青藏高原多年凍土區熱融滑塌發育特征及規律

羅 京， 牛富俊， 林戰舉， 劉明浩， 尹國安， 高澤永

（中國科學院西北生態環境資源研究院凍土工程國家重點實驗室，甘肅蘭州 730000）

0 引言

青藏高原多年凍土是世界中、低緯度地區高海拔多年凍土的代表，分布面積約1.5×106km2，占我國凍土面積的70%[1］。多年凍土對溫度變化極為敏感，氣溫的微弱變化都可能導致其溫度狀況和穩定性發生很大的變化[2］。在全球氣候變暖的影響下，環北極高緯度多年凍土在過去幾十年經歷了持續的退化過程[3-6］，青藏高原作為全球變化的“驅動器”和“放大器”，其多年凍土的退化速率更加明顯[7-9］。從20 世紀70—90 年代，青藏高原多年凍土的年平均地溫在非連續多年凍土區增加了0.3~0.5 ℃，在連續多年凍土區增加了0.1~0.3 ℃[7］。自1999年以來，青藏高原不同區域多年凍土活動層厚度增加了35~61 cm，年平均增加速率為4 cm[9］。此外，模擬結果表明：在年增溫0.02 ℃情形下，50 年后青藏高原多年凍土面積比現在縮小約8.8%；若升溫率為0.052 ℃·a-1，50 年 后 高 原 多 年 凍 土 將 退 化13.5%[10-11］。因此，氣候變化和工程活動影響下的青藏高原多年凍土正處于退化過程，并且這種退化趨勢將持續存在。

多年凍土退化導致的地下冰融化將誘發一系列熱融現象的發育，這種熱融現象在平坦區域主要表現為熱融湖塘和熱融沉陷，在斜坡區域主要表現為熱融滑塌。熱融滑塌一般指在厚層地下冰分布的斜坡區域，由人為活動或自然因素而造成地下冰暴露，在融化季節地下冰融化使其上覆的融土失去支承而在自重作用下發生塌落的現象。熱融滑塌的發生會對區域生態環境產生重要影響，很多學者認為熱融滑塌的形成不僅會導致其下部數米高含冰量凍土融化，還會導致周邊數公頃范圍內凍土的熱狀態發生改變[12-13］。同時，在熱融滑塌的發生過程中會釋放以前保存在凍土層中的化學溶質，使得滑坡區域土壤的離子濃度和pH 值均高于非滑坡區域[14］。因此，在熱融滑塌的影響下，其臨近區域內的地溫狀況、植被結構、生物群落以及湖泊的湖底沉積物化學性質都將發生改變[15］。更重要的是熱融滑塌的發生還將導致近地表凍土層中的碳釋放到大氣中，進而影響區域碳循環過程及氣候變化[16-18］。此外，熱融滑塌的發生還可造成工程設施的直接破壞，諸如2018 年9 月發生在風火山南麓的一處熱融滑塌造成鐵路防洪及路基熱棒設施的直接損壞；同年8月發生在國道G214溫泉鄉附近一處熱融滑塌直接掩埋公路，影響車輛的正常通行。熱融滑塌發生以后由于滑壁位置地下冰的暴露和融化而產生大量泥流物質沿坡面向下流動，這些泥流物質會進一步掩埋道路和堵塞橋涵，并將加速路基下部多年凍土融化以及路基軟化濕陷，嚴重影響工程構筑物的長期穩定性。

雖然目前針對青藏高原多年凍土區熱融滑塌開展了大量研究工作[19-21］，但這些工作基本都是以單點研究為主，系統性和區域性研究工作仍然比較缺乏。青藏高原未來規劃了高速公路、新的輸電工程、輸油管線工程甚至有可能修建鐵路復線，受制于青藏工程走廊工程容量以及密集工程之間的相互熱影響，新建的線性工程必將著眼向兩側的丘陵山地區域擴展。此外，隨著內地資源探明儲量的減小，未來各種礦產資源開采會逐漸考慮向青藏高原多年凍土區轉移。熱融滑塌的發育一方面會對這些工程設施的穩定性和安全運營造成威脅，另一方面工程建設又會誘發大量熱融滑塌的發生，破壞區域生態環境。因此，熱融滑塌對青藏高原多年凍土區未來工程規劃、建設及環境保護的影響將日趨突出。在未來青藏高原多年凍土區工程建設和礦產資源開發增多以及環境保護要求提升的大背景下，準確掌握青藏高原多年凍土區熱融滑塌的發育機理、特征及規律，可為區域工程規劃、資源開發及環境協調發展提供有力的科技支撐。

1 熱融滑塌的發育機理及誘發因素

國內外研究普遍認為各種自然和人為因素導致的多年凍土斜坡區域地下冰暴露和融化是熱融滑塌形成的主要原因。在高緯度多年凍土區，熱融滑塌一般是由河流或波浪的沖刷侵蝕[22］、湖岸的坍塌[23］、地表徑流導致的冰楔融化[24］以及森林大火燃燒腐殖質層[25］等過程引起地下冰的暴露而誘發。近年來的野外調查發現，青藏高原多年凍土區熱融滑塌主要由工程擾動、湖水侵蝕以及凍土活動層滑脫的發生而誘發（圖1）。工程擾動型熱融滑塌主要以發育在青藏公路里程K3035 路基西南側的一處熱融滑塌為主要代表，該熱融滑塌是20 世紀90 年代初青藏公路二次整治過程，由于路基坡腳開挖導致地下冰的暴露而引起。該類型的熱融滑塌主要發生在青藏工程走廊范圍內，且目前基本上處于穩定狀態，對工程和環境的影響較?。缓治g型熱融滑塌主要發生在有厚層地下冰發育的湖岸斜坡區域，該類型的熱融滑塌目前僅在可可西里地區錯達日瑪湖東南側湖岸有大量分布，別的區域幾乎沒有發現；活動層滑脫型熱融滑塌是由凍土活動層滑脫發生以后其滑壁位置地下冰的暴露和融化而形成，該類型的熱融滑塌大量分布在青藏高原多年凍土區有厚層地下冰發育的丘陵山地區域。

圖1 青藏高原多年凍土區熱融滑塌：工程擾動誘發的熱融滑塌（青藏公路里程K3035）（a）；湖水侵蝕誘發的熱融滑塌（可可西里，錯達日瑪湖）（b）；凍土活動層滑脫誘發的熱融滑塌（紅梁河附近）（c）Fig.1 The retrogressive thaw slump developed in permafrost region of the Qinghai-Tibet Plateau：the one induced by engineering activities（K3035 of Qinghai-Tibet Highway）（a）；the one induced by lakeshore erosion（Cuodarima Lake，Hoh Xil）（b）；the one induced by the occurrence of active-layer detachment（near the Hongliang River）（c）

通過對目前青藏高原多年凍土區已調查和標記的熱融滑塌（約200 多個）進行統計發現，95%以上的熱融滑塌是由凍土活動層滑脫的發生而誘發。凍土活動層滑脫是指在多年凍土區地下冰發育的斜坡區域，活動層土體連同其上覆的植被作為一個整體與其下部多年凍土發生分離并滑移的現象[26］。活動層滑脫的形成主要是因地下冰融化而形成的融水不能及時排出，最終導致活動層與冰面之間的抗剪強度減小而引起[26］。國外大量的研究表明活動層滑脫的發育與土質類型、凍土含冰量[27］以及一些特定的外部誘發因素（包括極端的夏季高溫、森林大火，以及極端的降水事件）密切相關[28-29］。在青藏高原多年凍土區，羅京等人通過典型凍土活動層滑脫的現場水熱監測、冰-土界面現場直剪試驗以及考慮降雨和地震影響下凍土斜坡的穩定性分析，明確了極端高溫和降水事件引起的厚層地下冰過度融化和冰-土界面抗剪強度減小是誘發青藏高原多年凍土活動層滑脫發生的主要原因[30-31］。

2 典型熱融滑塌的發育過程

本文選取發育在北麓河盆地孤山北側的一處典型熱融滑塌為研究對象來分析其發育過程（圖2）。通過對比不同時期的遙感影像發現該熱融滑塌發生在2015 年10 月下旬至2016 年12 月中旬之間，并且根據滑塌前緣土體被擠壓形成的隆起及側壁附近的擦痕推斷該熱融滑塌是由凍土活動層滑脫的發生而誘發，而凍土活動層滑脫的發生是由上限附近地下冰的融化而引發，一般發生在夏末時期活動層融化到最深的時期，由此進一步推斷該熱融滑塌可能發生在2016 年9 月底。在活動層滑脫發生以后，滑壁位置地下冰的暴露和融化將導致滑壁處的活動層土體變得不穩定，在張力作用下形成大量的裂縫，隨著地下冰的繼續消融，裂縫會繼續增大并最終導致滑塌壁的坍塌和后退，滑塌的土體隨著地下冰的融水形成泥流狀物質沿坡面向下流動。因此，熱融滑塌的發育可以簡單概括為“活動層滑脫—熱融滑塌—泥流”三個過程。

2018年8月現場測得該熱融滑塌的最大寬度約160 m，最大長度（包括泥流）約500 m，后緣的滑壁高度6~7 m，滑壁位置暴露的厚層地下冰厚度4~5 m。根據后緣位置距滑塌壁5 m 處的鉆孔勘查資料可知，滑塌后緣位置自地表而下的土層為：0.0~0.8 m，紅褐色松散的細砂層夾雜碎石；0.8~2.4 m，紅棕色黏土，夾雜碎石；2.4~12.8 m，厚層地下冰，含冰量60%以上；12.8~15 m，強風化泥巖。大量厚層地下冰的存在將為該熱融滑塌的繼續發展提供充分的物質條件。

為進一步分析熱融滑塌的發育過程，2018 年9月在該滑塌的后緣布設了8組滑塌壁后退速度人工監測點，每組監測點包括2個監測樁，每個監測樁的間距為5.0 m，每次沿著每組監測點的方位，分別測定滑塌面至各個監測點的距離。為了保證測量精度，每組監測點測量兩遍，將兩次測得的平均值作為計算數據。自2018年9月開始，每年的5月份和9月份對滑塌壁的后退量進行定期觀測。2018年9月至2020年10月的具體測量結果如表1所示。

監測結果表明該熱融滑塌從2018 年9 月至2020 年9 月滑塌壁的平均后退距離為39.2 m，其中最大后退距離為60.4 m，發生在監測斷面No.4，最小后退距離為13.5 m，發生在監測斷面No. 1（表1）。監測斷面No.4 位于一個有間歇性流水的沖溝處，流水的熱侵蝕作用加速了滑塌壁的塌落和后退。此外，從監測結果看出，2018—2019 年滑塌壁的平均后退距離21.0 m，大于2019—2020年的平均后退距離（18.2 m），這可能是由于滑塌物質覆蓋了部分暴露的地下冰而導致滑塌速率減小，也可能是因2019 年和2020 年融化季節氣溫或降水量的差異而導致?，F場考察發現目前該熱融滑塌的滑塌壁高度及其下部的含冰量并未發生明顯的減少，因此推斷該滑塌在未來幾年將會繼續以10~20 m·a-1的后退速度擴張，直到滑塌壁下部厚層地下冰明顯減少或者消失為止。

表1 不同時期8個監測點滑塌壁的后退距離Table 1 Head scarp retreat distances along eight transects

3 熱融滑塌的分布特征及控制因素

3.1 熱融滑塌的解譯及形態分布特征

選取青藏高原熱融滑塌發育最為密集的北麓河盆地作為研究區，基于該區域2018—2019年高分2 號遙感影像數據，通過目視解譯得到區域內熱融滑塌的分布情況如圖2（b）所示，并于2021 年1 月對解譯的熱融滑塌進行現場驗證，發現解譯的準確率達到98%以上。本次解譯得到可識別的熱融滑塌573 個，平均面積2.1 公頃，其中面積小于2 公頃的熱融滑塌約占64%，面積大于5 公頃的熱融滑塌約占10%[圖3（a）］。熱融滑塌的周長在130~3 910 m之間，平均周長785 m，并且90%以上熱融滑塌的周長小于2 000 m[圖3（b）］。

圖2 發育在北麓河盆地孤山北側的一處熱融滑塌現象及其地理位置：青藏高原凍土分布及北麓河盆地的地理位置（a）；北麓河盆地熱融滑塌分布及孤山熱融滑塌（b）；孤山熱融滑塌航拍照片（c）；滑面的泥流（d）；滑塌壁（e）；前緣的隆起（f）Fig.2 A retrogressive thaw slump developed in the north slope of the Gu Hill，Beiluhe Basin：permafrost distribution on the Qinghai-Tibet Plateau and the location of the Beiluhe Basin（a）；the distribution of retrogressive thaw slumps in the Beiluhe Basin and the location of the Gu Hill thaw slump（b）；the aerial photograph of the Gu Hill thaw slump（c）；mud flow on sliding surface（d）；the head scarp of the thaw slump（e）；compression ridges developed at the toe zone of the thaw slump（f）

計算得到熱融滑塌的圓度在0.07~0.64 之間，基本上呈正態分布，平均圓度為0.36[圖3（c）］，說明該區域熱融滑塌的輪廓為圓形的較少，主要以次棱角狀和次圓狀為主。熱融滑塌長度與寬度的比值（長/寬）在0.5~6.2 之間，平均值為2.77[圖3（d）］，說明區域內的熱融滑塌整體形態主要為長條形，而扁平狀的較少。

圖3 北麓河盆地熱融滑塌形態統計特征：面積（a）；周長（b）；圓度（c）；長/寬（d）Fig.3 The morphological characteristics of the retrogressive thaw slumps in the Beiluhe Basin：histograms of area（a），perimeter（b），circularity（c），and length-to-width ratios（d）

3.2 熱融滑塌的空間分布特征

從解譯結果可以看出，北麓河地區的熱融滑塌主要分布在盆地西側的山地丘陵區域[圖2（b）］，并且在盆地的西北側有一個熱融滑塌聚集發育區（區域A），該區域分布了整個盆地80%以上的熱融滑塌。為進一步分析熱融滑塌的空間分布特征，利用ArcGIS 軟件提取了所有熱融滑塌發育點的高程、地形位置指數、坡度及坡面朝向，并統計了熱融滑塌在不同地形因子的分布頻率，結果如圖4所示。

北麓河地區90%以上的熱融滑塌分布在海拔為4 650~4 850 m的范圍內[圖4（a）］，該海拔范圍正好是盆地周邊高山的山麓區域及部分山地丘陵分布區，而海拔較高的山頂區域及海拔較低的盆地平坦區域基本沒有熱融滑塌分布。統計結果顯示研究區熱融滑塌的地形位置指數在-1.3~0.6 之間，約80%的熱融滑塌分布在地形位置指數小于零的區域[圖4（b）］，說明熱融滑塌更傾向于分布在洼地區域。坡度的統計結果顯示熱融滑塌主要分布在3°~8°的坡度范圍內，且近50%的熱融滑塌發育的坡度在4°~6°之間[圖4（c）］。熱融滑塌分布的坡向統計結果表明，北麓河地區的熱融滑塌主要分布北向、西北向及東北向的陰坡區域[圖4（d）］，這些區域通常接收到的太陽輻射較少且地表濕潤、厚層地下冰較發育。

圖4 北麓河盆地熱融滑塌的空間分布特征：高程分布頻率（a）；地形位置指數分布頻率（b）；坡度分布頻率（c）；坡向分布頻率（d）Fig.4 The Spatial distribution characteristics of the retrogressive thaw slumps in the Beiluhe Basin：statistic results of elevation（a），topographic position index（b），slope，and（c）slope aspect（d）

3.3 熱融滑塌分布的控制因素

從統計結果可以看出，熱融滑塌的分布與海拔高度、地形位置指數、坡度及坡向等地形因素密切相關。在整個青藏高原大尺度范圍內，海拔高度決定了多年凍土的分布，進而決定了熱融滑塌的空間分布范圍。在北麓河小尺度范圍內，海拔高度與特定的地貌單元密切相關，海拔較高的山頂區域由于風化層薄且含冰量少，而海拔較低的盆地平坦區域由于坡度過于平緩，都不適宜熱融滑塌的發育，因此大量熱融滑塌分布在海拔介于中間的丘陵山地區域及高山的山麓一帶。

根據野外調查和統計結果，熱融滑塌更傾向于分布在山前3°~8°的緩坡區域[圖4（c）］，因為該區域一般為地下水的匯集區且細顆粒風化層相對較厚，更有利于厚層地下冰的發育，夏季融化季節氣溫升高或降水增加容易誘發凍土活動層滑脫及其后緣位置熱融滑塌的發生。在坡度較大的區域，雖然有較大的重力勢，但通常風化層薄且含冰量小，不容易發生熱融滑塌，而在坡度很小的區域，由于重力作用引起的下滑力也很小，也不足以誘發熱融滑塌的發生。

在非多年凍土區，一些研究者認為坡向往往與降水量的分布以及水文地質條件有關，從而影響滑坡等斜坡失穩現象的空間分布[32-33］。在青藏高原多年凍土區，大量的野外調查和統計結果顯示熱融滑塌主要分布在太陽輻射較少的陰坡區域。一方面陰坡區域由于接收到的太陽輻射小而導致活動層厚度普遍較淺，在夏季極端高溫的影響下更容易引起活動層底部地下冰的融化及坡體失穩，另一方面陰坡區域往往積雪較厚且蒸發量相對較小，相對于陽坡區域其土壤濕度大，厚層地下冰更容易發育，因此更有利于熱融滑塌的發育。

熱融滑塌的空間分布除受海拔高度、坡度及坡向等因素控制以外，微地形因素也具有一定的影響作用。地形位置指數統計結果說明，在其他地形因素相同的條件下，熱融滑塌更傾向分布在坡面較低洼的位置。首先低洼位置更有利于積雪及降水的匯集，厚層地下冰比較發育；其次在夏季融化季節，凍土層上水往往會在低洼位置發生聚集，引起孔隙水壓力升高，從而誘發凍土活動層滑脫的發生。

熱融滑塌的分布不僅受地形條件的控制，也受凍土條件（凍土地溫、含冰量、活動層厚度）及土質類型等地質環境因素的影響。在凍土條件方面，熱融滑塌更多分布在高溫、高含冰量及活動層厚度較薄的凍土分布區；在土質類型方面，熱融滑塌一般分布在黏粒含量較高且風化層較厚的斜坡地帶。由于缺少凍土條件及土質類型與熱融滑塌分布的具體統計關系，因此關于地質環境因素對熱融滑塌分布的影響這里不做深入討論。

4 青藏高原熱融滑塌的驟變過程及誘發因素

4.1 熱融滑塌的驟變過程分析

近年來的野外調查中發現，青藏高原多年凍土區的熱融滑塌呈逐漸增多的趨勢，為了進一步明確這些熱融滑塌誘發的時間及其變化規律，獲取了北麓河地區2008—2018 年不同年份的高分辨遙感影像 數 據（包 括2008 年5—9 月 的Wordview-1 及SPOT-5 影像、2010 年3 月和10 月的Google Earth 及SPOT-5 影像、2012 年11—12 月的Google Earth 影像，以及2013 年10 月、2015 年9—10 月、2015 年8—10 月、2016 年10—12 月、2017 年8 月、2018 年10 的高分1 號及2 號影像），通過目視解譯和現場驗證，得到北麓河盆地不同時期熱融滑塌數量和面積的變化情況如圖5所示。

從圖5 的解譯結果可以看出，北麓河盆地的熱融滑塌從2008 年至2018 年發生了劇烈的變化，其總數量從124個增加到了445個，總面積從131公頃增加到了986公頃，分別增加了2.6倍和6.5倍。并且這些熱融滑塌數量和面積的增加主要發生在2010 年3 至10 月之間，以及2015 年10 月至2016 年12 月之間，這兩個時期熱融滑塌的數量分別增加了57%和67%，由于熱融滑塌一般發生在夏季活動層融化達到最深的時期，由此推斷北麓河盆地熱融滑塌的驟增應該發生在2010 年和2016 年的9 月份。因此，北麓河盆地熱融滑塌從2008 年至2018 年的增加過程并不是均勻的分布在每一年，而是集中發生在2010年和2016年這兩個特定的年份。

圖5 2008—2018年不同時期北麓河盆地熱融滑塌數量和面積變化[修改自Luo等[34］（2019）］Fig.5 The number and area of thaw slumps interpreted from satellite images from 2008 to 2018[revised from Luo et al[34］（2019）］

4.2 熱融滑塌驟增的誘因分析

野外調查發現，近年來青藏高原多年凍土區熱融滑塌數量的劇烈增加主要是由凍土活動層滑脫發育增多而引起。作者曾基于凍土斜坡區域冰-土界面現場大型直剪試驗、凍土斜坡大型振動臺模型試驗及數值模擬，揭示了青藏高原多年凍土區活動層滑脫（凍土滑坡）的可能誘發因素主要包括夏季極端高溫、降雨量的增加及地震活動的影響[30］。根據國家地震臺網的記錄數據，北麓河地區自2008至2018年的夏季融化時期沒有震級大于4級的地震發生，因此地震作用不足以誘發大規模凍土活動層滑脫的發生，推斷氣候條件可能是導致其大規模發育的主要因素。

北麓河盆地附近五道梁國家氣象站2008—2018 年不同年份融化季節（6—9 月）日平均氣溫和降水量統計結果見圖6。從圖中可以看出，在熱融滑塌劇烈增多的2010 年和2016 年，融化季節日平均氣溫分別為5.7 ℃和5.75 ℃，均超出多年平均值1 個標準差，而融化季節累計降水量在這兩個年份并沒有異常變化，均在多年平均值1 個標準差范圍內。除2010 年和2016 年，另外一個融化季節氣溫明顯偏高的年份為2013，但是該年份融化季節累計降水量為多年的最低值，僅為198 mm。從圖5 的統計結果看出，2013 年北麓河盆地熱融滑塌的數量并沒有明顯增多，其原因可能與該年度降水量極端偏少有關，也可能與該年度融化季節平均氣溫比2010和2016 年相對偏低有關。此外，雖然2018 年是降水量極端偏多的年份，但由于該年份融化季節日平均氣溫在多年均值的1 個標準差范圍內，單獨的降水量增多并未引起北麓河盆地熱融滑塌的大規模發育。此外，熱融滑塌的驟增可能與極端降雨事件的發生有關，但通過對五道梁氣象站2010 和2016年日降雨量數據的分析發現，這兩個年份的融化季節并沒有降雨強度很大的降雨事件出現，其最大日降水量均在20~30 mm 之間，并且持續的天數不超過1天，類似降雨事件在其他年份均有出現。

圖6 五道梁氣象站2008—2018年融化季節（6—9月）平均氣溫及累計降水量分布散點圖：日平均氣溫（a）；降水量（b）Fig. 6 Average daily air temperature and cumulative precipi?tation in thawing season from the automated weather stations in Wudaoliang Town from 2008 to 2018：average daily air temperature（a），and the cumulative precipitation（b），1 June to 30 September，2008—2018

因此，融化季節極端的高溫天氣應該是引起北麓河盆地熱融滑塌驟增的主要誘發因素。在正常年份，夏季活動層融化的最大深度一般會到達多年凍土的頂板位置或者頂板位置以上，但在夏季氣溫異常偏高的年份，活動層融化的深度可能會超過多年凍土頂板而導致其下部少量地下冰發生融化。地下冰的融化一方面會導致活動層與多年凍土界面之間的抗剪強度降低，另一方面地下冰的融水還會引起界面位置孔隙水壓力的升高，從而誘發凍土活動層滑脫的發生。凍土活動層滑脫發生以后，由于后緣位置地下冰的暴露和融化，進而演化成熱融滑塌。

降水不僅會引起坡面水位的升高，而且降雨的入滲還能促進活動層的熱量向冰土界面傳輸，因此降水量的增多可能會促進凍土活動層滑脫的發生，但從統計結果來看，降水量的變化對熱融滑塌數量的影響并不明顯，這可能與北麓河地區凍土活動層的土層結構有關。在北麓河盆地及青藏高原大部分區域，凍土活動層的上部基本為滲透性極強的砂土，而下部卻為滲透性極差的致密黏土，因此絕大部分降水會沿坡面或者上部的砂土層流失，很難入滲到活動層底部而引起坡體水位的升高。此外，在高緯度多年凍土區，冬季積雪厚度及春節融雪的開始時間都會對凍土活動層滑脫的發育產生明顯的影響，但在北麓河地區，冬季的降雪量一般在20 mm以下，并且持續的大風天氣很難有一定厚度的積雪存在。因此，積雪也不是引起北麓河盆地熱融滑塌增多的主要因素。

5 結論

本文通過野外調查、現場監測及遙感資料解譯等手段揭示了青藏高原多年凍土區熱融滑塌的誘發因素、發育特征、分布規律及歷史演化過程，得出的主要結論包括：

（1）青藏高原多年凍土區的熱融滑塌一般是由工程擾動作用、湖水侵蝕以及凍土活動層滑脫的發生而誘發，其中凍土活動層滑脫的發生是其最主要的誘發因素。

（2）基于典型熱融滑塌的現場監測發現，熱融滑塌的發育過程主要包括活動層滑脫的發生、后緣坍塌后退及坡面泥流的形成這三個階段，并且在厚層地下冰未消失或明顯減少的情況下，熱融滑塌的溯源侵蝕過程將持續存在。

（3）熱融滑塌的空間分布主要受海拔高度、坡度、坡向以及其他微地形條件控制，其中坡度是最主要的控制因素，80%以上的熱融滑塌分布在坡度為3°~8°的范圍內。

（4）近年來青藏高原多年凍土區的熱融滑塌呈現出驟增的趨勢，通過對北麓河盆地熱融滑塌歷史變化過程發現，這種驟增現象主要發生在有極端氣溫出現的特殊年份，并不是均勻的分布在每一年。