青藏高原中部可可西里热融滑塌发育特征及灾害效应

姚苗苗， 林战举， 范星文， 兰爱玉， 李文娇

（1. 中国科学院 西北生态环境资源研究院 冻土工程国家重点实验室，甘肃 兰州 730000； 2. 中国科学院大学，北京 100049）

0 引言

青藏高原是我国乃至全球中、低纬度地区高海拔多年冻土的主要分布区，多年冻土面积约为115.02×104km²［1］。青藏高原的多年冻土具有高温高含冰量的特点［2］，其热稳定性差，对气候变化和环境扰动非常敏感［3］。高原过去2000 年以来温度呈波动升高的趋势，20世纪是过去2000年中最温暖的时期，冻土退化显著［4］。青藏公路沿线多年冻土段三个气象站（五道梁、沱沱河、安多）的观测资料表明，过去半个多世纪以来整体上呈暖湿化的发展趋势，气温每年约以0.03 ℃的速率增加［5］。在此背景下，青藏高原的多年冻土呈现快速的退化状态，突出的表现为水平方向的面积减少、融区范围扩大，以及在竖直方向上的活动层厚度增加、年平均地温升高、地下冰融化等［6］。多年冻土退化、融化的直接后果是热喀斯特地貌快速发育［7］。

热喀斯特地貌主要指多年冻土区地下冰融化对地表改变作用的过程，主要包括热喀斯特湖塘、热融滑塌、热融沉陷、融冻泥流等［8］。热喀斯特的快速发育是多年冻土响应气候及环境变化的指示器［4］，其中热融滑塌是丘陵缓坡地带最典型发育的热喀斯特地貌之一。在冻土学词典中，热融滑塌又称溯源融流滑坡，是指在厚层地下冰分布的斜坡上，由人为活动或自然因素造成地下冰暴露，在融化季节坑壁（滑塌后壁）地下冰发生融化，上部的融土失去支承而在自重作用下塌落，塌落的物质掩盖了滑塌前缘及两侧暴露冰层，但同时上方又有新的地下冰暴露，再次融化产生新的塌落，如此反复发展的过程［9］。由于滑塌是一块一块发生，所以滑塌体表面常呈台阶状。热融滑塌的发育不仅对寒区水环境、生态环境、气候环境产生影响，也对基础设施建设有破坏作用［10-11］。

目前国际上对热融滑塌的研究主要集中在加拿大、美国、俄罗斯等北极、亚北极地区［12-14］。这些区域热融滑塌多分布于地下冰发育的海岸、河岸、湖岸，主要是由波浪的侵蚀作用导致地下冰融化。近期前国际冻土协会主席Antoni［15］基于长时间序列的遥感资料，研究了加拿大北部Banks 岛过去30 年（1984—2015）热融滑塌的变化情况，及其发育速率与夏季气候变暖的关系。在我国青藏高原上，热融滑塌主要分布在高原中部丘陵缓坡上。最初的研究始于本世纪初，以青藏公路建设扰动所致的里程K3035 的一处热融滑塌为例，开展了热融滑塌发生的水热状态监测研究［16］。近年来随着研究的深入，研究范围也从单一点上的研究拓展到小区域，如北麓河盆地，并考虑热融滑塌发育的环境因子，评价其易发性程度［17］。黄灵操等［18-20］在深度学习提取地物信息方面进行了研究，基于遥感影像对北麓河地区的热融滑塌提取进行了尝试。但高原中部的可可西里地区，由于范围较大，高精度的历史遥感资料较少且不易获取，同时实地考察验证工作难度大，到目前为止该区域热融滑塌的分布及其影响仍然没有较全面的评估。

受第二次青藏高原科学考察项目资助，为了查清该区域多年冻土退化的致灾效应，本研究基于目视解译，详细研究了可可西里8.3×104km²区域内热融滑塌的分布特征；并基于实地考察，讨论了热融滑塌可能引起的环境及工程灾害效应。研究对该区域未来重大工程规划、国家公园建设均具有重要指导意义。

1 研究区概况

可可西里地区（图1）位于青藏高原腹地，地处32°52′～36°16′ N、89°24′～94°18′ E 之间，南北分别以昆仑山脉、唐古拉山脉为界，东至青藏公路，西抵青海、西藏省界，总面积约为8.3×104km2。该区域是青藏高原平均海拔最高的地区，平均海拔达到5 000 m 以上，分布着连续的高温高含冰量多年冻土。可可西里地势相对平缓，起伏较小，地貌类型呈明显带状分布，主要走向为北西西—南东东，受到地质构造作用影响，可可西里地区分布着大面积山地，全区可分为昆仑山大起伏高山区、长江源小起伏高山宽谷盆地区、东羌塘丘状高原湖盆地、祖尔肯乌拉山中小起伏高山谷地区和唐古拉山极大起伏高山区［21］。

图1 可可西里研究区及现场验证路线Fig. 1 Study area of Hoh Xil and site verification route

可可西里地区气候严寒干燥，年平均气温低于-4 ℃，有些区域甚至达到-10 ℃左右，年降雨量约300 mm。该区域土壤贫瘠，植被类型以高寒草原和高寒草甸为主［22］，生长期短，是青藏高原高寒草甸向高寒荒漠的过渡区［23］。该地区湖泊数量众多，分布密集，水源补给主要有降水以及冰雪融水补给。受到气候变化等外界因素扰动，近年来热融湖塘在该区域也发育较多［24-25］。

2 数据和研究方法

2.1 数据获取

研究基于高分系列遥感影像进行热融滑塌空间分布解译，高分影像具有丰富的地物信息和光谱信息。影像预处理过程由高分辨率对地观测系统甘肃数据与应用中心（简称为“高分中心”）处理完成，共选取可可西里地区2018—2019 年高分辨率、少云、少雪覆盖的影像130幅，达到对研究区的全覆盖。包含高分一号（GF1）、高分二号（GF2）、高分六号（GF6）和资源三号（ZY3）四款卫星产品，其中高分二号影像分辨率0.8 m，高分一号和六号分辨率2 m，资源三号影像分辨率2.1 m。

研究中热融滑塌分布区地形信息采用SRTM系统下的30 m 分辨率数字高程模型（DEM）数据。SRTM 系统的地形产品数据是基于航天雷达影像的数据，对全球陆地表面覆盖率达80%以上，数据经过多次修正，目前修订版本为V4.1。可以在USGS官网（https：//earthexplorer.usgs.gov）进行下载。

2.2 数据处理

由于遥感成像过程中受到传感器成像条件、大气状况、地面起伏以及地球曲率等多方面影响，导致遥感影像存在变形，成像结果与实际地物的位置、形状等存在偏差，在使用前需对影像进行图像配准、正射校正、影像融合等预处理。高分中心基于泰坦超算平台（Titan Image）对高分影像进行配准、多光谱与全色波谱影像融合和RPC 正射校正，在保持多光谱影像丰富信息的基础上提高了影像分辨率与纹理信息［26］，保障了解译精度。

2.3 目视解译与验证

研究采用人工目视解译法完成可可西里热融滑塌分布信息提取。人工目视解译是地学分析中的一种重要手段［27-28］，对解译人员的依赖性较大，要求解译人员具备野外经验以及对遥感信息分析和逻辑推理能力，在此基础上根据遥感影像上地物的形态、色调、纹理、阴影等地物特征进行解译。目视解译结果常作为验证机器解译精度的参考标准，其准确性也是机器解译尚未超越的。研究区的热融滑塌整体上多呈长条状、支岔形和多头舌形［29］，因滑塌区发生活动层塌陷下滑，与周围地区存在明显边界。同时滑塌体发生位移形变后，地貌完整性遭到破坏，活动层下的土体和地下冰出露，滑塌区与周边地带土壤含水量及覆被存在差异，在遥感影像上滑塌区与周边地区存在明显色调差异。此外，滑塌体还会因堆积产生褶皱等纹理。这是因为热融滑塌发生地区一般坡度较缓，滑坡体下滑动力较小，滑塌后缘的崩塌体以地下冰为滑垫面，活动层下部的饱和黏土层与地下冰摩擦力小，滑动速度快，滑塌前缘的堆积物逐渐堆积超出滑坡剪出口，摩擦增大滑动速度减慢，同时滑塌后缘不断崩塌、向下堆积挤压在滑塌前缘处形成横向褶皱。因地下冰融水经常裹挟着泥沙沿坡面产生径流，滑塌前缘多存在泥流物质，受局部地形影响改变泥流下滑方向，遥感影像上呈现长短不一的支岔状。依据热融滑塌在遥感影像上的形态、色调、纹理特点，将高分数据加载到Arcmap 软件上对热融滑塌进行矢量化，形成Shapefile文件。

解译结果的验证是评估解译准确性的重要过程。由于可可西里地区条件恶劣，大部分区域考察无法到达，验证工作基本是局部验证，包括热融滑塌数量与面积大小。为验证解译结果的准确性，2021 年1—9 月先后开展了三次野外工作（图1），深入可可西里腹地对沿线滑塌进行验证。数量验证是通过把所到之处热融滑塌实际发生的数量和解译数量进行对照。在可以到达的滑塌区域进行了实地考察，距离较远，到达难度大的区域采用无人机进行空中勘探，科考过程中共验证滑塌个数263个，其中正确解译出来的滑塌225 个。由于解译所用的影像资料是2018—2019 年，实际考察是2021年进行，在2019—2020年期间一些区域又发育了新的小型热融滑塌或者存在个别漏解译现象，如可可西里北部的错达日玛一带少解译4 个，风火山南坡的3 个热融滑塌在遥感资料上并未显示，可可西里南部的色务乡有1 处为两个发育中的泥流融合，此处解译错误，此外大部分解译数量和实际数量一致。整体统计结果表明热融滑塌解译数量略少于实际发生数量，解译数量准确率约为85.6%。

单个热融滑塌面积验证通过实际面积与解译面积对照。2021年1月考察期间对可可西里山一带12 个热融滑塌进行了固定翼无人机航拍（分辨率为0.1 m），然后将航拍影像处理为数字正射影像（DOM），并在此基础上提取了热融滑塌的实际面积［图2（a）］，再对照高分影像解译面积［图2（b）］进行比较分析。结果表明解译面积略小于实际面积（表1），这可能是2019—2020 年期间热融滑塌仍处于发育阶段，面积有所扩大，同时在这12处滑塌中，第三个滑塌高分解译面积比DOM解译的结果要大，对比分析后得出，主要原因是由于此处滑塌规模较小，约为1 000 m²，同时该幅高分影像色彩较暗，滑塌的边界略微有些模糊，所以出现偏差。滑塌解译过程中均是尽力贴合滑塌边缘进行，由于部分区域影像质量有限导致解译结果与实际存在偏差的情况尽量避免。整体统计结果表明热融滑塌解译面积略小于实际发生面积，面积准确率约为97.5%。

表1 热融滑塌解译结果与验证Table1 Thaw slump interpretation results and verification

图2 遥感解译面积验证Fig. 2 Remote sensing interpretation area verification： DOM validation （a）； high-resolution imagie interpretation （b）

地形地貌为地质灾害发育提供了发育条件，在Arcmap 上对30 m DEM 进行处理得到坡度、坡向图，再利用分析工具中的空间连接功能将解译的“热融滑塌. shp”文件分别与高程、坡度、坡向进行叠加，用热融滑塌数量与面积所占百分比的形式来分析主要地形分布特点。

3 结果分析

3.1 可可西里热融滑塌发育规模

热融滑塌解译结果（图3）显示，可可西里研究区2018—2019 年共发育热融滑塌1 734 处，总面积约30.82 km²。热融滑塌发育并不是均匀分布，而是集中在一些山地丘陵的缓坡地带。如图3 所示，比较集中的区域包括可可西里山北坡至卓乃湖一带、五道梁镇西侧丘陵山地至错达日玛带、红梁河西侧丘陵山地集中分布区、北麓河周边丘陵山地缓坡地带、南部玛曲乡及色务乡丘陵山地分布区。这些热融滑塌面积大小差异较大，最大的1 处因多个热融滑塌发育过程中规模扩大逐渐连为一体，边界难以划分，整体面积约20×104m²，这种情况较少出现。绝大多数热融滑塌独立发育分布，边界清晰，最小的1处面积仅约307 m²。

从滑塌发育规模统计结果［图4（a）］可以看出，可可西里地区5 000 m²以下的热融滑塌发育最多，共有469 处，约占总体数量的27%，但因这部分滑塌发育面积较小，面积占比较小，仅占滑塌总面积的4.34%；5 000 m²至1.0×104m²的热融滑塌387处，约占总数量的22.32%，占总面积的9.13%；1.0～2.0×104m²的热融滑塌399 处，约占总数量的23%，该部分滑塌面积占比最大，达18.33%，这三部分的热融滑塌数量约占总数量的72%。由于热融滑塌规模与发育时间、发育地区地理条件相关，一般情况下滑塌面积越大，其发育的数量也相应越少。从解译结果来看，可可西里地区热融滑塌发育规模较小，大部分面积在2.0×104m²以下。

图4 热融滑塌规模及分布特征Fig. 4 Scale and distribution characteristics of thaw slump： scale（a）； elevation（b）； slope（c）； aspect（d）

3.2 可可西里热融滑塌发育的地形特征

热融滑塌发育受地形条件的影响，青藏高原各种自然因子与海拔高度密切相关。图4（b）显示了可可西里热融滑塌数量与海拔高程的统计关系。结果表明，有212处热融滑塌分布在海拔4 700 m 以下的地区，占比约为12.23%，约占滑塌总面积的9.46%。海拔4 700～4 800 m 的范围内滑塌分布数量最多，共发育701 处热融滑塌，约占总体数量的40.23%，面积占比达46.48%。超过4 800 m 后随着海拔升高，每100 m 分段中滑塌数量逐渐递减，面积占比也随之减小。有525 处热融滑塌分布在海拔4 800～4 900 m 的地区，约占总体数量的30.28%，面积约占27.45%；有160 处热融滑塌分布在海拔4 900～5 000 m 的地区，数量占比约为9.23%，面积占比约9.15%；5 000～5 100 m 范围的滑塌约85 处，数量占比约4.9%，面积占比达到3.64%；海拔5 100 m 以上热融滑塌分布数量较少，共发育51 处，占总数量的2.94%，面积占比约为3.83%。由此可见，可可西里热融滑塌主要分布在海拔4 700～4 900 m的地区，这是因为随着海拔升高，温度降低，地下冰层处于稳定状态，热融滑塌发育较少，极少数分布在5 100 m以上的地区。

在重力作用下坡度为地表物质运动提供动力，但坡度过大不利于水分在原地汇聚，也不利于厚层地下冰的形成；坡度过小则会导致动力不足，物质堆积在原地不滑动。可可西里地区因山地分布面积较广，地形坡度变化明显，极高山地区最大坡度可达80°以上。由于该研究区内热融滑塌发育坡度较缓且较集中，故以2°为间隔对坡度进行分组。图4（c）显示了热融滑塌分布的坡度范围，可以看出在0°～6°范围内随着坡度增大，热融滑塌发育数量增大。在0°～2°坡度范围内热融滑塌发育数量较少，共发育125 处，约占总数量的7.21%，该区段滑塌面积较少，约占总面积的3.99%。在4°～6°坡度段滑塌发育达到最大值，共发育554 处，占滑塌总数量的31.95%，面积占比达到38.41%；其次2°～4°和6°～8°范围内均发育滑塌353 处，约占总数量的20.36%；8°～10°区间内热融滑塌共182 处，约占滑塌总量的10.5%，面积约占9.6%。坡度超过10°以后，随着坡度增加各分段内发育的热融滑塌数量较少，其中10°～12°坡面上共发育滑塌103 处，约占滑塌总量的5.94%，占总面积的4.45%。坡度大于12°的坡面上地下水不易聚集，地下冰发育较少，滑塌极少发育，解译结果显示该区段共发育滑塌64个，占总数量的3.69%，面积仅占2.39%。

坡向差异影响地表接收的太阳辐射量，进而影响地表温度、水分蒸散发以及地下冰厚度。青藏高原地区因海拔高，太阳辐射强烈，坡向效应明显，冻土厚度与地下冰发育状况存在显著差异。以地理中正北方向为0°起点，顺时针360°划分八个坡向，每个坡向45°，其中0°～22.5°和337.5°～360°两部分共同组成北坡向，22.5°～67.5°为东北坡向，依次类推。图4（d）显示了热融滑塌分布的坡向范围，由图可知，坡向N—NE 的热融滑塌数量最多，其中北坡发育691 处，东北坡发育325 处，两个坡向上分布的滑塌约占总体数量的58.77%，面积占比约达57.78%；正南坡向滑塌数量最少，共发育91 处，约占总数量的5.25%，面积占比仅4.66%。其余坡向上滑塌分布数量较均衡，东坡向发育155 处，数量占比8.94%；东南坡向分布117 处，占总数量6.75%；西南坡向发育111 处，占比6.4%；西坡发育114 处，占比6.57%，西北坡发育130 处，占比7.5%。由于受构造作用影响，可可西里地区整体山系走向为北西西—南东东，山体阳坡接收的热量更多，地下冰含量较少，所以NW 坡向的滑塌分布数量较NE 向少。

4 讨论

4.1 可可西里热融滑塌发育条件

从成因上看，热融滑塌发生的根本原因是多年冻土区受到扰动而在坡面上发生的热喀斯特过程。因此，热融滑塌发育的地区所具备的基本条件为：厚层地下冰发育并且存在内外扰动条件使地下冰暴露。同时，地形条件为地下冰发育和热融滑塌持续发展提供了可能。研究结果显示，可可西里1 700 多个热融滑塌大多数发生在2°～10°的坡面上，低缓的坡面利于地下水汇集，大于10°的坡面过陡，不利于地下水的富集形成冰。适宜的坡度也为活动层滑脱和运移滑塌体提供了动力条件［30-32］，使滑塌后缘的地下冰处于持续暴露状态，热融滑塌过程持续进行。外界扰动促使活动层底部的地下冰融化，在多年冻土与活动层之间形成脆弱的滑动面后，上覆的土层便沿着坡面滑动。扰动因素包括自然因素和人为因素（表2），自然因素包括大小尺度区域性的气候变化，如持续的气候变暖、瞬间降雨增加、地表覆盖层的自然变化、冻结层上水的变迁、河流湖泊流向改变导致的热侵蚀，以及北极地区报道的森林野火等［30，33-34］，使富含冰的缓坡增加吸热，导致冻土融化。地表温度是导致地下冰融化的一项重要因子，结合程洁等［35］反演的地温数据，提取出可可西里热融滑塌发生区的年平均地表温度为-3.0～2.4 ℃，这些区域7—9 月的平均温度在5.8～12.8 ℃之间。人为因素包括工程建设的开挖扰动、线性工程运行带来的震动及热源、人类旅游活动、过度放牧导致的植被退化、油管城镇等的聚热效应等［36-37］。

表2 热融滑塌发育条件Table 2 Thaw slump development conditions

热融滑塌发育是一个持久、反复的过程，但并不是永不停止，也存在发育周期［38］，自然消亡需要存在以下条件之一：（1）滑塌壁后退过程中到达斜坡坡顶，滑动面上没有活动层继续坍塌补给，滑塌发育暂停；（2）热融滑塌最重要的因素是多年冻土中发育的厚层地下冰，当斜坡体地下冰全部融化完或者含冰量显著降低，没有足够的地下冰融水形成软弱滑动面，坡面崩塌过程停止；（3）热融滑塌发育过程中滑塌后壁暴露的地下冰被坍塌土体掩埋，或滑塌体土层经过排水、固结后阻碍了后期滑塌体的滑动。热融滑塌则会停止发育，基本稳定后滑塌体表面会有稀疏的植被生长。根据调查，发育于青藏高原北麓河盆地的2 处热融滑塌从20 世纪90 年代形成，经过20 多年的发展，目前已基本恢复稳定。

4.2 可可西里热融滑塌类型及发展过程

结合野外考察，根据扰动形式，可可西里地区的热融滑塌主要有三大类。第一种类型为气候因素（气温+降水）诱发型热融滑塌［图5（a）］。此类热融滑塌多由活动层滑脱引起［39］，主要分布在低缓山体坡面。持续高温和强降水天气会造成多年冻土区冻土退化，引起地下冰融化，当活动层底部粉质黏土遇水饱和后，孔隙水压力升高，抗剪强度降低，形成软弱滑动面，引起活动层滑脱。降水通过裂隙下渗对活动层底部形成热侵蚀，同时雨水冲刷搬运滑塌体，使滑塌后壁地下冰暴露、融化，滑塌规模不断扩大。这类热融滑塌近些年来十分发育，与高原暖湿化的气候密切相关［40］。

图5 可可西里主要发育的热融滑塌类型Fig. 5 The main types of thaw slump that develops in Hoh Xil： Thaw slump caused by climate change on the northern slope of Fenghuo mountain（a）； a thaw slump caused by disturbances of Cuodarima Lake （b）； a thaw slump caused by excavation disturbance of K3035 on the Qinghai-Tibet Highway （c）

第二种类型为河（湖）水冲刷型热融滑塌［图5（b）］。此类热融滑塌的主要诱发因素是河流或湖泊水对多年冻土区斜坡体坡脚处的冲刷与热侵蚀。每遇暖季，河（湖）水量增加（主要是冰川或冻土融水），河（湖）水冲刷并掏蚀坡脚，导致坡脚处草皮脱落，加上河湖水的热扰动，地下冰的热稳定场受到扰动，斜坡体从坡脚处开始崩塌后退。这类热融滑塌突出的特点是地下冰埋藏非常浅，一旦地表裸露，地下冰极易融化并开始滑塌。在北极河岸、海岸线一带极易发生此类热融滑塌［12，41-42］。

第三种类型为开挖扰动型热融滑塌［图5（c）］。此类热融滑塌一般位于大型工程的两侧，工程建设涉及的开挖取土、震动等，导致坡脚失稳，地下冰层暴露，然后发生的热融滑塌。最典型的一处位于青藏公路旧里程K3035 西侧200 m 处。20 世纪90 年代青藏公路维护阶段开挖取土，扰动坡脚所诱发。该处热融滑塌活跃了近20年，2010年后滑塌速度减慢，目前趋于稳定状态，再未有继续扩大的迹象，滑塌区也开始植被生长。这类热融滑塌近些年来比较少见，主要与绿色环保的工程建设理念有关。

4.3 可可西里热融滑塌灾害效应

多年冻土是寒区生态环境的重要组成部分，对活动层起支撑作用，影响地表温度、土壤组分以及地表植被生长状况，对地表景观起到重要作用。坡面一旦发生热融滑塌，伴随着地下冰的消融，将对地表环境、水环境、生态环境、气候环境以及基础设施产生一系列的灾害效应（图6）。

图6 热融滑塌灾害效应Fig. 6 Thaw slump disaster effects

热融滑塌发生直接导致地表景观格局改变，形成“牛皮癣”状地貌［图7（a）］，视觉上影响了高原景观环境［40］。青藏高原地区脆弱的生态系统，因热融滑塌导致地表裸露，促使高寒生态系统退化。植被遭破坏后土壤固着力下降加快了荒漠化进程，一旦地表裸露，恢复至少需要50 年［43-44］。热融滑塌发生导致活动层加厚，纵向水平上打破水量平衡，地下冰融化释放出早期冻结在地下的化学溶质，甚至重金属元素，这些物质随着泥流流入河流、湖泊或者扩散在地表［图7（b）］，会造成水环境的严重污染［45-46］。研究显示全球碳汇区一半以上分布在多年冻土带［47］，地下冰融化会释放固结在冻土层的温室气体［48］，通过全球大气循环对全球气候产生影响，加速全球变暖。

图7 热融滑塌对工程与牧民生活的影响Fig. 7 The impacts of thaw slump on engineering and herders’ lives： the “psoriasis” shaped landform on the northern slopes of the Hoh Xil Mountain （a）； mud flows caused by melting underground ice on the southern slopes of Fenghuo Mountain merge into rivers （b）； a thaw slump of the Fenghuo Mountain in 2018 destroyed the Qinghai-Tibet Railway protective fence （c）； a thaw slump in the herdsmen’s residential area of Sewu Township （d）

随着我国在青藏高原地区的工程建设运行，冻土退化对工程及基础设施的危害逐渐体现。多年冻土区一旦冻土温度升高，冻土强度降低、承载力下降、诱发次生病害，对附近建筑及基础设施造成破坏。如2018 年发生在风火山的一处热融滑塌坍塌体摧毁青藏铁路围栏，堆积在路基一侧，造成了严重的行车安全隐患［图7（c）］。同时地下冰消融产生的泥流物沿坡面向下流动，产生路基次生病害等一系列道路运营问题。热融滑塌也会对可可西里牧民居住区产生破坏，如考察期间在色务乡发现一处居民点，该处坡面发育大量的热融滑塌，泥流物易造成部分房屋发生破坏［图7（d）］。此外在风火山西侧一处输油管道区，热融滑塌产生的泥流物也影响到采矿工人的生活区。

5 结论与展望

在青藏高原多年冻土区，因受到气候变化以及工程建设等的影响，近年来脆弱的冻土环境退化现象明显。热融滑塌是青藏高原快速发展的一种热融灾害，从解译结果以及野外考察情况来看，可可西里地区的热融滑塌仍处于一个快速发育的阶段，主要表现在数量增加以及规模上的扩大。热融滑塌发育的前提条件包括：（1）丰富的地下冰为热融滑塌发生提供潜在滑动面；（2）低缓的坡度提供足够的汇水面积和滑坡体下滑动力；（3）外界扰动打破斜坡体上的热量平衡。滑塌发育过程持久、反复，可可西里地区热融滑塌多发育在海拔4 700～4 800 m、坡度为2°～10°、地下冰含量丰富的北向和东北向的山地、丘陵坡面。热融滑塌发育阶段地下冰融化导致表层覆盖物失去支撑下沉并且后期发育过程中滑坡体下滑，破坏地表景观，破坏生态系统，加快了高原荒漠化。同时地下冰融化打破水量平衡，释放一些固结于冰层中的溶质、气体等对水体环境以及大气循环造成影响。同时热融滑塌体以及地下冰融水等会对周围工程以及周围牧民生活造成影响。

目前的研究虽然已由小区域范围扩展到可可西里全域面上，由单一的点上监测研究拓展到了面上的演化趋势研究。但热融滑塌形成的机理较为复杂，其主导因素存在区域性，需要针对不同的地貌单元、不同的冻土状态和地下冰含量进行深入的探究。此外，目前对区域性的热融滑塌的易发性评估精度低，主要是缺乏可靠的地下冰含量的预测模型。希望下一步在这些方面能够继续深入研究，为热融滑塌的全域评估提供较为精确的评价参数。可可西里地区仅为青藏高原的一小部分，掌握整个青藏高原地区热融滑塌分布特点还需要开展进一步研究，致力掌握青藏高原地区热融滑塌的发展特点，努力为工程选址、冻土环境保护提供科学指导，减缓冻土退化速率，保护生态多样性。