臺風暴雨條件下滑坡水文響應過程及穩定性分析

池永翔

摘要 以試驗數據為依據，通過數值模擬重演滑坡體對臺風暴雨單峰型降雨的典型水文響應過程，得出了水文響應及穩定性的變化規律。結果表明，在降雨峰值期坡體表層快速形成飽水區，造成前緣局部孔隙水壓力增大，坡腳位置地下水位抬升。邊坡穩定性系數迅速下降，處于失穩狀態；之后坡體的穩定性逐漸提高，仍處于不穩定狀態。

關鍵詞 臺風暴雨；滑坡；水文響應；穩定性

中圖分類號 S42 文獻標識碼 A 文章編號 0517-6611（2015）19-176-05

福建省屬典型的臺風暴雨影響區域，其具有降雨強度大、歷時短、雨量集中的單峰型典型特點。臺風暴雨條件下的滑坡既具有普通降雨型滑坡的特點，又具有自身的特殊性。深入研究強降雨尤其是臺風暴雨引起土坡失穩的規律并分析各影響因素的作用機理，對于福建省以及全國其他地區類似成因滑坡的預測和防治工作均有著重要的指導意義。筆者以現場試驗數據為基礎，基于飽和-非飽和滲流理論[1]，通過數值模擬手段建立福建省臺風暴雨條件下典型飽和-非飽和滑坡體的降雨入滲模型，探索滑坡體在臺風暴雨條件下的水文響應，研究臺風暴雨條件對滑體穩定性的影響情況[2-4]，為臺風暴雨條件下滑坡的破壞機理分析提供理論依據。

1 材料與方法

1.1 建立概化模型 福建省臺風暴雨后出現的滑坡災害滑坡多為小型淺層土質滑坡，分布在坡高<30 m、坡度為25°～45°的斜坡地帶。在此選取了最為典型的房前屋后高陡邊坡，作為計算模型并切取計算坡面，即設計滑坡體坡高30 m、坡長50 m，自然坡度為30°，前緣由于人工建房開挖坡腳，坡度為60°，模型縱橫比設定為1∶1（圖1）。

滑體材料根據降雨入滲試驗區順昌縣大歷鎮洋后自然村淺層滑坡鉆孔資料，滑體的結構自上而下分為坡積粘土、殘積砂質粘土、強風化片麻巖、中風化片麻巖4層。其各層厚度根據野外地質災害詳細調查資料統計的平均值，坡積層為1 m，殘積層為5 m。計算模型選用圖1中三角形剖分網格。計算模型共剖分單元格1 641個，計算節點1 264個。考慮模型主要致力于模擬滑體在臺風暴雨條件下的內部滲流場變化以及滑坡穩定性變化的過程，因此對坡積粘土、殘積砂質粘土、強風化片麻巖的網格進行加密處理從而提高計算精度。

1.2 模型參數

1.2.1 基本物理參數。

滑體模型的基本參數根據現場鉆孔資料、室內土工試驗的統計結果、現場降雨入滲試驗數據以及工程類比法，綜合確定出滑坡體內4種地層的滲透系數以及力學參數（表1）。

1.2.2 土水特征曲線與滲透系數方程。

坡積土的土水特征曲線是利用Wykeham Farrance（非飽和土）有效應力路徑三軸儀試驗測得（圖2a），下伏殘積砂質粘土的土水特征曲線是基于Fredlund&Xing法利用顆粒級配曲線及飽和體積含水量得出（圖2b）。滲透系數方程是基于飽和滲透系數和土水特征曲線采用Fredlund法得出（圖3）。

1.2.3 模型邊界條件。

在滲流模型中設定的邊界條件為模型的左側邊界為分水嶺，雨水在嶺頂滲流過程中會以分水嶺為界，分水嶺兩側之間沒有流量交換，因而在模型左側邊界設置零流量邊界條件；模型底部邊界同左側邊界，也設為零流量邊界。

降雨模擬時在邊坡坡面以降雨強度為標準施加流量邊界條件且同時施加潛在滲透面邊界。這樣在計算過程中，當降雨強度小于邊坡的入滲能力時，以降雨強度為流量邊界條件；當降雨強度大于邊坡的入滲能力時，如果繼續使用降雨強度為流量條件，就會在坡體頂部產生較高的孔隙水壓力與現實不符，這時潛在滲透面邊界條件發揮作用，將邊坡坡面邊界條件設計為零水頭邊界條件，即認為超出入滲能力之外的雨水不在地表貯留，而是瞬時流走。同時位于坡腳處設置一地下水溢出面。

1.2.4 模型初始條件。

瞬態滲流場的計算中，初始水文地質條件是必要的條件。根據調查資料，這些淺層土質滑坡的地下水位基本位于滑面以下，即位于強風化基巖以下，因而地下水的漲落對滑體的穩定影響甚微，主要受非飽和帶含水量大小影響，模擬過程盡可能忽略地下水位的變動。同時在斜坡坡面賦予一個較小的流量邊界，反復調節該入滲值，使滑體內部的含水量與孔隙水壓力分布與實測數據相吻合。

2 臺風暴雨條件下滑坡體水文響應過程模擬

2.1 降雨過程的確定 臺風背景下的暴雨是誘發滑坡的主要影響因素，為研究臺風暴雨條件下滑坡體內滲流場變化過程，模型模擬了整個降雨過程來探討滑坡體內滲流場

的變化情況。根據福建省臺風暴雨特征，臺風暴雨持續時間多為3 d，以臺風登陸當天降雨量100 mm和3 h短時降雨極值60 mm作為臺風暴雨誘發

滑坡的臨界降雨量。因此此次降雨過程模擬共計5 d，以臺風過程中雨量最多（大）的3 d為主。臺風登陸前2 d為均勻型降雨，第1天降雨量為15 mm，

第2天降雨量為60 mm；

第三天即登陸當天降雨為單峰型降雨，降雨

量為100 mm，其中60 mm的降雨量在前3 h內完成；第4及第5天為臺風結束后的無雨期（圖4）。盡可能吻合臺風暴雨條件下的強降雨過程，以更好地模擬和演算該條件下強降雨滑坡體水文響應過程和穩定性變化。

2.2 臺風暴雨條件下滑坡體滲流場變化過程 滲流矢量線的方向代表該點的滲流方向，大小代表該點的滲流速率。從臺風登陸前2 d即降雨開始第1天和第2天滑體暫態滲流場

情況（圖5）可以看出，由于臺風登錄前屬于均勻降雨期，降是位于滑坡中后部，地表水大量垂直下滲；二是位于滑坡前緣殘積層內，受坡腳處人工開挖的影響，在坡體中前部形成了良好的滲流通道。因此，在降雨量小于土體飽和穩定入滲系數時，滑體入滲的雨水逐漸擴散滑體內部，并在滑體內部進行垂直下滲和側向滲流過程。

從模擬的臺風登陸當天受福建省臺風暴雨特有的單峰型降雨影響滑坡體內滲流場的變化過程（圖6～8）可以看出，當降雨峰值開始到結束，滑坡體上部的濕潤區基本保持不變，維持1 m左右的深度；而與峰值前滲流場對比發現，峰值開始1 h后，滑體內部滲流矢量線消失，代表滑體內部雨水幾乎停止運動，可以認為降雨峰值短時降雨量大于土體的入滲率，此時雨水入滲量以土體穩定入滲率為主，大量降雨無法即時入滲至土體，缺少雨水補給入滲的滑體內停止了滲流活動，滑坡體以坡面徑流為主。此時即使降雨量增大，其坡體入滲量仍增值較小。結合降雨入滲現場試驗結果，不同降雨量下滑體表層土體入滲率在降雨開始1 h內差異較大，1 h后土壤入滲量逐漸趨于一致。該過程也同時驗證了降雨入滲的基本理論，即在飽和-非飽和降雨入滲過程中將呈現2個階段：第1個階段為降雨強度控制階段，即初始降雨量小于土體的入滲性能，入滲率等于降雨強度，降雨量完全轉化土體入滲量，入滲過程中邊坡的表層含水率將隨降雨入滲而逐漸提高，直至達到一個穩定值；第2階段為表層土入滲能力控制階段，即經過降雨的持續，土體入滲能力降低，當降雨量大于土體入滲性能，于是產生地表徑流；2個階段的交叉點即是為積水點。

當降雨峰值過后，降雨量減小至土體的飽和穩定入滲率時，此時濕潤峰面暫態飽和帶雨水開始垂直下滲為主，同時在滑坡前緣臨空面地帶出現水平滲流，峰值過后3 h，坡體內雨水已經基本滲透整個殘積層。隨著當日強降雨的補給，坡體內含水量普遍增高，導致巖土體自重亦隨之普遍增大；在殘積層與風化層分界面由于入滲率的急劇減小，在滲流中呈現出“瓶頸”效應，受坡腳剪出口排水作用，滲流方向由斜向下轉為水平，滑坡體內雨水向滑坡前緣坡腳處匯聚排泄。此時滑體內雨水排水作用取決于坡腳排泄量，由于入滲量大于排泄量，在地下水無法短時間排出滑坡體外的情況下，造成前緣局部孔隙水壓力增大，雨水囤積。在前緣坡腳雨水囤積一時間無法排出坡體，便垂直下滲補給中風化基巖層內地下水，導致坡腳位置局部地下水位抬升，地下水位線出現坡腳鼓包現象（圖8）。因此地下水在坡體前緣殘積層、強風化層交界面處不斷冒出。這也是在野外實地調查過程中發現的，滑坡體在破壞之前，受降雨影響，坡腳常有渾水冒出的原因，即滑坡體破壞的征兆之一。

從臺風過后降雨停止2 d內滑坡體滲流場變化過程（圖9）可以發現，降雨停止后，坡體無繼續入滲，滲流速率明顯放緩；雨水滲流主要發生于殘積層中。坡腳水平滲流增大，且在停雨數小時內達到水平滲流速率最大值。水平滲流范圍也逐漸增大，從而使地下水位“隆起”范圍也同時擴大。表明降雨停止后地下水位上升的原因主要有2個：①殘積層內殘余水流的持續補充；②“瓶頸”作用，即坡腳排泄能力不足，造成“頸”口前水流囤積增大。越靠近坡體前緣側向滲流越嚴重，越靠近坡體后緣垂直下滲越厲害。由于滑坡體內部水平滲流分量產生的動水壓力會對滑體造成更為不利的影響[5]，所以大量雨水在坡腳處以水平滲流的形式冒出，是導致邊坡坡腳首先松動破壞進而牽引整個坡體發生破壞的直接原因。

3 穩定性分析

利用GEO-SLOPE軟件SLOPE/W模塊通過加載SEEP/W滲流模塊中臺風暴雨條件下滑坡體滲流模型，應用簡化Bishop法、簡化Janbu法和Morgenstem-Price法對滑坡模型進行穩定性分析，取其穩定性系數最小值[6-12]。經過模擬計算后，將水動力結果直接耦合到SLOPE/W模塊進行穩定性系數的計算，安全系數隨降雨過程變化而變化。從圖10可看出，初始條件下滑坡的穩定性系數為1.113 60，經歷2 d 80 mm過程雨量的均勻降雨，穩定性系數逐漸降低，但下降速度緩慢，第2天結束穩定性系數僅下降了1.085 30，下降幅度為0.050 70，即0.001 06/h；在臺風登陸當天，降雨峰值開始，穩定性系數迅速下降，在峰值后3 h，即第54時穩定性系數已經下降至1.002 00，也就是當強降雨峰值滯后3 h，滑坡體已經達到臨界狀態，此時穩定性系數下降幅度高達0.013 83/h，足足高出均勻降雨的一個數量級；此后滑體穩定性系數繼續下降，在第3天結束時已下降至0.949 44，當天下降幅度為0.083 30，即0.002 12/h，相對于前2 d的降雨，高出了2倍以上。

與前面水文響應和孔隙水壓力變化過程相對應，當降雨峰值開始，坡面迅速產生積水區，并形成坡面徑流，峰值過后表層飽水區快速向滑坡體內部擴散，在3 h內已基本布滿整個殘積層，同時在坡腳排水作用下，大量雨水向坡腳前緣處匯集，無法及時排出的雨水集聚在前緣，導致前緣形成暫態飽和區。通過非飽和土變含水率強度試驗分析表明外部水力條件的變化對非飽和土強度影響顯著，當含水量超過20%以后，非飽和土體強度隨含水量的升高迅速降低，抗剪強度降至400 kPa以下。滑坡前緣孔隙水壓力增大，基質吸力下降，抗剪強度降低，帶來水平位移量升高，引起滑坡的失穩。隨著臺風登陸當天的降雨持續，穩定性系數已迅速下降1.000 0以下，表層土體受雨水的補給不斷向坡腳剪出口排泄，引發坡腳地下水位出現“水丘”，導致滑坡體繼續失穩。

另外，在降雨停止后，雖然整個坡體已經處于失穩破壞狀態，但僅從穩定性系數的變化趨勢來看，滑體穩定系數在這一階段呈先降后升趨勢，這主要是因為雖然坡體停止降雨補給，但滑體中后部隨著雨水的繼續滲流，前緣排水作用能力有限，滑體前緣的積水仍有聚集，導致滑體穩定性系數繼續下降。在模擬臺風暴雨條件下滑坡穩定性過程分析中，穩定性系數最低的時刻是在降雨停止后的第2個小時，即第4天前2 h，穩定性系數降至0.948 33。

隨后伴隨坡腳持續排水和坡體內雨水擴散下滲雙重作用下，前緣孔隙水壓力和含水量逐漸降低，正如前面土水特征曲線所示，基質吸力有所回升，抗剪強度增大，穩定性系數也隨之有所回升，到停止后2 d穩定性系數回升至0.981 77，但整個滑坡仍處于失穩狀態[13-14]。

4 小結

以強降雨入滲現場試驗為科學依據，利用數值模擬對臺風暴雨條件下滑坡體內部的飽和與非飽和滲流場進行了反演，揭示了臺風暴雨條件下單峰型強降雨滑坡體內特殊的水文響應過程及穩定性變化規律。

（1）臺風登陸前期均勻降雨，滲流主要集中于2個部位，一是位于滑坡中后部的垂直下滲，二是位于滑坡前緣坡腳殘積層處側向滲流。在孔隙水壓力變化方面，主要以淺層表土帶和前緣坡腳地帶土體孔隙水壓力緩慢抬升。

（2）滑坡體對臺風暴雨特有的單峰型降雨的水文響應與均勻降雨截然不同。在峰值期坡體表層短時內形成飽水區，在坡體表層1 m深度內形成濕潤區，坡體受雨水入滲量以表層土體穩定入滲率為主。再現了飽和-非飽和降雨入滲過程中的降雨強度控制階段和表層土入滲能力控制階段，驗證了積水點的問題。

（3）降雨峰值過后，濕潤峰面水分開始快速垂直下滲，峰值過后3 h，雨水滲透整個殘積層，受到巖土分界面入滲系數的差異和坡腳排水作用的影響，滲流方向由斜向下轉為水平，滑坡體內雨水向滑坡前緣坡腳處匯聚排泄。在雨水無法短時間排出滑坡體外的情況下，造成前緣局部孔隙水壓力增

大，雨水囤積，坡腳位置局部地下水位抬升。這也是在野外實地調查過程中發現的，滑坡體在破壞之前，受降雨影響，坡腳常有渾水冒出的原因，即滑坡體破壞的征兆之一。

（4）降雨停止后，雨水在滑體內部繼續擴散。坡體雖然無降雨補給，但排泄量仍小于側向補給量，水流匯集于坡腳形成溢出面，造成前緣孔隙水壓力和含水量依舊維持較高值。隨著排泄過程的繼續，坡體內雨水逐漸減少，側向補給量小于排泄量，前緣孔隙水壓力和含水量降低，地下水位逐漸下降。模擬與強降雨條件下滑坡入滲現場試驗的含水量變化情況相吻合，再一次表明了此次模擬的可靠性。

（5）對于臺風暴雨單峰型強降雨，降雨強度越大，降雨持時越久，坡體滲入的雨水量也就越大。降雨在入滲過程中先以垂直下滲為主，受到坡腳溢流面排水作用和巖土分界面滲透能力的差異性，雨水向坡腳前緣處排泄，排泄能力小于側向和垂向入滲的補給量，造成地下水在滑體前緣大量囤積，孔隙水壓力和地下水位抬升。其結果是殘積層內的基質吸力和抗剪強度逐漸降低，抗滑力的減少、下滑力的增大，造成邊坡穩定性降低。

（6）通過穩定性變化規律和破壞概率的分析，臺風暴雨條件下滑坡穩定性系數變化規律具有其特殊性，在臺風登陸

前2 d均勻降雨下，穩定性系數緩慢降低，仍處于穩定狀態；在臺風登陸當天，降雨峰值開始，穩定性系數迅速下降，在峰值后3 h，破壞概率超過50%，處于危險狀態，伴隨降雨繼續，坡體的穩定性持續降低；停雨后2 h滑坡體仍處于不穩定狀態。

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