丽江干河坝冰-岩碎屑流地貌、沉积特征与成因机制分析

师璐璐，陈 剑，陈瑞琛，崔之久，米东东，吕明升，刘蓓蓓

（1.中国地质大学（北京）工程技术学院，北京 100083；2.北京大学城市与环境学院，北京 100871；3.应急管理部国家减灾中心，北京 100124）

0 引言

在气候变暖、冰川退缩的影响下，高海拔区域的滑坡受冻融作用的控制发育愈加频繁［1-3］。冰-岩碎屑流是一种在启动或运动时裹挟冰屑（冰、雪、粒雪等）的特殊高速远程滑坡，是高寒山区陡峭山体斜坡区冰崩、岩崩或滑坡解体后形成的冰屑、岩块和土颗粒混合体高速流动的现象［4-6］。虽然多数冰-岩碎屑流发育于人迹罕至的高海拔地区，但其潜在的堵江风险及灾害链效应可能会造成巨大的经济损失和人员伤亡［7-9］。

高速远程滑坡相比于一般滑坡体积更大、运动速度更快、运动距离更远，并具有预测难、风险大的特点［10-12］，而冰-岩碎屑流一般展现出更低的等效摩擦系数和更远的运动距离［6，13-15］。近年来，在全球范围内，许多针对冰-岩碎屑流沉积学和运动学的研究正在进行。Hewitt［16-17］指出了冰-岩碎屑流呈现出堆积体厚度较薄，多呈叶状或者舌状的特点，并广泛发育着丘体、纵向脊、横向脊、流带等堆积地貌特征。杨情情等［5］在易贡滑坡堆积体前端发现有因冰屑融化形成的深0.5～4.5 m的坑洞；Deline［18］在Miage冰-岩碎屑流堆积体中观察到不规则的隆起洼地（irregular hills and depressions）；Sosio等［14，19］则在Thurwieser冰-岩碎屑流堆积体前端3～4 km处发现由细粒物质组成的薄层粉末（thin layers of dust）。这些研究表明了冰-岩碎屑流与其他高速远程滑坡相比既存在共性，也存在差异。Schneider等［4］指出，相比普通高速远程滑坡，冰-岩碎屑流的运动特性显著受到了冰水含量的影响。不少学者通过室内试验和数值模拟的方式研究含冰量、下伏层冰川和冰融水对冰-岩混合材料运动性的影响机理，目前主要有以下几种观点：（1）冰川地区下伏层摩擦力较小，比岩层更易铲刮，碎屑物质在其上运动时运动性更强［19-21］。（2）碎屑流中的冰雪物质可减少岩体碎屑之间的内部摩擦耗能［22-23］；（3）碎屑流基底冰屑物质因摩擦加热导致基底物质饱和，降低了流动阻力［24-26］。正是由于冰-岩碎屑流在形成过程中存在着固体（岩石和冰）和液体（水、雪、泥浆和细颗粒）的动态相互作用，使得冰-岩碎屑流滑坡的运动过程和堆积结构更加复杂［27-28］。

杨情情等［6］在梳理全球冰-岩碎屑流灾害分布时，指出了喜马拉雅-喀喇昆仑山脉灾难性冰-岩碎屑流频发。然而，当前国内关于冰-岩碎屑流的案例研究还很少［29-30］。2004年3月12日，云南省丽江市玉龙雪山南坡发生了剧烈的冰-岩崩塌-碎屑流［20］。玉龙雪山地处青藏高原最南端的海洋型冰川区，该区冰-岩碎屑流的发育对我国气候变化下冰川灾害链的研究具有重要意义。此外，玉龙雪山为我国国家级风景名胜区，日游客接待量最高可达5万余人，若冰-岩碎屑流再次发生，很可能会威胁该区游客的生命安全，并迅速改造当地地貌环境［18］，影响该地区的水循环过程，进而影响当地的经济发展［31］。崔之久于2007年4月8日对干河坝滑坡进行过初步调查［32］，研究团队于2021年4月27日开展了进一步详细的野外调查工作，判断此事件为冰-岩碎屑流滑坡。本文将通过遥感影像分析、野外调查等手段，研究干河坝冰-岩碎屑流的地貌与堆积特征，反演其运动学过程，在此基础上探讨其超强运动机理，以期进一步加深对冰-岩碎屑流滑坡运动特征的认识，为玉龙雪山乃至青藏高原其他地区类似灾害的预测与防控提供科学依据。

1 数据来源与方法

本文收集了2004—2021年4个类型7个时相的卫星数据作为遥感信息源，其图像特征及接受时段如表1所示。滑坡遥感影像解译能够为滑坡区范围的确定提供依据，并提供一定量的地表特征信息，尤其是源区的特征信息。12.5 m的DEM数据（ALOS）用来评估沟谷和坡面形态。厘米级的GPS和测距仪等工具用来进一步确定研究区的地貌特征。

表1 干河坝冰-岩碎屑流卫星遥感监测数据特征Table 1 Characteristics of remote sensing data for monitoring Ganheba rock-ice avalanche

2 研究区概况

玉龙雪山地处青藏高原东南缘，位于云南省丽江市玉龙纳西族自治区，山体走向大致为NNW—SSE，南北蜿蜒约35 km，东西纵横13 km左右［33］。干河坝冰-岩碎屑流位于玉龙雪山主峰扇子陡（海拔5 596 m）南侧斜坡地带（27°4′32″～27°5′53″N，100°10′52″～100°12′38″E）。滑坡区东侧分布有玉龙雪山东麓断裂，为一大型正断层，是丽江地区距今最近一次地震（1996年丽江地震）的主控震构造（图1）［34］。

玉龙雪山在纬度上处于亚热带区域，干湿季明显，11月至次年4月为干季，主要受西风环流南支和高原冬季风控制；5—10月为雨季，主要受控于西南与东南季风，降水丰沛［35］。自1951至2005年丽江地区气温呈明显上升趋势，其中干季增温显著，高海拔地区增温较低海拔地区显著；虽然湿季降水百分率在85%～99%之间，但年降水量随海拔高度的升高而减少［36］。在这样的背景下玉龙雪山的冰川正发生快速变化，具体表现为冰川消融量增加、冰舌位置后退、冰川面积减小、雪线上升等特征［37］。

滑坡区东侧为玉龙雪山末次冰期（大理冰期）期间所形成的侧碛和终碛垄，高100 m左右［33］，分布于干河坝两侧。干河坝整体呈SE向展布，坝内靠近山体部分为一冰川峡谷，谷形曲折，先向南南东方向延伸约1 500 m，后又向东折延约2 000 m，谷内地形西高东低［38］。峡谷两侧陡壁坡度50°～80°，海拔高度约4 000～5 000 m，主要由石炭系和泥盆系的厚层状灰岩组成，呈灰色或深灰色。在寒冻风化作用下，研究区内灰岩风化程度较高，在峡谷两侧发育有大量倒石锥，倒石锥附近灰岩高度破碎。本文所研究冰-岩碎屑流堆积物分布于峡谷内（图1中红色区域）。

图1 研究区概况Fig.1 General situation of the study area

3 干河坝滑坡基本特点及地貌分区

3.1 滑坡形态特征

2004年1月4日影像显示山体中部缓坡平台处有冰雪覆盖，峡谷两侧有植被发育，谷底中部有一冰融水形成的溪流穿过［图2（a）］。与周围山体及滑前影像对比，2005年4月12日影像较清晰地显示出滑坡形态，其中红色虚线所示区域变化较为明显，推测为滑源区。峡谷底部靠近山体两侧的植被被滑体完全覆盖，推测为堆积区。谷内堆积体呈舌状分布，并随谷形发生转折［图2（b）］。

图2 干河坝冰-岩碎屑流历史卫星影像Fig.2 Historical satellite images of Ganheba rock-ice avalanche：January 4，2004（a）；April 12，2005（b）

根据滑坡前后光学遥感影像的解译、地形变化及滑坡区堆积体的分布情况，将滑坡区分为滑源区（Ⅰ区）、流通区（Ⅱ区）和堆积区（Ⅲ区）三个部分［图3（a）］。失稳岩体自源区下落向SE156°方向滑动，经过流通区后，部分碎屑流堆积于坡脚，其余则先向SE120°方向延伸，而后随谷形转至NE85°，形成平面形态呈长舌形的堆积区［图3（b）］。

图3 干河坝冰-岩碎屑流分区图Fig.3 The zoning map of Ganheba rock-ice avalanche：Esri satellite image on Nov.18，2020（a）；longitudinal profile（P-P’）（b）

3.2 滑源区

滑源区（Ⅰ区）位于斜坡顶部，滑坡后壁顶部高程约5 350 m；剪出口高程约4 337 m；整个滑源区边界范围投影面积约0.26 km2。

滑坡发生后在源区后部形成了一处高差约1 013 m的基岩后壁，壁面产状为156°∠48°（图4）。受地形限制，本研究并未对源区结构面产状进行实测，但玉龙雪山主体部分由几个强烈的直立褶皱组成，滑坡源区附近发育有一组近于直立的剪节理［40-41］。基于2005年卫星影像中源区基岩结构面发育情况（图4黄色虚线）与峡谷南北两侧灰岩结构面产状（111°∠75°；300°∠89°），推测斜坡上部为陡倾和顺向结构面组合。

滑源区西侧为冰川“U”形谷，部分冰川块体随滑源区岩体共同下滑后形成冰川断面。源区内部有一未滑岩体突出于岩壁，壁面整体呈灰色，局部区域呈现出淡黄色，推测为风化结构面。岩壁凸出的基岩块体长约400 m，宽约192 m，平均厚度约35 m，由此推算源区滑体中灰岩块体体积约9.1×106m3（图4）。

图4 2013年11月1日滑源区Google Earth影像图Fig.4 Google Earth image of the source area on November 1，2013

3.3 流通区

流通区（Ⅱ区）主要分布在高程3 920～4 337 m之间。其中部发育有一长约40 m，上表面坡度约18°的缓坡平台。该平台将流通区分为三部分，平台向上至滑源区底部坡度约40°，长约260 m。平台向下坡度约26°，长410 m。该平台形成了崩塌块体下滑过程中的缓冲区（图3）。据前人研究，2006年，该平台处可观察到残留冰体［40］；2007年，该处仍可见饱含岩石碎屑的冰体［32］；2021年时，平台处只可观察到一小部分岩石碎屑。流通区中下部表面光滑，为历史冰川活动形成的磨光面［图3（a）］。

3.4 堆积区

堆积区（Ⅲ区）长约2 860 m，海拔高度位于3 379 m至3 712 m之间，可分为Ⅲ-1区和Ⅲ-2区［图3（a）］。二者堆积体厚度具有明显差异，这与Blanc冰-岩碎屑流和Frebouge冰-岩碎屑流表现出的局部堆积体富集的特征相似［18，42］。

堆积区Ⅲ-1位于坡脚，总面积约0.092 km2，平均坡度约22°，平均厚度约35 m，平面形态为扇形，其上分布有冰体［图5（a）］。该处冰体现已消融，其余堆积体在滑坡发生后十余年间不断扩张变形［图5（b）］，形成数条明显的弧形横向脊［图3（a），图5（c）］，这种缓慢扩张形式和Sherman冰-岩碎屑流滑坡相似［43］。

图5 堆积区Google Earth影像图Fig.5 Google Earth image of accumulation area：June 3，2005（a）；November 1，2013（b）；October 23，2018（c）

堆积区Ⅲ-2为堆积区Ⅲ-1末端至堆积体前缘，总面积约0.89 km2，平均坡度约10°，前后高差约385 m，呈长舌状。对比多年卫星影像，Ⅲ-2区堆积体没有扩展迹象。由于两侧山谷限制，堆积体在山谷转折处形成爬高后不断变薄停积于谷中。通过现场考察，堆积区Ⅲ-2末端堆积体厚度最薄，约5 m左右，推测堆积区Ⅲ-2的平均厚度约为10 m。

根据以上调查，最终计算各区几何参数如表2所示。滑坡最大高差约1 971 m。最长水平距离约4 860 m，H/L约为0.4。滑源区崩塌块体体积约为9.1×106m3，堆积区碎屑流体积约为11.2×106m3，堆积区碎屑流体积比源区滑体体积多23.07%，这与Hungr等［44］所提出的岩体破碎会使堆积体体积增加25%的结果基本一致。

表2 干河坝冰-岩碎屑流各分区几何参数Table 2 Geometric parameters in each region caused by Ganheba rock-ice avalanche

4 干河坝滑坡的堆积结构

4.1 堆积区表面特征

滑坡发生后堆积区Ⅲ-1表面分布有大量巨型冰块，粒径约为2～3 m［图6（a）］。堆积区Ⅲ-2表面分布有巨型块石，粒径大多约为1～2 m，最大直径可达12 m［图6（b）］，前缘部分块石被掩埋于地表以下［图6（c）］。岩性为灰岩，岩块棱角分明无分选。

图6 堆积区表面特征Fig.6 Topography features of the accumulation zone：ice mass in accumulation zone III-1，cited by Cui Zhijiu，2013［32］（a）；boulders in accumulation zone III-2（b）；distribution characteristics of the blocks at the front edge of the accumulation area III-2（c）；trees at the lateral edges of the deposit（d）

超前气浪作为大型滑坡的重要特征，近年来得到了大量研究。干河坝滑坡海拔3 800 m的西侧崖壁上直径达到20～25 cm的树木全被“剃光头”［32］。与树木拦腰折断不同，堆积区Ⅲ-2侧边缘可观察到沿根部倾倒、折断的树木，而距离堆积体稍远位置的树木则保存完好，这些树木分布于随谷形转折后的堆积体两侧（距堆积体前缘约700 m处）［图6（d）］。因此，推测堆积体运动至此处速度变慢，灰岩块石在惯性作用下将两侧树木沿根部推倒，而远侧树木则未受到影响。

值得注意的是，干河坝冰-岩碎屑流堆积区内可观察到大大小小的“冰川乳坑”，坑内物质呈白色乳状，最大深度超过20 cm［图7（a）］。干河坝冰-岩碎屑流发生后，在距堆积体前缘4 km左右的侧碛垄内逐年形成大片白色粉状物质，出露面积约0.1 km2，主要由碳酸钙细粒物质组成［图7（b）］。滑坡发生后，冰川融水将堆积区内细粒物质搬运至此汇集而成，这从侧面表明滑坡区细粒物质含量丰富。

图7 堆积区冰水沉积物Fig.7 Fluvioglacial deposit in the accumulation zone：“glacial milk pit”（a）；accumulation of fine-grained material（b）

4.2 堆积区内部结构特征

受冰川融水的侵蚀，堆积区内出露滑坡堆积剖面（图8）。高速远程滑坡堆积体在竖向上主要呈现出三种相带：堆积体上部的硬壳层（carapace facies）、中部的主体层（body facies）以及下部的基底层（basal facies）。硬壳层为堆积体剖面上最靠近顶端大块石富集的相带［11］。干河坝冰-岩碎屑流堆积区Ⅲ-2硬壳层主要由大块石组成［图8（a）］。其中，大多数巨石上表面“驮着”小石块（0.5～1 m）和细粒碎屑。该碎屑层主要由1～5 cm的灰岩碎石颗粒组成，呈棱角-次棱角状，崔之久［32］称这种结构为“乘船石”［图8（b）］。该结构与在Blanc冰-岩碎屑流及Lamplugh冰-岩碎屑流堆积体中观察到一种小粒径颗粒“栖息”于巨型块石之上的结构十分相似［18，45］。

主体层是高速远程滑坡碎屑堆积的主要分布层位［11］。干河坝冰-岩碎屑流堆积区Ⅲ-2主体层多由2～5 cm的砾石组成，局部可见30～100 cm的块石，偶尔可观察到粒径大于1 m的巨石，基质主要由细粒（<0.075 mm）组成，呈灰白色［图8（a），8（c）］。除此外，平行于堆积体运动方向的堆积剖面上还可观察到部分块石的长轴延伸方向明显平行于运动方向［图8（c）］，局部还可以观察到块石的微倾斜状定向排列［图8（d）］。

图8 干河坝冰-岩碎屑流堆积地貌Fig.8 Accumulation profile of Ganheba rock-ice avalanche：vertical distribution characteristics of the accumulation zone（a）；the structure of the“boat rock”（b）；body faces（c）；directional alignment of gravels（d）

5 干河坝冰-岩碎屑流斜坡失稳的成因分析

5.1 历史地震作用

地震作用会导致岩体内部裂缝增加，岩体内裂缝可能会促进冻融循环等物理风化过程，尤其陡坡因地形放大效应会受到更大的影响［46-47］。因此，受到地震影响的边坡可能长期处于临界失稳状态，在地震后数月或是数年才会发生破坏，如1987年Par⁃raguirre滑 坡 与2002年Kolka-Karmadon滑 坡［48-49］。据统计，20世纪以来，云南境内记录到5级以上的地震377次，其中7级以上地震13次，震源深度大都在9～24 km［50］。其中距源区最近的一次地震为1996年丽江地震，震级为7级，震源深度为10 km，宏观震中位置距该滑坡区约7 km，共诱发了至少420处中小型崩塌和30处大中型滑坡［51］。干河坝冰-岩碎屑流源区位于玉龙雪山主峰山脊处，坡度较陡（约48°）。因此，虽然地震活动数据表明干河坝滑坡的发生与地震并无直接关系，但玉龙雪山地区构造运动活跃（图9），历史地震很可能导致滑源区岩层沿节理面发生结构性破坏，促使边坡处于临界失稳状态。

图9 玉龙雪山地区历史地震分布情况，引自尹功明等［52］，2017Fig.9 Historical earthquake distribution at Yulong Snow Mountain，adapted from Yin Gongming et al［52］，2017

5.2 冻融作用

近年来大量研究表明，气候变暖背景下多年冻土区崩滑灾害频发。冻土退化与冻融作用加剧很可能促进了高寒山区斜坡失稳发育［1-2，53］。从1957年至2001年，漾弓江5号冰川面积由0.72 km2骤减至0.052 km2［35，54］。干河坝冰-岩碎屑流源区位于该冰川附近多年冻土区，滑坡发生前丽江地区温度呈上升趋势，滑坡发生后岩壁表面有残留冰体存在，这与Haeberli概括的多年冻土退化导致基岩失稳的特征相一致［55］。

冻融作用导致的斜坡失稳系含冰节理发育所致。每年春夏至秋初，由于气温升高，冻土区冰体消融，冰融水渗入基岩节理裂隙中导致裂隙发生扩张［55-56］，岩石强度降低。而且冰川融水对玉龙雪山地区灰岩的溶蚀作用进一步加剧了岩石损伤［40］。因此，在长年累月反复作用下，源区基岩的节理裂缝不断扩大。直至2003年春季，基岩裂隙内冰体强烈消融既降低了冰体与岩体之间的摩擦力［57］，也因此产生静水压力降低了基岩的有效应力［55］，最终导致源区基岩沿节理裂隙面产生滑动，形成干河坝冰-岩碎屑流。

6 干河坝冰-岩碎屑流的运动学过程分析

Storm等［58］以中亚地区433个高速远程滑坡为例，根据地形条件的不同将其分为正向受限型（Frontally confined）、侧向受限型（Laterally con⁃fined）和非约束型（Unconfined）三类，分别建立了影响面积（滑坡区总面积Atotal和堆积区面积Adep）与滑体体积（V）、高差（Hmax）之间的回归方程。此外，So⁃sio等［19］以42个地区的冰-岩碎屑流为例，建立了滑体体积（V）与堆积区面积（A）的公式（表3）。作为一种侧向受限型冰-岩碎屑流，将干河坝滑坡的滑体体积（V=0.0091 km3）与高差（Hmax=1.971 km）代入表3的拟合公式中可得到其影响面积的计算值。通过对比可知其计算值均大于实测值，这说明与相同体积、类似高差的高速远程滑坡相比，干河坝冰-岩碎屑流的影响面积偏小。由此可知，干河坝冰-岩碎屑流的运动性相对较弱，本文认为这与干河坝滑坡区特殊的地形条件有关。

表3 干河坝冰-岩碎屑流几何参数的评估Table 3 Regression equations and evaluations of the parameters of the Ganheba rock-ice avalanche

首先，源区灰岩节理裂隙发育，滑体运动至缓坡平台时，与下伏基岩发生剧烈撞击，颗粒与颗粒之间内部剪切和碰撞剧烈。根据Manzella等［59-60］，与完整滑体相比，高度破碎的失稳岩体在运动过程中因内部剪切和碰撞耗能，进入堆积区时速度较小。因此，推测干河坝冰-岩碎屑流滑体与流通区的缓坡平台在撞击过程中耗散了大量能量，降低了堆积区碎屑流的初始运动速度。

其次，干河坝冰-岩碎屑流在运动过程中经历了多次转向，其运动至谷形转折处（据前缘约910 m）时在南侧斜坡形成88 m的爬高（图10）。根据爬高计算公式（1）［61］，估计碎屑流在此处的运动速度高达29.9 m·s-1。而根据峡谷转折后堆积体两侧沿根部倾倒的树木可知，滑坡物质运动到此处（距前缘约710 m）时速度已相对较小。据胡晓波等［62］的研究，滑坡前缘在沟道地形偏转位置运动方向发生变化，会导致运动速度突降，造成动能耗散。因此，堆积区沟道偏转地形使滑坡减速变得更加剧烈。

图10 峡谷转折处爬高Fig.10 The superelevation in bend：plane of the supereleva⁃tion（a）；profile of the superelevation（b）

式中：曲率半径Rc为368 m，两侧高差h为88 m；沟道坡度修正系数k为1，沟道宽度B为355 m。

与碰撞破碎阶段的运动形式不同，本文认为干河坝冰-岩碎屑流在堆积区以剪切运动模式为主。堆积区Ⅲ-2剖面中可观察到局部灰岩块石存在水平定向排列现象，这说明碎屑流在堆积区Ⅲ-2运动过程中滑体内部扰动性较弱，主要以水平层流运动为主。堆积区Ⅲ-2前缘被部分埋藏于地表以下的巨石及独特的“乘船石”结构也表明了滑坡体扩展变薄的运动过程。除此外，根据第3节滑坡前后遥感影像的解译可知，滑坡前流通区平台覆盖有冰雪物质且堆积区内冰融水十分丰富。通过实地考察发现堆积区广泛分布有“冰川乳坑”和冰雪融水。根据Imre等［63］的研究，当基底摩擦较小时，碎屑流内部物质不容易发生破碎，其破碎能量消耗也较少。因此，本文推测失稳岩体在流通区裹挟有冰雪物质，且堆积区的饱和冰水沉积物导致堆积体基底摩擦较小。干河坝冰-岩碎屑流在底部冰水沉积物的作用下主要发生整体性剪切作用，颗粒间破碎作用并不显著。

基于上述分析，本文重建了干河坝冰-岩碎屑流的运动学过程（图11）。

图11 干河坝冰-岩碎屑流运动过程示意图Fig.11 Schematic diagram of the movement process of Ganheba rock-ice avalanche：slope instability（a）；fragmentation（b）；ice mass accumulation at the foot of the slope（c）；the deposits spread foward and get thinner（d）

（1）玉龙雪山基岩节理面内冰融水在冻融循环作用下导致基岩裂隙不断扩大，岩体稳定性降低。直至2004年春季，裂隙内冰体融化导致冰体与底部岩体间摩擦力降低，基岩有效应力降低，最终造成冻融区灰岩沿结构面发生滑动破坏。

（2）不稳定岩块脱离基岩后，促使“U”形谷冰川发生断裂下滑，进而形成上覆冰层下伏岩层的双层滑动结构。滑体高速下滑与流通区处缓坡平台相撞，在岩体结构面控制作用下发生显著破碎，随后铲刮流通区冰屑物质，形成冰-岩碎屑流混合体。

（3）双层滑动体中的上覆冰体停积于坡脚，在堆积区Ⅲ-1形成巨型冰体。由于两侧峡谷限制，其余冰-岩碎屑流则在冰水沉积物作用下继续向谷口运动。

（4）干河坝冰-岩碎屑流进入峡谷后以剪切运动模式向前扩展，随谷形转折后碎屑流速度骤降，堆积体厚度逐渐变薄最终停于谷中，形成独特的“乘船石”结构。

7 结论

（1）2004年，玉龙雪山南侧斜坡失稳。滑体由上层冰体与下层灰岩岩体组成，总体积达9.1×106m3。滑体脱离陡坡向下滑动至坡脚进入峡谷，而后随谷形发生转折停积于谷中。滑坡最大高差约1 971 m，最长水平距离距离约4 860 m，表观摩擦系数（H/L）为0.4。

（2）根据干河坝碎屑流滑坡区地形地貌特征，可将其分为滑源区、流通区和堆积区三部分。其中堆积区平面形态呈长舌形，总体积约11.2×106m3。堆积区Ⅲ-1上部分布有巨型冰块，在后续十余年间该区堆积体变形扩展形成数条弧形横向脊。堆积区Ⅲ-2表面广泛发育有独特的“乘船石”结构，剖面局部可观察到块石具明显定向排列结构。

（3）在历史地震作用和长期冻融循环作用下，冻土区基岩节理裂隙不断扩大，最终导致干河坝冰-岩碎屑流源区基岩沿节理面发生滑动破坏。滑体与流通区缓坡平台碰撞后铲刮底部冰雪物质形成冰-岩碎屑流，在沟谷冰水沉积物的减阻作用下，碎屑流随谷形转折后扩展变薄，最后停积于谷中。

（4）根据干河坝冰-岩碎屑流地形地貌特征，堆积结构特征及运动特性，其运动过程可分为碰撞破碎阶段和扩散堆积阶段，其远程效应主要是由冰-岩碎屑流的层间剪切作用和下伏层冰水沉积物减阻作用所致。