麗江干河壩冰-巖碎屑流地貌、沉積特征與成因機制分析

師璐璐，陳 劍，陳瑞琛，崔之久，米東東，呂明升，劉蓓蓓

（1.中國地質大學（北京）工程技術學院，北京 100083；2.北京大學城市與環境學院，北京 100871；3.應急管理部國家減災中心，北京 100124）

0 引言

在氣候變暖、冰川退縮的影響下，高海拔區域的滑坡受凍融作用的控制發育愈加頻繁［1-3］。冰-巖碎屑流是一種在啟動或運動時裹挾冰屑（冰、雪、粒雪等）的特殊高速遠程滑坡，是高寒山區陡峭山體斜坡區冰崩、巖崩或滑坡解體后形成的冰屑、巖塊和土顆粒混合體高速流動的現象［4-6］。雖然多數冰-巖碎屑流發育于人跡罕至的高海拔地區，但其潛在的堵江風險及災害鏈效應可能會造成巨大的經濟損失和人員傷亡［7-9］。

高速遠程滑坡相比于一般滑坡體積更大、運動速度更快、運動距離更遠，并具有預測難、風險大的特點［10-12］，而冰-巖碎屑流一般展現出更低的等效摩擦系數和更遠的運動距離［6，13-15］。近年來，在全球范圍內，許多針對冰-巖碎屑流沉積學和運動學的研究正在進行。Hewitt［16-17］指出了冰-巖碎屑流呈現出堆積體厚度較薄，多呈葉狀或者舌狀的特點，并廣泛發育著丘體、縱向脊、橫向脊、流帶等堆積地貌特征。楊情情等［5］在易貢滑坡堆積體前端發現有因冰屑融化形成的深0.5～4.5 m的坑洞；Deline［18］在Miage冰-巖碎屑流堆積體中觀察到不規則的隆起洼地（irregular hills and depressions）；Sosio等［14，19］則在Thurwieser冰-巖碎屑流堆積體前端3～4 km處發現由細粒物質組成的薄層粉末（thin layers of dust）。這些研究表明了冰-巖碎屑流與其他高速遠程滑坡相比既存在共性，也存在差異。Schneider等［4］指出，相比普通高速遠程滑坡，冰-巖碎屑流的運動特性顯著受到了冰水含量的影響。不少學者通過室內試驗和數值模擬的方式研究含冰量、下伏層冰川和冰融水對冰-巖混合材料運動性的影響機理，目前主要有以下幾種觀點：（1）冰川地區下伏層摩擦力較小，比巖層更易鏟刮，碎屑物質在其上運動時運動性更強［19-21］。（2）碎屑流中的冰雪物質可減少巖體碎屑之間的內部摩擦耗能［22-23］；（3）碎屑流基底冰屑物質因摩擦加熱導致基底物質飽和，降低了流動阻力［24-26］。正是由于冰-巖碎屑流在形成過程中存在著固體（巖石和冰）和液體（水、雪、泥漿和細顆粒）的動態相互作用，使得冰-巖碎屑流滑坡的運動過程和堆積結構更加復雜［27-28］。

楊情情等［6］在梳理全球冰-巖碎屑流災害分布時，指出了喜馬拉雅-喀喇昆侖山脈災難性冰-巖碎屑流頻發。然而，當前國內關于冰-巖碎屑流的案例研究還很少［29-30］。2004年3月12日，云南省麗江市玉龍雪山南坡發生了劇烈的冰-巖崩塌-碎屑流［20］。玉龍雪山地處青藏高原最南端的海洋型冰川區，該區冰-巖碎屑流的發育對我國氣候變化下冰川災害鏈的研究具有重要意義。此外，玉龍雪山為我國國家級風景名勝區，日游客接待量最高可達5萬余人，若冰-巖碎屑流再次發生，很可能會威脅該區游客的生命安全，并迅速改造當地地貌環境［18］，影響該地區的水循環過程，進而影響當地的經濟發展［31］。崔之久于2007年4月8日對干河壩滑坡進行過初步調查［32］，研究團隊于2021年4月27日開展了進一步詳細的野外調查工作，判斷此事件為冰-巖碎屑流滑坡。本文將通過遙感影像分析、野外調查等手段，研究干河壩冰-巖碎屑流的地貌與堆積特征，反演其運動學過程，在此基礎上探討其超強運動機理，以期進一步加深對冰-巖碎屑流滑坡運動特征的認識，為玉龍雪山乃至青藏高原其他地區類似災害的預測與防控提供科學依據。

1 數據來源與方法

本文收集了2004—2021年4個類型7個時相的衛星數據作為遙感信息源，其圖像特征及接受時段如表1所示。滑坡遙感影像解譯能夠為滑坡區范圍的確定提供依據，并提供一定量的地表特征信息，尤其是源區的特征信息。12.5 m的DEM數據（ALOS）用來評估溝谷和坡面形態。厘米級的GPS和測距儀等工具用來進一步確定研究區的地貌特征。

表1 干河壩冰-巖碎屑流衛星遙感監測數據特征Table 1 Characteristics of remote sensing data for monitoring Ganheba rock-ice avalanche

2 研究區概況

玉龍雪山地處青藏高原東南緣，位于云南省麗江市玉龍納西族自治區，山體走向大致為NNW—SSE，南北蜿蜒約35 km，東西縱橫13 km左右［33］。干河壩冰-巖碎屑流位于玉龍雪山主峰扇子陡（海拔5 596 m）南側斜坡地帶（27°4′32″～27°5′53″N，100°10′52″～100°12′38″E）。滑坡區東側分布有玉龍雪山東麓斷裂，為一大型正斷層，是麗江地區距今最近一次地震（1996年麗江地震）的主控震構造（圖1）［34］。

玉龍雪山在緯度上處于亞熱帶區域，干濕季明顯，11月至次年4月為干季，主要受西風環流南支和高原冬季風控制；5—10月為雨季，主要受控于西南與東南季風，降水豐沛［35］。自1951至2005年麗江地區氣溫呈明顯上升趨勢，其中干季增溫顯著，高海拔地區增溫較低海拔地區顯著；雖然濕季降水百分率在85%～99%之間，但年降水量隨海拔高度的升高而減少［36］。在這樣的背景下玉龍雪山的冰川正發生快速變化，具體表現為冰川消融量增加、冰舌位置后退、冰川面積減小、雪線上升等特征［37］。

滑坡區東側為玉龍雪山末次冰期（大理冰期）期間所形成的側磧和終磧壟，高100 m左右［33］，分布于干河壩兩側。干河壩整體呈SE向展布，壩內靠近山體部分為一冰川峽谷，谷形曲折，先向南南東方向延伸約1 500 m，后又向東折延約2 000 m，谷內地形西高東低［38］。峽谷兩側陡壁坡度50°～80°，海拔高度約4 000～5 000 m，主要由石炭系和泥盆系的厚層狀灰巖組成，呈灰色或深灰色。在寒凍風化作用下，研究區內灰巖風化程度較高，在峽谷兩側發育有大量倒石錐，倒石錐附近灰巖高度破碎。本文所研究冰-巖碎屑流堆積物分布于峽谷內（圖1中紅色區域）。

圖1 研究區概況Fig.1 General situation of the study area

3 干河壩滑坡基本特點及地貌分區

3.1 滑坡形態特征

2004年1月4日影像顯示山體中部緩坡平臺處有冰雪覆蓋，峽谷兩側有植被發育，谷底中部有一冰融水形成的溪流穿過［圖2（a）］。與周圍山體及滑前影像對比，2005年4月12日影像較清晰地顯示出滑坡形態，其中紅色虛線所示區域變化較為明顯，推測為滑源區。峽谷底部靠近山體兩側的植被被滑體完全覆蓋，推測為堆積區。谷內堆積體呈舌狀分布，并隨谷形發生轉折［圖2（b）］。

圖2 干河壩冰-巖碎屑流歷史衛星影像Fig.2 Historical satellite images of Ganheba rock-ice avalanche：January 4，2004（a）；April 12，2005（b）

根據滑坡前后光學遙感影像的解譯、地形變化及滑坡區堆積體的分布情況，將滑坡區分為滑源區（Ⅰ區）、流通區（Ⅱ區）和堆積區（Ⅲ區）三個部分［圖3（a）］。失穩巖體自源區下落向SE156°方向滑動，經過流通區后，部分碎屑流堆積于坡腳，其余則先向SE120°方向延伸，而后隨谷形轉至NE85°，形成平面形態呈長舌形的堆積區［圖3（b）］。

圖3 干河壩冰-巖碎屑流分區圖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 滑源區

滑源區（Ⅰ區）位于斜坡頂部，滑坡后壁頂部高程約5 350 m；剪出口高程約4 337 m；整個滑源區邊界范圍投影面積約0.26 km2。

滑坡發生后在源區后部形成了一處高差約1 013 m的基巖后壁，壁面產狀為156°∠48°（圖4）。受地形限制，本研究并未對源區結構面產狀進行實測，但玉龍雪山主體部分由幾個強烈的直立褶皺組成，滑坡源區附近發育有一組近于直立的剪節理［40-41］。基于2005年衛星影像中源區基巖結構面發育情況（圖4黃色虛線）與峽谷南北兩側灰巖結構面產狀（111°∠75°；300°∠89°），推測斜坡上部為陡傾和順向結構面組合。

滑源區西側為冰川“U”形谷，部分冰川塊體隨滑源區巖體共同下滑后形成冰川斷面。源區內部有一未滑巖體突出于巖壁，壁面整體呈灰色，局部區域呈現出淡黃色，推測為風化結構面。巖壁凸出的基巖塊體長約400 m，寬約192 m，平均厚度約35 m，由此推算源區滑體中灰巖塊體體積約9.1×106m3（圖4）。

圖4 2013年11月1日滑源區Google Earth影像圖Fig.4 Google Earth image of the source area on November 1，2013

3.3 流通區

流通區（Ⅱ區）主要分布在高程3 920～4 337 m之間。其中部發育有一長約40 m，上表面坡度約18°的緩坡平臺。該平臺將流通區分為三部分，平臺向上至滑源區底部坡度約40°，長約260 m。平臺向下坡度約26°，長410 m。該平臺形成了崩塌塊體下滑過程中的緩沖區（圖3）。據前人研究，2006年，該平臺處可觀察到殘留冰體［40］；2007年，該處仍可見飽含巖石碎屑的冰體［32］；2021年時，平臺處只可觀察到一小部分巖石碎屑。流通區中下部表面光滑，為歷史冰川活動形成的磨光面［圖3（a）］。

3.4 堆積區

堆積區（Ⅲ區）長約2 860 m，海拔高度位于3 379 m至3 712 m之間，可分為Ⅲ-1區和Ⅲ-2區［圖3（a）］。二者堆積體厚度具有明顯差異，這與Blanc冰-巖碎屑流和Frebouge冰-巖碎屑流表現出的局部堆積體富集的特征相似［18，42］。

堆積區Ⅲ-1位于坡腳，總面積約0.092 km2，平均坡度約22°，平均厚度約35 m，平面形態為扇形，其上分布有冰體［圖5（a）］。該處冰體現已消融，其余堆積體在滑坡發生后十余年間不斷擴張變形［圖5（b）］，形成數條明顯的弧形橫向脊［圖3（a），圖5（c）］，這種緩慢擴張形式和Sherman冰-巖碎屑流滑坡相似［43］。

圖5 堆積區Google Earth影像圖Fig.5 Google Earth image of accumulation area：June 3，2005（a）；November 1，2013（b）；October 23，2018（c）

堆積區Ⅲ-2為堆積區Ⅲ-1末端至堆積體前緣，總面積約0.89 km2，平均坡度約10°，前后高差約385 m，呈長舌狀。對比多年衛星影像，Ⅲ-2區堆積體沒有擴展跡象。由于兩側山谷限制，堆積體在山谷轉折處形成爬高后不斷變薄停積于谷中。通過現場考察，堆積區Ⅲ-2末端堆積體厚度最薄，約5 m左右，推測堆積區Ⅲ-2的平均厚度約為10 m。

根據以上調查，最終計算各區幾何參數如表2所示。滑坡最大高差約1 971 m。最長水平距離約4 860 m，H/L約為0.4。滑源區崩塌塊體體積約為9.1×106m3，堆積區碎屑流體積約為11.2×106m3，堆積區碎屑流體積比源區滑體體積多23.07%，這與Hungr等［44］所提出的巖體破碎會使堆積體體積增加25%的結果基本一致。

表2 干河壩冰-巖碎屑流各分區幾何參數Table 2 Geometric parameters in each region caused by Ganheba rock-ice avalanche

4 干河壩滑坡的堆積結構

4.1 堆積區表面特征

滑坡發生后堆積區Ⅲ-1表面分布有大量巨型冰塊，粒徑約為2～3 m［圖6（a）］。堆積區Ⅲ-2表面分布有巨型塊石，粒徑大多約為1～2 m，最大直徑可達12 m［圖6（b）］，前緣部分塊石被掩埋于地表以下［圖6（c）］。巖性為灰巖，巖塊棱角分明無分選。

圖6 堆積區表面特征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）

超前氣浪作為大型滑坡的重要特征，近年來得到了大量研究。干河壩滑坡海拔3 800 m的西側崖壁上直徑達到20～25 cm的樹木全被“剃光頭”［32］。與樹木攔腰折斷不同，堆積區Ⅲ-2側邊緣可觀察到沿根部傾倒、折斷的樹木，而距離堆積體稍遠位置的樹木則保存完好，這些樹木分布于隨谷形轉折后的堆積體兩側（距堆積體前緣約700 m處）［圖6（d）］。因此，推測堆積體運動至此處速度變慢，灰巖塊石在慣性作用下將兩側樹木沿根部推倒，而遠側樹木則未受到影響。

值得注意的是，干河壩冰-巖碎屑流堆積區內可觀察到大大小小的“冰川乳坑”，坑內物質呈白色乳狀，最大深度超過20 cm［圖7（a）］。干河壩冰-巖碎屑流發生后，在距堆積體前緣4 km左右的側磧壟內逐年形成大片白色粉狀物質，出露面積約0.1 km2，主要由碳酸鈣細粒物質組成［圖7（b）］。滑坡發生后，冰川融水將堆積區內細粒物質搬運至此匯集而成，這從側面表明滑坡區細粒物質含量豐富。

圖7 堆積區冰水沉積物Fig.7 Fluvioglacial deposit in the accumulation zone：“glacial milk pit”（a）；accumulation of fine-grained material（b）

4.2 堆積區內部結構特征

受冰川融水的侵蝕，堆積區內出露滑坡堆積剖面（圖8）。高速遠程滑坡堆積體在豎向上主要呈現出三種相帶：堆積體上部的硬殼層（carapace facies）、中部的主體層（body facies）以及下部的基底層（basal facies）。硬殼層為堆積體剖面上最靠近頂端大塊石富集的相帶［11］。干河壩冰-巖碎屑流堆積區Ⅲ-2硬殼層主要由大塊石組成［圖8（a）］。其中，大多數巨石上表面“馱著”小石塊（0.5～1 m）和細粒碎屑。該碎屑層主要由1～5 cm的灰巖碎石顆粒組成，呈棱角-次棱角狀，崔之久［32］稱這種結構為“乘船石”［圖8（b）］。該結構與在Blanc冰-巖碎屑流及Lamplugh冰-巖碎屑流堆積體中觀察到一種小粒徑顆粒“棲息”于巨型塊石之上的結構十分相似［18，45］。

主體層是高速遠程滑坡碎屑堆積的主要分布層位［11］。干河壩冰-巖碎屑流堆積區Ⅲ-2主體層多由2～5 cm的礫石組成，局部可見30～100 cm的塊石，偶爾可觀察到粒徑大于1 m的巨石，基質主要由細粒（<0.075 mm）組成，呈灰白色［圖8（a），8（c）］。除此外，平行于堆積體運動方向的堆積剖面上還可觀察到部分塊石的長軸延伸方向明顯平行于運動方向［圖8（c）］，局部還可以觀察到塊石的微傾斜狀定向排列［圖8（d）］。

圖8 干河壩冰-巖碎屑流堆積地貌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 干河壩冰-巖碎屑流斜坡失穩的成因分析

5.1 歷史地震作用

地震作用會導致巖體內部裂縫增加，巖體內裂縫可能會促進凍融循環等物理風化過程，尤其陡坡因地形放大效應會受到更大的影響［46-47］。因此，受到地震影響的邊坡可能長期處于臨界失穩狀態，在地震后數月或是數年才會發生破壞，如1987年Par?raguirre滑 坡 與2002年Kolka-Karmadon滑 坡［48-49］。據統計，20世紀以來，云南境內記錄到5級以上的地震377次，其中7級以上地震13次，震源深度大都在9～24 km［50］。其中距源區最近的一次地震為1996年麗江地震，震級為7級，震源深度為10 km，宏觀震中位置距該滑坡區約7 km，共誘發了至少420處中小型崩塌和30處大中型滑坡［51］。干河壩冰-巖碎屑流源區位于玉龍雪山主峰山脊處，坡度較陡（約48°）。因此，雖然地震活動數據表明干河壩滑坡的發生與地震并無直接關系，但玉龍雪山地區構造運動活躍（圖9），歷史地震很可能導致滑源區巖層沿節理面發生結構性破壞，促使邊坡處于臨界失穩狀態。

圖9 玉龍雪山地區歷史地震分布情況，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 凍融作用

近年來大量研究表明，氣候變暖背景下多年凍土區崩滑災害頻發。凍土退化與凍融作用加劇很可能促進了高寒山區斜坡失穩發育［1-2，53］。從1957年至2001年，漾弓江5號冰川面積由0.72 km2驟減至0.052 km2［35，54］。干河壩冰-巖碎屑流源區位于該冰川附近多年凍土區，滑坡發生前麗江地區溫度呈上升趨勢，滑坡發生后巖壁表面有殘留冰體存在，這與Haeberli概括的多年凍土退化導致基巖失穩的特征相一致［55］。

凍融作用導致的斜坡失穩系含冰節理發育所致。每年春夏至秋初，由于氣溫升高，凍土區冰體消融，冰融水滲入基巖節理裂隙中導致裂隙發生擴張［55-56］，巖石強度降低。而且冰川融水對玉龍雪山地區灰巖的溶蝕作用進一步加劇了巖石損傷［40］。因此，在長年累月反復作用下，源區基巖的節理裂縫不斷擴大。直至2003年春季，基巖裂隙內冰體強烈消融既降低了冰體與巖體之間的摩擦力［57］，也因此產生靜水壓力降低了基巖的有效應力［55］，最終導致源區基巖沿節理裂隙面產生滑動，形成干河壩冰-巖碎屑流。

6 干河壩冰-巖碎屑流的運動學過程分析

Storm等［58］以中亞地區433個高速遠程滑坡為例，根據地形條件的不同將其分為正向受限型（Frontally confined）、側向受限型（Laterally con?fined）和非約束型（Unconfined）三類，分別建立了影響面積（滑坡區總面積Atotal和堆積區面積Adep）與滑體體積（V）、高差（Hmax）之間的回歸方程。此外，So?sio等［19］以42個地區的冰-巖碎屑流為例，建立了滑體體積（V）與堆積區面積（A）的公式（表3）。作為一種側向受限型冰-巖碎屑流，將干河壩滑坡的滑體體積（V=0.0091 km3）與高差（Hmax=1.971 km）代入表3的擬合公式中可得到其影響面積的計算值。通過對比可知其計算值均大于實測值，這說明與相同體積、類似高差的高速遠程滑坡相比，干河壩冰-巖碎屑流的影響面積偏小。由此可知，干河壩冰-巖碎屑流的運動性相對較弱，本文認為這與干河壩滑坡區特殊的地形條件有關。

表3 干河壩冰-巖碎屑流幾何參數的評估Table 3 Regression equations and evaluations of the parameters of the Ganheba rock-ice avalanche

首先，源區灰巖節理裂隙發育，滑體運動至緩坡平臺時，與下伏基巖發生劇烈撞擊，顆粒與顆粒之間內部剪切和碰撞劇烈。根據Manzella等［59-60］，與完整滑體相比，高度破碎的失穩巖體在運動過程中因內部剪切和碰撞耗能，進入堆積區時速度較小。因此，推測干河壩冰-巖碎屑流滑體與流通區的緩坡平臺在撞擊過程中耗散了大量能量，降低了堆積區碎屑流的初始運動速度。

其次，干河壩冰-巖碎屑流在運動過程中經歷了多次轉向，其運動至谷形轉折處（據前緣約910 m）時在南側斜坡形成88 m的爬高（圖10）。根據爬高計算公式（1）［61］，估計碎屑流在此處的運動速度高達29.9 m·s-1。而根據峽谷轉折后堆積體兩側沿根部傾倒的樹木可知，滑坡物質運動到此處（距前緣約710 m）時速度已相對較小。據胡曉波等［62］的研究，滑坡前緣在溝道地形偏轉位置運動方向發生變化，會導致運動速度突降，造成動能耗散。因此，堆積區溝道偏轉地形使滑坡減速變得更加劇烈。

圖10 峽谷轉折處爬高Fig.10 The superelevation in bend：plane of the supereleva?tion（a）；profile of the superelevation（b）

式中：曲率半徑Rc為368 m，兩側高差h為88 m；溝道坡度修正系數k為1，溝道寬度B為355 m。

與碰撞破碎階段的運動形式不同，本文認為干河壩冰-巖碎屑流在堆積區以剪切運動模式為主。堆積區Ⅲ-2剖面中可觀察到局部灰巖塊石存在水平定向排列現象，這說明碎屑流在堆積區Ⅲ-2運動過程中滑體內部擾動性較弱，主要以水平層流運動為主。堆積區Ⅲ-2前緣被部分埋藏于地表以下的巨石及獨特的“乘船石”結構也表明了滑坡體擴展變薄的運動過程。除此外，根據第3節滑坡前后遙感影像的解譯可知，滑坡前流通區平臺覆蓋有冰雪物質且堆積區內冰融水十分豐富。通過實地考察發現堆積區廣泛分布有“冰川乳坑”和冰雪融水。根據Imre等［63］的研究，當基底摩擦較小時，碎屑流內部物質不容易發生破碎，其破碎能量消耗也較少。因此，本文推測失穩巖體在流通區裹挾有冰雪物質，且堆積區的飽和冰水沉積物導致堆積體基底摩擦較小。干河壩冰-巖碎屑流在底部冰水沉積物的作用下主要發生整體性剪切作用，顆粒間破碎作用并不顯著。

基于上述分析，本文重建了干河壩冰-巖碎屑流的運動學過程（圖11）。

圖11 干河壩冰-巖碎屑流運動過程示意圖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）玉龍雪山基巖節理面內冰融水在凍融循環作用下導致基巖裂隙不斷擴大，巖體穩定性降低。直至2004年春季，裂隙內冰體融化導致冰體與底部巖體間摩擦力降低，基巖有效應力降低，最終造成凍融區灰巖沿結構面發生滑動破壞。

（2）不穩定巖塊脫離基巖后，促使“U”形谷冰川發生斷裂下滑，進而形成上覆冰層下伏巖層的雙層滑動結構。滑體高速下滑與流通區處緩坡平臺相撞，在巖體結構面控制作用下發生顯著破碎，隨后鏟刮流通區冰屑物質，形成冰-巖碎屑流混合體。

（3）雙層滑動體中的上覆冰體停積于坡腳，在堆積區Ⅲ-1形成巨型冰體。由于兩側峽谷限制，其余冰-巖碎屑流則在冰水沉積物作用下繼續向谷口運動。

（4）干河壩冰-巖碎屑流進入峽谷后以剪切運動模式向前擴展，隨谷形轉折后碎屑流速度驟降，堆積體厚度逐漸變薄最終停于谷中，形成獨特的“乘船石”結構。

7 結論

（1）2004年，玉龍雪山南側斜坡失穩。滑體由上層冰體與下層灰巖巖體組成，總體積達9.1×106m3。滑體脫離陡坡向下滑動至坡腳進入峽谷，而后隨谷形發生轉折停積于谷中。滑坡最大高差約1 971 m，最長水平距離距離約4 860 m，表觀摩擦系數（H/L）為0.4。

（2）根據干河壩碎屑流滑坡區地形地貌特征，可將其分為滑源區、流通區和堆積區三部分。其中堆積區平面形態呈長舌形，總體積約11.2×106m3。堆積區Ⅲ-1上部分布有巨型冰塊，在后續十余年間該區堆積體變形擴展形成數條弧形橫向脊。堆積區Ⅲ-2表面廣泛發育有獨特的“乘船石”結構，剖面局部可觀察到塊石具明顯定向排列結構。

（3）在歷史地震作用和長期凍融循環作用下，凍土區基巖節理裂隙不斷擴大，最終導致干河壩冰-巖碎屑流源區基巖沿節理面發生滑動破壞。滑體與流通區緩坡平臺碰撞后鏟刮底部冰雪物質形成冰-巖碎屑流，在溝谷冰水沉積物的減阻作用下，碎屑流隨谷形轉折后擴展變薄，最后停積于谷中。

（4）根據干河壩冰-巖碎屑流地形地貌特征，堆積結構特征及運動特性，其運動過程可分為碰撞破碎階段和擴散堆積階段，其遠程效應主要是由冰-巖碎屑流的層間剪切作用和下伏層冰水沉積物減阻作用所致。