2023-12-18T23：59：30 甘肃省临夏回族自治州积石山县（震中35.70°N,102.79°E）发生Ms 6.2逆冲型地震（图1（a））^[1-2]。此次地震已造成大量房屋损毁、倒塌和151人遇难,983人受伤；其中,甘肃117人遇难,785人受伤；青海34人遇难,198人受伤。此次地震Ⅶ度及以上烈度区内共发育1 535处同震地质灾害,主要为中小规模黄土滑坡和浅表层岩质崩塌,集中分布于黄土梁和黄土塬内冲沟两侧、单薄黄土梁两侧以及大型历史滑坡后壁等局部地形较陡峭的部位^[3]。但在这些地质灾害中,青海省民和县中川乡金田村和草滩村一带的祁家沟发生了一起特殊泥流灾害,造成51间民房破坏,19条道路中断,20名群众遇难,大量房屋被厚达数米的淤泥包围掩埋（图1（c））^[4]。

图  1  积石山Ms 6.2地震

Figure  1.  Jishishan Ms 6.2 Earthquake

下载: 全尺寸图片 幻灯片

一般而言,泥石流的发生需要一定水源,往往与强降雨或坝体溃决等相伴随,例如2013年强降雨触发天水娘娘坝地区大面积浅层滑坡-坡面泥流灾害^[5],又如2015-01-28 11时许,兰州皋兰什川削山造地的淤堤坝发生坍塌,库区的10万m³淤泥转化为泥流顺沟而下注入黄河^[6]。为此,不少人甚至怀疑其上游是否发生了坝体溃决事件。但调查表明,积石山6.2级地震前后官亭盆地并未出现明显的降雨过程,上游也不存在淤地坝建造项目,因此中川乡金田村和草滩村一带突然出现的大范围泥流（或砂涌）的成因引起了国内外相关科研人员和社会的广泛关注,不少媒体将其视为“砂涌”引发的灾害。一些学者还将该事件与同处甘肃与青海接壤地带的官亭盆地喇家遗址遭遇史前地震、泥石流、洪水等综合灾难事件联系起来^[7-9],其主要疑问和争论的焦点在于：

1）房屋破坏和人员掩埋区属于黄河的Ⅱ级阶地,地震发生在凌晨,等当地人员发现时,金田村和草滩村已被淤泥掩埋包围,但12月底祁家沟（季节性冲沟）基本处于干涸状态,这些大量的淤泥是从哪里来的?是一些村民和专家所说“从平地里冒出来的”,还是从上游斜坡和沟谷流下来的?

2）滑源区顶面地势平坦,坡体稳定性良好,为何会发生如此大面积的圈椅状斜坡失稳破坏现象?

3）据处在灾害现场的祁家沟沟头（斜坡体沟口）村民讲述,地震和泥流似乎是同时到达的。但据中川乡干部和泥流下游金田村民介绍,地震发生后约10 min,泥流才掩埋距灾害源头2.0 km处的房屋。据此估算,该泥流平均流动速度约为3.3 m/s。为何在如此平缓的沟谷,泥流还能以较快的速度流动?

因此,中川乡泥流发生后,很多业内专家表示：“这次泥流（砂涌）是极其罕见的地质灾害类型”。关于此次灾害的成因,工程地质学、地震学界的专家学者和资深媒体人在各种场合出现了砂涌、泥石流、平地泥石流等多种解读,并展开过激烈的讨论乃至争论。

中川乡灾害发生的原因究竟是什么?本文在遥感解译和现场调查的基础上,结合对近年国内外发生的几起与中川乡地质灾害特征较为相似的灾害进行对比分析,初步探讨此类主要由粉土与细砂材料组成的斜坡,在底部饱水的条件下受地震动液化的影响,产生突发性的失稳破坏,并呈流体状远程运动的滑坡的成因机理。

1 中川乡地震液化型滑坡-泥流简介

1.1   液化型滑坡-泥流工程地质条件

甘肃积石山Ms 6.2地震发生后,笔者团队迅即利用遥感解译对地震产生的灾情进行了快速分析、跟踪研究,并于12月25日—29日开展现场调查研究。结合震前高分辨率的遥感影像、应急管理部国家减灾中心提供的灾后10 cm分辨率无人机影像（表1）、三维实景模型和高密度电法,对本次灾害发育特征和成因机理进行综合分析。

表  1  本文所使用的数据集

Table  1.  Databases Used in This Study

数据类型	数据来源	时间	空间分辨率/m
震前影像	Key Hole	1961-11-15	2
	Google Earth	2022-04-07	0.5
	高分7号	2022-10-16	0.65
	Sentinel-2	2023-12-18	10
震前数字高程模型（digital elevation model,DEM）	高分7号立体相对数据	2022-10-16	5
震后影像	Sentinel-2	2023-12-20	10
	无人机低空摄影测量	2023-12-19	0.1
	无人机三维倾斜测量数据	2023-12-25	0.03
震后DEM	无人机低空摄影测量	2023-12-19	0.5
	带地面相控点无人机三维倾斜测量数据	2023-12-25	0.1

下载: 导出CSV 

| 显示表格

此次滑坡位于青海省民和县官亭盆地,距民和县约50 km,离甘肃省临夏回族自治州约40 km（图1（a））。官亭盆地是青藏高原东北麓与黄土高原西南缘接界处的山间河谷盆地,西北部为拉脊山,南部被积石山包围,广泛发育由红黏土和黄土组成的台地^[10]。盆地新构造运动强烈,地震时有发生^[11]。拉脊山断裂带穿过盆地西部,以逆冲活动为主,晚更新世和全新世时期活动频繁（图1（a））^[8]。依据中国地震局发布的《甘肃积石

山6.2级地震烈度图》,官亭盆地处在此次地震Ⅷ度烈度区^[12]。

黄河自西向东穿过盆地,两岸发育河流阶地或新老洪积扇。盆地内年平均气温约为8~9 ℃,降水量为250~300 mm,气候比较温和,自然条件相对优越,宜于发展农业生产,主要农作物是玉米和小麦^[13]。据当地农田水利工程师介绍,自1969年,官亭盆地开始修建灌溉系统,早期通过高扬程水泵将黄河的水提灌到阶地台塬上；2010年随着积石峡水电站建成,当地政府建造引水灌溉工程,并于2017年修建经过滑坡附近的北干渠渡槽工程,节约灌溉成本的同时,也提高了农作物种植面积和生产力,实现双丰收。在近55年的时间里,灌溉系统源源不断地将黄河水输送到黄河阶地上,直到12月18日地震期间部分干渠被毁（图2（a））。为了保证土壤的水分和温度,官亭盆地每年进行冬、春、夏3次大规模灌溉,其中冬灌主要在每年11月下旬至12月中旬。在持续灌溉下,台塬底部长期处于饱水状态,通过电阻率成像揭示滑源区的地下水埋深在15~20 m,斜坡下方田间地下水埋深在5~10 m（图3）；在本次地震发生前,该区域已经连续进行了3天的冬灌（图2（b））。据地震当天白天的哨兵2号、地震后第二天的无人机影像和现场调查显示,田块表层含水量较高,局部含水量达80%（图2（b）和图2（c））,滑坡后壁底部的土体质量含水率高达33%,季节性冻土影响深度1 m左右。

图  2  水文地质条件

Figure  2.  Hydrogeologic Condition

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  3  高密度电法探测的地下水位分布

Figure  3.  Distribution of Groundwater Level Detected by High-Density Electrical Method

下载: 全尺寸图片 幻灯片

据台塬周缘与滑坡后壁出露剖面和探槽及其便携式钻探揭露,滑坡源区的地层结构近水平（图4）,从上到下依次为：（1）0~0.5 m为Q₄耕作土壤层,深棕色,粘土质粉砂质地,植物根系发育,生物扰动现象明显；（2）0.5~1.8 m为Q₃红黏土层,整体呈红色黏土质沉积,局部呈现灰黑色-红色-灰黑色的变化,有层理；（3）1.8 m以下（未见底）为Q₃粉砂层（黄土层）,浊黄橙色,粉砂质地,明显饱水,看似结构保持完好,轻轻震动后,就会液化变得极为粘稠；（4）Q₂砂卵石层。依据滑坡源区底部取样（图4（b））,颗粒组成测试结果表明,滑坡体以粉粒为主,粘粒和砂粒含量较少。地震后的12月25日—29日,通过洛阳铲和环刀采集的滑源区土体样品测试结果表明,液化层之上的粉砂层质量含水率为12.9%~19.4%,滑床底部的粉砂层质量含水率高达29.1%~33.6%。现场双环入渗试验结果显示,粉砂层入渗速率为2.17×10^-5 m/s。

图  4  滑源区地层分布

Figure  4.  Distribution of Strata in the Source Area of the Loess Flowslide

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1.2   滑坡-泥流发育特征

地震前后遥感解译结果表明（图5（a）和5（b））,整个灾害影响区面积为0.472 km²。泥流最远运动距离约3.0 km,损毁民房95间,阻断道路19条。中川乡滑坡-泥流形态整体可分为滑源区和流通堆积区两部分（图5（c））。从图5可以看出,滑源区在平面上呈“蝌蚪状”,后缘呈“圈椅状”,流通堆积区沿沟谷呈“条带状”展布。滑坡-泥流海拔介于1 760~1 844 m。其中滑坡前缘到金田村居民居住地（村庄牌坊）的距离约为1.8 km。滑坡运动路径见图5（b）。据祁家沟头的居民介绍,当他们感受到地震穿好衣服跑出房屋时,泥流已经到达房屋周边,推断饱和黄土在地震过程中因震动液化而失稳破坏,并呈流体状快速涌入前缘的沟谷,且瞬时流量较大,流速较快。据中川乡干部和金田村村民介绍,地震发生后的10 min内,泥流到达下游草滩村及金田村。

图  5  中川乡地震滑坡-泥流前后遥感图、运动路径及滑坡-泥流分区图

Figure  5.  Positive Photographic Images of Pre-sliding and Post-sliding, Movement Route, and Zonation Map of the Flowslide

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1.2.1   滑源区

滑源区位于黄河的Ⅲ级阶地台塬上,滑坡后壁呈圈椅状,高度为2~9 m。滑坡区高精度倾斜摄影测量成果显示（图6和图7）,滑体长473 m,宽311 m,面积11.35×10⁴ m²,滑动的体积为63.53×10⁴ m³；前后缘高差约30 m,滑源区层面（滑面）视倾角为3.63°,属于近水平滑动。滑源区最大滑动厚度为13.7 m,平均约5.6 m（图7（d））。滑源区从破坏模式上可以分为两部分,前缘部分主要以溃散性失稳为主,大部分物质已滑（流）走（图6（d））,后半部分只发生一定滑移,存在多级拉张裂缝和台坎,表现出因底部液化向外短距离滑移的侧向扩离破坏模式（图6（b）和图7（c））,其滑坡地貌特征与加拿大Saint-Luc-de-Vincennes滑坡极为相似^[14],以溃散性和流动性失稳破坏开始,以侧向扩离结束。根据滑坡体上的歪斜树、水泥路及渡槽的残体等估测（图6（a）和图6（c））,滑源区后缘滑坡体大致滑移了约200~400 m。滑源区的粉土液化层埋深大致7~13 m（图6（e））。根据灌溉前的遥感影像,滑源区以前是一个相对平坦的台塬,没有大规模人类工程活动的痕迹（图7（a））。自2017年后,台塬建设了相对完整的灌溉系统和交通基础设施。斜坡失稳前,滑源区进行了高强度的灌溉（图7（b））。野外调查发现,滑坡源区底部黄土含水量非常高,基本处于饱和状态,多处出现冒水、渗水现象,并沿主滑动方向形成一股溪水（图6（d）和图6（f））。

图  6  滑源区失稳破坏特征

Figure  6.  Characteristics of Instability and Failure in the Source Area of the Loess Flowslide

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  7  滑源区发育特征

Figure  7.  Development Characteristics of the Source Area of the Loess Flowslide

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1.2.2   流通堆积区

流通堆积区主要位于黄河Ⅱ级阶地上,整体呈“条带状”分布。流通堆积区长2.69 km,后缘最大宽度约40 m,前缘最大宽度约270 m,堆积和掩埋面

积35.91×10⁴ m²,前缘与后缘高差为53 m,视倾角为1.13°,平均堆积厚度约为2 m（图8）,依据滑坡前后DEM差分,堆积方量约为72.3×10⁴ m³。对比滑坡前后的影像和当地村民口述,祁家沟沟头有一道

图  8  滑坡-泥流的流通堆积特征

Figure  8.  Transition and Accumulation Characteristics of the Flowslide

下载: 全尺寸图片 幻灯片

压实度较低的土坝,土坝内侧有一定的积水,土坝下游是一条干涸的细沟（名为祁家沟）（图3（c）、图5（a）和图5（b））,到金田村与草滩村居民区后已无明显的沟道；同时,滑坡前DEM显示,沟道下游存

在一片地势相对低洼地段。

结合现场调查和遥感解译结果,流通堆积区沿着泥流运动路径大体可以分为侵蚀区、流通区、堆积区（图8（a））,侵蚀区主要分布在滑坡剪出口到祁家沟沟头,泥流从滑坡剪出口冲出进入斜坡下方冲沟后,因沟床狭窄,泥流侵蚀沟道两侧并留下一定的松散堆积物（图8（b））,沟槽下部存在明显的擦痕,说明泥流运动时具有强烈的侵蚀作用。通过地震前后影像对比分析,沟底的宽度增加了1~2倍,表明祁家沟区泥流的峰值流速较大,侵蚀作用强烈。

泥流汇入祁家沟后,进入流通区,由于汇流口沟道转向和土坝的阻挡,造成泥流爬高并形成局部回淤（图8（c））,居民2层楼中部留下清晰的泥痕（距楼房地面高度约4 m）。泥流在运移过程中推倒了沟道两侧的树木,并对沟道两侧产生明显的侵蚀作用,并在沟道中部有一定的淤积（图8（d））。

泥流到达下游村庄后进入堆积区,形成了高3~5 m龙头,表现出极高的流动性并呈流塑状态（图8（f）和8（g））,掩埋了近90间房屋（图8（a））,但对地面本身没有明显的侵蚀,对房屋没有明显的撞击破坏。通过现场调查,泥流经过村口的道路和牌坊并没有倒塌和损坏（图8（e））；同时,泥石流发生时,当时气温较低,地表处于冻结状态,在泥流堆积前缘发现堆积体与地面形成薄冰层,这些都会降低泥流与地面的摩擦阻力。此次滑坡-泥流的堆积类型主要有沟床堆积、弯道堆积、爬高舌状堆积、龙头堆积、环状堆积以及回溯堆积等^[15]。

2 地震触发滑坡-泥流的共性特征

2.1   中国黄土高原地震类似诱发滑坡-泥流

黄土具有极强的水敏性和动力易损性,历史上黄土高原也发生过由地震触发土壤液化形成滑坡的案例。例如,1920年海原8.5级地震引发多起大规模的黄土滑坡群,具有代表性的是党家岔滑坡和石碑塬滑坡,其中西吉党家岔滑坡滑坡体以500 m的宽度运移了2 km左右^[16-17]；它们是由黄土液化作用引发,具有流动性大、运动距离远、沿缓坡路径行进的特点^[18]（图9）。2013年甘肃岷县6.6级地震也引发了永光村黄土滑坡-泥流,滑坡体体积约40×10⁴ m³,原始坡度约为18°,运动距离1.03 km^[19-20]。

图  9  1920年海原8.5级地震诱发宁夏西吉党家岔滑坡（照片拍摄于1966年）及其区域地形^[17]

Figure  9.  Dangjiacha Landslide in Xiji, Ningxia, Triggered by the 1920 Haiyuan Earthquake (Photo Taken in 1966) and Its Topographic Map^[17]

下载: 全尺寸图片 幻灯片

2.2   国外地震诱发类似滑坡-泥流

2018年印度尼西亚帕卢7.5级地震造成4 340人死亡,地震引发的几处大规模土壤液化滑坡是造成伤亡的重要原因之一（图10）。值得注意的是,帕卢与中川乡地震滑坡的现象与诱因较为相似：由于砂质土壤的种植业需要大量的地下水灌溉,在干旱区因地制宜发展现代化农业灌溉技术,造成了大片耕地的地下水水位明显偏高。在地震动作用下,灌溉田下的土壤发生液化,即便是在坡度很缓的地方也能形成滑坡并且能够运动相当长的距离^[21-22]。

图  10  2018年印度尼西亚帕卢7.5级地震引发土壤液化滑坡（a、d） Balaroa滑坡前后影像；（b、e） Petobo滑坡前后影像；（c、f） Tinggede滑坡前后影像

Figure  10.  Soil Liquefaction Landslide Caused by the 2018 Palu 7.5 Magnitude Earthquake in Indonesia (a,d) Pre- and Post-sliding Images of Balaroa Landslide; (b,e) Pre- and Post-sliding Images of Petobo Landslide; (c,f) Pre- and Post-sliding Images of Tinggede Landslide

下载: 全尺寸图片 幻灯片

此外,2018年日本北海道6.6级地震同样引发了部分土壤液化滑坡（图11）。北海道震区主要被火山灰地层覆盖。火山灰比普通粗粒砂更容易发生液化。加之震前震区降水造成土体含水率大大增加,局部地区火山灰处于饱水状态,在之后的地震作用下导致火山灰地层液化,形成大量流态型滑坡^[23]。此外,日本2004年新潟中越6.8级地震、2008年岩手-宫城县7.2级地震、2011年东北部9.0级地震以及2016年熊本7.0级地震诱发的部分滑坡均存在类似现象。

图  11  2018年日本北海道6.6级地震引发土壤液化滑坡^[17]

Figure  11.  Soil Liquefaction Landslide Caused by the 6.6 Magnitude Earthquake in Hokkaido, Japan in 2018^[17]

下载: 全尺寸图片 幻灯片

2.3   中国黄土高原灌溉诱发滑坡-泥流

在中国黄土高原上,由于液化形成的黄土滑

坡-泥流较为常见,距本次灾害事件直线距离不到50 km的甘肃永靖县盐锅峡镇黑方台,是最具代表性的灌溉型黄土滑坡灾害区之一^[24]。自1968年来,在持续灌溉的影响下,地下水位抬升了近20 m,局部抬升了约40 m^[25],在黑方台塬边发生了黄土滑坡200多起,其中代表性类型为静态液化型黄土滑坡,呈现溃散性破坏特征^{[24, 26]},2015-04-29发生的党川2号滑坡具有典型的溃散性滑坡特征（图12）。

图  12  长期灌溉触发甘肃永靖县盐锅峡镇黑方台党川2#滑坡^[26]

（a）滑坡发生前地貌；（b）滑坡发生后地貌

Figure  12.  Dangchuan 2# Loess Landslide Triggered by Long-Term Irrigation at Heifangtai Terrace in Yanguoxia Town, Yongjing County, Gansu Province^[26] (a) Landform and Topography of Pre-sliding, (b) Landform and Topography of Post-sliding

下载: 全尺寸图片 幻灯片

上述几处滑坡无论在形成条件,还是滑坡后所表现出的特征,都具有以下共同特点：（1）滑坡区物质组成为粉土或者细砂土；（2）发生的时候并没有强降雨；（3）滑体底部处于饱水状态；（4）多发生在低角度或者近水平地层；（5）运动呈现出显著的流体状特征；（6）底部土层在地震动或者自身重力作用下发生“液化”现象。

3 中川乡滑坡-泥流成因机理

地震发生后,奋斗在一线的记者发布了宝贵的救援照片（图13）,一些专家根据救援照片和现场非常稀软的泥土,结合以往的工作经验,给出了“青海海东民和县中川乡发生局地砂涌”,并在媒体上迅速传播。有些专家通过公众号发表观点,认为这是“平地泥石流”。笔者团队通过对12月20日应急管理部国家减灾中心提供的10 cm分辨率无人机影像的解译分析,认为金田村和草

图  13  金田村掩埋后照片和搜救现场（新华社拍摄）

Figure  13.  Photos of Jintian Village After Burial and Search and Rescue Scene (Taken by Xinhua News Agency)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

滩村出现的成片分布的高含水淤泥应为“地震滑坡-泥流”,而非“砂涌”^[27]。

在现场救援工作接近尾声时,笔者团队于12月25日—29日对此次地震滑坡-泥流灾害事件的滑源区和流通堆积区进行了详细调查,并试图寻

找公众比较关心的“砂涌”或者“平地泥石流”的证据。通过金田村现场的堆积体特征和挖掘机开挖救援现场的土层,说明这些非常稀软的泥土是从后山台塬上流下来的（图14）,并不是所谓的地震引发的就地“平地泥石流”或“砂涌”。

图  14  泥流是从上游流下而非地下涌出的现场实证

Figure  14.  Field Evidence Shows that Mudflows Originate from Upstream Rather than Underground

下载: 全尺寸图片 幻灯片

“砂涌”是一种强震之后常见的自然现象。在地震过程中,地下的含水砂土会发生强烈的液

化现象,液化的砂土会沿着一定的通道往上涌并到达地表,出现“喷水冒砂”现象,即通常所说的“砂涌”^[28-29]（图15）。砂涌主要由液化的砂土构成,可能包含其他物质,如泥土、石块和树木等。“砂涌”往往发生在平坦的地表,并会在地表留下一个个串珠状的像火山锥似的小鼓包和圆形坑。“砂涌”在地震中非常常见。例如,2011年Mw 9.0日本东北部大地震,2018-09-06日本北海道地震、2021-05-22中国青海玛多7.4级地震,在现场均出现多处喷水冒砂现象,并在地表留下砂土堆积证据。此次地震在其他乡镇也出现砂涌现象（图15）。但砂涌的规模往往非常小,很难将房屋包围掩埋,涌出地表的砂土

图  15  地震土体液化喷砂机制示意图（现场图片来自中国地震局地震预测研究所路畅研究员）

Figure  15.  Schematic Diagram of Liquefaction Sandblasting Mechanism of Seismic Soil (On-Site Photo from Researcher Lu Chang at Institute of Earthquake Forecasting, China Earthquake Administration)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

一般也不会远距离流动。

黄土主要由极细砂、粉砂和粘土组成,具有极强的水敏性和动力易损性。中川乡地震滑坡-泥流失稳地层主要为粉砂质黄土,其与1920年海原地震的石碑塬液化型滑坡的物质组成比较类似^[30]。关于地震触发液化型滑坡机理,振动台模型试验表明：底部的黄土液化是大规模滑坡滑移的触发机制,是特殊地层结构及高烈度地震动共同作用的结果^[30]。土动三轴试验表明,黄土的液化能力与黄土粒度组成、土体微观结构参数及饱和度有密切关系,黏粒含量越低和黄土孔隙比越大,液化能力越强,同一土体饱和度越高,越容易

液化^{[18, 31]}（图16）。数值模拟结果表明,高含水率非饱和黄土层也可发生振动液化,斜坡前缘和中部土体发生液化的初始饱和度范围分别为68.3%~100%和73.8%~100%,斜坡后缘土体不发生液化。综上所述,非饱和黄土层液化发生机理可概括为：地震作用下导致台塬底部饱水黄土层孔隙水压力激增,高含水率非饱和黄土层孔压增长响应滞后,随着孔隙水压朝上部消散,地下水向上渗流,当平均有效应力接近0时,底部饱水黄土层发生液化,其抗剪强度接近于0,致使其上部非饱和黄土层向台塬临空方向发生局部滑动^{[16-18, 30]}。

图  16  地震触发黄土液化特征^{[18, 32]}

Figure  16.  Earthquake-Induced Loess Liquefaction Characteristics^{[18, 32]}

下载: 全尺寸图片 幻灯片

饱和黄土的稳态强度是黄土斜坡液化后是否大变形或者流滑破坏的关键因素,决定了液化型滑坡-泥流的运动特征。环剪试验结果表明,通过比较不同固结压力下黄土的稳态强度,可以发现滑体厚度对滑带孔压及稳态强度的发展有一定的影响,滑体厚度越大,孔隙水压力增长较慢,稳态强度越大,反之亦然；剪切速率对黄土稳态强度也有一定的影响,随着剪切速率的增加,稳态强度有所降低,且饱和度越高,剪切速率对强度的影响越明显^{[16, 32]}。饱和黄土或高含水率黄土具有很高的液化势和流态破坏势,在强震作用下,饱和黄土比较容易发生液化和流滑^[18]；斜坡体的快速下滑运动使滑动面以上更多土层液化,最终整个滑动的滑坡体进入流动状态^[17]。

王兰民等^[33]通过对比中国宁夏回族自治区海原地震触发的地震滑坡、美国密西西比河左岸二级阶地上液化滑坡和塔吉克斯坦发生在缓斜坡丘陵地带的滑坡,总结出黄土地区必须具备以下条件才有可能发生振动液化：（1）地貌较为平坦或缓斜坡中更新世和晚更新世以来的黄土地层完整；（2）地下水埋深较浅或者有其他水源补给；（3）地震动超过一定强度。根据野外观察和地球物理探测,此次灾害具备以上条件（图17）：（1）滑源区位于台塬Ⅲ级阶地,地势平坦,同时底部发育黄土地层；（2）长期灌溉使地下水位抬升,在台塬底部形成了一定厚度的饱水黄土层（图4）,尤其是地震前滑坡源区连续3天的冬灌,入渗深度约为3~4 m,致使浅表层含水量相对较高（图2）；（3）该区域处于极震区,地震动背景值最

图  17  地震触发中川乡液化型滑坡-泥流失稳模式

Figure  17.  Failure Model of Zhongchuan Town Flowslide Triggerd by Earthquake

下载: 全尺寸图片 幻灯片

大已接近0.5 g^[34],加上黄土覆盖层对地震波的放大效应（放大1.5~3.0倍）^[4]。

台塬黄土层在地震液化失稳后,靠近台塬边缘的土体因良好的临空条件迅速解体破碎成颗粒状,并快速冲入下游的沟道,高含水的黄土颗粒迅即转化为泥流沿狭窄的沟谷呈流体状运动（图17）。大量的黄土滑坡实例表明,应黄土粒间粘结力较弱,滑动后很容易散体成黄土颗粒,即使含水率较低也可呈流体状运动（图12）。当泥流到达金田村和草滩村一带时,因沟谷消失地势变平坦,随即以泥浆状涌入村庄,包围掩埋房屋,

并造成人员伤亡。上述现象和过程在遥感影像中已得到充分反映和证实,也与当地村民的目击证据相吻合,即地震后沟道泥流随即发生,而包围掩埋金田村和草滩村的泥流是地震后一定时间后（大概10 min左右）才抵达。

造成此次地震液化型滑坡-泥流灾害的其他原因可能包括以下几个方面：（1）地震导致北干渠渡槽断裂,干渠水和滑坡物质一起沿沟谷流向下游,大大增加泥流的含水量,可能对滑坡物质快速转化为泥流和远距离流动有较大的促进作用；（2）地震前连续3天高强度的冬灌,对增加滑坡物质的整体含水率并转化为泥流也有一定的促进作用^[35]；（3）黄土台塬前缘具有较好的临空条件,滑源区前部的黄土层发生液化和滑动后迅即涌入坡下并汇聚于沟谷,因此就地停留堆积的相对较少。而滑源区后部的黄土在底部因液化剪切强度急剧降低而发生向外滑动,但因地势平缓附近又不具有很好的临空条件,所以滑动一定距离后就停积下来,并表现出侧向扩离状破坏模式；（4）滑坡下游是狭窄的沟谷,有利于限制和约束泥流沿沟谷远距离运移；沟口的土坝失稳可能会影响滑坡-泥流的动力过程,类似情形在兰州皋兰什川溃坝泥流^[6]和汶川地震区板子沟^[36]出现

过；村庄附近的平缓地形是导致泥流向两侧扩散并包围掩埋村庄的主要原因,下游的低洼地形有利于泥流的汇聚与堆积。

4 结语

本文较详细介绍了2023-12-18甘肃积石山Ms 6.2地震触发的青海省中川乡滑坡-泥流的基本特征,并结合近年来发生于国内外的其他几处由地震和灌溉引发液化滑坡特征的对比分析,探讨了地震液化型滑坡-泥流的成因机理,纠正了人们对“砂涌”的认识,得到以下几方面结论：

1）甘肃积石山Ms 6.2地震触发的中川乡“砂涌”实为地震液化型滑坡-泥流,形成了一个完整的“地震-液化-滑坡-泥流”地质灾害链,不宜误读为“砂涌”或者“平地泥石流”。

2）此次滑坡-泥流灾害在滑源区呈现出溃散性破坏和侧向扩离两种模式,有别于一般的滑坡。

3）饱水黄土体失稳破坏进入沟谷后呈流体

状远距离运动,易造成重大人员伤亡和财产损失,大大增加了防范难度,应引起高度重视。

4）此类滑坡-泥流的形成条件、成因机理、液化判据、监测预警以及风险防控还需进一步深入研究。