基于原位監測的淺層黃土斜坡水分運移規律分析

趙利云，張茂省，孫萍萍，程秀娟，劉超男

1.長安大學 地質工程與測繪學院，陜西 西安710061；2.中國地質調查局 西安地質調查中心/自然資源部黃土地質災害重點實驗室，陜西 西安710054

0 引言

黃土主要分布在中國西北地區，是一種結構脆弱、水敏性極強的特殊土［1］.盡管黃土地區降雨量小，但其分布極不均勻，因此誘發了大量的黃土滑坡和崩塌.如2013年7月3—28日期間，陜西延安地區發生的持續性強降雨，降雨量最高達607.7 mm，引發崩塌、滑坡、泥流等地質災害共計8000余處，其中占總數83.3%的淺表層“剝皮型”黃土滑坡造成了重大的財產損失和人員傷亡［2］.因此，探究降雨作用下淺表層黃土斜坡的水分空間分布特征和運移規律，對于黃土滑坡機理研究具有重要的意義.

由于黃土斜坡的巖性組成、內部結構以及降雨的強度、持續時間等的不確定性，導致斜坡土體的水分空間分布呈現出明顯的各向異性.

一方面，前人通過大量的現場試驗研究降雨在黃土中的入滲深度.如在甘肅黃土臺塬進行的原位監測表明，含水率變化主要發生在淺層地帶，最大入滲深度不超過1.6 m［3］.針對某黃土切坡進行人工降雨，發現當雨強小于40 mm/d時，黃土中水分入滲深度小于2 m；當降雨強度達到120 mm/d時，含水率在3 m范圍內快速降低，影響明顯［4］.在西安驪山進行的長期現場觀測表明，在無明顯優勢通道的情況下，降雨在該地區的入滲深度不超過1.5 m［5］.由此可見，盡管降雨強度和研究區域不同，但降雨的黃土垂直入滲深度始終有限.

另一方面，針對黃土斜坡不同部位的變異方式，也有大量的模擬研究，但大多是從宏觀角度直接觀測其破壞形式.如通過室內模擬，發現強降雨導致的斜坡破壞模式經歷4個階段：原始斜坡—坡肩侵蝕—坡腳侵蝕—后緣裂隙（節理）擴展—滑動破壞［6］.楊仲康等［7］進行的黃土滑坡現場滲透試驗，表明滑坡體不同部位滲透能力存在較大差異：滑坡體后緣＞中部＞前緣.潘俊義等［8］通過超大型黃土斜坡上模擬的人工降雨試驗，認為邊坡不同部位的入滲速率不同：坡頂最快，其次是坡腳，最后是坡中，不同雨強條件下其變化規律基本一致.上述試驗多為人工優選配置的均質斜坡，即使屬于原位監測，也大多對斜坡進行了清除表層土、植被，平整坡面等人工處理，導致斜坡淺表層土體受到擾動，原有結構特征遭到破壞，從而引起試驗結果的偏差.而且模擬試驗在較短時間內達到了臨界閾值，忽略了斜坡破壞過程中內部的水分運移規律及空間分布［9］.

因此，為研究降雨作用下黃土斜坡淺層水分運移和分布規律，本研究選取延安市寶塔區典型黃土斜坡為試驗區，通過對斜坡體在5 m深度范圍內的含水率進行長期監測，獲取了大量原位監測數據.分析結果可為直觀研究降雨誘發淺層黃土滑坡機理做出一定的揭示.

1 監測試驗

1.1 試驗區概況

試驗區位于陜西省延安市寶塔區，地處陜北黃土高原中部，在黃河一級支流延河中下游，是典型的黃土丘陵溝壑區，平均海拔1110 m.多年平均降水量562.1 mm，降水年內分配極不均勻，主要集中在6—9月份，占全年降水量70%左右.年蒸發量1607.2 mm，蒸發量遠大于降雨量，屬于半干旱大陸性季風氣候.

監測場地位于寶塔區萬花山（圖1），屬于黃土峁地貌.溝底有基巖出露，巖性主要為灰黃色－灰白色中粗粒砂巖，頂部有頁巖和薄層砂巖互層，屬于侏羅系下統延安組（J1y）地層.基巖上部覆蓋厚層風成黃土（Q3）.其中午城黃土，紅棕色，質地堅硬，含灰白色鈣質結核層；離世黃土，是構成黃土峁的主體部分，土體主要為數層棕黃色黃土和深褐色古土壤互層，古土壤底部可見鈣質結核層；馬蘭黃土，厚度較小，淡黃色，含鈣質結核，蟲孔、樹根等孔隙發育.斜坡中小型灌木和草地發育，植被覆蓋好.

圖1 研究區地理位置Fig.1 Geographical location of the study area

1.2 監測方案的設計

監測場地為坡度較陡的自然斜坡，坡頂有人工早期開挖的平緩面，坡高50 m，坡體地形無較大差異，坡度相似，為42°.在斜坡面上縱向布設兩條水分探測剖面，每條剖面從坡腳至坡頂等距開挖各5個探井（TK1—TK5、TK6—TK10），深度均為5 m.單井安裝含水率傳感器11個，分別埋設于地表以下0.2、0.4、0.6、0.8、1.0、1.5、2.0、2.5、3.0、4.0、5.0 m處，均勻分布在整個坡面上（圖2）.開挖過程中盡量避免對周圍植被、土體等的干擾，并用原位土回填.探井主要揭露了馬蘭黃土和部分離世黃土.表層中植物根系及蟲孔等發育，少量延伸到下部馬蘭黃土中，馬蘭黃土底部在1.5～2.5 m范圍內鈣質結核發育，顆粒直徑不一，0.5～3 cm均有出現.

圖2 水分監測儀器布設示意圖Fig.2 Layout sketch of moisture sensors

水分傳感器采用長沙億拓傳感科技有限公司生產的DT－0102型土壤溫濕度計探頭，其利用TDR原理，可直接對土體中的溫度和體積含水率進行自動監測，量程為0～100%，分辨率為0.01%（體積分數），可實時遠程自動傳輸.所有儀器在安裝前均利用人工配置的重塑土進行了校準測試，符合試驗精度要求.

為準確獲取監測場地的降雨氣象數據，在坡頂安裝翻斗式雨量計進行監測，可實現降雨量的長時間自動監測與遠程傳輸.

2 監測結果分析

2.1 土體水分隨時間變化曲線

根據前人研究成果［3，10］，黃土地區的土壤含水率具有以一年為周期的變化趨勢.為此選擇2019年10月—2020年9月期間某一探井的水分監測數據（圖3），進一步分析土壤含水率隨時間的變化規律.

圖3 降雨量及不同深度土體含水率隨時間變化曲線Fig.3 Curves of soil moisture content changing with time by rainfalls and depths

觀察整個監測期內在0～5.0 m深度范圍內土壤含水率隨時間的變化曲線，可以發現，降雨的出現明顯引起斜坡淺表層土壤含水率的變化.該地區出現的2個降雨集中段，2019年10月7日—11月16日、2020年8月4日—8月18日，累計降雨量分別達到46.9、200.9 mm，引起0.2、0.4、0.6、0.8 m深度處的土壤含水率突變，在短期內出現峰值現象.在2020年8月5日出現的暴雨事件（降雨量為66.3 mm/d）中，0.2 m處的土壤含水率驟然上升，最大升幅達114%；而0.4 m處土壤含水率在達到峰值時，其升幅為43.2%；而0.6、0.8 m深度處的含水率則變化更為緩慢，升幅僅有1.2%，出現微小波動.這一結果表明，降雨入滲導致的土壤含水率變化的深度范圍有限，含水率增加幅度隨深度逐漸減小.

排除降雨引起的水分突變現象，考慮地表以下0.8 m淺表層的總體變化趨勢，發現在10月初到次年2月份，含水率在不斷下降，而后到春夏之際，含水率又開始逐漸升高，并在7—8月達到最高值.這是因為冬季淺表層的土中水凍結成固體，導致土壤水分持續減少，進入春季后，氣溫上升，積雪開始融化，土體解凍，導致部分土體含水率上升，并受到雨季影響，水分突變.在1.5～2.5 m深度范圍內，土壤含水率也發生了微弱變化.1.5 m處自冬期監測時起，含水率處于4個月的持續下降，在2020年2月—6月開始緩慢的上升，隨即再次出現下降趨勢；而2.0 m處含水率的變化拐點在2020年3月才出現，比前者變化幅度也更加微弱；2.5 m處在觀測期間一直處于持續下降階段，尚無拐點出現；3.0～5.0 m深度范圍的土體幾乎不發生變化.這說明0.8 m內的淺表層土壤含水率在降雨、蒸發等因素共同作用下，表現出以整年為周期的變化特點，而1.0～2.5 m范圍內的變化周期則隨深度增加而可能更長，短期原位監測尚無法確定其周期.

2.2 不同降雨條件下黃土斜坡的水分變化規律

由前文分析可知，在不同的降雨條件下的入滲特點仍存在較大的差異.因此，需進一步研究在不同降雨強度等級下在黃土中的入滲規律［11-13］.根據國家氣象局規定的降水強度等級劃分標準（24 h降水總量），結合實測數據，選擇2020年7月2日（降雨量4.6 mm，小雨）、8月16日（降雨量39.4 mm，大雨）、8月5日（降雨量66.3 mm，暴雨）的降雨量及土壤含水率，通過降雨前后該處的含水率變化趨勢來研究降雨的入滲深度.

圖4顯示的是在不同降雨量下，土壤含水率隨深度變化的曲線.為控制降雨為單一變量，選擇無降雨時的水分變化作為對比.可以看出，沒有降雨發生時，黃土各深度處的含水率幾乎不發生變化，保持穩定（圖4a），當降雨量為4.6 mm時，土壤含水率在0.4 m深度范圍內發生變化，降雨1 d后該范圍內土壤含水率均達到最大值（圖4b）；當降雨量為39.4 mm時，降雨發生后0.6 m范圍內土壤含水率升高，但其變化速率不同：降雨2 d后，0.2 m處的含水率值即達到最大，隨后便開始下降，而0.4 m處的含水率在降雨5 d后達到最大，降雨10 d后0.6 m處的含水率發生微弱的增加（圖4c）；當降雨量為66.3 mm時，土壤含水率在0.8 m范圍內發生變化，降雨3 d后0.2～0.4 m處的含水率達到最大值，降雨10 d后0.6 m的含水率達到最大值，而在降雨15 d后，0.8 m的含水率值才出現小幅度增加（圖4d）.

圖4 降雨量不同時的入滲深度變化曲線Fig.4 Curves of infiltration depth by rainfalls

這一結果說明，水分入滲深度與降雨量大小呈正相關.降雨量增大，水分入滲深度增大.在同一深度處，降雨量大的情況下土壤含水最先發生變化，入滲速率變大.而在同一降雨條件下，隨深度增加，入滲時間出現明顯的滯后現象.

盡管降雨對淺表層黃土的含水率具有一定的影響，但從圖4中可以看出，土體水分在垂向上的整體變化趨勢并沒有明顯，垂向分布呈現出明顯的分層特征.根據其變化特征總體上可將其分為3個亞層：0～1.0 m，土層含水率高，達25%左右，這一階段水分受外界環境影響明顯，波動劇烈，變化趨勢相近，降雨后短期內含水率升高，但隨之便因蒸發或根系吸水等作用而下降，波動程度較大；1.0～2.5 m，土體含水率較低，水分變化微弱，受降雨影響小.結合李萍等［3］的研究，在這一深度范圍內，土體含水率呈現季節性波動變化，不受降雨等因素的直接影響；2.5～5.0 m，土體平均含水率約5%，在整個監測期內，含水率基本保持不變.

2.3 降雨入滲引起斜坡不同部位的水分變化

很多降雨型滑坡因淺層大量吸水，土體漸趨飽和，導致平行于坡面的滑動面較淺，進而順坡而下發生滑動.分析斜坡淺層不同部位在降雨前后的水分空間分布及變化情況，有利于預測判斷滑體位置［6-8，11］.為此，根據斜坡地形特征，將黃土斜坡分為坡頂、坡腰和坡腳3個部位，選擇2020年6月15日（降雨量0.4 mm）、8月5日（降雨量66.3 mm）的土壤含水率，分析在降雨前、降雨當日及降雨后土壤含水率變化特征.

由圖5可以看出，斜坡不同部位的水分分布存在較大的差異.不論是在降雨前或是降雨后，含水率值都呈現從坡頂→坡腰→坡腳逐漸遞減的趨勢，降雨量的大小對斜坡各部位的水分空間分布沒有出現明顯的影響，各部位保持與土壤的前期含水率相似的變化趨勢.

降雨發生一段時間后，受蒸發及植物根系吸水等作用，土體含水率有所下降，但仍大于降雨之前的含水率［14-16］.不同部位在降雨過程中的含水率波動程度存在較大差異，在圖5b中，坡頂的土壤含水率最大增幅約113.4%，而坡腰和坡腳分別增加了約54%、104.4%，相差甚大.

圖5 降雨前后斜坡不同部位含水率變化曲線Fig.5 Curves of soil moisture content in different positions of slope before and after rainfall

因此，通過計算出對應深度處的方差，可準確了解斜坡各部位在不同深度處的波動程度.方差越大，水分波動程度越強.在圖6中，坡頂較為平緩，地勢較高，雨水集聚而入滲充分，同時又受光照、風等作用使得蒸發強烈，在0.8 m范圍內土壤含水率波動明顯，方差最大；而坡腰因坡度較陡，產生順坡的表面徑流，水分來不及入滲，有效入滲量少［17-18］，含水率僅在0.2 m深度處存在較大的波動，0.2 m以下土壤含水率變化較小.坡腳因受到當前降雨和后期順坡產流的影響，水分波動較大，入滲深度最深，在1.5 m處含水率仍然發生變化，作為斜坡的水分集中區，極易先發生滑動［19-20］.

圖6 含水率方差值Fig.6 Variances of water content in different positions of slope

3 結論

通過以上對原位監測含水率和降雨量的分析，表明在降雨作用下，黃土斜坡的水分空間分布有明顯的各向異性，主要有以下特征.

（1）土壤含水率隨時間具有周期性變化特征，不同深度處的周期有一定差異.在淺表層0.8 m范圍內，土壤含水率以整年為周期發生循環，雨季的持續性降雨導致土體含水量增大，而干旱少雨季節則因蒸發等外部因素導致水分含量逐漸減少；在1.5～2.5 m深度范圍內，其變化周期隨深度增加更為長久.

（2）降雨引起的土壤含水率可觀測變化深度有限，水分入滲深度與降雨量大小成正相關，當降雨量分別為4.6 mm（小雨）、39.4 mm（大雨）、66.3 mm（暴雨）時，其入滲深度相應為0.4 m、0.6 m、0.8 m.隨深度增加，土壤含水率的變化幅度減弱，時間上出現滯后現象.而1.5 m深度以下的土壤含水率基本觀測不到降雨的影響.

（3）根據土壤含水率變化特征，在垂直方向上可將其分為3個不同的亞層：0～1.0 m、1.0～2.5 m、2.5～5.0 m.在斜坡不同部位上，土壤含水率呈坡頂—坡腰—坡腳的遞減趨勢，降雨量大小對此無明顯的影響.整個監測期內，坡頂的土壤含水率波動程度最大，坡腳、坡腰的波動依次減弱，而在不同降雨類型下，坡腳的入滲深度最大，坡腰和坡頂在深度1.0 m處已近似不變.