論黃土地質災害鏈（二）

馬鵬輝，彭建兵

（1.西部礦產資源與地質環境教育部重點實驗室，陜西西安7 10054；2.長安大學地質工程與測繪學院，陜西西安 710054；3.陜西省黃河科學研究院，陜西西安 710054）

引言

水在地質體內的運移和空間分布決定著災害鏈的孕育、發生及鏈生發展過程，是誘發災害鏈最常見的動力源。同時黃土中富含節理裂隙等界面，這些界面是地表徑流下滲坡體的優勢面，是災害孕育的控制面，是黃土災害啟動的分割面，控制著災害鏈的鏈生演化過程［1］。所以在黃土地質災害鏈的轉化過程中，水和界面都發揮著重要的作用。對于水源型黃土地質災害鏈，水動力主要是降雨和灌溉，降雨和灌溉有著共同的致災效應以及災害發展過程［2］，在滲流強度一樣的情況下，地表水勢H和界面深度L共同影響著地表水的運移，因此我們在分析災害鏈過程中以地表水勢H和界面深度來概化分析。由于黃土坡體的堆積特點，連續地層中存在古土壤，紅黏土、基巖等滯水層，這些滯水層與黃土之間存在滲透差，導致坡體局部積水，進而促進災害鏈的演化。在論黃土地質災害鏈（一）中描述了水源型黃土地質災害鏈（下文都簡稱為“災害鏈”）演化過程中，土體狀態可以歸納為連續固體、變形體、破裂體、散體及流體5種狀態，其整個演化過程實質是土體狀態從連續固體到流體的轉化過程［3］（圖1）。可以概化以下幾個過程：在連續固體向變形體過程中主要有黃土濕陷、地面沉降等地質災害，對應O A段；在變形體→破裂體過程中主要有地裂縫、塌陷等地質災害，對應AB C段；在破裂體→散體過程中主要有崩塌滑坡等地質災害，對應C D段（圖2）；而在散體→流體過程中，主要災害是黃土泥流，此時界面和地表水勢已經不再發揮作用（圖2）。下文就這4個過程的演變特性展開論述（圖1）。

圖1 土體狀態和相應災害關系（修改于朱興華等［3］）Fig.1 The relationship between soil state and corresponding disasters（revised from Zhu et al［3］）

圖2 災害鏈鏈生過程簡圖Fig.2 Simplified diagram of disaster chain of the evolution process

1 連續固體→變形體演變特性

連續固體向變形體的轉化過程的實質是：在水作用下黃土界面松動而引起坡體濕陷沉降的過程，外在災種主要表現為黃土濕陷沉降。災害鏈中的濕陷沉降主要是遇水后黃土在自重作用下所發生的自重濕陷。水動力主要是降雨與灌溉，所以連續固體向變形體轉化過程首要解決的問題就是降雨與灌溉下黃土的入滲規律以及黃土界面在水流入滲中所起到的作用。其次，水進入黃土后，水-土互饋作用如何導致黃土松動變形進而發展為變形體是這過程的關鍵。所以連續固體向變形體轉化的過程有：（1）水（降雨與灌溉）在黃土坡體中如何運移？（2）水進入黃土中，水與界面如何發展進而引起濕陷沉降的過程。

大量的試驗結果及野外監測顯示：在無徑流壓力的滲流下，黃土地表入滲深度有限，不會超過4 m［4－5］，地表水主要通過黃土界面補給地下水。相比降雨，灌溉更多時候是壓力流，更能加速濕潤峰下移速度而潛蝕黃土界面，從而引起后續的土體破壞。通常在滲流強度相同的情況下，當黃土界面屬于淺表裂縫時，當雨水補給率超過了土體的滲透率，界面裂縫底部易集水，土體處于近飽和狀態。同時水流潛蝕裂縫側壁并在運移過程中攜帶細顆粒物質，此狀態下容易引起淺表裂縫附近局部土體濕陷沉降（圖3中OA），但對整個坡體的穩定性影響很小。隨著水作用的時間加長，界面不斷下擴延伸到滯水層時，水會通過黃土界面迅速入滲并在滯水層上大量滯水，進而可能發生軟化、液化等，影響整個坡體的穩定性（圖3）。

連續固體向變形體轉化是災害鏈的首個鏈生過程，黃土界面以橫向松動擴張為主，多在黃土界面周圍地表形成濕陷沉降（圖3中藍色框）。在這一階段黃土界面縱向擴張甚小，所以對整個邊坡的穩定性影響非常小，所以在災害鏈整個鏈生演化過程中，濕陷沉降屬于水-黃土界面互饋作用早期的產物，主要可以分為以下4個階段（圖4）。

圖4 連續固體向變形體演化過程Fig.4 Evolution of continuous soil to deformed soil

（1）水沿黃土界面入滲階段。均質黃土滲透深度有限，地表水流主要通過黃土界面下滲。在降雨或灌溉下，水流會迅速流入黃土界面，黃土界面在灌溉和降雨入滲過程中都扮演著優勢通道的角色，只是相比降雨，灌溉量會大而且集中，更多會引起地表徑流壓力，從而加速后續的土體破壞過程。

（2）水-黃土界面作用階段。從微觀上講，黃土的孔隙形態可分為架空孔隙、皎潔結構、鑲嵌結構［6－7］。當大量水流流入黃土界面中，界面中土體與水會發生強烈的物理化學作用，主要表現為架空孔隙被填充發生體縮，鑲嵌孔隙連通性減弱［6－8］。在土體的微結構發生改變的同時，宏觀上的互饋作用體現在：對于有填充物的黃土界面，水流會先潛蝕填充物，而對于無充填物的界面，水流則直接潛蝕界面兩側，細顆粒被不斷沖蝕搬運，土體孔隙快速增大。

（3）黃土界面松動階段。隨著界面周圍不斷被水流沖蝕，土體不斷崩解并局部連通。隨著水作用持續加強，補給量大于土體的滲透率時，界面底部會短暫聚水，再加上水流的不斷潛蝕和顆粒不斷被攜帶，導致黃土界面底部也開始局部掏陷。

（4）濕陷沉降階段。在經歷了以上3個階段后，水作用下黃土界面周圍及底部土體孔隙增大，抗剪強度降低，結構破壞，松動界面附近表層土體發生濕陷沉降。在界面側壁，由于水流的沖刷，土體相對疏松，形成疏松區。在疏松區，某些大孔隙之間也會聯通，形成濕陷型新界面。而界面周圍表層土體在發生濕陷后，土體孔隙比減小，形成壓實區。在坡體臨空面附近，由于濕陷沉降和卸荷作用的影響，會形成卸荷型新界面（圖4）。

2 變形體→破裂體演變特性

隨著水流持續作用和界面的不斷擴張，黃土地裂縫、洞穴等地質災害會形成，變形體開始向破裂體轉化。此過程中，隨著作用加強，水-土作用會逐漸加強，黃土界面開始縱向擴張，逐漸從淺表裂隙向深部裂縫發育，形成長大黃土地裂縫，同時隨著地裂縫的形成，入滲量也不斷增大，最終影響坡體的應力場和滲流場，影響坡體的整體穩定性。所以這一轉化過程可以概括為：入滲→水土互饋作用→黃土界面橫縱兩向擴張→入滲加強→水→土作用加強→影響坡體滲流場和應力場→坡體整體變形→破裂體。所以變形體向破裂體的轉化過程主要涉及到2個過程：（1）水-黃土界面作用下形成黃土地裂縫、洞穴等災害過程；（2）坡體整體變形過程。

2.1 水-黃土界面作用下形成黃土地裂縫、洞穴等災害過程

經過連續固體向變形體轉化這一過程，坡面由于濕陷沉降而形成負地形，這為地表匯水提供了有利條件。這一過程也會在變形體向破裂體的轉化過程中持續進行。水-黃土界面作用下形成黃土地裂縫、洞穴等災害過程可以表達為以下3個階段（圖5）。

圖5 變形體向破裂體發展簡圖Fig.5 The development of deformed body to broken soil

（1）填充物沖刷階段。由于負地形的存在，水流不斷滲入黃土界面中，潛蝕黃土界面，細顆粒被不斷搬運的同時，粗顆粒也開始被沖蝕搬運。由于界面中滲流自由空間已擴張很大，具有一定的跌水高度，水流作用開始加強，界面也開始全面貫通。此時，水土作用方式由以溶濾潛蝕為主轉為以沖蝕作用為主（圖6）。

（2）黃土地裂縫形成階段。隨著水流作用的持續，沖刷侵蝕結構面的同時，土體中的可溶物質也被水溶解，土體結構破壞嚴重，側壁黃土迅速崩解［9］。同時，水流向下深切黃土界面，崩解的土體被流水挾帶。最終，黃土界面逐漸縱橫兩向擴張形成黃土地裂縫（圖6）。

圖6 水-界面作用下邊坡形成黃土地裂縫、洞穴等災害過程Fig.6 The formation process of loess cracks and caves induced by the interaction between water and interface

（3）黃土洞穴形成階段。隨著水流作用的持續進行，地裂縫不斷擴徑且深切，黃土洞穴也開始形成，此過程大致可分為2個階段：1）垂直擴徑階段。隨著通道的物質被水流不斷沖蝕搬運，側壁土體不斷被掏蝕孔隙度增大，局部土體強度降低，在重力作用下發生塌陷破壞，局部形成小塊坍塌。這些塌塊土體會引起通道阻塞，從而加速水流上浸而加重通道兩側土體塌落，導致通道擴模。其次水流會對洞穴底部進行側蝕和深切，使得壁側以及底部不斷掉塊［10］。2）水平擴徑階段。在水流對黃土界面深切的過程中，如果遇到滲透性較差和抗沖性較強的地層（紅黏土、古土壤、基巖等）時，水流會沿著層面進行橫向沖蝕，其結果使得洞穴底部發生塌落。同時，水流流過洞穴時，殘留土塊會被水流迅速搬運攜帶出洞外，導致洞穴擴徑。另外，如果其他位置如果也有黃土洞穴發育，這些洞穴會在水流長期作用下形成串珠狀洞穴（圖6）。

2.2 坡體整體變形過程

在變形體向破裂體轉化過程中，水流對黃土界面進行了深部的沖蝕和掏空，形成了黃土洞穴這種大尺度界面，這些界面會導致坡體的動態空間徹底重新劃分，滲流場和應力場重新分布，最終引起坡體的整體變形。基于黃土洞穴的形成過程，結合黃土本身特性，可以將此階段的坡體變形情況分為3個區：濕陷拉裂區、壓裂區、剪切破壞區（圖7）。

圖7 坡體變形特征Fig.7 Deformation characteristics of the slope

濕陷拉裂區：上文已經交代了地表發生濕陷沉降的過程，這里不再交代。總體而言，由于地表持續濕陷沉降以及坡體臨空卸荷此區域土體結構松弛，導致大量黃土界面形成。這一區域主要由濕陷和卸荷作用引起，可以稱為濕陷拉裂區。

剪切破壞區和壓裂區：黃土洞穴在不斷擴張的過程中，靠近其通道的一側以剪切破壞為主，可稱為剪切破壞區。應力狀態滿足摩爾庫倫準則τ′=c′+σ′tanφ′。另外在濕陷拉裂區下方，隨著深度增加，土體自重應力增加，此區域以壓應力為主，所以土體主要以壓裂破壞為主，可稱為壓裂區。

2.3 災種轉化形式

在連續固體向變形體這一轉化過程中，水流主要是潛蝕黃土界面填充物，掏蝕界面側壁，引起界面側壁土體松動，界面主要表現為橫向松動擴張，引起界面周圍地表濕陷沉降。濕陷沉降引起界面周圍小區域應力場發生變化，導致新的小規模濕陷型界面出現。而在坡體邊緣，由于高度臨空以及界面擴張，會引起新的小規模卸荷型界面形成。但是這一階段水-界面的作用方式主要是橫向潛蝕，縱向切割較小，所以界面基本還屬于淺表裂隙，其距離古土壤、紅黏土、基巖等地層還很遠，所以其對坡體的穩定性影響很小（圖8）。

圖8 災種轉化形式Fig.8 Disaster transformation form

然而在變形體向破裂體轉化的過程中，坡體發生整體變形，嚴重影響了坡體的穩定性。主要表現在3個方面：（1）水流下滲仍然在改變著土體結構以及各種力學參數，松動和擴展著黃土界面，濕陷沉降現象還在持續發生，地表負地形凸顯。（2）隨著水動力作用增強，變形體狀態下形成的小規模卸荷型界面和濕陷型界面會繼續生長，在水流的縱橫兩向侵蝕作用下持續擴張，形成卸荷型黃土地裂縫和濕陷型黃土地裂縫。卸荷型地裂縫由于臨近坡體邊緣，拉張嚴重，將來會引起一些小崩塌發生。（3）在黃土洞穴形成過程中，底部和通道側壁會有一系列的坍塌發生。當形成了貫通通道的時候，會影響坡體整體的變形，在靠近坡體的洞穴壁將會發展為滑坡的潛在滑動面（圖8）。

3 破裂體→散體演變特性

散體的外在災種主要為黃土崩塌、滑坡，破裂體向散體這一轉化過程可以分2個過程：黃土崩滑啟動脫離邊坡母體的過程、土體脫離斜坡母體后形成散體過程及散體的運動過程。

3.1 黃土崩滑啟動脫離邊坡母體過程

隨著地表徑流的持續進行，水沿著黃土界面入滲到坡體深部會遇到滲透性較差的紅黏土、古土壤、第三系泥巖等，黃土底部會有大量積水，導致土體含水量增加、抗剪強度急降而形成軟化帶。隨著水不停的沖刷界面、界面開始擴張松動，界面這又會加劇水的入滲量，界面與水一直互饋作用，最終形成滲流貫通區，直到界面與軟化帶連通。另外在界面擴張的同時，整個坡體也處于變形狀態，在拉、壓、剪復雜應力的組合下，坡體中形成了濕陷拉裂區、剪切破壞區、壓裂區［11－12］。同時由于軟化帶內存有大量的水，水在致密的空間內來不及排出，會迅速產生超高孔壓，黃土發生液化，形成局部液化區。隨著局部液化區不斷擴散，最終形成液化帶。而后坡體變形速率嚴重，直到滲流貫通區、軟化區、液化區、鎖固段連通而啟動滑坡（圖9）。

圖9 破裂體轉化散體第一階段演化過程Fig.9 The evolution process of the first stage of broken soil transforming into loose soil

3.2 土體脫離斜坡母體后形成散體過程及散體運動過程

在崩滑體脫離斜坡母體時，結構性還是保持著相對完整。隨著崩滑體徹底脫離斜坡母體時，崩滑體會逐漸解體。結構體中的弱膠結區是潛在界面發生區，原先存在的隱形界面開始顯形，原先存在的顯形界面開始擴展，導致土體表面界面雜亂無章密集成帶（圖10（a））。從抗剪強度上來看，此時形成的界面為弱膠結剛性界面，力學性質和結構性都極差。隨著崩滑體鋪撒地面，其與地面會發生碰撞，崩塌體內部也會發生碰撞，此時崩滑體會沿著界面進一步解體。在運動過程中，如果是遇到起伏地形，崩滑體解體嚴重，釋放大量的應變能，轉化為動能，導致土體高速向前運動。從抗剪強度上來看，這個過程中的界面為無膠結剛性界面（圖10（b）），隨著崩滑體的動能耗盡，滑體運動停止，結構體解體也隨之停止，形成最終的散體形態（圖10（c））。

圖10 崩滑體潰散過程Fig.10 The collapse process of a landslide

崩滑體形成散體后，堆積體及界面分布特征與基地性質、地貌地形等眾多因素有關。總體而言，在坡腳附近，崩滑體會向上反轉形成滑坡洼地，同時由于拉張作用，形成張裂隙帶，其方向與滑向近乎垂直。由于崩滑體運動過程中推擠作用，前緣常會出現放射狀裂縫，其方向與滑向近乎平行。由于受到地面原始地層的約束，在舌部會形成鼓脹裂縫，其方向大致垂直于滑動方向（圖11）。同樣，由于原始地層的約束，在滑坡體的兩側也會形成許多羽狀剪裂隙［13］（圖11）。

圖11 散體平面堆積特征Fig.11 The accumulation characteristics of loose soil

4 散體→流體的演變特性

散體轉化流體是災害鏈鏈生演化的最后一環，主要表現為黃土滑坡轉化泥流。黃土滑坡和泥流是黃土地區最頻發、影響最大的2種災害。從物理狀態來看，災體發生了固態向液態的轉化。關于這一過程，學者們達到的共識就是黃土液化是黃土滑坡轉化黃土泥流的根本原因。但是黃土液化受到土體結構、力學行為、、顆粒級配、含水量等多種因素的影響，目前尚無統一的判定標準。所以，所以黃土滑坡轉化黃土泥流的臨界條件判定仍然是現在的科學難題。但是，就黃土滑坡轉化泥流這一過程而言，其中的主導因素就是水，在特定的地形地貌條件下，災體發生散體向流體轉化。

4.1 鏈生模式

散體轉化流體的實質是不穩定黃土邊坡或松散堆物在水作用下，土體結構發生變化而引發土體破壞，進而形成泥流的過程。首先，由于黃土泥流有著獨特的運動特征，黃土在液化后不一定會立即轉化成為泥流，而未發生液化的黃土也有可能在運動過程中形成泥流。所以在這一轉化過程中很多時候黃土滑坡和泥流是并行存在的，一部分堆積體轉化為泥流，另一部分堆積體在運動過程中，遇到特有的地貌地形或降雨發生液化轉為泥流，例如：2016年3月8日發生于涇陽南塬蔣劉村附近的滑坡-泥流災害鏈，堆積體整體呈流動狀態，但但是含水量有明顯的差異，呈現著明顯的固、液分段性。其次，水文、地形地貌、物源等眾多條件共同影響著這一轉化過程，這就會影響災害鏈鏈生演化的連續性。在某些特定的條件下，災害鏈會發展到黃土泥流。也有可能在某些特定的條件下，演化過程會發展到黃土滑坡，一段時間后堆積體又在特定的條件下發展為黃土泥流。基于以上分析，可以將散體向流體轉化過程的宏觀鏈生模式分為2種：直接轉化型、間接轉化型。

直接轉化型：在水動力作用下，坡體失穩后立即轉化為黃土泥流（圖12中曲線O A B），黃土滑坡與黃土泥流并行發生，二者之間沒有明顯的轉化過程臨界點，期間基本沒有時間間隔。例如：2015年4月29日上午，甘肅黑方臺黨川村附近爆發黃土滑坡-泥流，長期灌溉導致滑塬區地下水位抬升，坡體坍塌迅速轉化為泥流，高速流動，最大運動距離達780 m［14］。

圖12 散體轉化流體的2種鏈生模式Fig.12 The two modes from loose soil to fluid soil

間斷性轉化型：在水動力作用下，坡體失穩，形成黃土滑坡，而未進一步形成黃土泥流，災害鏈到此暫時結束，處于了穩定狀態（圖12中曲線OAC）。一段時間后，在降雨等水動力作用下下，堆積體含水量增加，直到達到黃土泥流的啟動條件，黃土泥流發生（圖12中狀態點D）。

結合野外大量的調查結果來看，直接轉化型往往發生在黃土臺塬區，如陜西涇陽南塬和甘肅黑方臺，并且灌溉是主要的水動力。間接轉化型往往存在山區溝谷中，溝兩側坡體崩滑積累有大量堆積物，遭遇強暴雨情況下極易誘發泥流，在運動過程中，由于堆積物不斷席卷進來，物源逐漸增加，流動速度和規模也有逐漸增加趨勢，這種模式的災害鏈帶來的危害性和影響更大。

4.2 控制因素

梁、塬、峁以及溝谷是黃土高原的主要地形地貌，所以黃土泥流主要發生在溝谷中或者塬上。黃土泥流可以分為溝谷型黃土泥流和坡面型黃土泥流。散體向流體轉化的機制就是黃土泥流的啟動機制。黃土泥流是泥石流的一種，根據泥石流的形成條件，結合黃土的自身特性，可以這一轉化過程的控制因素總結成四個方面：地質條件、物源條件、水力條件以及土體條件。

地質條件：對于溝谷型黃土泥流，一般情況下，溝道上游地形險峻，溝道三面環山，溝坡上黃土界面發育，處于亞穩定狀態，溝道上游有多條支溝，有寬闊的匯水面積。溝道中游的地形多為陡深狹窄的峽谷，地形起伏大，溝床坡降比大，利于迅速匯集物源和泥流流動。下游地形多為平坦開闊的河谷階地或山前平原，天水大溝黃土滑坡-泥流就是這種特點。對于坡面型黃土泥流，一般發生在黃土塬邊，坡體陡峭，高差大，具有良好的臨空條件，塬邊一般黃土界面發育，有利于水流的入滲，塬下地勢相對平坦，適合黃土泥流高速運動。甘肅黑方臺和陜西涇陽南塬就是這種典型的地形地貌。

物源條件：對于溝谷型黃土泥流，一般情況下，溝道上游坡體地層結構上要有滯水層，地表黃土界面發育，利于水流入滲。溝道兩側小型崩滑發育，在降雨條件下易受破壞。溝道內松散堆積物豐富，在降雨條件下易被攜帶。對于坡面型黃土泥流，物源幾乎全部來自坡體土體，一般情況下滑坡的滑動面比較深，才能為轉化成泥流提供豐富的物源。例如涇陽南塬的黃土泥流滑動面一般位于5～9層黃土底部［13］。

水力條件：對于溝谷型黃土泥流，水力條件主要是降雨。在大量的前期降雨入滲積累下和高強度的當日降雨的沖蝕下，上游陡峭坡體失穩破壞，為黃土泥流提供了豐富的原始物源。另外，在雨水沖刷下，溝道兩側不穩定坡體發生坍塌成為黃土泥流的物源，擴大黃土泥流的規模。對于坡面型黃土泥流，水力條件主要是灌溉，灌溉導致坡體地下水位不斷抬升，當下滲水遇到古土壤、紅黏土、基巖等滯水層時，黃土底部會長期的積水軟化，發生液化，進而破壞流動。

土體條件：黃土泥流的物源主要來自溝谷上游或者塬邊的不穩定坡體。土體通常具有以下特征：（1）土體結構。在黃土地層分布中，存在古土壤、紅黏土、基巖等透水性較差的地層，由于歷史沉積環境的差異，造成了黃土與這些地層的排列方式、土體結構、顆粒粒徑等特性有很大差異，導致黃土的滲透性和儲水能力明顯高，當補給率遠大于滯水層的滲透率時，滯水層就會充當“相對隔水層”的作用，形成一個相對不排水邊界，形成局部飽水帶，進而引發土體液化流動。（2）黃土顆粒分布。黃土主要來源于大氣粉塵降落，黃土多以粉質黏土居多。而粉粒含量對土體液化行為有很大的影響，粉粒含量越高越易液化，也就越易發生散體向流體的轉化。（3）土體界面發育。黃土界面是黃土的主要入滲方式，地表徑流能不斷補給坡體的前提是土體中界面要異常發育。隨著水流持續入滲，土體不斷被沖刷導致界面擴張松動，這又會加劇水的入滲，水和黃土界面相互作用，增加坡體水流入滲量，最終降低坡體穩定性。（4）滯水層深度。黃土泥流具有高速遠程、影響范圍大的特點。所以失穩坡體的勢能要足夠大，能才提供足夠的動能，從物質上講就是需要大量的啟動物源。滯水層深度決定了滑動面的位置，決定了啟動物源的規模。

在散體轉化流體過程中，物源條件、土體條件、地質條件、水力條件是重要的控制因素。其中，水力條件是黃土泥流啟動的主控條件，土體條件是黃土泥流啟動的關鍵條件，其在本質上影響著坡體對水的吸收和儲存能力，以及土體是否能液化流動。而地質條件、物源條件、則是通過改變坡體的穩定性及地面匯流，改變散體轉化流體的程度。這四大因素共同耦合影響著散體向流體這一轉化過程（圖13）。

圖13 散體轉化流體的主控因素Fig.13 The main control factors from loose soil to fluid soil

4.3 運動特征

黃土滑坡轉化泥流形成的災害與黃土滑坡極不相同，其運動特征主要表現在以下幾個方面：（1）流動距離遠。Peng等［15］對甘肅黑方臺的黃土滑坡視摩擦角進行統計，一般黃土滑坡的平均視摩擦角為0.53，但是黃土滑坡一旦轉化泥流，其平均視摩擦角在0.3左右。Ma等［13］對涇陽南塬黃土滑坡進行統計，發現一旦黃土滑坡轉化泥流，其平均視摩擦角值為0.185，約為10.5°，接近黃土液化的臨界視摩擦角10°，可以看出黃土泥流運動距離遠超黃土滑坡；（2）流動速度大。Peng等［16］通過對大量天水地區的滑坡-泥流統計發現，一旦黃土滑坡發生液化轉化泥流，其滑動速度會急劇增加，最大流動速度在8 m/s左右。另外，灑勒山爆發大型滑坡轉化成泥流后，最大峰值速度達到約15 m/s，流速非常高，遠超一般的黃土滑坡滑動速度［17］；（3）鏟刮效應和加積效應。溝谷地形凹凸不平，黃土泥流后在運動過程中對溝道的演化有巨大影響。主要體現在運動過程中會裹挾溝中松散堆積物，在地勢高的地方鏟刮刷深泥流溝道，在溝谷中地勢的地方進行填充，抬高地勢，綜合通過鏟刮效應和加積效應來改造溝道地形；（4）放大效應。黃土滑坡液化轉化泥流，其運動狀態從滑動轉變為流動，運動狀態發生改變后，其堆積范圍、破壞特征也會較滑坡放大，都具有明顯的放大效應［1，16］。

5 結論

水源型黃土地質災害鏈的鏈生演化過程實質是連續固體、變形體、破裂體、散體、流體五種宏觀土體狀態的變化過程。結合每種土體狀態與其對應災種的關系，可以得出以下認識：

（1）連續固體向變形體轉化可以概述為4個過程：1）水沿界面入滲階段；2）水-界面作用階段；3）界面松動階段；4）濕陷沉降階段；變形體向破裂體轉化可以概括為2個過程：1）水-界面作用下形成黃土地裂縫、黃土洞穴等災害過程；2）坡體整體變形過程。破裂體向散體轉化可以概括分為2個過程：1）黃土崩滑啟動脫離邊坡母體的過程；2）土體脫離斜坡母體后形成散體過程及散體的運動過程。散體向流體轉化可以分為2種模式：直接轉化型、間接轉化型。

（2）在連續固體向變形體這一轉化過程中，黃土界面主要表現為橫向松動擴張，引起周圍地表濕陷沉降，濕陷沉降周圍會有濕陷型界面出現。而在坡體邊緣，由于高度臨空以及界面擴張，會引起新的小規模卸荷型界面形成。這一階段水與界面的作用方式主要是橫向潛蝕，對坡體的穩定性影響很小。

（3）在變形體向破裂體轉化的過程中，隨著水動力作用增強，變形體狀態下形成的小規模卸荷型界面和濕陷型界面會繼續生長，形成卸荷型黃土地裂縫和濕陷型黃土地裂縫。卸荷型地裂縫由于臨近坡體邊緣，拉張嚴重，將來會引起一些小崩塌發生。當黃土洞穴形成后，隨著坍塌持續，當形成了貫通通道的時候，會影響坡體整體的變形，在靠近坡體的洞穴壁將會發展為滑坡的潛在滑動面。

（4）黃土泥流是一種特殊的泥石流，基于泥石流的形成條件，結合黃土的自身特性，提出物源條件、水力條件、土體條件四大因素共同控制著散體向流體轉化，并且在在轉化過程中表現了4大特點：1）流動距離遠；2）流動速度大；3）鏟刮效應和加積效應；4）放大效應。