降雨条件下含裂隙坡积土边坡的渗流特性研究

向延虎，江威

(1. 桑植县交通建设投资有限责任公司，湖南 桑植 427100；2. 中国水利水电第八工程局有限公司，湖南 长沙 410004)

随着高速公路的修建，形成了大量裸露的坡积土边坡坡面。坡积层由于地质作用、风化和人为扰动等原因易产生大量裂隙，在降雨时，极大地削弱了边坡的稳定，严重地损害了当地人们的生命财产安全[1-2]。降雨条件下，雨水通过裂隙快速渗入到边坡内部，使边坡内部孔隙水压力和含水率快速上升，导致边坡渗流场发生变化，且边坡内基质吸力的丧失和下滑力的增大，会诱发边坡失稳[3-5]。

目前，研究降雨条件下边坡渗流特性的手段多为试验或数值分析[6-7]。有学者通过室内模型试验对粉砂边坡的渗流特性和稳定性进行了研究，发现不同渗流边界条件下粉砂边坡的渗流特性和失稳模式均不相同[8]。在现有研究成果[9-11]中，由于进行模型试验时边坡中的裂隙难以设定，因此，很少使用模型试验研究裂隙对边坡渗流的影响。在数值模拟方面，韩同春[12]等人基于双重入渗模型，探讨了裂隙土的渗流特性和含裂隙边坡的稳定性。陈善雄[13]等人通过建立膨胀土裂隙边坡地质模型，对含裂隙膨胀土边坡的稳定性及其特征进行了深入的研究。但该裂隙特征研究过于单一，裂隙条数对含裂隙边坡的渗流特性的影响研究尚不深入。因此，作者以四川某坡积土边坡为例，拟采用数值模型分析无裂隙、单裂隙及多裂隙3 种裂隙分布的边坡在降雨条件下的渗流特征，以期为研究裂隙各向异性对边坡的稳定性提供借鉴。

1 计算模型与计算方案

1.1 计算模型的建立

以四川省凉山地区一典型坡积土边坡为例，其坡高为22 m，坡比为1:2，坡积层厚度为6 m，基于该边坡的地质条件建立计算模型，如图1 所示。计算采用三节点和四节点网格。其网格单元数为4 297 个，节点数4 423 个。由于裂隙极易在坡积土表层出现，因此，只在坡积层范围内考虑裂隙分布。考虑单裂隙时，仅在坡顶(x=10 m)设置一条裂隙；考虑多裂隙时，在坡顶(x=10 m)、坡中(x=20 m)及坡脚(x= 30 m)处分别设置一条裂隙，且裂隙的倾角为90°。为监测坡积土边坡内体积含水率和孔隙水压力的变化规律，在坡顶处设置监测面。

图1 边坡数值模型Fig.1 Numerical analysis model of slope

1.2 计算原理

降雨入渗是一个饱和-非饱和渗流过程，其渗流特征服从达西定律，其偏微分方程为[14-15]：

式中：kwx,kwy分别为x,y方向上的渗透系数，m/s；H为总水头，m；Q为渗入土体中水的渗透量，L/s；θ为体积含水率；t为渗流持续时间，s。

分析裂隙对边坡渗流特性的影响时，可将裂隙两侧视为边界或者利用等效渗透系数法对裂隙进行处理[16-17]。本研究采用等效渗透系数法，在分析过程中，将坡积土边坡土体分为裂隙区域和原状土区域，且将裂隙区域作为各向异性的材料。通过压水试验对坡积土边坡各土层的渗透特性进行了测定，得到坡积土层和基岩的饱和渗透系数分别为ksat1=1.26×10-7m/s 和ksat2=1×10-9m/s，裂隙土垂直裂隙方向的渗透系数kw′x=1.80×10-5m/s。在进行裂隙渗流处理时，通常认为裂隙土在顺裂隙方向饱和渗透系数高于垂直裂隙方向饱和渗透系数1～3个数量级[18]，因此，本研究顺裂隙方向渗透系数取k′y=100kw′x。同时，坡积土饱和体积含水率和残余体积含水率通过试验获得，它们分别为θs=0.376 和θr=0.02。

1.3 计算参数和方案

为研究降雨条件下含裂隙坡积土边坡的渗流特征，参照四川省凉山州北部地区的降雨量及中国气象部门对降雨量等级的划分，对降雨工况(降雨强度5.79×10-7m/s，降雨历时7 d)进行划分：无裂隙、单裂隙和多裂隙。

2 结果与分析

2.1 裂隙对坡积土边坡含水率的影响

1) 不同裂隙对坡积土边坡坡顶含水率的影响

经过计算不同裂隙分布的坡积土边坡坡顶在降雨条件下的含水率，得到了其坡顶含水率变化规律，如图2 所示。从图2 中可以看出：①初始状态时，无裂隙边坡表面含水率为0.21。降雨1 d 后，表面含水率上升至0.375，此时达到坡积土的饱和体积含水率。随着降雨时间的持续增长，土体的浸润线不断下移，饱和区深度随之增加。停止降雨后的0～5 d 内，边坡表面体积含水率由0.375 逐渐下降至0.304，饱和区逐渐消散，水分缓慢向边坡深处下渗并消散。②边坡存在裂隙时，随着降雨时间的持续增长，裂隙范围的内体积含水率也逐渐增大，且单裂隙与多裂隙的含水率随高程的变化曲线相似。这是由于裂隙渗透系数远大于其周围土体的。降雨期间，单裂隙和多裂隙均形成了雨水快速入渗通道，导致雨水快速入渗至裂隙底部。无裂隙边坡雨水入渗深度最小，且雨水在裂隙底端的集聚更易在裂隙底端产生暂态饱和区。

图2 降雨作用下坡积土边坡坡顶含水率随高程的变化曲线Fig.2 Variation curve of slope top moisture content with elevation under the action of rainfall

2) 不同裂隙对坡积土边坡的含水率的影响

降雨结束时，不同裂隙分布坡积土边坡的含水率分布云图如图3 所示。从图3 中可以看出：①相同降雨条件下，同一埋深处裂隙周围土体的含水率明显高于坡内其他位置的，表明裂隙为雨水提供了快速入渗通道，水分可通过裂隙侧面和底部快速向周围土体入渗，从而导致裂隙区域周围的土体含水率迅速升高。②裂隙分布会对坡内含水率分布造成显著影响，由于裂隙与周围土体渗透性的差异，雨水沿裂隙入渗后会在裂隙尖端与土体交界处集聚，造成该处含水率迅速升高，并在一定范围内达到饱和状态。③裂隙区域附近靠近坡顶侧的土体含水率小于靠近坡脚侧的土体含水率，这与水力梯度作用造成的水分向坡下聚集有关。同理，裂隙位置越靠近坡脚，裂隙底端形成饱和区越容易扩大、下移至与地下水位连通，直至造成地下水位升高。

2.2 裂隙对坡积土边坡孔隙水压力的影响

1) 降雨条件下，裂隙对坡积土边坡孔隙水压力的影响

图3 不同裂隙分布下坡积土边坡的含水率分布云图Fig.3 Cloud map of water content distribution of downhill slope with different fissure distribution

采用数值模型，分析了降雨条件下不同裂隙分布的坡积土边坡孔隙水压力随高程的分布规律，其分布曲线如图4 所示。从图4 中可以看出：①若边坡为无裂隙坡积土边坡时，在降雨初期，由于雨水的入渗，无裂隙边坡表面孔隙水压力急剧升高，且雨水入渗的影响范围随着降雨时间持续增长而逐渐扩大；降雨停止后，边坡内孔隙水压力沿高程的分布迅速恢复至与初始状态平行。②边坡中存在裂隙时，其与无裂隙的孔隙水压力分布具有明显差异。裂隙深度范围内孔隙水压力分布曲线与初始分布曲线平行，降雨1～3 d 期间边坡孔隙水压力的增量最大，随后逐渐减小。③裂隙的存在促进了边坡深层孔隙水压力的升高。降雨停止时，单、多裂隙边坡高程为16 m 处的孔隙水压力分别为-1.6 kPa和-2.02 kPa，明显大于无裂隙边坡同一高程处的。

图4 降雨条件下坡积土边坡坡顶孔隙水压力随高程的分布曲线Fig.4 Distribution curve of pore water pressure on the top of slope with elevation under rainfall conditions

2) 降雨结束时，裂隙对坡积土边坡孔隙水压力的影响

降雨结束时，不同裂隙分布的坡积土边坡孔隙水压力的分布情况如图5 所示。从图5 中可以看出：①降雨入渗时，随着边坡土体深度的增加，边坡孔隙水压力逐渐升高。②若边坡中存在裂隙时，其孔隙水压力的分布显著变化。③同一高程下，裂隙上端孔隙水压力小于周围土体，而裂隙下端孔隙水压力大于周围土体。表明：降雨条件下，裂隙的高渗透性引起雨水向裂隙内集聚，从而导致裂隙上端的孔隙水压力较小。雨水通过裂隙快速下渗，在裂隙底端与土体交界处汇集，并在裂隙水头和持续降雨的作用下向下部土体入渗，导致裂隙下端的孔隙水压力的迅速升高。此外，裂隙位于坡顶时，对地下水位基本没有造成影响，而裂隙位于坡中和坡脚时，造成地下水位大幅升高，对孔隙水压力分布的影响更显著。

图5 不同裂隙分布下边坡孔隙水压力的分布云图Fig.5 Distribution cloud diagram of pore water pressure in slope under different fracture anisotropy

2.3 裂隙对坡积土边坡暂态饱和区的影响

在实际工程中，饱和度达到95%的黏性土视为完全饱和土。对于该边坡工程，当土体体积含水率达到0.357 时，认为已经完全饱和。降雨停止时，不同裂隙分布的坡积土边坡中暂态饱和区的分布情况如图6 所示。从图6(a)中可以看出，降雨停止时，无裂隙边坡表层形成了深度为1.5 m 的连续且较为均匀的暂态饱和区。从图6(b)，(c)中可以看出：①对于裂隙边坡而言，雨水入渗首先导致边坡表层体积含水率达到饱和。同时，由于裂隙为雨水入渗提供了优势通道，雨水通过裂隙快速下渗至裂隙底端，造成其表层暂态饱和区出现断裂。②在裂隙底端形成了较大区域的暂态饱和区，这是由于裂隙内被雨水充满后形成的水头促使水分向周围土体入渗造成的。③表层暂态饱和区分布呈现出坡顶较浅、坡脚较厚的形态。此外，裂隙位置越靠近坡脚，其底端形成的暂态饱和区面积也越大，且容易与地下水连通造成水位升高。暂态饱和区分布与发展的不均匀性是由重力和水力梯度造成的，位置越低，水分越容易往该处聚集，引起该处暂态饱和区的扩展。

图6 降雨停止时边坡中暂态饱和区的分布Fig.6 Distribution of transient saturation zone in slope at the end of rainfall

不同裂隙分布的坡积土边坡在降雨入渗作用下的暂态饱和区分布各不相同，其暂态饱和区面积的变化速率也有显著的区别。通过数值分析，得到不同裂隙分布的坡积土边坡暂态饱和区面积随降雨历时的变化曲线，如图7 所示。从图7 中可以看出，随着降雨的持续，无裂隙、单裂隙及多裂隙坡积土边坡的暂态饱和区面积均随降雨历时的增加而呈现出指数型增长。饱和区面积在降雨停止时刻分别达到73.91 m2(无裂隙)、71.65 m2(单裂隙)和85.43 m2(多裂隙)。降雨停止后，不同裂隙分布的坡积土边坡中暂态饱和区的消散速率从大到小为无裂隙、单裂隙和多裂隙。其原因在于：降雨初期无裂隙边坡表面形成连续的饱和区域，而裂隙边坡由于裂隙的存在，裂隙附近表层区域未达到饱和，裂隙下端暂态饱和区也未成型，因此无裂隙边坡暂态饱和区面积略大。随着雨水持续下渗，裂隙下端开始出现暂态饱和区，该饱和区在裂隙水头及雨水的补给下不断扩大下渗，甚至下移至与地下水位连通，造成饱和区面积显著增大。在降雨停止后，由于多裂隙边坡的坡脚处暂态饱和区与地下水位连通，故其坡脚处形成的大面积暂态饱和区的消散速率最慢。

图7 暂态饱和区面积随降雨历时的变化曲线Fig.7 Variation curve of transient saturation area with rainfall duration

3 结论

通过对降雨条件下无裂隙、单裂隙及多裂隙的坡积土边坡的渗流特性进行研究，得到的结论为：

1) 雨水入渗首先会导致边坡表层含水率迅速升高。随着降雨时间的持续，边坡内部受雨水影响范围逐渐扩大。裂隙导致坡积土边坡内部含水率的分布规律发生明显变化，裂隙渗透性远大于其周围土体的，从而导致雨水可沿裂隙直接入渗至边坡深处，对边坡渗流场产生巨大的影响。

2) 降雨初期，裂隙的高渗透性使得雨水通过裂隙快速到达边坡深处，表现为裂隙区域内孔隙水压力线性分布，裂隙区域以下孔隙水压力增量变大。随着降雨持续，裂隙内的渗流主要由雨水控制，孔隙水压力增量逐渐减小。裂隙区域以下土体由于受到裂隙水的入渗，其孔隙水压力的变化幅度大于无裂隙边坡的。

3) 无裂隙边坡表面形成了连续且较为均匀的暂态饱和区。而在含有裂隙的边坡中，由于裂隙的存在，使表层暂态饱和区出现断裂。此外，不仅在边坡表面，而且在裂隙底端会形成暂态饱和区。该饱和区会随着降雨的持续逐渐扩大，下移直至与地下水连通，造成地下水位升高，该现象也使得降雨停止后饱和区的消散速率变慢。