积特征外，还具有一种特殊的沉积构造——“互层构造”：即在垂向剖面发育粗粒层(砾石层)与细粒层(砂砾层)的韵律互层，而中间缺少砾或砂的透镜体。这种沉积构造可以作为溃坝堆积相区别于冲—洪积相、泥石流相等的一种重要判别标志。

(3) 采用水力学模型反演确定雪隆囊古滑坡堰塞湖部分溃坝的洪水平均流速为7.48 m/s，最大洪峰流量为10 786 m³/s。开展堰塞湖溃坝堆积体的研究可以获得有关溃坝洪水的沉积学信息和水力学参数，加强堰塞湖溃坝堆积体的沉积学及水动力学机制方面的研究，其对于认识滑坡堰塞湖溃坝洪水的演进过程以及山地环境演变规律无疑具有重要意义，同时也为现代重大地质灾害的预测预报和风险决策提供科学依据。

致谢 中国地质大学(北京)刘宏、陈松、刘统族、黎艳和刘丽娜等同学参加了野外工作，在此表示感谢。