金沙江上游超大古堰塞湖及其相关问题

邓建辉，李 化，戴福初，陈 剑，赵思远，刘敬民，叶成林，高云建

(1.四川大学 水力学与山区河流开发保护国家重点实验室 地质工程与地质灾害研究所，四川 成都 610065；2.北京工业大学 建筑工程学院，北京 100124；3.中国地质大学（ 北京） 工程技术学院，北京 100083)

近年来，随着梯级水电开发的逐步推进，金沙江上游的历史滑坡堵江问题得到关注与重视[1–13]。特别是2018年白格滑坡[14–18]发生后，该问题的关注与重视程度得到进一步加强。从已有研究成果来看，金沙江上游河段历史堵江事件不仅数量众多，而且滑坡与堰塞坝溃决洪水的规模均很大。深入研究这些历史堵江滑坡不论是对认识区域构造背景和河流演变规律，还是对山区河流工程安全均有十分重要的意义。

金沙江上游巴塘县自巴曲河口至麦曲河口段堵江滑坡最为发育，有明确堵江证据的滑坡有特米滑坡[6–8]、基里滑坡、下归哇1#滑坡、下归哇3#滑坡、雪隆囊滑坡[9–11]、索多西滑坡、苏洼龙滑坡[11–12]、绒岔绒滑坡[11–13]、萨里西滑坡、王大龙滑坡等10座。干流上不能确定是否堵江的滑坡或支流上的滑坡数量更多。虽然前期已经进行了大量的调查工作，但是限于有限的信息，这些滑坡孕育的时间与空间规律尚未得到清晰的认识。

本文将结合前人研究成果，进一步讨论王大龙滑坡的成因、滑坡方量、滑坡坝高与堰塞湖库容，分析堰塞坝溃决机制与溃决洪水规模。

1 区域地质环境条件

研究区位于横断山脉北段金沙江河谷地带，左岸为沙鲁里山脉，右岸为芒康山脉。金沙江发育整体上受断裂构造控制（图1）。巴曲河口至打鲁格曲河口段，河谷沿巴塘断裂发育，走向NNE至SSW，河谷为宽谷，宽度150～300 m，阶地、沟口冲积扇和河漫滩较发育，岸坡岩体破碎，坡度较缓（一般为20°～30°）；打鲁格曲河口至麦曲河口段，河谷受雄松—苏洼龙断裂控制，流向为近SSE，以峡谷为主，宽度100～200 m，阶地保存不全，局部发育河漫滩，岸坡岩体相对完整，坡度较陡（一般为30º～40º），多见悬崖峭壁。山顶高程多为4 500～5 000 m，相对高差多在2 000～2 600 m之间，属高原高山峡谷地貌单元。

图1 研究区地质构造背景Fig.1 Geological and tectonic background of the study area

巴塘县属亚热带气候，具有冬暖、春干、夏凉、秋淋的气候特征。河谷地带为干热河谷，年平均气温为13.0 ℃；气温最高为7月，平均为19 ℃；最低为1月，平均气温为3.7 ℃。河谷年降水量小于400 mm，主要集中在6—9月。因此，河谷岸坡总体植被稀疏，物理风化强烈，崩坡积物丰富。

研究区位于金沙江缝合带，沿江出露的岩性主要为二叠系片岩、基性火山岩和结晶灰岩、三叠系板岩、中基性火山岩，以及海西期侵入的中粗粒闪长岩、印支期侵入的黑云母花岗岩。巴塘断裂和雄松—苏洼龙断裂是研究区的主要活动断裂。巴塘断裂北东起于莫西附近，向南西经松多、雅洼、黄草坪、巴塘、水磨沟过金沙江后继续向南西延伸经莽岭乡至澜沧江边消失，全长约200 km；断裂走向NE30°，总体倾向NW，倾角较陡，显示右旋走滑运动特征，斜切金沙江断裂带主体，系特提斯造山系后期陆内变形作用的产物；其成生时间应稍晚于金沙江断裂带，晚新生代以来右旋总位移量在10 km左右。巴塘断裂具有明显的晚第四纪以来的活动性，在莽岭附近可见明显的坡中槽地貌，水系与洪积扇体被断裂同步右旋错断；在巴塘县城附近、雅洼及黄草坪等地也能见到断裂新活动所形成的坡中槽或洪积扇侧缘被断错的现象。该断裂曾发生过1870年巴塘7.25级地震，地表破裂在一些地段上现今仍依稀可辨，显示出明显的近代活动性。

雄松—苏洼龙断裂是金沙江断裂带分支之一，北起错拉，向南经雄松、竹巴笼，总长度约300 km。雄松—苏洼龙断裂带在竹巴笼南，断裂发育在以二叠系变质岩为核心的竹巴笼背斜构造东翼。断层断面倾向W，倾角45º～50°[8]；在水磨沟附近被巴塘断裂右行错开，在竹巴笼附近约向西呈弧形。破碎带最宽大于50 m，具挤压逆冲性质。

研究区基本地震烈度为Ⅷ度。自1722年以来，先后发生6级以上地震12次；1923年巴搪6.5级地震的震中即位于王大龙村[19]。

2 王大龙滑坡与堰塞坝

王大龙滑坡位于巴塘县苏洼龙乡王大龙村下游的峡谷河段（图2），岸坡上缓下陡，下部坡度可达40°。后缘为左岸山脊，地理坐标为99°6′54.44″E东，29°18′46.26″N，高程约4 150 m。前缘河谷水面高程2 358 m，滑坡剪出口在现河水位以下。滑坡长约4 600 m，后缘宽约1 300 m，前缘宽约2 000 m。沿河流走向，滑坡宽度可达3 000 m，面积约为8 km2，估算滑坡堆积体方量约为4.0×108m3。

图2 王大龙滑坡地形地质图Fig.2 Topographical and geological map of the Wangdalong rockslide

滑坡区基岩为二叠系嘎金雪山群（Pgj）和中下三叠统中心绒群（T1–2zh）。嘎金雪山群可划分为两段，上段（Pgj2）为一套碎屑岩与灰岩、变中基性火山岩不等厚互层的组合沉积，下段（Pgj1）为一套以石英砂岩为主的碎屑岩。中心绒群也分为两段，上段（T1–2zh2）为变中基性火山岩、绿片岩，下段（T1–2zh1）以板岩为主，夹灰岩、变质砂岩。

残留堆积体的主要物源为王大龙断裂上盘的中心绒群下段板岩，仅在剪出口存在少量嘎金雪山群下段石英砂岩。王大龙断层为一规模较小的断层，产状336°～345°∠44°～69°，平均340°∠61°，其上盘为中心绒群下段，下盘为中心绒群上段，构成了滑坡的左侧边界。滑坡的右侧边界由中心绒群下段板岩的板理面组成，产状198°～220°∠36°～52°，平均213°∠44°。因此，王大龙滑坡整体上是由小断层和板理面切割形成的楔形体，滑动方向270°，交线倾角约27°（图3和4）。雄松—苏洼龙断裂从滑坡区的前缘河谷经过，控制了金沙江河谷的走向（图4）。

图3 王大龙滑坡楔形源区示意图Fig.3 Wedge-shaped source area of the Wangdalong rockslide

图4 王大龙滑坡地质剖面图Fig.4 Geological profile of the Wangdalong rockslide

滑坡坝长约1 700 m，宽约3 000 m，溃决后在右岸残留的方量有限，但是溃决后残留的滑坡堆积物痕迹明显，最大高程约为2 770 m。

该滑坡曾堰塞金沙江，目前残留堆积体主要分布在左岸，包括3个平台（图5）：平台PF1高程3 500～3 550 m，为一村庄，应该是主滑坡发生后后缘受牵引滑塌堆积形成；平台PF2高程2 730～2 760 m，为一果园；平台PF3高程2 505～2 515 m，以耕地为主。PF2内外侧均较高，中部靠外侧为一沟道，垭口高程约为2 735 m，底部为粉质黏土（图5（a）），结合其上游侧残留的湖相沉积物分析（图5（b）），该沟道曾经是堰塞坝的溢流口。中国电建集团贵阳勘测设计研究院（简称贵阳院）在沟道中部完成一个勘探孔ZK–W2，从现场遗留的岩心来看，滑坡堆积物深度为206.7 m。滑坡坝的主要成分为板岩碎屑，但是在下游侧的格拉轰曲河口附近为嘎金雪山群石英砂岩碎屑。两者界线分明，极度破碎，但是结构密实（图5（c））。

紧邻滑坡上游侧为源于右岸的萨里西滑坡，岩性为嘎金雪山群下段石英砂岩。王大龙村即为该滑坡在左岸的残留堆积。从岩性叠置情况来看，石英砂岩在下，板岩在上，中间没有风化特征，推测该滑坡与王大龙滑坡同期形成，但是失稳较早。两滑坡连成一片，构成堵江滑坡群。事实上王大龙滑坡的右侧（图5平台PF3平台所在部分）也可以独立划分为一个小滑坡，因方量较小与其他部分一起作为一个整体考虑。

图5 王大龙滑坡全景Fig.5 Panorama of the Wangdalong Rockslide

从地质上讲，王大龙滑坡的成因是王大龙断层和中心绒群下段板理面切割形成了楔形块体；从地貌上讲，滑坡位于河流凹岸，坡脚冲刷严重，降低了楔形块体的稳定性；从诱发因素上讲，滑坡极有可能是地震诱发的。首先，自巴曲河口至麦曲河口段，滑坡沿雄松—苏洼龙断裂线性密集发育，王大龙滑坡是这些密集分布的滑坡之一，其前缘河谷即为雄松—苏洼龙断裂通过部位。其次，从残留堰塞坝堆积特征来看，堰塞坝极为破碎（一般块度不大于10 cm），但是堆积极为密实。左岸公路旁的勘探平硐在没有任何支护措施条件下，洞口长度近100 m的洞段历经近10 a未出现任何垮塌。这些堆积特征与地震滑坡高速运动、挤压的特征一致。因此，滑坡的发生是在地震作用下，楔形体前缘相对坚硬的嘎金雪山群下段石英砂岩快速剪断滑出的结果。

3 堰塞湖及其溃决洪水

按当时的水位2 735 m计算，王大龙堰塞湖的淹没范围如图6所示，水库库容高程曲线如图7所示。以30 m DEM为基础，按2 735 m水位估算的王大龙堰塞湖的库容达26.6×109m3，比白鹤滩水库库容19.1×109m3还要大。堰塞湖在金沙江干流可至降曲河口的叶巴滩坝址，长度约176 km，巴塘县城、拉哇水电站、巴塘水电站、苏洼龙水电站和昌波水电站等完全淹没在堰塞湖底，前述的特米滑坡至萨里西滑坡等9个堵江滑坡也全部被淹没在堰塞湖底。

图6 王大龙古堰塞湖淹没范围Fig.6 Inundation area of the Wangdalong paleo-lake

图7 王大龙古堰塞湖库容曲线Fig.7 Curve of volume−elevation for the Wangdalong paleolake

从湖相沉积物调查情况来看，基里滑坡以下的湖相沉积物顶面高程基本一致，为2 460 m。一方面，说明大型堰塞湖都是统一的沉积模式；另一方面，也说明相对于王大龙滑坡坝，基里和特米滑坡堰塞坝的形成时间早或溃决时间晚，因为基里滑坡和特米滑坡的堰塞湖沉积物顶面高程高于2 460 m。扣除2 460 m以下的淤积库容，堰塞湖库容仍然有25.9×109m3。

从堰塞坝溃决后在右岸残留的痕迹来看（图8），滑坡坝溃决大约按3期完成，溃决高程分别为2 460、2 400和2 358 m（现河水位）。除现河床外，前面两期溃决都在右岸遗留有一个平台，平台上堆积一层溃坝残留砂层，然后进一步被后期崩坡积物覆盖。左岸遗留的平台不完整，大部分被平台PF2的后期坍塌破坏。堰塞湖的库容在第1期溃坝事件中基本泄流完毕，按Cenderelli[20]给出的回归公式（式（1）～（3）），估算出峰值泄流量分别为39.8×104、21.0×104和26.3×104m3/s，即峰值流量为21.0×104～39.8×104m3/s，远大于宜昌1870年最大历史洪水记录10.5×104m3/s[21–22]。

图8 右岸溃坝痕迹Fig.8 Dam breaching relics on the right bank

式（1）～（3）中，Qp为峰值流量，V为堰塞湖一次排泄的库容，d为水位消落高程。

堰塞坝第1期溃决在其下游至羊拉登大桥河段两岸，留下了超过10 km、近于连续分布的溃坝沉积物（图9）。在格拉轰曲河口（图9中照片P1），下层为滑坡堆积物，上层为溃坝洪积物，分界面拔河高程约为44 m，溃坝洪积物拔河高程可达140 m。格拉轰曲河口较高的洪积物堆积高程是溃坝洪水直冲，并沿坡爬升的结果。自格拉轰曲河口至羊拉登大桥，溃坝洪积物顶面的拔河高程逐渐减小（图9中照片P2）为96 m。麦曲河口（图9中照片P5）为70 m，至羊拉登大桥降为46 m，同址白格“11·3”滑坡的洪水位高程仅9 m（图9中照片P6）。虽然不能确定王大龙堰塞坝溃坝时其下游的河床高程，但是定性比较白格“11·3”滑坡在苏洼龙水电站的洪峰流量19 800 m3/s，上述流量估算值并不高。

图9 下游溃坝洪积物分布Fig.9 Distribution of flood deposits in the downstream

堰塞坝的第2期和第3期溃决实际上是河水下切侵蚀河床的湖相沉积物过程，由此在堰塞坝上游河流两岸形成的侵蚀残留平台与传统的阶地无关。下游如图9所示的溃决洪积物平台也是如此。尽管两类平台均有卵石，但是平台反映的不是区域构造演变过程。因此，对于西南山区河流而言，阶地的鉴定需要十分慎重。

4 讨 论

4.1 滑坡坝高度

按常规方法计算，王大龙滑坡坝的高度为377 m，已经属于超高坝。但是从贵阳院在王大龙村河边完成的勘探孔ZK−S4资料来看，2 281 m高程以上均为残留的滑坡堆积物，即现代河床底部尚有近80 m厚的滑坡坝尚未被河水侵蚀搬运。这点也可从河流的水力梯度得到佐证。自特米滑坡至王大龙滑坡，距离近81 km，平均水力坡度为0.19%；自王大龙滑坡至羊拉登大桥，距离近10 km，平均水力坡度为0.39%。下游的水力坡度为上游的2倍有余，即滑坡坝残留对其上游河道有坦化作用。基里滑坡至王大龙河段残留的大量湖相沉积物可能得益于这种坦化作用产生的河流侵蚀能力降低。由此确定的滑坡坝高度为454 m，该高度是三江并流区干流上目前已经确定的114座完全堵江的堰塞坝中最高的。圆、次圆状；粒径1～6 cm约40%，6～30 cm约55%；细颗粒极少，存在渗漏，且有侵蚀滑坡坝底部的可能性。但是，考虑滑坡坝保存历史悠久，在堰塞湖底沉积了近180 m厚、渗透性较差的湖相沉积物，相当于在湖底形成了一层厚厚的防渗铺盖。堰塞坝若存在管涌破坏，溃坝的时间应该发生在滑坡坝形成后不久，而不会在“铺盖”形成后再发生。

2）断层错动破坏。雄松—苏洼龙断裂从河床靠右侧通过，若发生地震，断层错动在滑坡坝右侧产生错缝进而溃坝的可能性极大。由于溃坝冲蚀，目前很难找到现场证据，但是这一推论一定程度上印证了雄松—苏洼龙断裂属于全新世活动断裂[19]。金沙江上游干流上还有几座堰塞坝的溃决形式与王大龙堰塞坝类似。因此，对于历史堰塞坝而言，除了常见的漫顶、渗透破坏和坝坡失稳等3种溃决形式外，构造活跃区也需要考虑断层错动可能引起的溃决问题。

4.2 滑坡坝溃决原因

由图4可知，因滑坡速度较高，滑坡坝刚形成时是左低右高，左岸的垭口至今留存于平台PF2（图5（a）），但是滑坡坝的溃口却位于右岸一侧，导致这一异常现象的原因可以从以下两个方面进行分析。

1）滑坡坝或坝基的河床覆盖层存在管涌渗透破坏，导致右岸一侧滑坡坝下沉。从现场调查情况来看，滑坡与右岸高速碰撞后，板岩、石英砂岩极为破碎密实（图5（c）），即使历经多期溃坝和溃坝后的河水长期冲刷侵蚀，下游左右两岸2 400 m高程以下的残留堆积体保留良好，岸坡陡峻，近直立（图9中照片P1）。即使不考虑萨里西滑坡坝，仅王大龙滑坡坝的沿河宽度就接近3 km，沿堆积体渗透破坏的概率极小。若出现渗透破坏，坝基的河床覆盖层是最可能部位。钻孔ZK−S4揭露的近9 m河床覆盖层性质（未见底）为卵砾石夹块碎石；卵砾石、块石成分有花岗岩、片岩，

4.3 滑坡与溃坝时间

苏洼龙水电站坝址的多年平均径流量为938 m3/s，大致可以代表金沙江上游河段目前的流量水平。王大龙滑坡坝虽然结构密实，但是材料主要为板岩碎屑，泥质含量很高，抗冲刷能力偏低。在这种大流量、弱抗冲刷能力条件下，王大龙堰塞湖长期存续，且沉积近180 m厚的湖相沉积物的可能性很小。在金沙江下游乌东德水库的堰塞坝研究中，作者基于不同高程湖相沉积物测年，得出湖相沉积物的沉积速度大致为5.5～6.0 mm/a。按此沉积速度，沉积180 m厚的湖相沉积物需要超过3万年，即王大龙滑坡坝极有可能是在晚更新世最后一期冰期，即大理冰期（距今约70 000～10 000 a）[23]形成的；也只有在冰期的小流量条件下，这类堰塞坝才有长期存续的可能。

表1给出了王大龙滑坡坝附近目前已有的取样测年成果[6–7]。WDL2−4和WDL2−5的位置临近，高程小于湖相沉积物顶面高程，考虑滑坡坝多期溃决特性，该测年成果应该代表的是第2期溃决的时间。因为溃坝冲刷原滑坡坝都有坍塌和次级滑移特点，根据取样部位WDL2−7可能代表了第1期溃坝坍塌引起的二次掩埋，而WDL1−5代表了最后第3期溃坝后，平台PF3的次级滑移掩埋，即4个测年结果均代表的是溃坝时间，王大龙滑坡坝的第1次溃决极有可能出现在（1.9±0.06） ka BP之前。

表1 王大龙古滑坡测年成果[6−7]Tab.1 Geological dating data of Wangdalong paleo-landslide[6−7]

河流演变过程中，滑坡堵江事件较多，特别是对梯级堵江事件，多期、多成因堰塞沉积物混杂堆积。要明确历史堰塞湖的起点与终点时间，测年是一个很重要的工作，但是测年结果的解释需要以详细的野外地质工作为基础，明确不同沉积物的成因、叠置关系才有可能得到正确的结果。

5 结 论

本文介绍了金沙江上游河段的一个超级古堰塞湖，即王大龙古堰塞湖，初步分析了其成因与溃决原因，以及形成的相应年代。主要结论如下：

1）王大龙滑坡位于金沙江缝合带，源区基岩主要为三叠系中心绒群下段板岩，其次为二叠系嘎金雪山群下段石英砂岩；滑坡总体上为王大龙断裂与中心绒群板理面切割形成的楔形体，前缘受雄松—苏洼龙断裂切割，方量约4.0×108m3。

2）诱发滑坡的内动力条件为地震，外动力条件为河流凹岸侵蚀，滑坡时间为晚更新世大理冰期。

3）堰塞坝长约1 700 m，宽约3 000 m，高度超过450 m，形态右高左低，右岸高程约2 770 m，左岸垭口高程约2 735 m。

4）堰塞湖规模约为26.6×109m3，干流库尾到达叶巴滩水电站坝址的降曲河口，长度约176 km。

5）堰塞坝发生过3次溃决，溃口底面高程分别为2 460、2 400和2 358 m（现河面高程）。

6）堰塞坝第1次溃决极有可能是由雄松—苏洼龙断裂错动导致的，时间早于1 900 a BP，估算溃口流量21.0×104～39.8×104m3/s，远远大于长江历史洪水记录。

从王大龙滑坡堰塞坝的调查结果来看，西南地区河流阶地的确认需要考虑历史滑坡堵江及其溃决洪水的影响，测年成果的解释也需要结合现场调查成果谨慎进行。