暴雨及久雨作用下东岭信滑坡堆积体的渗流特性及稳定性分析

周伟杰徐卫亚王如宾李学政

(1.河海大学 岩土工程科学研究所,南京210098；2.河海大学 岩土力学与堤坝工程教育部重点实验室,南京210098；3.中国电建中南勘测设计研究院有限公司,长沙410014)

滑坡是一种常见的危害性大的地质灾害,目前对于堆积体滑坡已有大量研究[1-5],研究表明,降雨是引起滑坡的主要因素之一[6].饱和-非饱和降雨入渗是一种非线性的,多重耦合的自然过程.流体在介质内部流动造成介质饱和度上升,从而引发应力场变化,应力场变化使得位移场发生变化,后者又导致介质的渗透性能改变,从而形成了一个大的耦合过程.

目前已有一些文献将渗流场与应力场进行耦合计算,并得到了许多有益的结果[7-10],但往往计算结果与真实情况还有一定的差距.直接进行全耦合分析滑坡稳定性有较大难度,因此目前常用的方法还是先通过求解降雨引起的渗流场变化,再将渗流场转化为有效应力带入到应力场中求解稳定性:张桂荣,程伟[11]依据入渗雨量模拟了八字门滑坡渗流场变化,而后利用极限平衡理论预测了不同降雨总量下的滑坡稳定性；魏宝龙,徐卫亚,王如宾[12]则研究了滑坡堆积体渗流与动态稳定性,并通过渗流场计算结果使用应力应变有限元法研究了堆积体的滑坡机制.随着滑坡事故的频繁发生,对于复杂条件下堆积体渗流稳定机理的研究十分必要,目前国内外学者对于降雨诱发滑坡机理的研究也越来越成熟.在滑坡自身因素方面,吴辉,马双科,郑娅娜[13]研究了不同坡体厚度对降雨入渗的敏感程度,发现坡体厚度越大,则对降雨的敏感性越小,降雨造成的位移变化也越小,而坡体厚度较小的边坡则有较大的位移；刘新喜,夏元友,蔡俊杰等[14]在研究强风化软岩高填方路堤边坡的稳定性时,着重考虑了土体压实度对渗流场的影响,认为填土压实度与土的渗透性、强度紧密相关；此外,Ebel等[15]研究了土水特征曲线的影响,认为不考虑湿土水特征曲线可能会高估滑坡的稳定性.在滑坡受到的外部影响因素方面:林鸿州,于玉贞,李广信等[16]通过土质边坡失稳模型试验,发现适合用降雨强度和累计降雨量作为滑坡预警的参数；谭新,陈善雄,杨明[17]研究了前期降雨对边坡渗流场变化的影响,发现前期降雨对边坡渗流场有较大的影响,且降雨对渗流场的影响具有滞后性；林孝松,郭跃[18]从雨频、降雨周期、持时、雨量、雨型等多方面研究了滑坡与降雨的关系.

本文基于饱和-非饱和渗流理论,通过渗流分析软件Seep/W对东岭信堆积体滑坡典型剖面二维概化模型进行了一定雨量下不同雨型的渗流计算,而后采用极限平衡法分析稳定性,探求不同雨型下的滑坡堆积体渗流稳定机理,为该类堆积体滑坡工程防治提供理论依据.

1 东岭信滑坡堆积体概况

东岭信滑坡堆积体坐落于深山峡谷中,地形上属于中低山峡山谷地区.该滑坡堆积体北东以及东侧为临近水库的库岸边坡,堆积体西北侧和南侧为山脊,南侧后缘坡坡度约35°；后缘坡紧接一缓坡地带,坡度约17°；西侧后缘坡为一垭口,坡度约25°.

图1东岭信滑坡堆积体全貌

2007年东岭信滑坡堆积体后缘发现裂缝,单条裂纹张开宽度约1～5 cm,局部宽度7 cm,局部下错,同时发现后缘住房混凝土基础出现裂缝,后缘水田混凝土墙出现断裂以及木结构房屋榫头拉脱现象.

东岭信滑坡堆积体主要由粉质黏土、块碎石土以及碎裂岩体组成.上部以粉质黏土夹块碎石为主,透水性较差；中部以块碎石夹粉质黏土为主,透水性较好；下部滑动带以粉砂质含砾黏土为主.

根据当地气象资料可知,堆积体所处地区气候属中亚热带湿润季风气候,雨量充沛,降雨高峰集中在春夏时节,易诱发滑坡.

鉴于该堆积体工程地质条件的特殊性和地理位置的重要性,需要针对滑坡堆积体,开展数值模拟分析,揭示在降雨条件下的滑坡堆积体失稳破坏机制,进而建立该类堆积体滑坡的监测预警系统.

2 概化模型及数值模拟方案

2.1 模型及参数

选用Geostudio 软件中的Seep/W和Slope/W程序开展东岭信滑坡堆积体非饱和降雨入渗数值模拟以及滑坡稳定性计算.降雨条件下堆积体渗流场的变化满足式(1),该式的物理意义即单位时间内流入与流出单元的水的质量相等.由于非稳定渗流是一个非线性过程且求解依赖于时间的推移,因此计算分若干时步,对每个时步进行迭代计算,直到计算结果收敛转入下个时步的计算,否则将时间步长减半直至计算收敛为止.

式中:hm为吸力水头；ki(hm)(i取x、y、z)为 水 头hm下i方向的渗透系数；C为土水特征曲线的斜率.

根据东岭信滑坡堆积体的地形特征建立如图2所示的堆积体二维概化模型.其中下层为基岩,上层为滑体.滑体主要为含碎块石粉质黏土,其天然状态下粘聚力为20 k Pa,摩擦角为26°；饱和状态下粘聚力为18 k Pa,摩擦角为24°；天然密度为2.00 g/cm3,饱和密度为2.10 g/cm3.结合勘测报告给出的数值范围与相关经验,取滑体饱和含水量0.4,饱和渗透系数0.0108 m/h.基岩几乎不透水,取基岩饱和渗透系数2×10-6m/h.概化模型网格由2512个节点,2413个单元构成,左侧高10 m,水头为6 m,右侧高1 m,水头为0.2 m.数值模拟采用Seep/W软件求解非饱和渗流微分方程得到渗流场.

图2堆积体二维概化网格模型

土水特征曲线与渗透系数曲线如图3所示,其中土水特征曲线由Seep/W软件中的样本模型拟合得到,渗透系数曲线通过Fredlund和Xing法拟合得到.

图3滑体土水特征曲线与渗透系数曲线

基于渗流场的计算结果,使用Slope/W软件进行极限平衡计算.取滑体饱和状态下的容重21 k N/m3,粘聚力18 k Pa,内摩擦角24°.考虑到滑体非饱和渗流过程的容重变化,设置通过土水特征曲线来确定非饱和区的滑体容重.

2.2 数值模拟方案

为研究同一降雨量下,不同的降雨强度和持时对堆积体内部渗流场影响的差别,又根据滑坡堆积体所处地带最大日降雨量以及实际情况,将降雨总量定为80 mm,并分为6种不同强度的降雨工况见表1.

表1降雨工况表

事实上,由于浅层饱和区以及坡面积水的影响,降雨对滑坡渗流场的作用往往存在滞后性,为了研究雨后滑体渗流场的变化情况,在降雨结束后撤销坡面的入渗边界,继续计算雨后渗流场.为研究不同深度的孔压变化规律,选取若干网格点作为观测点,位置选择在坡顶处垂直分布,相邻观测点深度差为0.2 m,最深的观测点距离坡面3.8 m,在计算结束后,可获取观测点处的孔隙水压力值.

图4观测点布置情况

3 计算结果分析

3.1 降雨渗透特性

使用Geostudio中的Seep/W 模块进行迭代计算,得到了每个时步各观测点的孔隙水压力.图5为降雨1 h、4 h、5 h、10 h、20 h和40 h坡顶孔隙水压力随深度变化曲线.可以看到,随着降雨的进行,整体的孔隙水压力迅速提高.降雨1h,距离坡顶1.5 m范围内的孔隙水压力明显增大,而1.5 m以下变化不太明显,增大幅度与降雨强度大小正相关,20 mm/h的降雨导致孔压增长最快.因而在降雨初期,堆积体内部的渗流场主要是受降雨强度制约；而在竖直方向上,坡表的孔压值变化最为明显,在暴雨的影响下,坡表很快形成暂态饱和区,孔压接近于0.降雨4 h,20 mm/h的曲线因为降雨停止而开始回落,其他雨型的曲线依旧缓慢上升,距离坡面2 m 以外的孔压在各雨型下依旧区别不大；降雨5 h,16 mm/h的降雨停止,其对应的孔压也发生了明显的回复,在距离坡面0.8 m以外的孔压低于20 mm/h的降雨,这表明20 mm/h的强降雨在雨停1 h以后依旧对坡顶深处的渗流场造成影响,这是降雨对堆积体的滞后影响造成的；降雨10 h,4 mm/h与2 mm/h的曲线继续上升,4 mm/h的浅层孔压远大于2 mm/h,而在深层,由于降雨已经持续了较长时间,距坡面3 m 以外的孔压也开始有明显的变化；降雨40 h,各雨型曲线几乎已趋于一致,仅有2 mm/h与4 mm/h等久雨的坡表孔压还稍高于其他雨型,这表明久雨对堆积体浅层渗流场的影响更为持久.

图5不同时刻各雨型下孔压随深度变化

3.2 雨后渗透特性

从3.1节的分析能够看到,降雨入渗过程中,滑坡堆积体内部孔压迅速上升,上升的速度与极限孔压均与雨强正相关,而与降雨时长关系不大.而近年来许多研究认为,降雨雨后的边坡稳定性依旧会有一定时间的劣变,即所谓的降雨入渗的滞后性影响.降雨滞后性主要是由介质的物理特性和不稳定渗流控制,在不同雨型下,滑坡堆积体雨后渗流场也会有不同.

图6为滑坡堆积体剖面概化模型在不同雨型下雨后观测点处的孔压变化情况.

图6不同雨型雨后孔压变化情况

纵观6种不同雨型来看,其孔隙水压力变化均呈现出一定的滞后性,且20 mm/h与16 mm/h的降雨滞后效应最为明显,滞后程度随着降雨强度的降低而降低.从滞后范围的空间特性分析,降雨停止后2 h,20 mm/h的降雨在0.55 m 左右深度开始产生滞后效应,滞后效应的起始深度随降雨强度的减小而加深；同一雨型下,雨后不同时刻滞后效应的起始深度随时间的持续而加深.从滞后效应的时间特性分析,20 mm/h与16 mm/h的降雨对监测范围内(距坡面3.8 m以内)的孔隙水压力的滞后影响持续至雨后38 h,10 mm/h的降雨对监测范围内的孔隙水压力的滞后影响持续至雨后37 h,而8 mm/h的降雨对监测范围内的孔隙水压力的滞后影响持续至雨后36 h,因此可以认为,降雨对滑坡堆积体滞后影响的持续时间是随降雨强度的增大而增大的.

图7反映了降雨结束后1 h内,各雨型下堆积体观测点孔隙水压力的变化值,其中正值代表孔压的增加、负值代表孔压下降.能够看出,不同降雨强度滞后效应的空间差异性在雨停初始阶段并不明显,在后期才会慢慢显示出差异；从不同雨型对滞后程度的影响来看,20 mm/h的降雨造成孔压滞后的程度最大,在雨后1 h内孔压升高了近3 k Pa,该点位于距离坡面0.6 m 处,为所有雨型中最浅.

图7不同雨型雨后1 h孔压变化量

3.3 堆积体稳定性

对东岭信滑坡堆积体典型剖面概化模型稳定性计算采用Geostudio中的Slope/W 模块进行极限平衡分析,计算方法采用Morgenstern-Price法,该方法能够充分考虑条间力的相互作用.

从图8可以看出,在降雨影响下,由于基质吸力的降低导致了堆积体最危险滑面安全系数的降低,降雨强度越大,安全系数降低速率越快,这与孔隙水压力对降雨强度的反馈是一致的；在固定降雨总量的条件下,降雨强度越大,最小安全系数越大,即久雨较短时暴雨更易造成滑坡堆积体的失稳；各雨型降雨结束时会有一个明显的安全系数的突增,这是由于撤去降雨流量边界后竖向下滑力降低造成的；除2 mm/h的降雨外,其余雨型在降雨结束后安全系数仍有一段时间的持续下降,其中20 mm/h的雨型下降最多,且下降持续时间最长,这也验证了暴雨产生的滞后效应较久雨更强的结论.

图8不同雨型下的安全系数

4 结论

对东岭信滑坡堆积体二维概化模型进行降雨作用下的渗流与稳定性计算,考虑相同降雨总量下不同雨型的变化对其的影响,研究了暴雨和久雨对东岭信滑坡堆积体渗流稳定性的影响机制以及降雨型滑坡堆积体在降雨作用下渗流场与稳定性的演化机理.结果表明,降雨对东岭信滑坡堆积体的渗流场与稳定性影响显著,其影响机制具体表现为:

1)降雨初始,坡表孔隙水压力迅速上升,雨强越大,上升越快；在降雨过程中,坡表的孔隙水压力增长速度大于坡体内部.

2)降雨结束后,孔隙水压力的恢复呈现出滞后性,将滞后性的表现从滞后程度、滞后时间和滞后空间3个角度来分析:在滞后程度上,暴雨较久雨滞后程度更大,即降雨结束后孔隙水压力的增量更大；在滞后时间上,暴雨较久雨滞后时间更长；在滞后空间上,久雨造成的滞后区的起始深度较暴雨更深.

3)暴雨能够造成堆积体内部产生更高的孔压,而久雨使得堆积体达到更小的安全系数,稳定性较暴雨更低；暴雨滞后效应明显,发生失稳时,更易在雨后造成堆积体失稳,而久雨滞后效应弱,往往在降雨过程中达到最低安全系数,诱发整体性失稳.