岩质的高速远程滑坡是自然界中一类具有特殊运动性质的地质现象，具有初速高、滑距远的特点，滑体运动常呈“流态化”特征^[1]。由强震诱发形成的大型高速远程滑坡更是受到国内外学者的关注，以“5·12”汶川地震滑坡为例，在高速滑坡的强震破坏与启动机制^[2-5]、滑坡动力学特征^[6-9]、碎屑流堆积^[10-11]及滑速与滑距预测^[12-15]等方面开展了大量研究。对于高速远程滑坡的研究，主要是以滑坡现场调查为原型，通过岩土体力学试验，如环剪试验^[16]、岩石破坏微观特性^[17]、碰撞试验^[18]等研究方法，运用物理模拟^[19-21]与数值模拟^[22]等开展理论与试验验证。迄今为止，关于高速滑坡碎屑流运动较为成熟的理论或假说包括无黏性颗粒流说、气垫层说、圈闭空气导致流体化说^[23]等。近年来，随着多力学耦合机制与多相态流体力学^[24]等新方向的发展，促进了高速远程滑坡的研究不断深入。

尼续滑坡是藏南地区较早发现并开展研究的高速远程滑坡之一^[25]。在青藏高原及其周缘区域广泛分布类似的大型高速远程滑坡，包括乱石包滑坡^[26]、塔合曼岩崩^[27]等。根据滑体运动与堆积区的地形限定条件，总体可分为沟谷型与平敞型两大类，前者因受滑动中大量裹夹沟谷底部物质，且处于饱水状态，运动性质与泥石流往往难以区分，因而某种意义上因堆积区地貌开阔的“平敞型”滑坡具有的运动与堆积特征使其看起来更“像”是典型意义上的滑坡。通过对比发现，尼续滑坡与乱石包滑坡的基本特征十分相近，都属于典型的强震诱发下形成的高速远程滑坡，两者在地貌环境、岩性结构、运动落差、纵剖面形态等方面具有可对比性，尽管乱石包滑坡规模远超尼续滑坡，然而滑距却较后者小0.8 km。由此可见，类似的平敞型高速远程滑坡的滑动距离与碎屑流态化堆积结构特征，受到某些关键性因素与机制控制，从而导致明显的差异性结果。为此，作者对尼续滑坡开展了实地调查，重新梳理了碎屑流堆积区基本特征与分区特征；以堆积空间形态与物质结构调查为基础，采用遥感解译、地球物理勘探与颗分试验等技术方法，在已有研究的基础上进一步探讨尼续滑坡高速碎屑流堆积作用的基本特征及其演化规律。由于尼续滑坡所处特殊的地质环境，其研究成果能够为青藏高原地区类似重大滑坡灾害孕育、破坏与致灾机制研究提供重要参考。

研究区地处青藏高原南部雅鲁藏布江中段的尼木县境内，区域构造属于藏南地区南北向构造带，即亚东—谷露裂谷带中段，整体区域构造环境以近东西向构造伸展作用为主，历史上属强震多发带^[28]，尼续滑坡即位于其东部的安岗地堑体内（图1）。

图1(Fig. 1)

图1 研究区地质背景图 Fig. 1 Geological setting of the study area

研究区呈开阔的掀堑盆地地貌，西侧沿坡显著发育一系列山前断层三角面，清晰指示其正断性质。遥感解译显示山前堆积扇横向发育有数条连续的地貌断坎^[28]，其中，规模最大的一条断坎沿续曲河右岸穿过滑坡堆积区中部（图1）。调查认为，由于主断裂带上盘发育断块内部的同向断裂构造，才得以形成连续阶坎地貌。研究区大面积出露基岩为古近纪浅成浅色粗粒花岗岩（E₂），东、西两侧斜坡区花岗岩体多发育线状流动构造。区内第四系地层发育，低海拔区域以山前带冲洪积扇最为发育，斜坡带下部常发育有巨厚断层崩积楔或崩滑堆积，此外，河谷底部的现代河流堆积与冲洪积扇交互堆积（图1（b））。

尼续滑坡全长约4.67 km，横向最大宽度约1.38 km，总面积为 4.68 km²，平面形态呈弯曲的带状，由西向东延伸（图2），并在河谷底部开始逐渐向南弯转，滑坡前后缘高差约为890 m，整体坡度为11°（图3）。

图2(Fig. 2)

图2 尼续滑坡遥感影像解译 Fig. 2 Remote sening image interpretation of Nixu landslide

图3(Fig. 3)

图3 尼续滑坡纵剖面图 Fig. 3 Longitudinal diagram of Nixu landslide

本文以源区斜坡破坏的体积作为滑体规模依据，根据测算源区平面面积为0.55 km²，按平均滑体厚度范围50～65 m估算，尼续滑坡滑体规模约为27.5×10⁶～35.8×10⁶ m³。

根据尼续滑坡空间分布特征，可将其划分为4个区，依次为崩滑源区（Ⅰ区）、中部纵向滑移堆积区（Ⅱ区）、前缘高速碎屑流堆积区（Ⅲ区）及侧向堆积区（Ⅳ区），各区位置关系见图2。

尼续滑坡源区的整体空间形态呈楔形，周缘边界由后缘滑壁、两侧滑面斜坡及底面平台构成（图4）。源区前缘出口高程为4260 m，出口段距离斜坡坡脚高差约70 m（图5）。斜坡段发育两组长大优势裂隙，产状分别为205°∠20°、47°∠31°。滑坡右侧边界主滑面由产状47°∠31°的优势面构成（图4（a））。

图4(Fig. 4)

图4 尼续滑坡源区 Fig. 4 Source area of Nixu landslide

图5(Fig. 5)

图5 高密度电法解译图 Fig. 5 Interpretation map of the high-densityresistivity prospectingtests

上部斜坡区以陡倾与顺坡向结构面组合为主构成楔形体，而中下段斜坡岩体发育主要两组陡倾结构面组成层状–板裂状岩体，底部岩体受断裂影响呈碎裂状结构。

源区底面整体形态平缓，出口段左侧地貌呈丘状隆起（图4（b））。底面剪出口外侧为高75～90 m、坡度约26°的陡坡带，冲沟在斜坡带揭露所见的断层带下盘岩性破碎，发育密集劈理化带（图2（a））。

物探解译成果显示（图5），覆盖层之下底滑面的纵向形态后陡前缓，前缘剪出口段滑面埋深约5～10 m。断层破碎带主要分布于斜坡内侧约30 m范围，发育宽度超过40 m，低导电率值区域处于断层破碎带，显示该区域地下水含量丰富。

现今斜坡下部断层带结构碎裂化程度高，由于历经累次地震活动，斜坡内部裂隙不断扩展发育，以右侧缘的陡倾长大裂隙最为发育。遥感调查显示尼续滑坡的周缘有两条主要的地表破裂带，判断该滑坡受地震诱发所形成。地震发生时，地震波沿滑坡右侧控制性陡倾裂隙带可产生水平与垂直地震力的应力集中，并与原有自重荷载应力共同作用产生极大瞬间荷载，可能大大超过底部岩体抗压强度，导致基座岩体压裂破坏；随之在压致拉裂破坏模式下，由斜坡底部破坏面迅速向后缘及深部扩展贯通，最终发生基座溃曲式破坏。此外，深部物探揭示的滑面底部为富含水区，推测瞬间荷载在底部岩体中产生超孔隙水压力，可能也是基座发生快速溃曲破坏的重要影响因素之一。

侧向近源堆积区位于源区斜坡左侧，分布在源区出口段至坡脚的狭长地带，地貌呈高陡的凸脊形阶状陡坡。凸脊外侧最大坡高约90 m，内脊坡高约40 m，斜坡发育两级缓平台（图2（b））。地表调查发现，该区表层滑坡堆积物以下由巨厚断层崩坡积层构成，结构以壤化状细粉土为主。通过调查分析认为，源区破坏后碎裂化的滑体不断发生侧向挤出，覆盖于原有崩坡积层之上。在坡下远端区域，滑体运动过程挤压和铲离原有基底地层，并构成侧向地貌隆起。因而，这一区域并非是滑体物质堆积形成，而是原基底斜坡受强烈撞击与挤压隆起所形成。

纵向滑移–堆积区的范围是由陡坡带至河道陡坎之间的区域，包含帚形隆起与纵向凹槽两个地貌单元，两者之间以隆起区中部右倾斜面的边缘为界。该区域地表大量发育着有序排列的线脊微地貌，线脊构造一般发育宽度约2～5 m，凸起高度0.5～1.0 m，延伸长度几米到数十米。分析认为，线脊微地貌是滑体滑动过程中上部滑体刮擦底面或滑床所形成，其延伸方位能够指示上部滑体的运动方向。通过高分辨率DEM数据反演出的地面坡向图，可清晰辨识线脊形态与延伸趋势，在隆起区内线脊延伸方位主要为72°与115°（图6（d））。分析认为，这一阶段滑体运动过程具有由左至右不断叠加堆积特征，并据此将本区的滑坡堆积体分为S1、S2、S3区共3个区块，其中以S2区堆积序列规模最大（图6（d））。

图6(Fig. 6)

图6 尼续滑坡中部与前缘堆积区分区结构 Fig. 6 Partition structure of Nixu landslide central and leading edge accumulatation

本区滑坡堆积有分区性特点，左侧帚形隆起区堆积体前缘发育的阶坎高度超过30 m；右侧区域纵向上的滑体堆积厚度无明显变化，前缘陡坎高度约为10 m。此外，在纵向凹槽区地面广泛发育粒径超过2 m的堆积块石，这类块石属于裹夹在滑体表面的未完全解体崩滑花岗岩块体（图6（b）），然而左侧隆起区地表则明显缺乏此类堆积物。

调查显示：滑坡堆积结构的横向上也具有明显变化趋势，中部滑体厚度大，内部多裹夹为完全分解岩块；底部物质碎屑化特征明显，在S3右侧边缘区域，滑体堆积反翘，其堆积剖面结构呈现夹层状剪切碎屑化带，碎屑化程度高于中部（图7）。

图7(Fig. 7)

图7 中部右侧缘反翘堆积结构 Fig. 7 Reflex action accumulation structure on the right edge of the middle

为分析本区堆积物颗粒组分堆积规律，选取了5个剖面点开展颗分试验。试验采用面积取样–面积频率法结合筛分法的方法。在现场采用0.6 m×0.6 m的方框截选平面进行粒径面积统计，对粒径<60 mm的颗粒开展室内筛分试验。

为了方便描述堆积体的粒径分布和特征，采用克鲁宾（1934）的粒径划分方法，定义式为：

式中，D代表颗粒粒径，mm。由此可以做出堆积体粒径（ $\phi $ ）的频率分布曲线，如图8所示。

图8(Fig. 8)

图8 室内颗粒分析试验结果 Fig. 8 Particle analysis test results

颗分曲线显示不同剖面点粒度百分比含量曲线总体趋势特征基本一致，粗颗粒含量比例远高于细颗粒，粒径≥6 cm的各粒级百分比累计含量通常超过70%；粒径<6 cm的各粒级百分比含量差别较小，曲线平缓。平面横向对比显示本区中部区域粗粒组含量高于侧缘；纵向连续剖面由底至顶的粗颗粒含量具有连续增加的趋势，显示各剖面整体均具有反粒序的堆积结构特点。

根据第4.2.2节所述，安岗地堑山前带区域具有活动构造断块抬升的背景条件，因而推测该区左侧帚形隆起区应由原阶坎地貌为基础叠加堆积所形成。受基底地形与地貌影响，滑体运动减速明显；另一方面，隆起区物质来自源区斜坡基座区域，动能与速度较低，因而帚形隆起堆积地貌是由滑体运动过程的降速叠加堆积所形成。

右侧区域的纵向凹槽区的滑体物源来自于中上段边坡，势能高、滑速快，受左侧隆起区堆积地形控制，碎屑流形态更为集中，动能减低相对缓慢，有利于持续远距离滑动。

前缘碎屑流堆积区的宏观地貌特征具有明显的连续起伏地形地貌，微地貌主要由各种形态的隆起丘或沟槽构成，单个丘体微地貌形态基本呈新月型（图9（a））。

图9(Fig. 9)

图9 前缘高速碎屑流堆积区特征 Fig. 9 Debris flow accumulation and evolution process of Nixu landslide

根据地表调查与遥感解译，认为该区堆积体的空间展布具有横向分带、纵向分段的地貌分区特点，因而可在横向上划分为3个带：1）Ⅲ–1带位于该区左侧，与中部帚形隆起区相接，丘体形态多不完整，连续性差，堆积体规模小，该带碎屑流运动方向为108°。2）Ⅲ–2带位于中间区域，地貌类型丰富，丘体平面形态完好，堆积体发育厚度最大约15 m，前端区域孤立丘体发育，该带碎屑流运动主方位为122°。3）Ⅲ–3区位于中部至右侧区域，该区堆积是在Ⅲ–2区堆积基础上的再次叠加，两个区域交汇位置是整个区域堆积厚度最大的区域，反演地面坡向图（图6（f））显示，Ⅲ–3区边缘发育朝右倾斜的坡面，表明其堆积发生于Ⅲ–2区的堆积过程之后，且两者者地貌特征相近。由于基底差异摩擦，在堆积区中前段发育成4条平行沟槽，造成Ⅲ–2区边缘发育纵向沟槽，Ⅲ–3区内碎屑流运动主方位为158°。

据调查，Ⅲ–2区与Ⅲ–3区具有完整的高速碎屑流堆积序列，即堆积分段由后段并行脊丘、中部盾形丘体及前端网格状孤立丘构成。另一方面，从河道左岸开始，碎屑流堆积厚度在前进方向依次减小，地貌呈阶状降低，各阶之间有横向沟槽并构成陡坎地貌分界（图9）。

该阶段的高速碎屑流堆积结构以碎屑化物质堆积为主，堆积体内原先未完全分解的巨块石基本消失。堆积结构以双层结构为主，即上覆滑坡堆积，下覆河流相地层。上部碎屑流堆积层具有典型的反粒序结构，下覆河流相砂土层性质呈土黄色粉细砂，其液化现象常见发育，但是液化层发育深度并不大，表明高速碎屑流以水平运动为主的特征。

值得注意的是，堆积剖面显示出碎屑流底部的细粉粒堆积结构十分紧密，与河流相粉黏土结构之间无明显浸染，界面清晰（图9（c）），表明碎屑流底部运动以流变为主，并未发育剪切破裂现象。此外，上游沿河剖面还可见粗颗粒碎屑结构的团聚现象（图9（b）），位于剖面上部的粗碎屑颗粒团聚体明显呈流态化爬升状态（图9（b））。上述现象均显示出碎屑流流态化运动的特点。

通过分析认为，纵向上碎屑流堆积厚度向前缘方向依次变薄，巨厚的碎屑流体在运动过程中厚度不断减薄并最终停止。高速流体产生“摊薄效应”机制在于，高速的“干”碎屑流流态化运动是以水平方向运动为主，碎屑流流体在基底摩擦力作用下，必然产生内部的层状剪切作用，剪切面附近的粗颗粒碎屑在水平剪切应力作用下发生旋转滚动，并受振动作用产生动力筛分效应，细粒物质沿滚动粗粒空隙不断向下运移从而产生反粒序结构。由于底部细粉粒结构十分致密，剪切破坏面更易产生于结构较松散的碎屑堆积层中部，并沿中部水平剪切面继续运动，而下部碎屑层运动迅速停滞，这一过程周而复始直至能量消散最终停止。

通过前述分析，认为尼续滑坡物质经历了碎裂化—碎屑化—高速流态化的发展阶段（图10），并具有明显的阶跃性发展演化特征。

图10(Fig. 10)

图10 尼续滑坡碎屑流运动发展演化模式 Fig. 10 Development and evolution model of debris flow in Nixu landslide

源区斜坡发生基座破坏后，中上部斜坡随之破坏解体，分解顺序由底至顶、由左至右，而后缘楔状空腔区即是最后一个阶段的斜坡破坏形成，是滑距最远、堆积范围最广的Ⅲ–3区滑体物质来源区，而侧缘堆积与中部帚形隆起区则是由最初的左侧与中部区域斜坡破坏后的运动堆积作用所形成。

这一阶段，滑体物质演化以碎裂化结构为主，正是由于岩体解体后崩滑至斜坡底面并发生强烈碰撞，最终导致滑体由块状向碎裂化结构的快速转化，碎裂化滑体由剪出口斜坡持续高速抛出，使其具有高的初速度与碎裂化程度。

根据谢德格尔公式^[15]估算，源区上段斜坡破坏后，滑体运动至坡脚时速率可达到70 m/s，下段斜坡破坏后运动速度相对较低。滑体运动受动能条件与基底地形结构影响，左侧区域滑体运动降速明显，堆积前缘产生扇形隆起。之后，由源区中后部斜坡而来的滑体物质在两侧受限的有利地形条件下做整体性高速滑移运动。在基底滑床摩擦作用下，碎裂化滑体内部逐渐转化具有碎屑化物质结构特征。因而这一阶段的滑坡物质结构演化是由碎裂化结构转化为碎屑化结构的发展阶段。

这一阶段滑坡运动转化具备为高速碎屑流流态化的运动性质，以横向波状脊丘的出现为标志地貌。产生这一阶跃性转化的机制在于，当滑体从陡坎后缘滑下时可呈现出抛物线运动，这一过程中空气大量迅速裹入碎屑流内部，滑体物质运动转化为“干”的固–气两相态高密度流体运动。基底层的摩擦可导致自底部以上的流体内部产生水平剪切破坏，剪切带以上流体继续向前运动与扩展，而下部流体的流速下降，并由流态化运动转为固态运动，这一过程发展极为迅速，新月形脊丘地貌是碎屑流流体运动性质得以保留的主要形态。

通过对尼续滑坡现场实地调查分析，对滑坡高速碎屑流堆积分异规律及运动转化机制进行研究，主要取得以下认识。

1）崩塌源区斜坡破坏模式是强震作用下受地震附加应力作用而产生的基座溃曲式破坏，基座破坏后斜坡具有由底部向上部依次产生解体的特征。

2）滑坡高速碎屑流演化过程主要经历3个阶段，分别是源区斜坡破坏后的碎裂化阶段、中部滑移过程中滑体物质结构碎屑化发展阶段、高速碎屑流转化形成与扩展堆积阶段，各阶段之间呈阶跃式发展。

3）前缘扩展堆积区的高速碎屑流流体性质呈“干”的高密度流态，并具反粒序结构特征，脊丘地貌是流体性质转化中得以保留下来的主要流动形态。

4）高速碎屑流体运动过程中产生“摊薄效应”是碎屑流运动扩展的主要模式，碎屑流最终的堆积厚度与基底摩擦作用与流体结构性质有关。

5）尼续滑坡“干”碎屑流运动距离，与滑体结构的碎屑化速率、基底结构液化及滑床面形态等因素有关；堆积叠加后构成侧向受限条件使得滑体动能消散程度降低，从而碎屑流运移距离更长。

6）源区斜坡解体后，高位滑体在下滑过程中能够沿着前面滑体下滑过程中堆积形成的右倾斜面发生偏移，导致高速运动的碎屑流物质在横向上产生由左至右的叠加堆积现象，这可能是尼续滑坡堆积形态不断向南发生偏转的主要原因。

由于尼续滑坡碎屑流形成与运动过程演化的复杂性，仍需要进一步开展滑坡区地震与活动构造的研究，揭示地震作用对源区斜坡带的持续破坏与激发机制，进一步厘清滑体破坏与高速碎屑流运动堆积过程的内在联系。