降雨在裂隙型冰水堆積體中的入滲過程

趙石力， 涂國祥， 鄭智明， 丁 昊

(1.成都理工大學 地質災害防治與地質環境保護國家重點實驗室， 四川 成都 610059;2.廣東華隧建設集團股份有限公司， 廣東 廣州 510000)

冰水堆積體廣泛分布于我國西南河谷地區，其形成時間較長，是多期次河流作用的產物，具有密度高、天然含水率低、孔隙率低的特點，有多變的沉積特征和復雜的物質組成，在降雨條件下容易誘發滑坡失穩[1-2]，造成人員傷亡和財產損失，因此深入研究降雨在冰水堆積體中的入滲過程，對于滑坡預測預報及災害防治工作的開展具有重要意義。目前，許多學者針對降雨入滲所做的大量研究和試驗表明雨水在土體中的入滲是一個非飽和的過程，但大多數研究集中在淺表層滑坡方面[3-4]，對于降雨誘發深厚層堆積體滑坡的研究還很欠缺。林鴻州等[5]通過分析降雨誘發土質邊坡失穩的模型試驗，提出將降雨強度和累積雨量同時作為雨量預警基準。杜婷婷等[6]針對黃土邊坡研究了不同因素組合影響下的邊坡土體侵蝕規律和演化機理。部分學者針對裂隙也進行了嘗試性探索，如劉博等[7]對入滲條件下裂隙發育的黃土邊坡穩定性的研究，指出了邊坡破壞的4個階段。姚海林等[8]利用線彈性力學理論研究了裂隙性對膨脹土超固結度和強度的影響，并考慮了裂隙對膨脹土邊坡穩定性的影響。張維等[9]研究了裂隙發育位置及深度對膨脹土邊坡滲流及穩定性的影響。陳善雄等[10]考慮了裂隙面及軟弱夾層等因素建立了膨脹土裂隙邊坡地質模型，并分析了含裂隙膨脹土邊坡的穩定性及其特征。辛明明等[11]通過對室內降雨蒸發交替作用下膨脹土裂隙開裂過程進行模擬，研究了不同循環粗疏對裂隙的長度、寬度、數量的影響。而這些研究主要著眼于對膨脹土和巖質邊坡的分析，對冰水堆積體中裂隙如何影響降雨入滲過程研究甚少。為此，本文以流沙河流域某冰水堆積體為研究對象，通過室內降雨試驗，研究堆積體在降雨條件下因裂隙發育導致堆積體結構不均勻性對降雨入滲過程中土體內濕潤鋒遷移規律的影響。同時，通過對體積含水率、基質吸力、孔壓等數據的觀測分析，為今后降雨誘發覆蓋層斜坡失穩機理提供理論支持和試驗數據。

1 模型試驗介紹

1.1 試驗裝置

室內降雨試驗裝置主要包括模型箱、降雨模擬系統和數據監測系統。

(1) 模型箱。尺寸為1.5 m×0.9 m×1.2 m。由剛性框架焊接固定，側壁為透明有機玻璃，內側角鋼固定，底板為0.6 cm厚高強度鋼板。模型箱各縫隙處用玻璃膠密封。有機板外壁畫有網格線(間距10 cm)，便于堆放土樣、填埋儀器和試驗現象觀察。

(2) 降雨模擬系統。包括霧化噴頭，水管線，壓力計及流量表。降雨有效面積為1.35 m2，降雨強度設定范圍為10～30 mm/h ，實測為18.64 mm/h，降雨均勻度根據公式(1)計算得到，實測為80.08%。

(1)

(3) 數據監測系統。主要包括體積含水率、基質吸力、孔隙水壓力三種傳感器及相應的數據采集系統。其具體量測范圍及精度詳見表1。

1.2 試驗方案

為探究降雨在不同結構堆積體中的入滲情況，本試驗配制了2種結構類型的堆積體土樣(幾何相似比為1∶240)來展開室內模型試驗研究。試驗用土取自漢源縣某冰水堆積體，土樣以灰巖為主，顏色灰黃，結構較密實，屬于含細粒角礫土。其基本參數和顆粒級配曲線如表2及圖1所示。

表1 數據采集儀及傳感器

表2 試驗用土的基本參數指標

兩組模型分別為均質型、裂隙發育型土樣。土坡全長150 cm，坡頂高80 cm，長60 cm；坡趾高50 cm，長30 cm。均質型土樣按照堆積體的正常顆粒組成配比；裂隙發育型中主體與均質模型相同，裂隙由有機透水玻璃板隔離形成，位于坡頂20 cm和30 cm處，深度對應為30和25 cm。兩組模型的土坡坡度均設置為23.2°。當濕潤鋒完全到達坡底且傳感器數值穩定不變時試驗終止。

圖1 試驗用土的顆粒級配曲線

兩模型中各自埋設了6個含水率、4個孔壓和4個基質吸力傳感器以監測降雨過程中模型不同部位含水率、孔壓和基質吸力的變化。

傳感器布置位置以裝置左上邊界為坐標原點，坡頂，坡中，坡底儀器埋設坐標分別為(10,10 cm)，(60,10 cm)；(10,40 cm)，(60,40 cm)；(10,60 cm)，(60,60 cm)。其中坡中位置只埋設含水率儀器，其他位置埋設三種儀器。試驗分層夯實填筑的土坡完成圖如圖2所示，填筑完成的土坡四周抹有防水試劑以減小邊界效應。

圖2 兩組試驗分層夯實填筑的邊坡完成圖

2 結果與分析

2.1 均質堆積體模型

2.1.1 體積含水率的變化 圖3為均質堆積體體積含水率隨降雨歷時的變化。由圖3可知，降雨過程中，濕潤鋒以均勻方式向下入滲。降雨歷時23.21 h后，濕潤鋒到達淺層M1和M2位置，含水率分別升高至(18.3%，18.4%)后達到第1個峰值19.5%，隨后因降雨停止，兩測點含水率逐漸減小，曲線回落。降雨歷時30.45 h，濕潤鋒到達中部M3，M4的位置，M3達11.8%，而M4則與M2以相同的變化趨勢較平穩回落到10%左右。底部M5，M6依然無變化。第3天進行第2階段降雨(距首次降雨歷時72 h)，M1—M4基本同時變化，(M1，M2)分別達到第2個峰值(20%，18%)，(M3,M4)達到(30%，12%)。而(M5，M6)在滯后4.8 h后因上覆土層雨水下滲補給才首次出現升高，到達峰值(46%，50%)，降雨停止后，M1—M4數值又再一次出現回落，M3降低為20%，而M5，M6基本保持不變。歷時第5 d，M1，M2含水率維持在15%附近波動，由于坡頂無表層雨水補給且雨水發生下滲，含水率數值略有減小；而坡中M3,M4因接受坡頂上覆土層雨水下滲影響，數值迅速增大到48%和40%左右，坡底M5保持不變，M6減小。對比降雨前后可以發現，坡頂和坡中位置受降雨影響變化更為明顯，雨水的下滲直接引發測點數值的變化，下滲完成后數值減小明顯，而坡底只有在雨水完全下滲至土地底部時，其數值才增大，表現出一定的累積效應。

圖3 均質堆積體體積含水量變化曲線

2.1.2 基質吸力的變化 均質堆積體吸力變化曲線如圖4所示，各測點(S1，S2，S3，S4)吸力初始值范圍在91.9～98.7 kPa之內。降雨后，坡頂(S1，S2)降低到最小值(9.7，18.3 kPa)歷時分別為10.28和12.38 h。而坡底位置S3則歷經22.35 h降低到10.6 kPa。S4則經過達48 h的過渡期后才出現降低，數值為12.7 kPa。當降雨完全結束后，坡頂測點(S1，S2)最終達到9.7和13.6 kPa，而坡底測點(S3，S4)吸力值降低到各自的最小值，分別為10.0和11.3 kPa。試驗結果表明，在降雨開始后，基質吸力并不會立即發生變化，當濕潤鋒緩慢向下遷移到達各測點時，基質吸力才會開始驟然減小，一旦降雨停止，基質吸力會出現回升，同時坡頂和坡底變化不同，坡底測點會經歷一個較為平緩的過渡期，尤以S4過渡期時間最長，隨后才會出現降低。

圖4 均質堆積體基質吸力變化曲線

2.1.3 孔隙水壓力的變化 均質堆積體孔壓變化如圖5所示。降雨開始后，坡頂測點(P1，P2)早期基本趨于動態變化，集中在0.1～0.3 kPa左右。降雨后第3 d，坡頂兩測點孔壓出現明顯升高，最高時刻(P1，P2)峰值可達(1.6，0.6 kPa)。降雨暫停后，孔壓出現首次降低，當再次恢復降雨時，坡頂測點受雨水補給作用，孔壓升高到新峰值約1.8，0.7 kPa。而對于測點(P3，P4)來說，其位置居于坡底，降雨過后因下滲緩慢，并沒有明顯的變化，直到兩輪降雨后坡底才首次出現增大，其孔壓數值為(1.0，1.3 kPa)，達峰值后進入過渡期，下滲變緩，數值變化平穩，時長約1 d。當達到第5 d時，坡底測點數值迅速增加，達到本次試驗的最大值4.5和4.3 kPa，隨著整個降雨過程的結束，后續階段因雨水下滲數值還會有所降低，最終到4.1和3.7 kPa時達到穩定狀態。

2.1.4 均質型濕潤鋒形態的變化 由圖6可以看出，均質堆積體歷時119.35 h完全滲透到裝置底部。降雨過程中，歷時23.18 h坡表發生浸潤且雨水完全入滲，坡頂與坡腳之間各部分差異不大，其濕潤峰形態大致與坡面平行，下滲深度約10 cm；當歷時53.70 h后，入滲基本到達中部，下滲速率相對變緩，入滲深度達30 cm，濕潤鋒形態則無太大變化；歷時78.25 h后，濕潤鋒到達坡體中下部位，入滲速率減慢且整個入滲過程進入穩定階段，此時濕潤鋒形態差異變得較為明顯，為近似的下凹圓弧，中部下凹曲率更大，兩端入滲較為緩慢，坡上位置下滲速度較坡頂和坡腳更為快速，入滲深度最大達50 cm；當濕潤鋒接近土體底部時，濕潤鋒鋒面近似平行于裝置底面，降雨歷時117.30 h，入滲基本達到飽和入滲階段，此階段土體含水量達到飽和，其數值達峰值后趨于穩定，且坡腳處逐漸產生積水。

圖5 均質堆積體孔隙水壓力變化曲線

2.2 裂縫發育堆積體模型

2.2.1 體積含水率的變化 圖7為裂縫發育堆積體的土體含水量變化曲線圖。降雨8 h后，各測點含水量均開始響應并急劇增加，變化趨勢大致相同，隨后雨水下滲，各測點(M2和M5外)含水量出現下降，數值波動逐漸趨于穩定。在此階段內，位于同一水平位置的M1,M2測點變化略有不同，M1由初始的含水量5%增加到17.8%，而M2滯后約12 min后才發生變化，所達到的峰值12.4%略小于M1點，并且后續數值也不會減小。當第2次降雨時，各測點的含水量再次發生波動，整體呈增加趨勢，(M3，M4)降雨后含水量穩定在(15%，21%)，而以M5增長幅度達到最大，從13%增長到42%，M6變化幅度次之，由20.7%增加到28.3%，到達峰值的時間比M5略有滯后，滯后時間大約為6.8 h，之后一直穩定在峰值水平上，其他測點變化不大。分析認為這是由于M5測點位置位于裂縫底部，雨水在裂縫附近產生富集，導致下滲更為迅速，同時雨量也更大，相同時間內通過的雨量更多，這也與坡上M1早于M2發生變化且含水量大于M2的情況相吻合。

2.2.2 基質吸力的變化 圖8為裂縫發育型堆積體基質吸力隨降雨歷時的曲線變化圖。各測點吸力初始值在93～98 kPa之間。當降雨開始后，吸力值都出現不同程度的減小，S1由初始值96 kPa降低到最小值10 kPa。同S1相比，S2經歷了一段過渡期，S2降低到83 kPa后經過一個為期約6.4 h的平穩變化期才降低到16 kPa，最后趨于穩定。當濕潤鋒入滲到達(S3，S4)時，S4與S2的變化趨勢大致相同，也是經過一個過渡期后才再一次減小為9 kPa，過渡期長達23.72 h左右，S3則直接降低到最小值9 kPa，之后波動不大。

圖6 均質堆積體濕潤鋒形態變化

圖7 裂縫型堆積體體積含水量變化曲線

圖8 裂縫發育堆積體基質吸力變化曲線

2.2.3 孔隙水壓力的變化 圖9為裂縫模型的孔壓變化曲線圖。

從圖9可以看出，(P1，P2)曲線變化趨勢不大，總體在0.5 kPa的范圍內進行波動，降雨后，坡頂測點孔壓峰值最大可達0.73 kPa，之后降雨歷程中始終無法超越這一峰值，推測可能是雨水經裂隙直接產生下滲，沒有途經傳感器埋設位置。而裂隙處與坡腳處的底部孔隙水壓力(P3，P4)曲線變化趨勢相似，隨著降雨的進行都表現出隨時間呈階梯式累積增大的特點，增大效果在第4天以后越發明顯，最終分別達到四組測量值中的最大值，為2.6和2.0 kPa，明顯高于坡頂測點(P1，P2)。而同一時刻裂隙底部的孔壓P3總是大于坡腳底部的孔壓P4，超出約0.5 kPa，且在接近第四天左右裂隙底部的孔壓P3出現突變增大，較坡腳處底部的孔壓增大趨勢有所區別。分析認為降雨后雨水向裂隙中匯流，入滲流速大于濕潤鋒出滲流速使雨水在裂縫部位產生大量積聚，積聚的雨水大部分在重力作用下隨著裂隙向土體底部滲流，少部分雨水在裂縫底端與土體交界面處向四周擴散，從而使裂縫處的測點均形成高孔壓，同時刻高于其他位置的孔壓記錄值。

圖9 裂縫發育堆積體孔壓變化曲線

2.2.4 裂隙發育型濕潤鋒的變化 裂隙發育型堆積體歷時93.62 h完全滲透到裝置底部。降雨后，坡表及裂縫表層逐漸浸潤，濕潤鋒變化情況與均質堆積體的變化情況相似。土體表面完全濕潤后，雨水逐漸聚積產生入滲，入滲過程中測點在濕潤鋒到達后依次響應，響應時間著埋深的增加而加大。當歷時54.28 h，濕潤鋒到達中部55 cm處，裂縫兩側入滲情況出現差異(如圖10所示)，裂縫左側入滲明顯變緩，入滲深度基本維持在10 cm位置，而由于土體的滲透系數遠遠

小于裂隙的，經裂隙流下來的雨水不能及時下滲從而積聚在兩條裂隙底部，形成高孔壓狀態的橢圓形暫態飽和區。隨著濕潤鋒繼續向下遷移，裂隙末端的暫態飽和區逐漸擴散，與經坡表下滲下來的濕潤鋒連成一體，整個濕潤鋒面呈現為漏斗形下滲。當歷時76.47 h，坡體兩端的濕潤峰任然維持在淺表層，而坡上位置濕潤鋒下滲到達70 cm處時上下出現連通，濕潤鋒變為腳杯狀，因底板不透水，下滲下來的雨水積聚在底部并向兩側水平側滲，之后下滲與側滲同時進行(圖10)。當歷時88.72 h，濕潤鋒觸底濕潤，水平側滲到達邊界，坡體兩側中部位置出現入滲盲區，而坡體兩側濕潤鋒形態的改變推測是因為底部土體壓實不夠緊密，顆粒之間存在局部空隙，使下滲的雨水從架空部位溢出。當歷時達到93.62 h，入滲完成，整個模型完全濕潤。該組試驗中，雨水經透水能力強的裂縫下滲進入土體深部，裂隙作為下滲的優勢通道，使得濕潤鋒的遷移能力加強，同期時間內能夠更快速的到達土體底部。濕潤鋒面在該區域將產生強烈下凹，形成圓弧形滲透“漏斗”，同時積聚在裂隙上的水分通過孔隙逐漸向土體周圍擴散，這也加快了裂縫附近區域濕潤鋒的下移速度。

圖10 裂縫發育堆積體濕潤鋒形態變化

3 討 論

降雨可誘發斜坡覆蓋層產生失穩破壞，但是除了是少數架空明顯、整體透水能力強的堆積體外，雨水要進入深厚堆積體的深部，往往還與堆積體結構特征相關。而堆積體局部發育的裂縫不僅會降低土體的抗剪強度，還會構成雨水入滲的優勢通道，使土體的滲透性加強。

3.1 裂隙對入滲過程的影響

裂隙模型試驗中，裂隙構成雨水進入土體深部的優勢通道，該區域內儀器的響應時間較早，濕潤鋒觸底時間大大縮短。根據試驗過程中3種傳感器的變化情況及濕潤鋒的運移規律大致將裂隙模型入滲過程分為四個階段：

3.1.1 完全入滲階段 降雨初期土體含水率低，雨水浸入表層土體后迅速潤濕，濕潤鋒向下遷移速率較快，各部位入滲深度大體一致但入滲深度尚淺，雨水下滲引發含水率和孔壓增大，基質吸力減小，整個濕潤鋒面與坡面平行。

3.1.2 裂隙局部強烈下滲階段 當雨水持續性下滲，裂隙區域內雨水產生匯集并在裂隙底部形成暫態飽和區，飽和區內孔壓值高于同期其他位置而形成壓力滲透，促使雨水下滲程度更為強烈，縮短了下滲時間，裂隙底部入滲深度加大，相比于均質模型，濕潤鋒到達同期坡體中部位置的時間縮短約27.53 h。飽和區形成的根本原因在于坡體雨水入滲流速大于濕潤鋒出滲流速，從而產生局部積聚。

3.1.3 補償加速入滲階段 裂隙底部形成暫態飽和區后，加速了雨水的有壓入滲，濕潤鋒在上部雨水補給作用下向下遷移力度加大，促使暫態飽和區向堆積體深部繼續擴展，飽和區內雨水積聚引起更大區域的擴散和土體逐漸飽和。裂隙的匯水作用，增大了裂隙底部的孔壓值，使得孔壓值高于同一時刻其他位置。

3.1.4 水平側滲階段 因裝置底板為不透水層，雨水補給入滲使濕潤鋒觸底后，積聚于底部的雨水只能向模型箱兩側滲透，致使坡體底部雖滲透至飽和，但坡體兩側中部位置仍有未曾潤濕的干燥區域。再者，裂隙區域內經過補給入滲階段后,濕潤鋒的下滲速度較兩端部位置更快，在其先期觸底后于坡體中部位置兩端形成干燥的阻隔區域，阻隔區域存在時間不長，在上部滲流補給作用下逐漸縮小，最終消失坡體完全浸潤。

4 結 論

(1) 均質模型中濕潤峰均勻下滲，鋒面達測點后引發孔壓及含水率減小和基質吸力增加；坡頂受降雨影響變化明顯，而坡底變化具有累積效應。

(2) 裂隙構成雨水入滲的優勢通道，其底部會形成暫態飽和區，濕潤鋒面在該區域產生強烈下凹形成滲透“漏斗”，促使濕潤鋒在該區域先期觸底。

(3) 降雨入滲過程為： ①均質型：完全入滲→入滲放緩→穩定入滲→飽和入滲； ②裂隙發育型：完全入滲→局部強烈下滲→補償加速下滲→水平側滲。