摘要：高位遠程滑坡是指剪出口高、滑動距離長、體積大和速度高的滑坡，具有強動能、強烈碎屑化流體化和鏟刮效應等特征，滑坡本身及誘發的災害鏈對人類生命財產安全、路橋基礎設施和水利水電工程等危害巨大。本文在遙感解譯和野外調查的基礎上，總結了發生于2000年的西藏易貢高位遠程滑坡的研究進展，分析了滑坡啟滑機制、體積、運動速度、堰塞湖體積和潰壩機制等方面認識，進一步揭示了內外動力耦合作用是西藏易貢高位遠程滑坡的主要影響因素，并且認為該滑坡具有溯源侵蝕復發型的周期性啟滑機制。關于易貢高位遠程滑坡啟滑區的體積已有研究認識差異較大，本文基于GIS與高精度DEM進一步核算了該滑坡的體積，認為滑源區崩滑體體積約5721×10，滑坡堆積體體積約為2.81×10~3.06×10，其中堆積體體積與國內外研究的認識基本一致。易貢滑坡崩滑源區還發育兩個潛在失穩區，總方量約1.86×10，一旦失穩可能再次形成滑坡堵江潰壩災害鏈，危害巨大，本文提出了進一步加強易貢高位遠程滑坡潛在崩滑體穩定性研究、災害鏈流域性影響范圍預測和監測預警等建議，對于指導該區正在規劃建設的鐵路、水利水電等重大工程建設和和城鎮防災減災具有重要的指導意義。

　　關鍵詞：易貢;高位遠程滑坡;啟滑機制;滑坡體積;災害鏈

　　高位遠程滑坡是指滑體剪出口高(相對高差大于50m)，滑動距離長(用等值摩擦系數H/L表示，即滑坡體重心位置的垂直位移H和水平位移L之比表示，H/L一般小于0.33)、體積大(具有鏟刮夾帶效應，體積大于106m3)和速度高(最大速度可達上百m/s)的滑坡[15]。

　　高位遠程滑坡在世界各地均有發育，一般具有高位隱蔽性、規模大、強動能和強碎屑化流體化等特征，往往造成嚴重的危害，如2017年四川茂縣新磨滑坡，約450×104m3的高位巖體失穩崩滑，歷時2min，運動水平距離約2800m，滑坡高差1200m，形成體積約1637×104m3的堆積體，其強動能的滑坡碎屑流導致新磨村被掩埋，90余人失蹤[4,68];2019年貴州水城滑坡，約70×104m3巖體從斜坡中上部失穩剪出，運動水平距離1250m，滑坡高差465m，形成約191×104m3的堆積體，導致21幢房屋毀壞，50余人遇難[912];1974年秘魯Mayunmarca滑坡，歷時約3min，運動距離約8.25km，運動平均速度約36m/s，滑坡高差約1870m，滑坡體積高達10×108m3，摧毀了Mayunmarca村，造成450余人死亡[13]。

　　青藏高原是我國乃至世界上地質構造最復雜與地質災害最為發育的地區之一，高位遠程滑坡等地質災害是該地區的典型地質災害，引起了世界學者的關注。最為典型的是發生于2000年的西藏易貢高位遠程滑坡，一般認為其歷時6min，運動距離約10km，高差約3330m，形成長約2.5km，寬約2.5km，平均厚60m的天然堰塞壩體，總堆積方量約3.0×108m3[14,17]，形成的災害鏈到達了下游印度境內。

　　關于易貢滑坡的啟滑機制、滑動速度和體積等研究還存在一些爭議[1820]，本文在野外調查的基礎上，系統分析總結了易貢高位遠程滑坡的啟滑機制、滑坡體積、滑坡速度、堰塞湖體積、潰壩機制和復發周期等方面的研究進展，提出了關于易貢滑坡滑源區潛在崩滑體穩定性、災害鏈影響范圍和監測預警等方面的研究展望，對于指導該區正在規劃建設的鐵路、水電工程等重大工程建設和城鎮防災減災具有重要的指導意義。

　　1地質背景

　　1.1地形地貌與地質構造

　　西藏易貢滑坡位于西藏東南部波密縣易貢鄉扎木弄溝，屬于易貢藏布的中下游，區內海拔平均4000m以上，V形深切河谷發育，峽谷區域斜坡坡度約40°~60°，屬于典型極高山峽谷地貌，同時也發育冰斗、角峰和冰磧壟等冰川地貌。該區降水量集中在510月份，占全年的約78%，年平均氣溫約11.4℃，冬季氣溫至零下，晝夜和季節存在較大溫差。扎木弄溝位于易貢魯朗斷裂和察隅嘉黎斷裂成近正交的位置，構造運動強烈，歷史上多發大地震，區內震級最大可達Ms8.6級(1950年察隅Ms8.6級地震)。溝內滑源區為喜馬拉雅早期花崗巖體，滑源區以下主要由大理巖、砂巖、板巖等組成，溝內還廣泛發育第四系松散堆積物[17,21]。

　　1.22000年易貢滑坡概況

　　2000年4月9日，西藏波密地區發生易貢高位遠程滑坡，殷躍平等首次研究報導了該滑坡，認為扎木弄溝后緣約上億方的滑坡體從海拔約5520m處發生崩塌，滑坡高差約3330m，滑坡歷時約6min，崩塌巖體快速下落沖擊了溝內的厚層松散堆積物，并裹挾碎屑塊石等形成了高速碎屑流，沿途不斷鏟刮狹窄段的溝谷，運移約10km后堆積于易貢湖出水口處，堵塞易貢藏布，形成長寬約2.5km，平均厚60m，最厚處可達100m的堰塞壩，滑坡堆積體總方量約3×108m3[14,22]。2020年6月10日，易貢堰塞湖湖水沖毀人工導流明渠，沖向下游，位于17km之外的通麥大橋處水位上升41.77m，水位高出橋面約32m，洪水不僅沖毀了橋梁和沿岸的道路及通訊設施，而且誘發了崩塌和滑坡等次生災害，甚至波及到了下游印度境內，給下游造成上億元的經濟損失[17,19,23]。

　　2易貢滑坡工程地質特征研究進展

　　2.1空間分布特征

　　滑坡的空間劃分是根據滑坡動力學和運動學特征等來確定的，殷躍平等[14]根據野外調查分析，將易貢高位遠程滑坡劃分為四個區域：滑坡崩塌區、碎屑流區、土石水氣混合流區和拋散堆積區;黃潤秋[24]和許強等[25]根據災害發生過程中不同部位物質運動及堆積特征，將其劃分為崩塌區、滑坡區和堆積區三個大區，其中滑坡區分為瞬間高速滑坡區和高速塊石碎屑流流通區，堆積區劃分為塊石堆積帶、碎屑、砂及粉塵堆積帶、鏟削碎屑疊加堆積帶和氣浪波及影響帶。

　　戴興建等[26]和Zhuangetal.[12]根據滑坡前后的遙感影像和現場調查情況，劃分為滑源區、流通區和碎屑流堆積區;劉錚等[27]劃分為滑源區、拋灑區、鏟刮區和流通堆積區。根據已有分析研究，結合野外調查，認為3個分區可以描述易貢高位遠程滑坡的基本運動學特征。在突出運動特征和動力行為基礎上，建議分別命名為崩滑源區(Ⅰ)、高速鏟刮滑動區(Ⅱ)、滑坡堆積區(Ⅲ)等3個區域。

　　(1)崩滑源區(Ⅰ)該區域位于扎木弄溝后部，海拔范圍約4400~5300m，投影水平長約1390m，該區常年覆蓋冰雪，受地震、構造和氣候等因素影響，干濕循環和凍融風化作用強烈，基巖裸露，巖體節理裂隙發育且結構破碎，據調查統計，崩滑體受到三組節理控制，產狀分別為203∠34°、94∠57°、211∠86°，小傾角的節理控制著滑動面的形成，大傾角的節理則促使后緣拉張裂縫形成[28]。易貢滑源崩滑體總體上呈楔形，下部窄上部寬，崩塌后留下深V形懸谷，受巖體結構、密集微震和氣候變化影響，目前該區域仍然存在兩個巨型潛在崩滑體。

　　(2)高速鏟刮滑動區(Ⅱ)該區域位于扎木弄溝中上部，海拔范圍約2900~4400m，斜坡斜度約16°~27°，溝谷較窄呈狹長形，兩側崩坡積物和第四系松散堆積物發育，滑坡發生后兩側基巖出露，有擦痕存在，說明源區陡峭的斜坡讓崩滑體獲得的高位重力勢能在此快速轉化為強烈動能，滑體不僅在此區域達到最大速度，而且由于速度差異及碰撞效應產生了解體，并不斷鏟刮沿途堆積物的形成碎屑流。

　　(3)滑坡堆積區(Ⅲ)該區域位于扎木弄溝中下部，與易貢藏布相接，海拔范圍約2200~2900m，平均坡度約5°~7°，地形由狹窄較陡過渡為平緩開闊，碎屑流在此處減速堆積形成具有一定分選的堆積扇，并堵塞河流形成了平均厚60m的堰塞體。另外，該區在2000年易貢滑坡之前已經存在1900年崩滑形成的堆積扇，而此次崩滑的堆積體即覆蓋于1900年的殘余堆積體之上。

　　2.2滑坡體積

　　2.2.1滑坡源區崩滑體體積

　　關于易貢滑坡滑源區崩滑體的體積存在不同認識，殷躍平[14]認為約有上億方的滑坡體飽水失穩;薛果夫等[29]認為有1×107m3的巖體從扎木弄溝滑源區崩落;劉偉[15]通過野外地質調查分析，認為崩塌發生前滑源區呈角峰狀，巖體邊坡達50°~70°，滑動后裸露V形懸谷，推算滑源楔形體體積約有3×107m3。Shangetal.[16]、Yinetal.[30]、Zhouetal.[21]和Zhuangetal.[12]認為滑源區約1×108m3的楔形飽水巖體失穩;王治華[31]結合2000年4月9日滑坡前后圖像對比分析，確定了滑前塊體的位置以及上寬下窄的不規則多邊形結構，得出滑源投影面積約0.691km2，通過DEM分析和影像比對，認為滑動后滑源區域的高程降幅在0~318m之間，滑走部分的體積為9.118×107m3。

　　Evansetal.[18]認為9.118×107m3的規模不太合理，通過計算得到初始崩滑體積約為7.5×107m3，碎裂膨脹之后的體積約為9×107m3;Xuetal.[17]調查分析失穩巖體體積為9×107m3;Delaneyetal.[19]通過DEM數據分析和LANDSAT7影像比對，認為9.1×107m3左右的初始崩滑體體積比較可信，且滑體碎裂膨脹后的體積為初始的1.2倍左右。各學者基于相同方法得到了不同的結果，可能是因為數據源、計算方法和經驗認識等不同導致的。為了更進一步確定易貢滑坡的初始崩滑體積，選用滑坡前后的區域DEM展開計算。

　　NASADEM于2020年2月發布，是對SRTM數據(采集時間為2000年2月11日2月22日)的重處理，數據的精度得到有效提升，ASTERGDEM3于2019年發布，通過新的算法對老版本ASTERGDEM進行了處理，修正了部分區域的異常值，新發布的DEM數據具有較高的可靠性。通過歷年遙感影像圈定崩滑源區，根據易貢滑坡前兩個月的NASADEM(30m)數據和2000年滑坡后的ASTERGDEM3(30m)數據(采集時間為2000年滑坡后)，基于GIS軟件的空間分析功能，對兩個數字高程模型數據作差，初步計算得到滑源區崩滑體積約為4400×104m3，在此基礎上根據王治華[31]分析得到的滑源區高程降幅0~318m，修正初始崩滑體積為5721×104m3。

　　2.2.2滑坡堆積區體積

　　滑坡堆積體穿過并堰塞了易貢藏布，形成的堆積區海拔范圍約2200~2900m，包括滑坡減速堆積的區域及越過河流對岸的部分區域，面積約5km2。殷躍平[14]、劉寧[33]、周剛炎等[34]和劉國權等[35]調查分析得出易貢滑坡的堆積體規模約2.8~3.0×108m3。

　　黃潤秋等[24]認為堆積體規模約2.8×108m3。Zhouetal.[36]、柴賀軍等[37]、Wangetal.[38]、Shangetal.[16]、Xuetal.[17]和Zhuangetal.[12]估算堆積體約3×108m3。任金衛等[22]根據便攜式GPS實地測量數據和滑坡前后遙感影像的比對，分析堆積體的總方量超過3.8×108m3。Evansetal.[18]通過DEM分析后認為易貢滑坡鏟刮量為1.5×107m3，堆積方量為1.05×108m3。Wangetal.[39]通過對比滑源區、運移區和堆積區等。

　　認為堆積體體積為3×108m3不合理，這是因為之前沒有區分2000年之前的新老堆積體，且主要流動區和泥水、強氣流濺射區也沒有分開，經過區分后認為堆積方量為9.11×107m3更為合理;Delaneyetal.[19]則認為9.11×107m3不太合理，因為沒有考慮滑源區滑體滑動過程中的碎裂膨脹效應和鏟刮夾帶作用，通過SRTM3DEM數據和LANDSAT7的影像，計算得出易貢滑坡的堆積方量為1.15×108m3。Ekström等[40]認為易貢滑坡的堆積總質量為4.4×1011kg，按照平均密度為2630kg/m3計算，堆積體積約為1.67×108m3。Liuetal.[41]基于1971年和2003年的數字地形資料重建基底滑動面計算得到最終體積約為1.29×108m3。

　　殷躍平[14]根據遙感解譯和現場調查，認為堆積體厚度平均為60m，最厚處可達100m，面積為5km2，Zhouetal.[21]認為沉積區的尾部厚約410m，中部厚約3565m，前部約5080m。本文通過遙感影像解譯，測量了滑坡堆積區，面積約5.1km2，若按照殷躍平[14]現場調查得到的滑坡堆積體平均厚度60m計算，則堆積體方量約為3.06×108m3;若按照沉積區尾部平均厚7m，面積約0.5km2，中部平均厚50m，面積約1.5km2，尾部平均厚65m，面積約3.2km2，則堆積體方量約為2.81×108m3。

　　3易貢滑坡啟滑機制與運動速度研究進展

　　3.1易貢高位遠程滑坡運動速度

　　國際地科聯滑坡小組劃分的滑坡速度，其中極迅速級別的下限速度是5m/s[43]，易貢高位遠程滑坡的速度已經遠超該值地形地貌是滑坡速度的重要影響因素之一，扎木弄溝的極大高差賦予了崩滑體巨大的勢能，在崩塌的過程中，由于崩滑源區坡度較大，轉換動能較高，之后由于鏟刮作用、摩擦作用和變緩的地形等讓能量逐漸耗盡，運動方式隨之轉變為減速堆積。通過野外調查分析、地震波曲線計算和數值模擬等方法，學者對易貢滑坡的速度進行了研究，統計得出易貢滑坡崩塌過程中的速度最大可能至90m/s，其碎屑流狀態時的速度范圍為16~28.5m/s，滑坡過程中最大速度通常位于高速鏟刮滑動區的上部，最大速度范圍為44~138m/s，滑坡全過程的平均速度范圍為15.6~40m/s。

　　其中根據地震波曲線計算的滑坡速度，是基于巖體或者碎屑流沖擊震動的波峰進行分析計算，因此合理劃分運動階段波峰，找到準確的碰撞點尤為重要。數值模擬計算得到的結果受到模型精確度和模擬方法的影響，模擬結果差異較大，但是基本符合滑坡動力學的規律，較為準確的速度特征分布需要結合野外調查、室內試驗和高精度地形數值模擬等方法進一步研究。

　　3.2破壞啟滑機制分析

　　關于易貢滑坡的破壞啟滑機制，研究者的觀點主要體現在：氣候變化導致崩滑、地震誘發崩滑、活動斷裂控制崩滑、內外動力耦合作用導致崩滑等方面。氣候變化引起崩滑青藏高原是地球的“第三極”，是全球氣候變化響應的啟動區、敏感區和關鍵區，19702000年以來的氣溫資料和模型預測顯示，青藏高原將持續升溫[4954]。升溫導致雪線上升和冰雪融化等，會增大崩塌、滑坡和泥石流等地質災害的發生概率，促進地質災害鏈的延拓和轉換[16,5556]。

　　2000年易貢滑坡的發生和氣候變化具有相關性，郭廣猛[57]綜合遙感影像、氣象和MODIS數據，對冰雪解凍范圍、氣溫和地溫進行了分析，認為在易貢滑坡發生前1個月氣溫已經升至0℃以上，災前兩周，崩滑體中心由于巖體破碎容易吸熱，導致崩滑體位置溫度高于周圍像素2~8℃，表現為一個高溫中心，3月28日地溫至5℃時，崩滑體周圍開始解凍。Zhouetal.[21]通過1998年、1999年和2000年3月1日至5月4日易貢地區氣溫對比，認為3年的氣溫變化沒有顯著的區別，但是2000年4月1日的顯著增溫可能對滑坡有一定的影響。

　　氣溫轉暖導致的冰雪融水和滑坡前的連續降雨(2000年4月1日至4月9日地區連續降水50mm，比同期平均值高50%~90%)，入滲到崩滑源區楔形體的節理裂隙內，導致結構面軟化和孔隙水壓力上升，最終誘發了楔形體失穩崩滑地震誘發崩滑地震是誘發地質災害的重要因素之一，如2008年Ms8.0級汶川地震觸發了15000多處滑坡、崩塌和泥石流，且震后導致的地質災害隱患點高達10000余處[59]，2014年Ms6.5級魯甸地震觸發約10559處滑坡[60]。易貢高位遠程滑坡位于喜馬拉雅東構造結地區，該區位于印度洋板塊俯沖亞歐板塊的前緣，地震活動頻繁，且近直立和陡立的邊坡發育，V型高山峽谷地貌不僅放大地震波，而且擴大了災害效應[61]。

　　據統計1900~2020年該區域地震超過200余次，其中以Ms3.0~5.0級中小地震為主，大多分布在扎木弄溝的西北側35km內，影響到易貢地區的地震可達100余次，其中以中小地震為主[28,62]，頻繁的中小級地震不僅會增加巖體的脆弱性，而且會成為巖體失穩的觸發因素。

　　李俊等[28]通過分析歷年地震、氣溫資料以及滑坡前兩個月的降水情況，經歷長期作用的滑源區花崗巖體處在極限平衡狀態，已經具有一定程度的損傷，受到4月9日8點0分9秒距離易貢滑坡13km處的林芝地區Ms4.8級地震的影響，隨后8點0分11.95秒發生易貢特大高位遠程滑坡，基于地震加速度和易貢滑坡的時空耦合分析，認為地震是易貢滑坡的誘發因素。

　　4易貢滑坡

　　堵江潰壩災害鏈研究進展2000年易貢滑坡形成的堰塞壩，其底寬2200~2500m，軸線長約1000m，壩體平面面積約2.5km2，庫容最大可達288×108m3[14]，也有學者認為最大庫容為201.5×108m3[19]。易貢藏布堵塞后采取了開渠引流的方案進行疏通，2000年5月3日開始施工，6月4日完工，渠道為梯形斷面，底寬30m，渠深20m，長約600~1000m。6月8日渠道開始泄流，6月10日20時壩體開始潰決，6月11日19時基本恢復原狀，泄流過程中瞬間最大流量出現在6月11日2時，壩體下游水位上漲至少48.2m，下游通麥大橋處流量可達12×104m3/s，河水水位約41.77m，高出橋面32m，6月12日，易貢湖約30×108m3的庫水全部排出[16,65]，潰決的洪水沖毀橋梁道路、誘發次生災害等，對下游造成了巨大的危害。

　　5易貢高位遠程滑坡復發周期研究進展

　　滑坡復發周期是指在環境條件相對穩定的條件下，滑坡原址多次發生一定規模的滑坡，且每次滑坡出現的時間具有一定的周期性。復發周期和氣候、地震、河流等引起的侵蝕、堆積速率具有一定的關系。Shangetal.[16]假設100年為易貢滑坡原址復發周期，以3×108m3的物質和20.2km2的扎木弄溝面積來計算物質生成率，其物質積累速率約為0.149m3/year/m2，當物質積累到極限狀態，受到一定的影響便會觸發。

　　2000年易貢滑坡之后，在區域氣候和構造等因素的影響下，扎木弄溝進入一個新的物質與能量的積累區間，當突破界限閾值，極有可能再次發生滑坡堵江特大危害事件。Guoetal.[20]通過對易貢滑坡堆積區開展了野外調查、地質剖面測量、地層精細厘定和14C測年等研究，首次揭示了易貢滑坡具有周期性高位遠程滑坡堰塞易貢藏布潰壩災害鏈的復發規律，且認為：

　　(1)2000年易貢滑坡源區在過去5500年間發生了至少8次以上的高位遠程滑坡事件，分別為3500BC、1300BC、1000BC、600BC、1900年和2000年滑坡事件，以及600BC至1900年間缺少測年數據的2次滑坡事件，此次研究結果揭示該滑坡區整體上具有約200年至500年左右復發周期;(2)考慮到后期滑坡事件侵蝕堆積體，以及滑坡堰塞事件記錄的不完整性，易貢地區大型高位遠程滑坡可能存在百年尺度的復發周期。以易貢滑坡為例，原址溯源周期型的滑坡具有一定的特征，即在相對穩定的環境條件下，經歷氣候、微震、斷裂蠕滑等長期作用，物質不斷積累，巖體損傷持續加劇，在沒有急劇突發事件的影響下，一定時間內達到極限狀態。此類滑坡的復發周期一般可以通過遙感影像或堆積區地層厘定等方法進行識別。

　　6研究展望

　　6.1易貢崩滑源區巖體穩定性與失穩趨勢

　　扎木弄溝后緣仍然存在較大的崩塌風險，呂杰堂[69]認為扎木弄溝內還殘留有1×107m3的松散物質，且目前處于2000年易貢滑坡后的物質與能量積累的新周期;朱成明等[82]通過遙感影像解譯，認為扎木弄溝源頭區目前存在的松散堆積物和潛在不穩定楔形巖體總體積達1.6×108m3以上，在強降雨、冰雪融水和雪崩等因素影響下，極易產生崩塌滑坡;李俊等[80]通過工程地質分析方法和野外實際調查，認為易貢扎木弄溝后緣仍存在兩塊巨型潛在崩滑體，其發生滑坡堵江的基礎和激發條件依然存在。

　　基于FLAC2D軟件反演潛在崩滑體的規模，結果為BH01方量0.94×108m3，BH02方量0.92×108m3，最后采用MacCormackTVD有限差分數值方法，模擬了潛在崩滑體在地震烈度為Ⅷ度和極端氣候工況下BH01和BH02少量崩滑、BH01和BH02局部崩滑、BH02全部崩滑、BH01和BH02全部崩滑四種情況下的失穩堵江風險，計算結果認為四種失穩情況均會造成堵江。

　　劉錚等[27]分析了易貢地區山體對地震波的響應特征，使用FLAC3D軟件研究了潛在崩滑體的穩定性，認為在靜力作用下，潛在崩滑體穩定，安全系數為1.27，而在近場強震作用下，潛在崩滑體會失穩破壞。目前判斷扎木弄溝危險性的關鍵是判別滑源區潛在崩滑體的穩定性與失穩趨勢，因此有必要開展易貢地區花崗巖體強度弱化機理的研究，揭示此類高山高寒區巖體的破壞模式和弱化影響因素，在此基礎上再定量化對其穩定性和失穩趨勢作出論證。

　　7結論

　　高位遠程滑坡成因機制復雜，自2000年發生以來，國內外學者對西藏易貢高位遠程滑坡開展了大量研究，本文在開展野外調查、遙感解譯基礎上，對易貢滑坡的研究現狀進行總結分析，得到以下結論和認識：

　　(1)基于遙感解譯、高精度DEM數據和野外調查等方法，認為2000年易貢滑坡滑源區崩滑體積約為5721×10m3，堆積體方量約為2.81~3.06×108m3更為合理。

　　(2)滑坡的最大速度位于高速鏟刮滑動區的上部，據統計，滑坡最大速度范圍為44~138m/s，滑坡全過程的平均速度范圍為15.6~40m/s，碎屑流狀態時的速度范圍為16~ 28.5m/s，目前滑坡速度的分布特征認識存在差異，可以基于高分辨率的地形數據、野外調查分析、地震波曲線及試驗等深入分析論證。

　　(3)易貢高位遠程滑坡的破壞啟滑，受到內外動力作用共同控制，是在巖體長期蠕變(受中小地震、凍融循環、干濕循環、加卸載循環等作用)的過程中，受到短期影響(降雨、冰雪融水)而觸發的，該模式對于高山高寒區的高位巖體穩定性分析和失穩趨勢研究具有一定的指導意義。

　　(4)易貢滑坡具有原址溯源周期性的特征，其復發周期可能為百年尺度，目前認為存在兩塊單個體積近千萬方的潛在不穩定巖體，可能再次發生滑坡堵江潰壩洪水災害鏈，建議對該區的高位潛在失穩巖體開展InSAR形變監測、巖體損傷規律與潛在失穩規律研究、滑坡堵江潰壩災害鏈效應研究，提升該滑坡和該區的防災減災能力和水平。

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　　作者：袁浩1，郭長寶1,2*，吳瑞安1,2，閆怡秋1，楊志華1,2