強降雨作用下昔格達邊坡滲流特性及穩定性分析

楊世豪，蘇立君，張崇磊，李丞，胡兵立

(1.中國科學院 山地災害與地表過程重點實驗室；中國科學院、水利部 成都山地災害與環境研究所，成都 610041；2.中國科學院 青藏高原地球科學卓越創新中心，北京 100101；3.中國科學院大學，北京 100049)

昔格達地層為廣泛分布于中國西南地區的半成巖河湖相沉積地層，形成于晚更新世與上第三系之間，主要由粉砂土和黏土組成[1-2]。隨著工程活動在昔格達地層分布區廣泛開展，其工程性質引起學者關注。周平等[3]、王志杰等[4]研究發現，昔格達地層巖土體水穩性差，極易崩解。杜翔宇等[5]研究昔格達地層巖土體的微觀結構特性，并對其強度指標與含水率關系進行闡述。因力學性質特殊，昔格達地層分布區滑坡頻發，相關學者對其進行了研究。黃紹檳等[6]將昔格達滑坡歸為覆蓋層滑坡、昔格達基底滑坡和昔格達組層面滑坡3類。丁文富等[7]提出，昔格達地層與上覆松散堆積層的接觸界面、與下伏地層的界面以及層間軟弱沉積結構面是該地層中主要的不良結構面。綜上，昔格達地層邊坡多為層狀結構且滑面多位于不同土層接觸面上。

降雨是常見滑坡誘發因素[8]，對昔格達地層巖土體遇水軟化的特殊土體而言，這種作用尤為顯著。降雨對邊坡穩定性的主要影響在于土體孔隙水壓力增加造成抗剪強度降低[9]。此外，雨水入滲將在邊坡表層巖土體形成暫態飽和區，使該區域土體自重增加，下滑力增大，邊坡穩定性降低[10]。White等[11]的研究采用降雨條件下土體體積含水率、孔隙水壓力的變化規律來表征邊坡的滲流特性。鑒于降雨入滲會對邊坡穩定性造成嚴重影響，相關研究建立了邊坡滲流特性與穩定性的關系[12]。張建等[13]對降雨觸發淺層坡體失穩的遲滯現象及其與土質參數的關聯性進行研究。層狀邊坡滲流規律較均質邊坡更復雜。韓同春等[14]認為，濕潤鋒至接觸面時，引起接觸面孔隙水壓力上升是滑坡主要誘因。馬吉倩等[15]通過數值模擬方法，得到降雨條件及坡積土層厚度對含水率、孔隙水壓力沿高程分布的影響規律。石振明等[16]通過改進Green-Ampt模型，提出考慮降雨入滲的多層非飽和土邊坡穩定性分析方法。上述研究闡述了層狀邊坡降雨滲流特征與穩定性變化規律。

昔格達地層邊坡多為層狀邊坡，但目前針對降雨入滲作用下昔格達地層邊坡內部滲流場分布規律研究較少。以四川省雅安市石棉縣莫家崗滑坡為例，利用有限元方法模擬經歷降雨邊坡內滲流過程，并以Morgenstern-Price方法計算邊坡各時刻穩定性系數。通過研究坡內滲流特點及邊坡在降雨作用下穩定性系數的變化規律，為昔格達地層滑坡治理提供參考。

1 計算理論

降雨入滲實質為坡內土體含水率上升，由非飽和狀態向飽和狀態發展的過程。入滲過程中，含水率隨深度分布可分為4部分，即：淺層飽和帶、含水率變化較大的過渡帶、含水率均勻分布的傳導帶和濕潤度隨深度減小的濕潤區，濕潤區前緣為濕潤鋒[17]。

坡體中，水的運動基本方程為根據達西定律及質量守恒定律推導得到的RICHARDS方程[18]。

式中：x為水平方向；z為豎直方向；hm為基質吸力水頭；k(hm)為非飽和土滲透系數函數；C(hm)為比水容量及水土特征曲線斜率；t為時間。其中，非飽和土滲透系數k(hm)有別于飽和土，達西定律中，k(hm)等于常數滲透系數，為與體積含水率相關的函數，反映非飽和土中的水力關系對滲流的影響。

Morgenstern-Price法可對任意形狀滑動面進行求解，同時，滿足豎向力、水平力及力矩的平衡，是一種常用極限平衡求解方法。基本計算原理為，假定兩相鄰土條的法向條間力和切向條間力之間存在一對水平方向坐標的函數關系，根據整個滑動土體邊界條件進行迭代，求出問題的解[7]。作為典型的復雜條分法，其計算過程比一般條分法復雜，但計算結果更為準確，因而，適用于利用數值模擬軟件進行求解。

2 計算模型及工況設計

2.1 工程概況

莫家崗滑坡位于石棉縣美羅鄉獅子村4組，后緣地理坐標：N29°17′07.9″，E102°26′52.8″，主滑方向為184°,剖面呈上陡下緩形態，主滑方向坡高80 m，總體坡度16°，為中型淺層土質滑坡。坡體為典型層狀結構，上部為第四系全新統殘坡積物(Q4el+dl)，黃褐色粉質粘土，局部夾碎塊石，厚度1.0～4.0 m；下部為第三系中統昔格達組粉砂土，強度較差；基巖為第三系中統昔格達組粉砂巖。

2.2 計算參數及邊界條件

由試驗測得,滑坡中第四紀殘坡積物及昔格達組粉砂土相關參數見表1。殘坡積物水土特征曲線由軟件內置樣本函數擬合；昔格達粉砂土水土特征曲線由粒徑級配曲線擬合。兩類土滲透系數函數根據相應土壤水分特征曲線，由V-G模型擬合[19]，昔格達組粉砂土粒徑級配曲線如圖1所示，兩類土水土特征曲線及滲透系數函數曲線如圖2所示。

表1 物理力學參數Table 1 Physical and mechanical parameters

圖1 昔格達組砂土粒徑級配Fig.1 Particle size distribution of Xigeda Formation soil

圖2 兩種土水土特征曲線及滲透系數曲線Fig.2 SWCC & permeability coefficient curve

采用Geo-studio中的seep/w模塊計算邊坡滲流規律，geostudio是適用于巖土工程數值模擬的計算軟件，seep/w為軟件內專門用于非飽和土滲流計算的分析模塊。seep/w可進行穩態以及瞬態滲流計算分析，可以獲得土體內部孔隙水壓力、體積含水率等指標的空間及時間變化規律。此外，seep/w模塊的計算結果可與其他模塊進行耦合計算，如與SLPOE/W耦合，獲得考慮邊坡內部基質吸力空間以及時間分布條件下邊坡的穩定性系數。

莫家崗滑坡平面圖利用無人機航拍圖像獲得，如圖3所示，剖面圖如圖4所示，其中，剖面圖參考文獻[20]。坡體地下水位以上網格尺寸為1 m，以下網格尺寸為5 m。坡頂、坡中及坡腳設置A、B、C三處觀測面。穩態分析中，模型上表面為自由邊界，兩側及底部為不透水邊界。瞬態分析包括降雨和不降雨兩段，其中，降雨期間，坡體表面設為單位流量邊界，流量等于降雨量，雨停后為自由邊界。

結合石棉縣當地情況及中國氣象局關于降雨強度的劃分標準，設定模擬共歷時7 d，前4天為降雨過程，降雨強度分別設為工況1大暴雨(0.006 m/h)和工況2大雨(0.001 6 m/h)兩種，后3天無降雨作用。

圖3 莫家崗滑坡平面圖Fig.3 Plane map of Mojiagang landslide

圖4 莫家崗滑坡剖面圖(單位：m)Fig.4 Profile of Mojiagang landslide(unit:m)

3 計算結果分析

3.1 降雨作用下邊坡含水率變化情況

3.1.1 坡頂監測面 圖5、圖6為兩種工況下模擬過程監測面A的含水率分布。在大暴雨工況下，t=48 h，坡體出現飽和區，隨降雨持續，飽和區擴大；t=96 h，最大入滲深度約3 m，飽和區深度達2 m；雨停后，飽和區消散，雨水繼續入滲。t=168 h，入滲深度達3.5 m。A處滲流僅發生在覆蓋層中，為均質土體中滲流。降雨時，含水率沿深度分布曲線含飽和區、過渡區、傳導區、濕潤區及濕潤鋒，與張建等[13]的結論一致。雨停后，高程87.5 m以上同深度含水率，隨時間延長而減少；高程87.5 m以下同深度含水率，隨時間延長而增大，濕潤鋒深度增加。在大雨工況條件下，降雨入滲總深度明顯減小，t=96 h時，降雨入滲深度僅為2 m，但與大暴雨工況下的滲流場特征相對比，可以看出，在降雨結束后，大雨工況條件下，雨水的入滲深度及同深度處的含水率都在繼續增長。

圖5 大暴雨工況下坡頂監測面A體積含水率分布圖Fig.5 The water content distribution with elevation on section A in situation 1

圖6 大雨工況下坡頂監測面A體積含水率分布圖Fig.6 The water content distribution with elevation on section A in situation 2

3.1.2 坡中監測面含水率 圖7、圖8為兩種工況下模擬過程監測面B的含水率分布。在大暴雨工況下，0

圖7 大暴雨工況下坡中監測面B體積含水率分布圖Fig.7 The water content distribution with elevation on section B in situation 1

圖8 大雨工況下坡中監測面B體積含水率分布圖Fig.8 The water content distribution with elevation on section B in situation 2

3.1.3 坡腳監測面含水率 圖9、圖10為兩種工況下模擬過程監測面C的含水率分布。坡腳覆蓋層厚度1.04 m，t=48 h時，覆蓋層已飽和，且雨水滲入昔格達地層中；t=96 h時，雨水最終入滲至粉砂土層內約3 m。因入滲深度范圍內兩種土體滲透性質不同，含水率分布曲線分層明顯。降雨過程中，覆蓋層迅速飽和，因而，從t=48 h開始，該層土體處于飽和狀態；雨停后，層面附近，殘坡積物含水率約0.35，昔格達組粉砂土含水率約0.17，表明，雨停后層面附近土體含水率較高。在大雨工況下，由于坡腳覆蓋層厚度較薄，降雨期間，雨水已經滲透至昔格達地層內部，但由于入滲量較小，未形成明確分區。與大暴雨工況下的滲流場特征進行對比可發現，在降雨結束后，水分在坡體內的最大入滲深度仍在不斷增加，且同深度處的土體含水率不斷增加。

圖9 大暴雨工況小坡腳監測面C體積含水率分布圖Fig.9 The water content distribution with elevation on section C in situation 1

圖10 大雨工況下坡腳監測面C體積含水率分布圖Fig.10 The water content distribution with elevation on section C in situation 2

3.2 降雨作用下邊坡孔隙水壓力變化情況

3.2.1 坡頂監測面孔隙水壓力變化情況 圖11、圖12為兩種工況下模擬過程中監測面A孔隙水壓力分布情況。兩種工況下，A處滲流均發生在覆蓋層中，為均質土體中滲流。在大暴雨工況下，雨水入滲深度范圍內，孔隙水壓力持續增長，土體發生孔隙水壓力增長范圍勻速拓展；由圖11、圖12可知，對于均質土體，雨停后，孔隙水壓力隨高程分布曲線可分為兩個段，高程87.5 m以上土體中孔隙水壓力消散；87.5 m以下土體中濕潤鋒深度增加，同深度孔隙水壓力增加。在大雨工況下，水分滲透滲透深度更小，因此，全過程僅發生在上層覆蓋物中。可以看出，模擬全過程土體中，孔隙水壓力始終在逐漸增大，但未達到正值。

圖11 大暴雨工況小坡頂監測面A孔隙水壓力分布圖Fig.11 The pore water pressure distribution with elevation on section A in situation 1

圖12 大雨工況下坡頂監測面A孔隙水壓力分布圖Fig.12 The pore water pressure distribution with elevation on section A in situation 2

3.2.2 坡中監測面孔隙水壓力變化情況 圖13、圖14為兩種工況下模擬過程中監測面B孔隙水壓力分布。在大暴雨工況下，0

圖13 大暴雨工況下坡中監測面B孔隙水壓力分布圖Fig.13 The pore water pressure distribution with elevation on section B in situation 1

圖14 大雨工況下坡中監測面B孔隙水壓力分布圖Fig.14 The pore water pressure distribution with elevation on section B in situation 2

3.2.3 坡腳監測面孔隙水壓力變化情況 圖15、圖16為兩種工況下模擬過程中監測面C孔隙水壓力分布。在大暴雨工況下，因覆蓋層厚度僅1.04 m，t=48 h時，昔格達組粉砂土中出現飽和區，孔隙水壓力增長至正值，層面附近孔隙水壓力增長范圍加速拓展；由圖15、圖16可知，因兩種土質滲流特性差異，雨停后，坡內孔隙水壓力隨高程分布曲線存在分區，分區特征與坡中監測面B類似，覆蓋層中，近坡體表面孔隙水壓力減少明顯；昔格達粉砂土地層中，t=96 h時，昔格達粉砂土中含水率曲線飽和區與過渡區交點為同時刻坡內孔隙水壓力最大部位，該深度以下同深度孔隙水壓力隨時間增長而增長，濕潤鋒深度加大。在大雨工況下，孔隙水壓力隨降雨過程的發展而不斷增長，但在t=96 h時，土體內部最大孔孔隙水壓力仍未達到正值，降雨結束后，由于土體中水分繼續入滲，孔隙水壓力逐漸增長為正值。

圖15 大暴雨工況下坡腳監測面C孔隙水壓力分布圖Fig.15 The pore water pressure distribution with elevation on section C in situation 1

圖16 大雨工況下坡腳監測面C孔隙水壓力分布圖Fig.16 The pore water pressure distribution with elevation on section C in situation 2

3.3 昔格達地層層狀結構邊坡滲流特征討論

參考對層狀結構邊坡滲流特性的相關研究成果，并結合《工程地質手冊》等資料，對普通巖土體相關參數的總結可以發現，與普通層狀結構土質邊坡相比，昔格達地層邊坡中，上層松散堆積物覆蓋層的滲透系數及飽和含水率的參數與下層昔格達地層巖土體的滲透系數及飽和含水率值之間的差距更大。這種層狀結構邊坡中，上下層土體之間在滲透系數以及飽和含水率等參數相差懸殊的特點，使得昔格達地層層狀結構邊坡在經歷降雨過程時，在土層交界面處土體含水率以及孔隙水壓力的突變較普通層狀結構土質邊坡更為劇烈，突變量值更大。

昔格達地層層狀結構邊坡所具有的相較于普通層狀結構土質邊坡更為劇烈的土層交界面處，土體含水率以及孔隙水壓力的突變表明，該類邊坡更易在土層交界面附近形成高含水率區域，且該區域內含水率更高，持續時間更久，消散更緩慢，這一特點對邊坡穩定性造成較大影響。首先，由于接觸面附近持續處于高含水率狀態，降雨結束后，邊坡內部仍會持續發生雨水滲流過程，使得邊坡安全系數持續下降，其滯后性較普通層狀結構土質邊坡更為明顯。其次，由于地層接觸面附近的覆蓋層土體含水率較高，且不能較快消散，相較于普通層狀結構土質邊坡，昔格達地層層狀結構邊坡土體內部水分更易發生沿土層接觸面的流動，對邊坡內部土顆粒產生較大滲流力，甚至對土體顆粒產生淘蝕。

3.4 邊坡穩定性系數變化情況

圖17為兩種工況條件下邊坡穩定性系數隨降雨入滲的變化曲線。由圖17可知，兩種工況下，邊坡安全系數的變化規律基本一致，降雨期間，穩定性系數持續下降，下降速率先增大后減小，反映出雨水入滲至坡體不同部位時，穩定性系數變化規律不同；24 h40 h時，水分滲入昔格達組粉砂土后，由于滲透深度持續增加導致邊坡穩定性系數減小，但由于粉砂土滲透系數小于上層第四紀殘坡積物，雨水下滲速率減慢，導致穩定性系數下降速率減慢。降雨結束后，由于坡體中水分并不能快速排出而是繼續下滲，導致穩定性系數在雨停后繼續下降；t=120 h時，穩定性系數降至最小；t=144 h為降雨結束后48 h，土體中部分水分排出，穩定性系數上升，后基本保持穩定，表明，邊坡安全系數的變化趨勢與降雨過程并不同步，反映出降雨對層狀邊坡穩定性影響的滯后性。但由于大雨工況下坡體雨水入滲深度整體較小，因此，大雨工況下邊坡的安全系數高于大暴雨工況下邊坡的安全系數。

3.5 邊坡破壞機理分析

根據相關研究結論，莫家崗滑坡為受歷時長的強降雨誘發的昔格達地層牽引式滑坡，滑面位于基覆界面部位，其變形過程與降雨過程密切相關。研究區滑坡最早發生于2008年汛期，降雨導致斜坡后緣巖土體發生強烈變形；2012年雨季斜坡后緣再次產生張拉裂縫；受暴雨影響，2013年7月斜坡發生進一步強烈變形，形成局部錯臺，斜坡中下部變形十分明顯，附近鄉村公路受路基出現不均勻沉降；2014年7月，研究區突降暴雨，致使斜坡局部強烈變形；2014年8月，研究區持續強降雨，斜坡體多處發生變形，斜坡后緣產生張拉裂縫[20]。

圖17 安全系數變化規律Fig.17 Safety factor versus time

結合滲流場數值模擬結果，可以將莫家崗滑坡破壞類型概述為兩種，即局部淺層滑塌以及深層牽引型滑坡。莫家崗滑坡為典型的層狀邊坡，雨水在邊坡中逐層滲入，降雨入滲，首先對邊坡上層第四紀殘坡積物覆蓋層產生影響，造成覆蓋層土體處于飽和狀態，加之表層土體受人類活動改造劇烈，易引起局部淺層滑塌。結合滲流場模擬結果以及邊坡結構特點，可以對邊坡深層牽引型滑坡的破壞機理做出解釋：邊坡中下部第四紀殘坡積物覆蓋層厚度較薄，降雨可滲流至下層昔格達組地層中，且由于兩種土體的水土性質差異懸殊，造成界面處長期處于高含水率狀態，由于昔格達地層土體力學性質差，在長期受雨水作用下，易造成坡體下部巖土體發生滑面位于土層交界面的變形破壞，因而，邊坡強烈變形多發生于坡體中下部。坡體上部覆蓋層土體厚度較大，雨水不易滲入下層昔格達地層中，因此，上部坡體能保持較好完整性，但由于下部坡體力學性質不斷減弱，上部坡體抗力減少，整體受牽引下滑，后緣產生拉裂縫。

4 結論

1)昔格達地層邊坡多為層狀結構，該工程為上覆第四紀坡殘積物的昔格達組粉砂土邊坡；降雨過程中，雨水在坡體中逐層入滲；雨停之后，入滲過程仍將持續，但殘坡積物與昔格達組粉砂土中含水率及孔隙水壓力分布特征有明顯差異。

2)土層交界面處含水率、孔隙水壓力變化明顯；界面上部土體長期處于高含水率狀態，使昔格達地層靠近界面處土體長期受水分軟化作用，易形成軟弱夾層，誘發滑面位于界面的滑坡；土體中孔隙水壓力發生增長的影響范圍在界面附近會加速拓展，使邊坡抗滑力減弱，導致穩定性系數加速降低。

3)降雨入滲導致邊坡穩定性降低，當雨水入滲至坡體不同部位時，穩定性系數表現出不同的變化規律；降雨結束后，穩定性系數不會立即回升，表明邊坡對降雨入滲的響應存在滯后性。