龙羊峡-刘家峡河段巨型滑坡类型及分布

龙羊峡-刘家峡河段巨型滑坡类型及分布

1陵湖、鄂陵湖型滑坡形成的地质环境黄河上游龙羊峡-六米峡段被称为“富矿”，是中国的一个分支。它穿过中国的两个大类阶地。这是青藏高原和相对隆盛地区洛杉矶高原的过渡带（图1）。黄河自第四纪中更新世末期至晚更新世早期影响到该区段，并在全新世早期溯源侵蚀到达两湖(扎陵湖、鄂陵湖)地区以来，锲而不舍的流水侵蚀作用，在其流经的山地峡谷和丘陵盆地带，形成了多级侵蚀堆积阶地和强烈的剥蚀、侵蚀山地地貌景观。特别引人注目的是在内外营力的作用下，沿河两岸断续塑造了众多高达500～960m的岩土质高陡斜坡。其间滑坡、崩塌、泥石流等突发性地质灾害屡见不鲜。据调查:380km的河段内发育有大小滑坡205个，其中规模大于5.0×108m3的15个，1.0～5.0×108m3的17个，巨型滑坡总数32个。其巨型滑坡之多，规模之大，实属罕见。虽然滑坡的形成与地层岩性、地质构造、新构造活动等背景条件和气候环境、地震、水动力条件等诱发因素有关。但它们是怎样控制着区内巨型滑坡，很难单纯地说非此即彼。因此需要从区域地质环境演化的角度进行系统研究。本文试图从区内巨型滑坡基本特征着手，分析研究黄河形成演化与巨型滑坡的关系，从而讨论河段内巨型滑坡的形成机理。2不同形成时间滑坡的基本特征区内巨型滑坡总数32个，其形成演化受控于区内地质环境条件及黄河形成、演化历程。由于其组成物质、成因、力学性质及发生时间的不同，其基本特征有较大的差异(表1)。表1表明:区内滑坡以早期推移式软弱岩质滑坡为主，且主要分布在尖扎-群科盆地。从成因角度，以库岸再造型滑坡为主，从时间上则以早期滑坡为主。其基本特征是早期滑坡相当于黄河IV级阶地形成时间;晚期滑坡与黄河Ⅱ级阶地相当。推移式滑坡均堵塞过黄河，老基岩滑坡多受地震构造影响，库岸再造滑坡则与湖相纹泥层伴生。3滑动分布的基本前提3.1西南侧升降速度1/2据统计(表2)，区内巨型滑坡在密度和强度上是右岸大于左岸。其原因是:一方面受祁连山与西秦岭块体边界深大断裂的影响(图2中(5)(6))，西南侧抬升速度大于东北侧，黄河右岸遭受流水侧蚀作用增强。另一方面，在地球自转作用下，北半球河流受科里奥利斯加速度作用的影响，黄河水流运动方向向右岸发生偏离，右岸侵蚀机率高，使得该河段黄河右岸多呈侵蚀状态，左岸多呈堆积状态。两种作用力的交互作用，导致了河段黄河右岸在坡度、坡高及滑坡密度、强度上均大于左岸的局面。因此，河段内滑坡的分布主要受科里奥利斯加速度作用及构造不均匀掀斜抬升共同作用的影响。3.2全河段的长度从表2可以看到，河段内滑坡主要集中分布在尖扎-群科盆地段，滑坡总数达12个，占河段内统计数的56%。而该河段长67km，仅为全河段长的17.6%。可见，尖扎-群科盆地滑坡灾害分布在密度和强度上均为全河段最大。归其原因应与挽近期近南北向隆起带(图2)急剧隆升以及黄河在尖扎-群科盆地一次性切深最大，而且黄河在尖扎盆地曾堰塞时间长达3650～5500a，关系密切。3.3晚期型钢滑坡sa调查显示:黄河龙羊峡至刘家峡河段内巨型滑坡发育时间分布有3期。早期滑坡多插入黄河Ⅳ级阶地之内(图3)，推测年龄时间30～50ka，规模多大于5×108m3，总数23个，约占总数的71.9%;晚期巨型滑坡多覆盖于Ⅱ级阶地之上，推测年龄7～10ka，规模多在1～5×108m3间，且多为早期巨型滑坡前缘的再次解体(图4)，总数8个，约占总数的25.6%;现代巨型滑坡仅1个，规模1.1×108m3。是公伯峡水库诱发老滑坡解体型滑坡。4典型河岸岩石和结构特征4.1泥层堆积与土壤厚度该剖面位于积石峡黄河戈龙布上游约500m处。剖面上反映:湖积纹泥层堆积于黄河Ⅱ、Ⅲ级阶地阶面上，最低点海拔1825m，高出现代河水位10m，最高点海拔1860m，总厚度35m。光释光年龄7～10ka。该湖积纹泥层应该是戈龙布晚期滑坡堵塞黄河所致(图5)。4.2地亚砂上积纹泥层分布剖面分布于循化县东约1.3km处。剖面缺失Ⅱ～Ⅲ级阶地，Ⅰ级阶地分布连续，高出现代河水位5m。Ⅳ级阶地亚砂土顶部覆盖有湖积纹泥层(图6)，最低点海拔1866m，最高点1900m，总厚34m，湖积纹泥层光释光年龄35ka，是早期滑坡湖相沉积物。底界即Ⅳ级阶地面拨河高度41m。Ⅴ级阶地分布不连续，但保留了堆积结构的完整性。自上而下:黄土状亚砂土，厚2.5m，砂砾卵石层厚10m，阶面高出现代河水位72m。4.3黄河岸坡结构及级级阶地该剖面是反映黄河形成演化历史剖面。现代河水位标高1853m，河谷带发育有Ⅰ～Ⅴ级阶地，其中Ⅰ～Ⅱ级为侵蚀堆积阶地，分布较连续而完整，Ⅲ～Ⅴ级阶地为基座阶地，分布不完整。Ⅴ级阶地阶面海拔1925m，高出现代河水位72m，应为共和运动晚期间歇性抬升最高阶地。Ⅴ级阶地以上为新近系红层构成的黄河岸坡，高约525～575m，其顶部覆盖有1层5～10m的黄土状土及黄土底砾层，年龄0.3Ma左右。这一高度应该是共和运动早期快速抬升黄河下切高度。海拔2450m以上为二级侵蚀夷平堆积台地，这应该是昆黄运动C幕黄河作用的结果。该剖面显示:昆黄运动造就了海拔2450～2500m侵蚀夷平堆积台地，切高525～500m;共和运动早期造就了高425～575m的黄河岸坡，而晚期则形成Ⅰ～Ⅴ级阶地。这也是循化盆地早期滑坡不十分发育的根本原因。4.4级阶地的分布该剖面发育有Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ、Ⅴ级阶地及湖相-滨湖相台地，缺失Ⅲ级阶地和昆黄运动侵蚀夷平台地。黄河现代河水位标高2009m，Ⅰ、Ⅱ级阶地为侵蚀堆积阶地，分布较连续完整，具二元结构特征。Ⅰ级阶地阶面拨河高度5m，Ⅱ级阶地拨河高度11m;Ⅳ级阶地分布连续而完整，具有二元结构，拨河高度41m;Ⅴ级阶地仅局部可见，拨河高度76m。Ⅳ、Ⅴ级阶地阶面均被湖积纹泥层或滨湖相碎石砂砾覆盖。湖积纹泥层底界标高2054m，顶界标高2200m，总厚度146m。该湖积地层由于湖水晚期急剧退出，在其前缘形成一高达80余米的陡坎。陡坎结构:底部为滑坡堆积物或新近系泥岩，可见厚度10m左右，中部为35m左右的砂砾碎石夹纹泥层，上部土黄色夹桔黄色泥砂层，表部有黄土状土覆盖。据沉积环境推测，砂砾碎石层为堰塞湖早期，降水充沛，山前挟带大量碎屑物质所致，上部土黄色泥砂层则是晚期降水稀少所致。湖积台地后缘是共和运动切割形成的早期黄河岸坡。残留岸坡高度约550m，所以尖扎-群科盆地北侧滑坡不发育。4.5细砂层序图7李家峡剖面清晰地反映了黄河Ⅳ级阶地形成后，德恒隆堰塞黄河形成堰塞湖后沉积过程以及晚期滨湖洪积相堆积物的接触关系。自上而下:(1)海拔2223～2200m，厚23m，砾石含量约40%，细砾粗砂占40%，中细砂20%左右，分选性一般，磨圆度一般，滨湖-洪积相;(2)海拔2200～2181m为细砂层，厚度19m，具水平层理，局部可见交错层，为动水环境的滨湖相沉积。(3)海拔2181～2160m为细砂、粉质黏土互层，厚度21m，粉质黏土层具明显的纹泥现象，单层厚0.5～1.2cm间，细砂层质地疏松，洁净，为滨湖、湖相沉积;(4)海拔2160～2136m为粉黏质纹泥层，厚度24m，纹泥层厚度10cm约有11层，颜色上黄褐、灰黑相间，为湖相堆积。其顶界最高海拔与群科剖面一致，最低海拔高出群科剖面(2054m)约82m，与黄河现代纵坡降1.5‰～2.3‰一致。(5)海拔2136m以下为黄河Ⅳ级阶地堆积物，堆积物有约0.3m的粉质黏土，下部为约13m的砂砾卵石层，分选性、磨园度好，基座为约8m的古近系砂砾岩，基底为Pt1片麻岩。阶面高出现代黄河水位74m。(6)湖积纹泥层与Ⅳ级阶地粉质黏土层中间夹有约0.5m的土黄色碎石黏土层，具波纹状，枕状构造特征，应为黄河刚堵塞时的堆积物，也有可能是水面很浅时冻融褶皱(图7)。5岸壁目前的分布特征5.1阶地5.1.1各阶地的拨河高度据调查，黄河自拉西瓦峡出峡后，在贵德、尖扎、循化3个盆地只形成了Ⅰ～Ⅴ级阶地。阶地要素特征如表3。从表3看到:(1)尖扎-群科盆地缺Ⅲ级阶地，应与德恒隆滑坡堰塞黄河长达3650～5500a有关;(2)贵德盆地比尖扎、循化盆地各阶地拨河高度要大些。贵德盆地位于西秦岭块体内，而尖扎、循化位于祁连山块体内，原因是青藏高原由南向北递进式隆升差异所致，南快于北。(3)Ⅰ～Ⅴ级阶地反映黄河在该时期表现为间歇性隆升过程，而Ⅴ级阶地以上的高陡斜坡则为快速抬升期，也反映了黄河形成演化过程中经历了早期快速下切和晚期间歇性下切的演化过程，这是区内早期滑坡密度和强度最大的根本原因。5.1.2早期滑坡发生期河段内32个巨型滑坡可分为早期、晚期和现代3期。早期滑坡切黄河Ⅴ级阶地堆积在Ⅳ级阶地近阶面上，部分地段被Ⅳ级阶地亚砂土覆盖，滑坡剪出口高出现代河水位42～45m，可视为与Ⅳ级阶地同期，如德恒隆滑坡、康扬滑坡、戈龙布早期滑坡。晚期滑坡切黄河Ⅳ、Ⅲ级阶地，堆积在黄河Ⅱ级阶地阶面上，滑坡剪出口高出现代河水位11～14m，可视为发生在Ⅱ级阶地形成后，Ⅰ级阶地形成前。如参果滩滑坡、白刺滩滑坡、席芨滩早期滑坡以及戈龙布晚期滑坡等。现代滑坡典型代表则是公伯峡水库蓄水引发的库尾烂泥滩滑坡，堆积在高漫滩型Ⅰ级阶地之上，剪出口高程低于库水位3～5m。5.2侵蚀野蛮人的平坦沉积平台5.2.1阴山期不同时代侵蚀夷平堆积台地是指黄河形成演化过程中高于Ⅴ级阶地的黄河岸坡层状地貌。其侵蚀夷平堆积台地分布特征如表4。表4表明:(1)一级台地是河段内流水作用初始下切面，这一时期贵德县最高，海拔3150～3260m。这个时候水流态势应该是:贵德以西西流，以东东流，因此黄河没有形成。此时应该对应于青藏运动B幕(距今1.1Ma)，因为塔拉台最高级海拔3150m左右的湖积阶地(塔拉台)和积石峡段高台地堆积物年龄1.1～0.8Ma左右。(2)二级台地尖扎-群科盆地和龙羊峡入口段缺失处于侵蚀过程，而龙羊峡出口段、贵德盆地及循化盆地、积石峡等地这一时期(相当于昆黄运动C幕)在经历时流水下切过程后形成了新的夷平堆积台地，尖扎盆地及龙羊峡入口段处于分水岭地带。这时龙羊峡多隆沟段以西水流向共和盆地，为内陆水系;李家峡以西段的贵德盆地水流经多隆沟、倒淌河流入青海海湖盆地后经海晏流入湟水，成为湟水之源。公伯峡以东则向东经循化盆地东流构成早期黄河源区外流水系，时间跨度1.1～0.8Ma。这一时期应该是李吉均等称之为昆黄运动B、C幕，这一运动(1.5～0.6Ma)经历约1Ma的时间尺度在研究区内的贵德、共和盆地、循化盆地、官亭盆地形成了二级侵蚀夷平台地，切割了1个高450～560m的缓坡角斜坡带，未发现大规模的滑坡现象。而尖扎-群科盆地及龙羊峡入口段处于分水岭地带，没有切割出明显的负地形。(3)在二级夷平堆积台地基础上，短时间尺度下，伴随黄河的切穿和贯通，河段内形成了真正意义上的早期黄河高陡斜坡。其相对高差:共和、贵德盆地142～342m;龙羊峡入口段及尖扎盆地最大，达750～965m;循化、官亭盆地525～575m。此后才进入间歇性切割过程，并形成Ⅰ～Ⅴ级黄河阶地。这一时期应该是李吉均等称之为共和运动的结果。这一结果表现出区内早期的快速抬升和晚期的间歇性抬升特点。(4)黄河Ⅴ级阶地拨河高度是贵德、共和盆地大，而尖扎以东地区相对小。说明贵德共和盆地抬升速率大于尖扎以东地区，这是由于高原自南向北递进式隆升对不同块体作用过程不一致所致。5.2.2早期滑坡分布特点共和运动造就了研究区黄河的切穿和贯通。由于切穿贯通前侵蚀夷平堆积台地海拔高度的差异，导致了河段内黄河沿岸坡度和高度的差异，也影响了区内巨型滑坡分布的差异。如尖扎-群科盆地一次性切深达865～960m，所以早期滑坡主要分布在尖扎-群科盆地，仅占全河段长11.6%的黄河尖扎段滑坡个数12个，占总数的56%，而且单体残留方量为全区之最，最大达21.45×108m3，且大多为堵河滑坡。而其他盆地，由于昆黄运动的作用，有过早期夷平历史，共和运动切深相对较小，介于142～575m之间，因而巨型滑坡分布数量较少，而且多是晚期滑坡。这一点可以说明，河段内新近系泥岩滑坡临界高度142～575m，大于575m易发生巨型滑坡，而小于142m则不易发生巨型滑坡。6典型滑动机分析6.1初步地震结构6.1.1现代黄河岸坡水岸坡厚层滑坡的发生模式德恒隆滑坡属老基岩(Pt1)滑坡，位于公伯峡水库库尾尖扎县城东黄河左岸，滑坡体残留体长:左岸2150m，右岸800m;宽:左岸5250m，右岸4000m;厚度:左岸约120m，右岸约25m;总残留体积14.35×108m3。滑坡水平滑距5700m，垂直落差875m(图8)。滑床后缘受控于北北西向断层面，产状255°∠48°，前缘微翘。滑体后缘反向地形中堆积有厚达30余米的湖相地层，前缘过河堆积在高度为2300m的山坡上(图9)，呈抛撒状，左岸剪出口高程2040m，高出现代河水位约45m。滑体物质:后缘保持较完整，大多反倾，少部分零乱;中部完整性差，大部分零乱;前缘零乱，呈碎块状无序，块体相对较小。滑坡后壁呈圈椅状，受后期流水侵蚀作用保留较不完整，滑壁带发育有后期牵引式滑坡。滑坡中部现代黄河岸坡发育有晚期滑坡体。滑坡主滑方向255°。滑坡发生的背景条件:滑坡后壁为德恒隆断层:产状255°∠48°，前缘为尖东断层，产状72°∠65°，两者都是祁连山地块与西秦岭地块边界断层派生的北北西向断层。1958年5月5日曾发生过4.5级地震，属活动断层。滑坡地层为下元古界片岩、片麻岩。片理、片麻理产状100°∠50°，发育有3组裂面:250°～265°∠40°～50°，200°∠45°，290°∠60°，这3组裂隙面控制着滑坡的边界。滑坡发生时的临界高度约920m，具备极高的临空条件。滑坡发生时间距今30～50ka。滑坡发生，应于德恒隆断裂发生地震有关。在极高的临空条件下，地震发生时使德恒隆滑坡后缘沿德恒隆断裂拉裂，形成推移式高速滑动，并堵塞黄河。该滑坡左肩的锁子滑坡，残留方量达(6500×2750×120m)21.45×108m3，其发生的时间和机制同德恒隆滑坡，他们共同将黄河堵塞长度达11.0km，坝高达260m，并在其堰塞湖内堆积在厚达136m的湖相堆积纹泥层。6.1.2高速推动性滑坡戈龙布早期滑坡属白垩系砂砾岩基岩滑坡，分布于积石峡的狐跳峡两岸。该滑坡前缘剪出口高程1860～1865m，高出现代河水位45～50m，相当于黄河Ⅳ级阶地拨河高度。滑坡后缘高程2100m，后壁顶界高程2360m，总落差500m。滑壁高差240m，主滑方向51°。滑体长1100m，宽1200m，平均厚度90m，总体积1.188×108m3。滑坡后壁反向负地形中堆积有湖相纹泥层，厚度17m，说明该滑坡属高速推移式滑坡。滑坡物质主要为砂砾岩块及碎块石层。其中后缘岩块层序较连续，还保留有原岩结构特征。中部岩块与碎块石相间混杂，层序较乱。前部物质零乱，并抛撒到河对岸山坡上，具备高速滑动后原岩被破坏的特征(图10)。戈龙布早期滑坡经历了能量的聚积，卸荷压致拉裂，地震活动贯通滑移和堰塞黄河休止过程。戈龙布滑坡区为黄河积石峡段曲率半径最小地段，也是最窄的地段，狐跳峡由此而得名，滑坡就位于曲率半径最小段的凹岸带。因此，黄河流水下切，侵蚀速率最大，在经历共和运动早期的快速下切作用下，形成了高达513m，坡度达65°以上的高陡岸坡，为能量的聚集打下了基础。高陡岸坡三面临空和继续受黄河流水侧蚀作用，坡顶沿与岸坡近于平行的35°∠50°优势结构面卸荷拉裂，坡底因临空，砂砾岩中的软弱夹层在重力作用下压致拉裂和塑性流动，并向黄河方向挤出，随着卸荷压致，蠕滑拉裂的加剧，坡体于距今30～50ka处于极限平衡状态。祁连山地块与西秦岭地块边界断裂的活动，引发了与之相伴生的尖东断裂、马儿断裂活动，导致锁固段破裂，坡体整体向黄河临空方向剪出，上覆岩体滑动错落，形成巨型错落式快速旋转滑移，并堵塞黄河。在循化县Ⅳ级以上的高阶地上堆积有早期湖相纹泥(图6)。6.2滑坡生长机理及形成机理早期岸坡再造型滑坡指因德恒隆、锁子滑坡堵塞黄河形成水深达近300余米的大型堰塞库，堰塞库的形成，其库岸坡体长期受水的侵润、浪蚀以及地下水位上升等交互作用下，引发的滑坡为岸坡再造型滑坡。其典型代表有夏藏滩、康扬等滑坡。康扬滑坡位于尖扎群科盆地黄河右岸，属新近系泥岩滑坡。滑坡残留体长:右岸3500m，左岸2000m;宽:右岸3000m，左岸3500m;厚度:右岸100m，左岸60m，总残留方量14.7×108m3。滑壁呈弧形，高差260m，受后期流水侵蚀作用影响，滑壁保留不完整，植被发育(图11)，坡角达65°。岩性为晚更新世早期冰水洪积物，泥、砂、砂砾混杂。滑坡主动方向45°，总体以20°的坡降呈9级台阶状向45°方向倾斜。滑坡后缘有面积约1.5km2的平坦地形，为滑坡反向地形湖相堆积纹泥层，厚度大于25m，说明该滑坡属推移式高速滑坡。滑坡前缘滑过黄河堆积在黄河Ⅳ、Ⅴ级阶地之上，对Ⅴ级阶地有切削过的痕迹，对Ⅳ级阶地表部亚砂土产生了一定的影响，说明滑坡发生时间与黄河Ⅳ级阶地相当。滑体总滑距达8000m，其前缘被后期滨湖相堆积物覆盖，堆积物厚度达130余米(图12)。其前缘将约9m的湖相纹泥挤压成褶曲状(图13)。说明滑坡发生时间晚于德恒隆、锁子滑坡堵河时间。滑坡平面形态呈马蹄形，平面面积达10km2，表层受晚期流水侵蚀作用强烈，冲、切沟发育，地形破碎。其右肩为现代烂泥滩滑坡。滑坡形成机理:该滑坡位于原黄河右岸凹岸带，黄河形成演化过程中，经历共和运动早期快速下切，切高达900余米，坡角55°左右，高位临空。而且新近泥岩为溶岩胶结，能形成高位临空的斜坡。后期德恒隆、锁子滑坡堵塞黄河，库水急剧上升，上升高度约260m。岸坡带地下水位相应上升，但新近系泥岩属相对隔水层，水位的上升极慢。水位在上升过程中，首先浸润泥岩溶盐成份，使泥岩崩解，锁固区面积逐步变小，应力逐步集中。另一方面，堰塞湖形成后，浪蚀作用对岸坡也会掏蚀，加速坡体失稳。后缘拉张卸荷裂隙加深、加长，岸坡体开始出现拉张滑移趋势，同时加速了地下水位的上升连通。当上升到一定值后，锁固区全部浸润贯通，滑面形成，坡体推移式高速滑移，并将湖底纹泥推至湖对岸，同时产生巨大涌浪，引发库区其他滑坡(图14)。这也是尖扎盆地内早期巨型滑坡最为发育的主要因素。6.3古坡坡岸再造型滑坡成因分析该类型滑坡主要是早期滑坡前缘再解体型，其典型代表有德恒隆解体型和古日岗滑坡。古日岗滑坡位于夏藏滩滑坡前缘，属夏藏滩解体型滑坡。滑体长1200m，宽1500m，厚约60m，残留体积1.08×108m3(图4)。滑坡壁呈弧形，高达80m，滑坡后缘地势较平，局部呈垅岗状，前缘堆积于黄河Ⅱ级阶地上，局部切Ⅱ级阶地亚砂土层，说明发生时间与黄河Ⅱ级阶地形成晚期，时间7～10ka之间。滑坡平面形态马蹄形，且典型圆弧形破坏特点，后缘落差大，说明滑坡具快速推移特点。滑坡发生经历了3个阶段，夏藏滩库岸再造型滑坡发生后，经历了湖水浸泡和固结压密过程。湖水退出后，黄河水流对夏藏滩滑坡进行侵蚀下切，并在夏藏滩滑坡中后缘通过，形成高达180余米的黄河岸坡。由于组成物质是老滑坡堆积物，一般不能形成高达百余米的岸坡，但古滑坡发生后，经过3000～5000a的长期浸泡、压密、重胶结条件下，形成这么高的岸坡是有可能的。岸坡的形成，坡体卸荷拉裂开始形成，坡体应力集中，并于距今7～10ka前后的大暖期发生滑动。6.4老滑坡的形成阶段该类型巨型滑坡仅1个，即2008年8月25日发生的烂泥滩滑坡。该滑坡分布在尖扎盆地公伯峡水库库尾右岸的夏藏滩与康扬滑坡交合带。滑体长1100m，宽2000m，厚50m，滑坡总体积1.1×108m3。滑体后壁清晰，错距35m，前缘鼓张，扇张裂隙发育，并将黄河Ⅰ级阶地铲起，其右肩将Ⅱ级阶地亚黏土及砂砾层挤压并褶曲(图15)。该滑坡发生前，由于修建公路，开挖坡脚，使坡体失去支撑而应力集中，卸荷裂隙开始发育。2006年公伯峡水库蓄水，其库尾库水位上升约8m。地表水位上升，引起地下水位上升，浸润老滑坡堆积物。但老滑坡堆积物经过了堰塞时期的千年时间尺度的浸泡，结构致密而成为相对不透水层。因此，地下水上升经过了近3a的浸润、上升，最终达到回水平衡阶段。这时沿地下水位线形成了潜在滑移面。2008年8月24日，连续降水8h，降水量达35mm。表水沿卸荷裂隙下渗，并与地下水界面连通，潜在滑面贯通，斜坡坡体后缘物质向下挤出，形成推移式滑动。但由于其剪出口位于黄河Ⅰ级阶地以下，前缘受阻，而没有形成高速滑动。7内动力因素控制黄河巨型滑坡形成机理的诸多因素中，高原隆升是内动力因素，它控制着黄河的形成演化和岸坡的形成演化，也控制着区内巨型滑坡的形成。因此，构造抬升，致使黄河水流阶段性下切，是造就区内巨型滑坡的根本原因。6.1青海湖沉积期沉积型距今45Ma以来，伴随印度板块与欧亚板块碰撞挤压的发生、发展，新特提期海逐步退出，青藏高原在急剧隆升过程中，迎来盆岭构造发育的新生代，高原“泛湖”期沉积环境形成，在河段内的贵德盆地、尖扎-循化盆地沉积了厚逾千米的湖相-盐湖相红色砂岩、泥岩、粉砂质泥岩夹膏盐层。此时的沉降中心在尖扎-群科盆地，为区内巨型新近系泥岩滑坡的形成奠定了物质基础(图16、表5)。环境演化进入第四纪以来，区内乃至整个青藏高原在较短的时间尺度下刻划高原快速隆升事件和我国内流水系的切穿和贯通，从而促使河段内现代地貌景观的形成和演化。第四纪初期(距今3.6～1.5Ma)，“青藏运动”的发生、发展，一方面:青藏高原又一次整体大范围隆升，海拔高度达到甚至超过“动力临界高度”，使亚洲季风形成并加强，高原内部河流、湖泊广泛发育，形成早更新世泛湖期。另一方面:青藏高原在开始整体隆升过程中，其内部地质环境发生了巨大变化，使统一的高原主夷平面开始解体，祁连山地槽急剧隆升并进入剥蚀夷平阶段，而共和盆地则相对沉降，接受沉积(图17)，并在共和、贵德盆地沉积了厚达386.4～1400m的早更新统土黄色-灰黄色粉砂质泥岩、粉砂岩夹杂色细砂岩。其中共和盆地沉积厚度最大，而且含有5%～8%的易溶盐，成为早更新世终端湖区。说明青藏运动使得区内扎马山以东河段处于强烈隆升剥蚀阶段，而扎马山以西河段则处于相对沉降过程，沉降中心在共和盆地，贵德盆地的地表水流向共和盆地。这就是说黄河还没有到达该区。“昆黄运动”序幕的拉开(距今1.50～0.6Ma)，青藏高原进入第四纪以来第二次强烈隆升阶段，主高原面海拔高度达到水的“冰结高度”(3000～3500m)，出现第四纪以来“最大冰期”。此时整个高原多半年均被积雪覆盖，导致地表反照率显著增大，使青藏高原全年均对大气起冷源作用，从而促使该河段乃至全球性进入第四纪中更新世的“冰凉世界”。受本次构造隆升的影响，黄河在中游切三门峡东流入海。在上游，北支的湟水摆脱达坂山东缘的禁锢，穿老鸦峡而过，切大峡、小峡，进入西宁盆地到达大通山腹地，青海湖后，经倒淌到达贵德盆地，成为原黄河的源头。南支仅穿刘家峡、寺沟峡，过积石峡到达循化盆地，并未形成完整体系的黄河流域。这一时期在区内的循化、贵德、共和盆地形成了海拔2600m左右的次高级侵蚀夷平台地，而尖扎-群科盆地、多隆沟以西的龙羊峡入口段仍处于剥蚀阶段，而成为区内地表水体分水岭带(图18)。距今125ka前后的第四纪晚更新世早期，青藏高原进一步差异式隆升，其海拔高度≥无稳定积雪高度。随着高原面积雪的消失，反照率变小，高原从年平均“冰凉世界”冷源驱动又开始进入热源驱动。由此引起了全球性升温。同时，我国三级阶梯地貌格局定型。并伴随“共和运动”的发生、发展，河段内的扎马山-日月山隆升加剧，青海湖独立水系(距今120ka左右)形成，黄河上游进入大切割期，溯源侵蚀切公伯峡、李家峡，穿龙羊峡而过，并于全新世早期到达“两湖”(扎陵湖、鄂陵湖)地区。这一时期共和运动应该有2次不同的活动方式。即早期的快速抬升和晚期的间歇性抬升。其时间划分依据阶地测年结果应该是50ka前后。即:距今125～50ka的共和运动早期，区内黄河切穿贯通并快速下切，造就了黄河不同