对水致黄土斜坡破坏模式及稳定性分析原则的思考

李同录，李颖喆，赵丹旗，胡向阳，李 萍

（1.长安大学地质工程与测绘学院,陕西 西安 710054；2.黄土高原水循环与地质环境教育部野外科学观测研究站,甘肃 正宁 745399；3.中国电建集团西北勘测设计研究院有限公司,陕西 西安 710065）

0 引言

斜坡破坏是黄土地区最常见的一种不良地质现象。一方面沟豁纵横的黄土地貌成为自然和工程高陡斜坡最为集中的区域；另一方面黄土疏松的结构使其工程性质性十分脆弱，在各种营力作用下容易破坏。降雨、地震、水库浸没、河流侵蚀等自然因素；农田灌溉、坡脚开挖、坡顶加载、采矿等人为因素作用，都可能诱发其破坏[1]。在这些影响因素中，水是最敏感的因素，其中降雨和农业灌溉引起的斜坡破坏最为普遍。一般来说，降雨诱发的一般为浅层斜坡破坏，伴随降雨过程发生[2]。灌溉一般在台塬平坦的顶部，受地形条件限制，很少影响到边缘斜坡浅层，但会引起地下水位上升，诱发深层滑移[3]，滑坡可能在灌溉数年到数十年以后才发生。

针对降雨引起的浅层滑坡和灌溉引起的深层滑坡有大量的研究报道，取得了丰硕的成果[4−7]。但对黄土斜坡而言，有一定的特殊性，如降雨引起浅层黄土滑坡和地下水没有水力联系；而深层滑坡和降雨又有没有直接联系。另一方面，人们基于常规应力路径下的抗剪强度对斜坡稳定性分析较多，较少考虑其实际应力路径和相应抗剪强度。文中主要针对这些特殊情形进行分析，因为各种坡稳定性评价方法已经很成熟，这里不涉及具体方法，只探讨一些原则性问题。

1 降雨诱发斜坡浅层破坏模式及评价原则

降雨诱发的浅层斜坡破坏因坡度不同分为三种模式，一种是直立边坡坡脚崩塌，由毛细水上升引起；二是直立边坡坡顶滑塌，是降雨下渗引起；第三种是陡倾斜坡浅层滑移，也是降雨坡面直接入渗引起。

1.1 直立边坡坡脚崩塌

调查发现，高度较低的黄土边坡，如坡高不大于15 m 的直立坡比斜坡更稳定，直立坡立面在降雨时淋不到雨水，黄土保持干燥状态，具有较高的强度；而较陡斜坡由于坡面渗水而更容易滑移。但是直立坡的坡脚和坡顶由于浸水容易破坏。坡脚破坏是由于毛细水上升引起的。坡脚的平地接受降雨，毛细水则顺坡脚向上爬升。毛细上升高度和降雨持时与土的性质有关[8]。我们在陇东陕甘交界处，2021年秋50 余天断续降雨后，野外测得马兰黄土毛细上升最大高度为1.5 m。这种崩塌一般发生在周围被垂直节理切割，与斜坡母体割离的黄土柱中。多数直立斜坡的黄土是一个整体，干黄土强度高，黏结力足以克服坡脚强度降低所丧失的支撑力。因此，这类崩塌在野外见到的比较少，即使发生，规模较小，崩塌高度多为5～10 m，较高边坡一般不是从顶到底整体崩塌，而是从坡中拉裂，下面部分塌落,主要发生在公路侧缘人工斜坡上。图1（a）为陕西黄陵至寇家河村道边的直立边坡，可以看出，在干燥状态下，12 m 高的直立坡可以稳定。降雨时自坡顶下来的落水冲刷，并使排水渠的水溢出，浸湿了坡脚，自下而上的垂直裂隙切割，形成孤立块体，边坡自顶向下崩塌。图1（b）为另一处小崩塌，直立边坡高8.0 m，干燥时很稳定，坡脚被毛细水浸湿，边坡下半部拉裂崩塌，顶部仍然稳定。

图1 人工直立边坡由于坡脚毛细水上升引起的崩塌Fig.1 Collapses cased by capillary rising at the foot of vertical cutting slopes

毛细水浸湿部分的黄土可以认为是接近饱和的，这部分土的应力状态可概化为单轴受压，用饱和单轴抗压强度和上覆自重判定其稳定性。黄土的饱和单轴抗压强度很低，陇东取的马兰黄土试样测得其饱和单轴抗压强度在30～40 kPa[9]，马兰黄土的饱和重度一般为18.0 kN/m3左右，该强度能够支撑的黄土直立高度为1.5～2.5 m。

1.2 直立边坡顶部小型滑塌

直立边坡的小型滑塌发生在坡顶，坡顶直接被降雨浸湿，湿润锋以上部分接近饱和，沿湿润锋向临空面剪出，掉落到坡脚。而湿润锋以下的黄土立面处于干燥状态，具有很高的稳定性。这类滑塌规模小，一般数方到数十方，淹埋坡脚的排水渠和部分路面，不会造成大的灾害。然而黄土地区植被发育，公路沿线坡顶的树木随滑塌倒下，阻断道路，影响交通。

2021年10月初降雨期间，我们对G211 国道在店子河两侧路段进行了调查，在10 km 路段内，共发生这类小型滑塌50 多处，滑塌体填埋路边排水渠，并未阻断道路，但倒下的大树挡住道路，形成高密度致灾点，使该段国道封闭两个星期。从直立斜坡剖面上可见湿润锋的深度在1.5～2.0 m，剪出口距坡顶在2 m 以内，滑动面约30°～35°，可见其规模不大，但数量多，有一定致灾性。图2（a）为店子河村窑洞开挖在直立边坡上，坡高6 m，窑洞洞顶高3 m，跨度3 m，上覆土层3 m。可以看出，黄土在干燥情况下，窑洞和边坡都稳定。这次降雨导致顶部1.5 m 的土层浸湿，窑洞顶部被浸湿的部分外侧边坡滑塌，下部干燥部分边坡和其中的窑洞仍是稳定的。图2（b）为G211 K506+190 m 处的一个直立边坡，坡高7.7 m，坡顶被浸湿的部分随树一起滑下，树阻断道路，下部干燥部分稳定。

图2 直立斜坡顶部的小型滑塌Fig.2 The small collapses occurring on the top of vertical slopes

该类滑塌是先滑移，再垂直下落，为典型的滑塌类型。我们采样用固结慢剪试验测得重塑黄土有效内摩擦角为30°，黏聚力为0[10]。坡顶的原状黄土虽然接近饱和，其中的水分属于悬挂毛细水，具有一定的基质吸力，相应可产生一定的黏聚力，这与其剪出面倾角30°～35°较为吻合。

1.3 陡倾斜坡浅层滑移

黄土地区降雨持时超过一定时间，则会引发大范围大面积浅层滑移。图3（a）为2013年7月陕北地区连续降雨引起的黄土梁区大范围浅层滑移；图3（b）为2021年8月至10月陇东陕甘边界地区50 余天断断续续降雨后，黄土塬边沟谷中大面积浅层滑移。现场调查表明，这类浅层滑移发生在坡度35°～75°的斜坡上，低于35°的斜坡很少滑移，坡度大于75°则以崩塌的形式破坏。浅层滑移的厚度相当于湿润锋的深度，一般不超过2 m。该类滑坡大多转化为流态或泥流，顺坡滑移较远的距离。若发生在道路边坡上，则淹埋道路，影响交通。如图4（a）为G211 国道K504+670 m～ K504+780 m处发生的一处浅层滑坡，斜坡坡度39°，坡高70 m,滑体宽度110 m，厚度1.5～2.0 m。滑体掉落在国道上，淹埋路面，可以看出，滑体已转化为流态，如图4（b）所示。

图3 伴随降雨发生的大面积浅层滑移Fig.3 The shallow slides occurring in the raining period

图4 G211 国道K504+670 m—K504+780 m 处的浅层滑坡Fig.4 The shallow slide occurring on the highway G211 K504+670 m—K504+780 m

该类滑坡是由于降雨入渗，湿润锋下移，黄土强度降低所致。降雨加载对斜坡稳定性不敏感，强度衰减是主要原因。该类斜坡稳定性评价可采用无限边坡模型，滑体厚度等于湿润锋的深度。对其浸湿黄土的含水率测试结果表明，其饱和度一般在85%～90%，不完全饱和，重度取饱和重度对稳定性评价结果影响不大，但对强度参数的取值需要注意。

浅层浸湿的黄土和地下水没有水力联系，其水分属于悬挂毛细水，没有正的孔隙水压力，仅有较小的负孔隙水压力，即基质吸力。初始状态为较干的黄土时，其中有很低的负孔隙水压力（高吸力），降雨入渗浅层土的含水率增高，孔隙水压力也增加（基质吸力降低），这一点和饱和土的逻辑是一致的，当土完全饱和时，其孔隙水压力升高到0，同时基质吸力也降低到0。

Vanapalli 等[11]指出，当非饱和土含水率在进气值到饱和之间时，其吸力产生的摩擦角φb和有效内摩擦角φ′相等，此时非饱和强度退化为饱和强度。因此该类斜坡破坏时的强度参数按饱和时测得的有效强度参数取值。

黄土颗粒均匀，其有效内摩擦角比较稳定，如上所述，我们对重塑黄土慢剪试验测得的有效内摩擦角约为30°[10]。调查表明，浅层滑移发生在35°以上斜坡，考虑毛细饱和的原状黄土有一定的基质吸力（黏聚力），实测参数和实际情况比较吻合。

大多浅层滑移转化为流动性滑坡，这是其破坏后剪切滑移所引起。浅层马兰黄土结构疏松，斜坡在剪切滑移过程中发生剪缩，瞬间会产生较高的孔隙水压力。我们对流动性滑坡滑体和滑床物理参数的对比发现，当黄土的饱和含水率大于液限时，一旦扰动，则会由固态转化为流态。对该调查点浅层滑坡附近原状土的本物理指标测定表明，其饱和含水率为34.5%，而液限为33.6%，可见该饱和黄土可以转化泥流。

该类滑坡破坏前应力改变很小。强度参数中，基质吸力对有效摩擦角影响不大，但会使有效黏聚力大幅减小。斜坡稳定性评价依然用有效强度参数。滑坡破坏的瞬间，导致孔隙水压力上升，黏聚力和摩擦强度都会降低，滑坡转为流态，因此破坏后的运动学过程可近似采用固结快剪或三轴总应力强度指标。滑体厚度不足2 m，试验正应力控制在50 kPa 以内，围压控制在30 kPa以内。

该类斜坡植被的影响也是值得注意的问题。自20世纪末退耕还林以来，黄土地区植被恢复良好，主要树种为刺槐、国槐、椿树等乔木和沙棘、酸枣和柠条等灌木。对2013年陕北和2021年陇东大面积滑坡调查发现，树木茂密的斜坡更易滑动，而种植藤类植物的人工斜坡破坏相对较少。坡顶滑塌和浅层滑移使大量的树连根被拔起，对植物根系观察测量发现，树根很少被剪断，多是根土一起滑下。现场对滑下的树根统计表明，根密集发育段的深度一般在0.8～1.2 m，以下只有零星主根末端被拔断。根系的抗剪和抗拉强度远大于散粒土，因此只要湿润锋在主根系以上，即使很陡的坡也不易滑动；一旦进入湿润锋以下，根系的锚固作用消失，而树本身有加载作用。对于深层滑坡，这种作用微不足道；而浅层滑坡，这种作用占到下滑力的很大一部分，此时有植被比没有植被更容易滑。2013年陕北和2021年陇东降雨后测得的湿润锋深度为1.5～2.0 m，低于主根系深度。

由此可见，植被对浅层滑坡具有双重的作用，当湿润锋高于主根系底界时，根系锚固有稳定斜坡的作用；湿润锋低于主根系底界时，锚固作用消失，斜坡更容易滑动[12−15]。湿润锋深度取决于降雨持续时间，一般降雨湿润锋深度不足1 m，遇到较为罕见的极端降雨，则诱发大量浅层滑坡。

2 灌溉引起的深层滑坡

黄土深层滑坡和地下水位抬升有直接关系。自然环境下，黄土中的地下水补给和排泄已经形成了动态平衡，地下水位在短期内浮动很小。只有人工灌溉区才可能引起地下水的大幅上升。目前，黄土地区最活跃的三个滑坡带，即陕西渭惠渠穿过的宝鸡—长兴滑坡带、泾阳南塬灌区北缘滑坡带[16]、甘肃黑方台灌区周缘滑坡带[17]都和灌溉有关。宝鸡—长兴滑坡带是渭惠渠从宝鸡北塬的斜坡中部穿过，20世纪70年代引水渠通水后，渠底漏水，引发了170 余处深层滑坡。泾阳南塬滑坡带是渭惠渠的末端灌区，自20世纪70年代开始灌溉，塬上的地下水位上升超过20 m，在渭河南岸的塬边形成了多于50 处滑坡。甘肃黑方台周缘滑坡带也是20世纪60年代末开始，抽取黄河水在台塬顶灌溉，2 个没有地下水的旱台，目前地下水位上升多于20 m，台塬周缘发生多于70 处滑坡[18]。

灌溉引起的深层黄土滑坡主要是由于地下水位上升引起。间歇性的灌溉和间歇性降雨在黄土中的入渗特点是相同的。灌溉形成的湿润锋比降雨的深，但相对黄土厚度还是很浅。黑方台地区大水漫灌，湿润锋深度最大到4 m[19]，灌溉时湿润锋以上土层接近饱和，随停和灌而发生干湿变化，其中渗流的性质为瞬态流。湿润锋以下土层含水率急剧降低，在灌溉持续多年后，则形成一种稳定态，含水率不随时间变化，上面的顺态流过渡为稳定流，并持续补给地下水[20−22]。

斜坡由初始的稳定状态发展到不稳定，是应力和强度随边界条件发生改变所致。灌溉引起斜坡应力和强度发生了以下三方面的改变：一是水的加载作用。灌溉水增加了斜坡的垂直荷载，改变了斜坡中的应力；二是降低了黄土的非饱和强度，灌溉不仅使湿润锋以上黄土接近饱和，而且使湿润锋以下的剖面含水率提高，水位以上部分黄土基质吸力降低，表现在宏观强度参数上是黏聚力的减小；三是提高了孔隙水压力，降低了饱和土的强度。灌溉改变了原有的水文平衡，使地下水位持续抬升，以达到新的补排平衡，水位抬升，导致水位以下坡体孔隙水压力上升，有效应力降低。以上三方面的变化中，第一方面对斜坡稳定性最不敏感，因为荷载增量不大，荷载增加同时增加了抗滑力和下滑力。第二方面有一定影响，但不显著，对于深层滑坡来讲，黏聚力对抗滑力的贡献比摩擦角小得多。因此，这类滑坡最主要的原因是第三方面，即地下水位抬升。

即使地表大水漫灌，地表水穿过厚层非饱和黄土使地下水位抬升也是一个缓慢的过程。其在p-q（平均应力-偏应力）坐标下的应力路径是剪应力基本不变，孔隙水压力升高引起有效应力降低的过程。如图5 为一组马兰黄土（CSD-1、CSD-2、CSD-3）试样孔隙水压力上升引起破坏的应力路径及平均应力与轴应变的关系。由于现场取样将原位应力释放，先将土样固结恢复到原位初始应力状态。以试样CSD-3 为例，图中的B3为土样的初始应力状态，B3-D3段为常剪应力剪切阶段，偏应力不变，增加孔压，平均有效应力减小，应力路径水平左移达到破坏线。可以看出C′3为ɛa-p′曲线上轴应变加速的起点，以此为界将常剪应力剪切阶段分为两段。B3-C3段，随着孔压增大，试样仍处于稳定状态，几乎没有产生轴向变形。C3-D3段，轴向变形加速发展,试验过程中可观察到试样中部开始鼓胀。CSD-1、CSD-2、CSD-3 在Di（i=1,2,3）点的应变分别为10.3%、15.4%、16.4%。D3-E3段为破坏阶段，偏应力不能维持不变的状态，沿破坏线下降。该阶段轴向变形失控，突然增长，试样快速破坏。由于孔压升高路径下偏应力为常数，因此取ɛa-p′曲线加速点C'i对应的有效平均有效应力点Ci为等效峰值应力点，其连线即为CSD 路径的等效峰值破坏线；取失稳下降点Di为残余破坏点，从而确定残余破坏线的位置。

图5 CSD 试验应力路径q、轴应变ɛ a-平均有效应力p′ 曲线Fig.5 Stress path of constant shear drained(CSD) tests、ɛa- p′ curves

由于破坏前孔压上升过程很缓慢，并且是静水压力，在发生显著破坏前，不会产生超孔隙水压力，因此这类斜坡稳定性评价时，水位以下部分应采用有效峰值抗剪强度参数，应力也采用有效应力。具体来说，地下水位以下部分，采用饱和重度、有效黏聚力和有效内摩擦角，滑动面上的采用有效正应力正应力。地下水位到湿润锋之间，含水率随时间变化小，采用天然重度和相应含水率下的有效黏聚力和有效内摩擦角。该层土为非饱和带，存在基质吸力，即负孔压，基质产生的抗剪强度相当于相应含水率下的有效黏聚力，因此用相应含水率的常规的慢剪或固结排水（气）剪试验测得的强度参数包含了吸力的影响。湿润锋以上含水率随时间是变化的，按最不利的情况取饱和重度及有效黏聚力和有效内摩擦角。该层土在降雨时也不全饱和，属于毛细悬挂水，孔隙水压力为负，因其值很小，孔压可以取0，重度近似取饱和重度。

3 讨论

如上所述，降雨诱发的一般是浅层滑坡，而灌溉引起地下水位上升诱发的是深层滑坡。这是由于黄土沉积过程非常缓慢，在此过程中，降雨垂直补给和侧向泉水排泄已形成一种平衡，若没有人为抽取或灌溉补给地下水，自然条件下地下水位是相对稳定的。图6 统计了1983年至今黄土地区大型深层滑坡和黄土高原中部延安地区的月降雨统计，可以看出深层滑坡各个月份都有分布，主要集中在春季和秋后，并不是在降雨最集中的月份，深层滑坡和降雨也没有直接关联。灌溉打破了地下水补给与排泄的平衡，引起地下水位上升，以建立新的平衡。如果新的平衡水位高于斜坡临界地下水位，在达到平衡之前，就会引起滑坡。

图6 黄土高原深层滑坡与降雨月对应关系（1983—2020年）Fig.6 The number of deep-seated landslide and the precipitation monthly on the Chinese loess plateau（1983—2020）

根据以上分析，黄土滑坡气象预警，只适用于浅层滑坡。而且降雨序列不能限定在一次或几次短期降雨，从陕北和陇东两次大面积浅层滑坡前的降雨情况看，至少要考虑30 天以上的降雨序列。对深层黄土滑坡做气象预警是没有意义的，即便是个别深层滑坡发生在降雨期间，也可能是巧合。深层滑坡预警应基于地下水位监测，将地下水参数用于传统的稳定性分析方法，建立预警模型。

目前，在灌溉引起的深层滑坡中，有大量流动性滑坡，黑方台和泾阳南塬滑坡带最为集中，宝鸡—常兴滑坡带也有这类滑坡。一些学者把静态液化的概念引入到流动性滑坡中，认为这种流动性滑坡是由静态液化引起[23−25]。静态液化的本来是相对震动液化提出来的，是指施加静载的过程中，由于孔隙水压力来不及排出，产生超孔隙水压力，导致土体出现类似流态的破坏。然而，灌溉引起滑坡的过程并没有加载，孔隙水压力在破坏前是一个缓慢积累的过程，所谓的液化是破坏后才发生的。这类斜坡在破坏后，因滑体和滑床物质及水文条件的差异，表现出不同的运动形式，其中包括了流动性滑坡。Sassa[26]通过理论分析和试验，将滑坡破坏后运动中的孔隙水压力分为三种情况。一种是饱和滑体在不透水的滑床上运动，滑动面上的孔隙水压力决定于滑体中的孔压，滑床既不产生孔压，也不消散孔压；第二种是饱和滑体在饱和滑床上运动，滑床会形成超孔隙水压力高于滑体，滑坡剪切带发生在滑床中；第三种为饱和滑体在非饱和的滑床上运动，滑动过程中滑体孔隙水压力消散，剪切发生在滑体中。地下水位引起的深层黄土滑坡中，这三种情况都有发生。第一种情况发生在黄土滑坡沿第三系泥岩或更老的基岩顶面滑动，如宝鸡—常兴滑坡带的卧龙寺滑坡，这类滑坡速度缓慢，或滑滑停停。第二种情况以泾阳南塬滑坡群最为典型，黄土斜坡坡脚以外为平坦的泾河一级阶地，滑坡发生时，黄土并没有液化，黄土滑坡巨大的势能冲击到前缘阶地上，导致阶地上的砂卵石液化，发生远程滑移。液化发生在滑床上，而不是滑体中，更不是静态液化（图7）。第三种情况以黑方台的流动性滑坡坡群最为典型。该处为黄河三级阶地，基底为白垩系砂泥岩，上覆卵石层和一厚层黏土夹粉土层，顶部为20～40 m 的马兰黄土。这类滑坡开始滑动后，疏松饱和的马兰黄土因剪缩而形成超孔隙水压力发生液化，液化的滑体转化为流态。但黄土下面的斜坡为干燥坚硬的泥岩，饱和滑体遇到干燥的坡面，孔隙水压力迅速消散，甚形成负孔压，因此部分滑体一路残留斜坡表面，部分滑至坡底（图8）。这类滑坡与第二类不同的是，液化发生在滑体中，滑移面也在滑体中。陕西华县高炉村滑坡也属于这种情形，只是滑床为干燥的黄土沟谷。

图7 一级阶地滑床饱和砂卵石层液化（泾阳南塬北坡形成的滑坡群）Fig.7 Liquefaction occurring in the saturated sands and pebbles of the first terrace of the sliding path（Landslide group on the north side of the South Jingyang loess highland）

图8 黄土滑体液化（黑方台黄土台塬顶部灌溉在盐锅峡镇一侧形成的滑坡群）Fig.8 Liquefaction occurring in the saturated loess sliding mass（Landslide group on the Yanguoxia town side of Heifangtai highland ）

泾阳南塬高速远程滑坡和黑方台流动性滑坡，成为静态液化滑坡的 “确凿证据”。笔者认为，这种认识颠倒了因果关系。我们看到的液化是结果而不是原因。虽然黄土从破坏到液化发生在一瞬间，但破坏前仍是静止孔隙水压力，在荷载不增加的情况下，地下水位上升不会产生超孔隙水压力。斜坡一旦破坏，致密的老黄土有可能发生剪涨 ，如泾阳南塬，孔隙水压力不仅不升，还可能下降，因此泾阳南塬的黄土并没有液化的，液化发生在阶地卵石层上。对于疏松的马兰黄土，如黑方台，因剪缩而产生超孔隙水压力，导致黄土液化，形成流动性滑坡。根据我们对华县高楼村滑坡的试验研究，当黄土的饱和含水率小于液限时会发生液化。液化后的黄土似摩擦角很低，一般不超过15°。实际上，无论黑方台，还是泾阳南塬，破坏前的斜坡坡度在45°～55°，如果按似摩擦角来评价稳定性，显然不客观。因此破坏前的稳定性评价，采用上述有效强度参数比较符合实际；破坏后的运动学过程，可按液化后的参数分析。

4 结论

文中针对降雨和灌溉两类诱发因素，各自产生的浅层和深层两类斜坡破坏模式进行了分析，并提出了稳定性评价和参数取值的原则，得出了以下结论：

（1）降雨引起的斜坡浅层破坏分为三类。第一类是直立斜坡毛细上升引起的坡脚崩塌，第二类是直立斜坡雨水入渗引起的坡顶滑塌，第三类是陡倾斜坡浅层滑移。直立斜坡毛细上升引起的坡脚崩塌可用黄土饱和单轴抗压强度评价其稳定性；坡顶滑塌可用简单土坡模型，取有效强度参数分析其稳定性；陡倾斜坡浅层滑移发生在35°～75°斜坡，可采用无限边坡模型，取有效强度参数分析其稳定性。

（2）灌溉引起的深层滑坡采用传统的土坡稳定性分析模型。地下水位以下采用饱和重度和有效强度参数，并按孔压升高的常剪应力路径测定参数，孔压按静止孔隙水压力考虑；水位以上至湿润锋之间，采用天然重度，采用相应含水率下的有效黏聚力和有效摩擦角；湿润锋以上采用饱和重度和有效强度参数，孔隙水压力取0。

（3）灌溉引起的深层滑坡是地下水位缓慢上升触发，破坏前没有超孔隙水压力产生，因此不存在静态液化现象。由于滑坡破坏导致了液化，而不是液化引起破坏。滑坡破坏后，由于滑体和滑床土的性质不同，产生了不同性质的液化现象。泾阳南塬滑坡是饱和砂砾石的滑床液化；黑方台滑坡则是黄土滑体液化，都产生了远程滑移。

（4）降雨只和浅层滑坡有关，对深层滑坡没有影响。浅层滑坡可进行气象预警，但不能限定在一次或几次短期降雨，降雨序列至少要延伸到一个月以上。黄土深层滑坡多和灌溉有关，深层滑坡预警应基于地下水位监测。