花崗巖殘積層滑坡形成機理降雨模擬研究

馮文凱， 胡芮， 白慧林， 吳義鷹， 代洪川

(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， 成都 610059； 2.廣東省有色礦山地質災害防治中心， 廣州 510062)

花崗巖廣泛分布在中國東南沿海地區，它是一種粒狀侵入巖體，由于在地表長期裸露，加之東南沿海又地處中國亞熱帶季風氣候，高溫高濕多雨，在這種環境下，花崗巖強烈風化，形成不同風化程度的殘積層[1]。研究表明，風化程度高的殘積土，而其水理性質差，易觸變，經浸水、擾動等因素影響，其原來穩定的結構會迅速遭到破壞，力學性能迅速降低，故花崗巖殘積土是一種特殊土，有其獨有的組成和結構特征及突出的工程特性[2-4]。

關于花崗巖殘積土降雨入滲破壞機理研究， Coutinho等[5]對巴西伯南布哥州的花崗巖殘積土滑坡破壞機理進行了研究，認為降雨是滑坡啟動的最重要因素，將滑坡破壞歸結為多期次破壞，即破壞過程包含了多次啟動和失穩過程；Harianto等[6]通過數值模擬方法對比沉積土與殘積土邊坡在降雨作用下的穩定性，結果表明，在降雨強度為22、36、80 mm/h時，殘積層邊坡的安全系數比沉積層邊坡下降得更快；花崗巖殘積土中含水率的變化會導致基質吸力的變化，基質吸力的大小會影響土體的抗剪強度進而影響邊坡的穩定性，Kim等[7]認為降雨作用下風化層的失穩破壞是降水入滲引起的潤濕帶的加深以及基質吸力的減少而引起的；Tsaparas等[8]通過數值模擬方法研究了降雨強度、降雨前雨量分布以及土體飽和滲透系數對斜坡安全系數的影響；簡文彬等[9]和張濤等[10]在分析降雨對邊坡土體含水率影響的基礎上，通過飽和度和含水率的關系推求出土體從非飽和過渡到飽和的有效降雨量；Zhang等[11]利用室內土柱試驗與數值模擬相結合的方法研究了降雨作用下殘積土邊坡破壞機制，對殘積土的非飽和水力參數進行反分析，隨后用于模擬臺風作用下邊坡的滲流場和應力應變場；此外，花崗巖殘積土層的特殊地質結構對崩崗侵蝕的發生和發展起著重要作用，土壤物理力學性質沿剖面的空間變化對是影響崩崗侵蝕發展的重要因素[12]。

對于花崗巖殘積土邊坡的穩定性和破壞機理，中外學者已進行了大量研究，可以發現，降雨是影響該類土坡穩定性的最直接外因，而土體性質是最重要內因，學者們主要采用室內模型試驗、理論計算、數值模擬等手段進行研究，很難準確反映土體結構的影響，因而，采用現場原位降雨物理模擬可最大程度反映現場巖土體結構效應，而這種方法目前應用較少。現通過原位降雨物理模擬試驗，利用傳感器對坡體內部孔隙水壓力、土壓力、含水率進行監測，同時對坡表變形進行實時觀測，以獲取降雨過程中坡體內部含水率、壓力變化情況和坡體宏觀變形跡象，以廣東省龍川縣米貝村群發性滑坡(24°38′37.25″N、115°18′18.30″E)為背景，探索研究典型斜坡變形破壞機理。

1 滑坡區工程地質條件

1.1 工程地質概況

米貝村群發性滑坡位于廣東省龍川縣貝嶺鎮。研究區位于貝嶺鎮西北部，面積約10 km2，區內發育小型滑坡上近200處，威脅米貝村生命財產安全，造成大量經濟損失。區內高程范圍大都在200～500 m，受構造運動影響，區內褶皺發育，因此地貌上具有山勢陡峭、山峰尖銳，山脊狹窄的特征，溝谷發育，多為長條狀V或U形谷，同時發育有規模不大的山間盆地。

研究區下伏基巖為下古生帶混合花崗巖，主要呈灰白-灰黃色，出露基巖按風化程度可劃分為全風化、強風化、中風化3類，上覆第四系覆蓋物主要為殘積砂質粘性土。如圖1所示，區內斜坡具有統一的二元結構，即殘積土層+花崗巖風化層，根據滑坡巖土體和結構因素進行分類，研究區內此次群發滑坡均屬于土質滑坡，為花崗巖地區的殘積層滑坡[13]。調查發現，研究區斜坡穩定性受人類工程活動坡腳開挖以及溝道內流水侵蝕下切所形成的臨空面控制作用較為明顯，因此將該類斜坡作為此次研究的典型斜坡體。

圖1 斜坡工程地質剖面示意圖Fig.1 Slope engineering geological profile

1.2 巖土體物理力學性質

由于此次滑坡發生在殘積層，因此對殘積層和殘積層以下全風化層巖土體物理力學性質研究至關重要，通過一系列現場及室內物理力學試驗，獲取了全風化層和殘積層巖土體基本參數如表1所示。

研究區殘積土天然狀態下強度較高，中等滲透性，總體具有滲透性好、級配不良、孔隙比大、土體強度隨含水率增加下降快等特點，屬級配不良的殘積黏性土，巖土礦物成分X射線衍射測定結果顯示，花崗巖殘積土成分以高嶺石為主， 此外，含少量伊利石、綠泥石，個別長石、三水鋁石和蒙脫石的次生黏土礦物，同時，在風化過程中形成具有聯結作用的游離氧化鐵，殘積層與全風化層中黏土礦物占比分別為67%、44%。

表1 巖土體基本物理力學參數Table 1 Basic physical and mechanical parameters of rock and soil mass

2 試驗方案

2.1 典型點特征

為了保證試驗選點的普遍性和代表性，選擇的典型斜坡緊靠災害已發生點，具有典型的雙層結構，即上覆厚度較薄的殘積層，下伏全風化層，地形坡度40°左右，表部有灌木，為滑坡高易發斜坡坡度和結構。試驗點具體位置如圖2所示。

圖2 試驗現場全貌Fig.2 Panorama of the test site

2.2 降雨試驗系統設計

試驗在原始坡體上選取1.5 m×2 m的矩形區域進行降雨，整個降雨模擬系統設計如圖3(a)所示，主要由5部分組成：位于右上角的蓄水池、可實時控制降雨強度的降雨系統、原位坡體、集水槽以及集水池、數據采集與收集系統。

人工降雨模擬是針對現場試驗條件設計的一個噴灑系統來實現的，該噴灑系統由1個微型加壓泵、4個霧化噴頭、1個流量計、1根主管和1根回水管組成的，可實現不同降雨強度的實時控制。現場數據采集所用儀器主要為土壓力計、孔隙水壓力計、含水率傳感器以及流量計如圖3(b)所示，各傳感器型號及參數如表2所示。

傳感器主要用于測量坡體內部坡頂和坡腳的壓力和含水率變化，傳感布設平面及剖面布置如圖4所示，剖面上總共分2層布設，分別布設于深度為30 cm和80 cm處，平面上左側布設孔隙水壓力傳感器，右側布設土壓力傳感器，含水率傳感器布設在左上角和右下角，其中MS1、MS3埋設深度為30 cm，MS2、MS4埋設深度為80 cm，各傳感器在降雨開始時即開始采集數據，由于降雨結束后雨水在坡體內部持續下滲，在降雨結束后觀察到傳感器數據波動不大時結束采集。為盡量避免埋設傳感器對原狀坡體造成擾動，布設傳感器采用直徑5 cm的洛陽鏟橫向成孔，埋入傳感器后再回填原狀土，試驗現場布置如圖5所示。降雨結束后，擬對沿圖4(a)所示L1、L2、L3進行剖面開挖，以更加準確的獲得降雨結束后坡體內部含水率分布情況。

表2 部分監測儀器及參數Table 2 Some monitoring instruments and parameters

圖3 試驗平面布置圖與部分監測儀器Fig.3 Test layout plan and some monitoring instruments

WP為孔膜水壓力傳感器；MS為含水率傳感器；SP為土壓力傳感器；L1、L2、L3為降雨試驗結束后開挖剖面圖4 傳感器平剖面布置圖Fig.4 Plane and section layout of sensor

圖5 試驗現場布置Fig.5 Layout of test site

2.3 降雨方案設計

針對研究區雨季高溫多雨的氣候條件，為觀察坡體內部在降雨期間和雨停期間的壓力和含水率變化情況，設計了雨-暴雨-大暴雨-特大暴雨工況下的持續多次降雨與間斷降雨的降雨方案，以期得到多種工況下的試驗結果，降雨溶液采用濃度為4 g/L的亮藍染色溶液(為可食用染色劑，對土壤無污染)，具體降雨強度以及降雨時間如表3所示。

表3 降雨方案設計Table 3 Rainfall scheme design

3 人工降雨模擬結果分析

3.1 降雨入滲動態特征及體積含水率分布特征

試驗過程中，記錄了不同時段不同降雨強度下坡表徑流量，如圖6所示，根據降雨總量和地表徑流量測算，可獲得降雨期間地表徑流與總降雨量的比值與時間的關系曲線，結果顯示，第1天大雨工況后，地表徑流占比僅為9%，轉換為暴雨工況后，地表徑流占比穩定在50%左右，說明斜坡土壤滲透系數較高，在大雨工況下大部分雨水能夠滲入土體，加大雨強后，地表徑流量增大，入滲界面水頭也加大，同時，坡體淺層由于孔隙氣體的不斷排出，其滲透系數也有所增加，加之雨水下滲到全風化層，全風化層黏粒含量較少，浸潤峰發展速度更快，因此最終地表徑流占比增幅不大。

圖6 降雨強度及地表徑流所占比例Fig.6 Rainfall intensity and proportion of surface runoff

斜坡體積含水率時程曲線如圖7所示。初始體積含水率在坡體內分布規律性較差；各位置傳感器開始響應的向后順序為MS3、MS1、MS4、MS2，第1天大雨工況下(降雨1.5 h)，表層和深層含水率均無明顯變化；第2天降雨開始前，埋深較淺的水分地址1、3含水率上升至20%左右，降雨1 h后含水率增加至26%～27%，降雨結束后淺部體積含水率一直緩慢勻速下降，在降雨停止3.2 h后，水分地址4數值開始增長；第3天、第4天含水率增長趨勢與第2天類似，但含水率增加速率稍有減緩，降雨結束后含水率響應速度有所增加。

圖7 含水率時程曲線Fig.7 Time history curve of water content

總體來看，斜坡含水率變化具有以下特征：對同一孔位的不同深度進行比較，土體的體積含水量變化趨勢是上部含水量比下部先增加，在土體表層，含水量的變化與降雨相關性明顯，稍有滯后現象，降雨停止后，含水量有下降趨勢，在第4天降雨結束后，含水率下降明顯，這一方面是此時淺表層土體結構被破壞，加之坡體含水率升高，土的滲透系數增加引起的，另一方面是因為臨空面的存在使土體飽和后其余水分能夠通過臨空面快速排出；從含水率空間分布特征可知，在降雨后期，坡腳地表徑流量會大于坡頂，使入滲界面水頭增加，導致坡腳入滲量大于坡頂，高含水率區域在坡腳范圍更大，這會導致坡腳孔隙水壓力增大，在具有臨空面的條件下發生潛蝕破壞。

剖面L2含水率在坡體內部具體分布情況如圖8所示，可以看出：高含水率區域集中在坡體中下部，這與含水率監測情況較為符合，開挖后坡體表部30 cm內含水率降低至25%以下，而高含水率區域集中在坡體深部，這是因為在降雨結束后和開挖過程中，坡體內部雨水持續下滲，導致高含水率分布區域逐漸下移，這表明即使邊坡無法在降雨期間發生失穩破壞，但雨停后，雨水在重力場作用下持續下滲，邊坡也可能因為水分增加而引起的強度衰減而失穩。

圖8 L2剖面含水率等值線圖Fig.8 Water content contour map of L2 profile

3.2 孔隙水壓力分布特征

斜坡孔隙水壓力時程曲線如圖9所示，由圖9可知，降雨前，所有傳感器都監測到負的孔隙水壓力，且越靠近坡表負值越大，即土壤基質吸力越大，總體上看，孔隙水壓力增減趨勢與含水率數值增減趨勢保持高度一致；殘積層及全風化層降雨入滲響應明顯，在降雨過程中，一旦孔壓開始響應，在短時間內即由負值上升為正值；傳感器開始響應順序為WP3、WP1、WP4、WP2，可以看出，坡腳響應速度大于坡頂，降雨過程中，斜坡淺層土體率先飽和，隨后在重力作用下斜坡內水分向坡腳遷移，導致坡腳率先出現大面積暫態飽和區；在這種間隔短時強降雨條件下，降雨主要是使坡表0.5 m內以及坡腳1 m范圍內孔隙水壓力快速增長，進而降低基質吸力，劣化土體抗剪強度，降低了坡體穩定性。

圖9 孔隙水壓力時程曲線Fig.9 Time history curve of pore water pressure

3.3 土壓力增量變化特征

各監測點豎向土壓力增量時程曲線如圖10所示。總體上看，降雨期間豎向土壓力是在波動中上升，土壓力對雨水入滲響應有一定的滯后性，這種現象在坡腳兩處傳感器位置表現最為明顯；與含水率分布情況一致，土壓力空間分布呈現出坡腳大于坡頂的規律，因此在這種具有臨空面的條件下，土壓力空間分布呈現出坡腳大于坡頂的規律，因此在這種具有臨空面的條件下，坡腳易先產生破壞；坡體中豎向土壓力的增減是土體自重變化、斜坡變形所產生的應力變化以及滲流力作用引起的，降雨過程中，土壓力無異常增減，說明坡體無整體變形趨勢。

3.4 變形破壞特征

本次降雨模擬對試驗模型造成了3處破壞，總體呈現出“逐級后退、依次破壞”的特征。一是坡面侵蝕破壞，降雨對斜坡的侵蝕作用主要位坡面侵蝕與坡內侵蝕，坡面侵蝕作用以雨水濺蝕、面蝕、細溝侵蝕為主[14-16]，雨水濺蝕會直接破壞土顆粒之間的膠結，使砂粒與粉粒黏粒潰散，進而產生躍遷和位移，這種作用在降雨過程中持續存在；如圖11(a)所示，面蝕則是指坡面薄層水流對土壤顆粒的分散和運移，主要發生于第1天降雨初期；如圖11(b)所示，在坡面水流差異性侵蝕作用下，即產生細溝侵蝕，細溝侵蝕過程中細溝小股流對細溝溝頭、溝壁、溝底的土壤進行分散和搬運，細溝侵蝕作用加速了坡面的侵蝕過程，使坡面土壤顆粒不斷被沖散運移，最終，如圖11(c)所示，在斜坡中下部由于坡面侵蝕作用造成斜坡淺表層破壞，這種破壞弱化了土壤膠結，改變了表層土壤結構，加大了雨水下滲和土壤組分流失速度。

二是模型臨空面產生滑塌破壞，第4天降雨開始2 h后，在臨空面中部產生滑塌，滑塌區形狀頂部窄底部較寬，邊緣不規則，滑塌面積約1 500 cm2，體積約4 500 cm3，滑塌區在降雨過程中面積逐漸擴大，降雨結束后面積擴大至約2 500 cm2，滑塌區頂部明顯變寬，其后緣向坡頂逐漸擴展，臨空面破壞發展過程如圖12所示。

圖11 坡面侵蝕破壞演化過程Fig.11 Evolution process of slope erosion

圖12 臨空面破壞演化過程Fig.12 Failure evolution process of free face

三是坡內侵蝕作用，這種作用以潛蝕為主，如圖13所示，在第2天降雨后期前緣臨空面左側觀察到潛蝕現象，潛蝕作用是指水流沿著土體內部的孔隙裂縫發生運移，對土體不斷進行滲透、沖刷、溶蝕并帶出土體中的細顆粒的過程，試驗中觀察到潛蝕通道中不斷有砂顆被帶出，說明潛蝕通道的形成加速了坡內土顆粒的流失速度。

圖13 臨空面潛蝕通道Fig.13 Sub-erosive channel of free surface

4 滑坡形成機理分析

4.1 影響因素分析

從物理模擬試驗結果來看，高強度降雨會在短時間內引起坡體內部含水率的快速變化，進而導致孔壓以及土壓的變化，但降雨并未引起坡體內部土壓力及孔隙水壓力出現異常增減，降雨過程中斜坡無整體破壞趨勢，而是引起坡表的局部破壞，表現出“逐級后退、依次破壞”的特征，后續可演化為整體失穩。綜合分析認為，斜坡失穩原因主要可分為內因和外因，內因為巖土體物理力學性質以及斜坡結構，外因主要為降雨強度。

(1)降雨強度：降雨使坡表產生坡面侵蝕，坡體內部發生潛蝕，造成坡表土壤顆粒潰散，坡內形成優勢滲流通道[16-17]。當降雨強度較小時，大部分雨水能夠下滲至坡體淺表層，此時坡體內部含水率增量較小，殘積層抗剪強度衰減也較小，隨著降雨強度達到暴雨強度及以上時，一方面坡體內部土體含水率增加，致使土體強度衰減，另一方面雨強增加導致雨水動能和坡表徑流量增加，使得坡表土壤顆粒被沖散帶走，在坡表形成大量沖刷細溝，兩方面的綜合作用使坡體整體穩定性降低，同時坡體內部含水率的持續增加還可能產生潛蝕現象，形成坡內侵蝕。

(2)巖土體物理力學性質：花崗巖殘積土在與水接觸時，為土體內部提供膠結作用力的游離氧化物會遇水溶解，導致土體自身強度會降低、具有更大壓縮性和應變軟化特性[18-19]，同時由于級配不良，土體組分在坡面侵蝕以及潛蝕作用下被部分帶走，形成大量坡表沖溝與潛蝕通道，降低了土體強度；也正是土體的強度弱化特性和應變軟化特性，使得在降雨作用下一旦局部產生微小應變即開始破壞，局部破壞后剪應力重分布至臨近土體，如此循環往復，形成“逐級后退、依次破壞”的特征。

(3)斜坡結構：研究區斜坡大多為殘積層+花崗巖全風化層，且地形坡度一般較大(35°～55°)，前緣臨空面的存在使其抗滑力降低，降低了斜坡穩定性。

因此，在研究區這種固有的巖土物理力學性質和斜坡結構的條件下，影響斜坡穩定性最主要的因素即強降雨(暴雨及以上強度)。

4.2 變形破壞機制分析

依據現場調查和試驗成果，將該類降雨型滑坡形成演化劃分為以下4個階段：原始斜坡演化階段、土壤顆粒運移階段、坡表局部破壞階段、整體失穩階段。

4.2.1 原始斜坡演化階段

如圖14所示，在氣候、構造、巖體本身性質共同影響下，形成了研究區具有滲透性好、級配不良、孔隙比大、強度隨含水率增加下降快等特殊物理力學性質的殘積土和坡度較大、具有統一二元結構的斜坡體。

圖14 原始斜坡演化階段Fig.14 Evolution stage of original slope

4.2.2 土壤顆粒運移階段

該階段主要表現為降雨造成的坡面侵蝕及坡內潛蝕，動力來源主要為雨水的動能以及勢能。在花崗巖殘積土中，砂顆粒為骨架顆粒，黏粒及游離氧化物作為膠結物依附與骨架顆粒之上，組成團粒結構[20-21]，其微觀結構示意圖如圖15所示。結合物理模擬分析，在坡面侵蝕作用中，濺蝕、面蝕、細溝侵蝕對坡體表面侵蝕破壞作用存在一個由弱到強的過程，造成的坡表土壤顆粒分散和運移；在侵蝕作用初期，降雨入滲僅引起坡體淺表層含水率變化，使坡體內土壓力出現小幅增長，隨著侵蝕作用加劇，細溝侵蝕作用開始出現，坡腳徑流量增加，坡腳降雨入滲量也逐漸增加，最終在坡腳率先形成暫態飽和區，同時在持續降雨作用下出現潛蝕破壞，使坡體內部土顆粒也逐漸流失；在侵蝕作用后期，坡體中下部出現高含水率集中區域，同時也引起坡腳土壓力和孔隙水壓力的快速增長。

圖15 土壤顆粒運移階段Fig.15 Stage of soil particle transport

4.2.3 坡表局部破壞階段

該階段主要表現為細溝溝頭、溝壁，前緣臨空面的局部塌陷，主要動力來源為土體自身勢能，水動力作用其次。如圖16所示，細溝形成后，細溝溝壁、溝底土壤細顆粒流失加速，細溝溝槽不斷加深加寬，由于含水率增加土體自重增加同時由于土體微觀結構破壞被軟化，在重力作用下發生局部塌陷，隨后這種坡面侵蝕與坍塌作用不斷進行下去且越來越強烈，地表徑流不斷搬運溝墻上塌陷下來的物質， 溝墻和溝壁也會在重力作用下不斷發生新的塌陷， 以至溝谷逐漸發展擴大， 而溝頭則不斷后退，但此時通過土壓力及孔隙水壓力并未有異常變化，說明斜坡未有整體變形趨勢，斜坡的破壞仍局限于坡表，并未整體失穩。

圖16 坡表局部破壞階段Fig.16 Local failure stage of slope surface

4.2.4 整體失穩階段

如圖17所示，局部破壞階段后，斜坡土體被侵蝕軟化，斜坡坡表因坡面侵蝕作用其微觀結構被破壞，顆粒間黏結力降低，強度大大降低，坡面局部發生塌陷現象；斜坡坡體內部形成潛蝕通道，降低了坡體穩定性。此時在重力和滲流作用下斜坡后部極易產生拉裂縫，隨后斜坡整體失穩產生滑動。

圖17 整體失穩階段Fig.17 Overall instability stage

5 結論

通過現場降雨物理模擬，以群發性滑坡災害為背景，深入探究了典型滑坡的成災機理，得出如下結論。

(1)持續高強度降雨后，研究區該類高易發坡度斜坡地表徑流占比最終穩定在55%左右，降雨后高含水率區域集中在坡體中下部，坡腳土壓力及孔隙水壓力響應速度大于坡頂。

(2)物理模擬結果顯示，降雨并未引起坡體內部土壓力及孔隙水壓力數值出現異常增減，說明坡體破壞僅限與坡表及坡腳局部的破壞，并未有整體變形破壞趨勢。

(3)斜坡變形破壞在坡表表現為降雨造成的坡面侵蝕，坡腳表現為臨空面的垮塌及潛蝕現象，總體上表現出 “逐級后退、依次破壞”破壞特征。

(4)將斜坡的失穩原因主要可分為內因和外因，內因為巖土體物理力學性質以及斜坡結構，外因主要為降雨強度，在此基礎上將該類降雨型滑坡形成演化劃分為原始斜坡演化階段、土壤顆粒運移階段、坡表局部破壞階段、整體失穩階段4個階段，從宏觀和微觀角度深入探究了滑坡的變形破壞機理。