降雨条件下边坡暂态饱和区形成条件与演化特征数值分析

邱 祥，蒋煌斌，欧 健，付宏渊，马吉倩

（1.长沙理工大学土木工程学院，湖南长沙 410114；2.长沙理工大学道路结构与材料交通行业重点实验室，湖南长沙 410114；3.长沙理工大学交通运输工程学院，湖南长沙 410114；4.湖南省地质矿产勘查开发局四 二队，湖南长沙 410004）

1 研究背景

降雨入渗是诱发边坡失稳最常见的环境因素之一，降雨条件下边坡暂态饱和区分布特征与演化规律是影响边坡稳定性的重要因素［1-4］。一般而言，降雨入渗对边坡稳定性的影响主要体现在以下4个方面［5-9］：（1）雨水渗入岩土体孔隙后，降雨入渗区内岩土体重度增加；（2）降雨入渗导致非饱和区内岩土体基质吸力丧失，岩土体抗剪强度也随之降低；（3）降雨入渗导致岩土体强度产生时效软化；（4）暂态饱和区内孔隙水压力导致岩土体有效应力降低，同时产生渗透力。上述4个方面与边坡渗流特征关系密切，因此，研究降雨条件下边坡渗流特征，尤其是暂态饱和区演化特征成为分析边坡稳定性的重要基础。

目前，有关降雨条件下边坡渗流特征的研究多只考虑降雨过程中边坡内部某些渗流特征参数的变化，如胡庆国等［10］采用数值模拟方法，分析了降雨条件下多层结构土质边坡内部岩土体孔隙水压力与体积含水量的分布特征；Song等［11］开展了一维降雨入渗模拟试验，得到了不同降雨强度作用下边坡内部岩土体基质吸力与体积含水量的变化规律；许旭堂等［12］通过试验监测，研究了降雨强度、坡度、压实度等因素对边坡降雨入渗和湿润峰扩展速率的影响。还有部分研究成果进一步分析了降雨条件下边坡暂态饱和区的演化规律，如刘杰等［13］和付宏渊等［14］基于饱和-非饱和渗流理论，分析了不同降雨强度、土质类型、表面吸力、坡度条件下边坡降雨入渗影响区与暂态饱和区变化规律；何忠明等［15］和Zeng等［16］开展了降雨入渗模型试验，以岩土体饱和度达到某一特定值作为暂态饱和区的判定条件，研究了不同降雨强度作用下边坡暂态饱和区的时空演变规律。基于此认识，曾铃等［17］在开展一维、二维渗流数值模拟后，认为降雨条件下边坡表层出现暂态饱和区的条件不需要满足降雨强度大于岩土体饱和渗透系数，仅需满足降雨强度大于某一阈值。为了进一步明确该阈值，我们用反证法来进行分析：假定降雨强度小于岩土体饱和度，且达到与某一特定值（暂态饱和区的判定条件）相对应的非饱和渗透系数，边坡表层出现了暂态饱和区，很明显该状态下暂态饱和区内岩土体非饱和渗透系数（渗出量）大于降雨强度（渗入量），暂态饱和区内岩土体体积含水量会持续降低，直至出现非饱和渗透系数（渗出量）等于降雨强度（渗入量）的平衡状态为止；边坡表层岩土体能够达到的最大体积含水量应为与降雨强度相等的非饱和渗透系数所对应的体积含水量，即该阈值应为与岩土体饱和度达到某一特定值（暂态饱和区的判定条件）相对应的非饱和渗透系数。综上可知，现有研究成果多认为暂态饱和区内孔隙水压力为负值，即该暂态饱和区并没有达到饱和，基于此得到的对边坡暂态饱和区判定条件、形成条件的认识也不够准确。目前，大量现场监测、数值计算结果均表明降雨条件下边坡暂态饱和区会产生正孔隙水压力［18-20］，然而，现场监测成本高昂，且周期较长，因此，借助数值模拟手段来研究降雨条件下边坡暂态饱和区形成条件与演化特征就显得尤为重要。

鉴于此，本文拟在探讨饱和区、非饱和区、暂态饱和区、毛细吸力饱和区、悬挂型暂态饱和区定义的基础上，开展不同坡度条件下边坡降雨入渗数值模拟计算，分析降雨条件下边坡暂态饱和区形成条件，研究降雨强度、饱和渗透系数、坡度等不同因素对边坡降雨入渗影响区、暂态饱和区演化特征的影响，以期为降雨条件下暂态饱和边坡稳定性分析与防护提供参考。

2 与饱和区有关的几种定义的讨论

实际工程中，岩土体往往是由固相（土颗粒）、液相（孔隙水）、气相（孔隙气）、液-气交界面（液-气结合面）中的若干相组合而成的。

2.1 饱和区根据饱和区岩土体中的孔隙填充形式，饱和区岩土体可以划分为两类［21］：（1）饱和区岩土体孔隙全部由水填充，称为两相饱和区岩土体（如图1（a）所示）；（2）饱和区岩土体孔隙全部由水、以封闭气泡形式存在的气体和水-气结合面填充，称为四相饱和区岩土体（如图1（b）所示）。气泡的分布形式有土颗粒夹气泡和孔隙水夹气泡两种，在计算岩土体抗剪强度时，前者需要同时考虑基质吸力（孔隙气压力与孔隙水压力之差，此差值一般较小）、有效应力（由于孔隙气压力与孔隙水压力的差值较小，故可认为孔隙气压力等于孔隙水压力，即：有效应力等于总应力与孔隙水压力之差）的影响；后者仅需考虑有效应力的影响。

图1 饱和区岩土体示意

图2 非饱和区岩土体示意

2.2 非饱和区根据非饱和区岩土体中的孔隙填充形式，非饱和区岩土体可以划分为两类［21］：一类，非饱和区岩土体孔隙由水和连通的气体填充，称为三相非饱和区岩土体（如图2（a）所示）；另一类，非饱和区岩土体孔隙由水、连通的气体和水-气结合面填充，称为四相非饱和区岩土体（如图2（b）所示），在计算岩土体抗剪强度时，需要同时考虑总应力与基质吸力的影响。

2.3 暂态饱和区现行《水利水电工程边坡设计规范（SL386-2007）》D.2.9中规定，暂态饱和区为降雨或泄水雨雾作用下，边坡表层一定深度范围内出现的饱和区域。在计算暂态饱和边坡稳定性时，应考虑暂态水压力的影响，且暂态水压力应适当折减。尽管规范没有对暂态饱和区属于两相饱和区与四相饱和区中的哪一种做出明确规定，但是从规范对暂态水压力进行折减，可知规范拟通过折减暂态水压力来抵消基质吸力对岩土体抗剪强度的影响。降雨或泄水雨雾作用下，边坡表层暂态饱和区应为暂态四相饱和区，且存在四相饱和区岩土体中的第一种气泡分布形式。

2.4 毛细吸力饱和区毛细吸力饱和区为地下水位线以上饱和度大于某一值的区域［22］。文献［22］中毛细吸力饱和区为饱和度＞85%，且同时存在基质吸力的区域，由此可知，地下水位线附近毛细吸力饱和区应为暂态四相饱和区，且存在四相饱和区岩土体中的第一种气泡分布形式。

2.5 悬挂型暂态饱和区悬挂型暂态饱和区为降雨或泄水雨雾作用下，边坡表层一定深度范围内孔隙水压力沿深度呈三角形分布（先升高，后降低），且孔隙水压力大于0的区域［23］。文献［23］中对悬挂型暂态饱和区内孔隙水压力的分布形式进行了说明，但未明确悬挂型暂态饱和区属于两相饱和区与四相饱和区中的哪一种。

2.6 讨论随着非饱和土力学的发展，关于饱和区、非饱和区的定义与非饱和抗剪强度理论已经取得了普遍共识。现有关于降雨条件下边坡暂态饱和区内孔隙水压力的分布情况主要有以下两种：（1）降雨导致边坡内部孔隙水压力沿高程的分布由图3中线条1（初始孔隙水压力）变化到图3中线条2（某时刻孔隙水压力），并将图3中线条2降雨入渗影响区（孔隙水压力升高区）内岩土体饱和度大于某一特定值（孔隙水压力大于某一特定值）的区域作为暂态饱和区，由于该暂态饱和区内孔隙水压力为负值，即该暂态饱和区并没有达到饱和；（2）降雨导致边坡内部孔隙水压力沿高程的分布由图3中线条1变化到图3中线条5，暂态饱和区内暂态水压力沿深度先按静水压力线性升高后线性降低，并将图3中线条5降雨入渗影响区内孔隙水压力≥0的区域作为暂态饱和区，对于均质土坡，暂态水压力升高区与暂态水压力下降区饱和渗透系数一致，暂态水压力升高区水头梯度等于0，暂态水压力下降区水头梯度大于1，暂态水压力升高区与暂态水压力下降区分界线上渗流量会出现不连续现象，因此，在均质土坡中，暂态水压力沿深度先按静水压力线性升高后线性降低的分布形式是不可能存在的。本文通过研究发现，对于均质土坡，当降雨强度＜岩土体饱和渗透系数时，降雨条件下边坡内部孔隙水压力分布如图3中线条2所示，由于线条2中孔隙水压力为负值，故该条件下降雨不会导致边坡内部出现边坡暂态饱和区；当降雨强度≥岩土体饱和渗透系数时，降雨入渗经历降雨强度控制入渗阶段、非饱和状态土控制入渗阶段，进入饱和状态土控制入渗阶段后，降雨条件下边坡内部孔隙水压力分布如图3 中线条3 所示，降雨会导致坡面以下一定深度范围内出现孔隙水压力为0 的暂态饱和区。对于饱和渗透系数沿深度衰减的非均质土坡，当降雨强度＜岩土体最小饱和渗透系数时，降雨条件下边坡内部孔隙水压力分布与均质土坡相似，降雨不会导致边坡内部出现边坡暂态饱和区；当降雨强度 岩土体最大饱和渗透系数时，降雨条件下边坡内部孔隙水压力分布如图3中线条4所示，降雨会导致坡面以下一定深度范围内出现孔隙水压力≥0的暂态饱和区（该暂态饱和区内孔隙水压力远小于沿深度按静水压力计算得到的孔隙水压力）。降雨条件下，均质土坡、非均质土坡中暂态饱和区形成条件、分布形式与演化特征，还有待进一步深入研究。

图3 降雨条件下边坡内部孔隙水压力沿高程的分布

3 饱和-非饱和渗流基本理论

降雨条件下，边坡表层非饱和区岩土体内雨水入渗与初始饱和区岩土体内水分迁移，可以简化为某一横断面上的二维饱和-非饱和渗流问题，岩土体饱和-非饱和渗流服从达西渗流数学模型及其连续性偏微分方程［24］：

式中：v为渗流速度；为岩土体渗透系数；θ′=θw +θq为岩土体体积含水气量（水、以封闭气泡形式存在的气体和水-气结合面的体积占岩土体总体积的百分率），θw为岩土体体积含水量，θq为岩土体体积含气量（以封闭气泡形式存在的气体和水-气结合面的体积占岩土体总体积的百分率）；h=hw +y为总水头，hw =uw γw为压力水头，uw为孔隙水压力，γw为水的重度，y为位置水头；ω为源汇项；为容水度，且；t为时间。

降雨入渗边界条件［25］：

式中：qn为法向流量；Γ为降雨入渗边界；n为外法线单位向量；nx为外法线单位向量沿x方向的分量；ny为外法线单位向量沿y方向的分量。

在饱和-非饱和渗流计算过程中，岩土体基质吸力、渗透系数与体积含水气量之间的关系可以采用Van Genuchten模型进行拟合［26］：

4 数值模型与计算参数

一般而言，降雨强度、岩土体饱和渗透系数、坡度等众多因素均会对边坡内部水分迁移过程产生一定影响。为便于研究降雨条件下边坡渗流特征，本文首先建立坡度为0°的边坡降雨入渗模型，分析不同降雨强度条件下，边坡暂态饱和区的形成条件与分布规律，然后建立坡度分别为15°、30°、45°、60°的边坡降雨入渗模型，分析不同岩土体饱和渗透系数、坡度条件下，边坡暂态饱和区的时空演化特征。

4.1 数值模型边坡降雨入渗模型如图4所示，模型宽度为10 m，模型高度为50 m，模型共划分为个500 单元、561 个节点。此外，为了便于分析计算结果，在模型中设置了1 条特征截面，5 个特征点，特征点1、2、3、4、5分别位于坡面以下0、2、4、6和8 m处。

4.2 初始条件与边界条件初始地下水位线如图4所示，位于坡脚以下30 m处，模型两侧、底面为不透水边界，模型顶面为单位流量边界。

4.3 计算参数湖南省安慈高速公路某边坡，上覆高液限红黏土层，厚度较厚为30.4 ～32.7 m，基岩部分为花岗岩，且完整性较好，在边坡坡面以下30 m内，每间隔1 m取原状试样进行变水头渗透试验，测得边坡表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，坡表以下30 m 内饱和渗透系数随深度近似呈线性衰减，拟合得到其饱和渗透系数随深度的变化率δkz为2.0%，此外，通过在渗透试验试样中埋入微型孔隙水压力计，可以测得试样中的孔隙水压力与水头高度基本一致。取变水头渗透试验后的表层岩土体试样分别进行含水量试验、饱水试验与体积压力板试验，测得变水头渗透试验后试样的体积含水量为34.26%，饱和体积含水气量为37.19%，达到四相饱和状态时的基质吸力为2.7 kPa，基质吸力、渗透系数与体积含水气量之间的关系曲线如图5所示。

图4 边坡降雨入渗模型

图5 基质吸力、渗透系数与体积含水气量之间的关系曲线

4.4 分析方案方案一：降雨强度分别为0.08、0.04、0.02、0.01和0.005 m/h，表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，δkz为0.0%，坡度为0°。方案二：降雨强度为0.08 m/h，表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，δkz分别为0.0%、0.5%、1.0%、1.5%、2.0%，坡度为0°。方案三：降雨强度为0.08 m/h，表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，δkz为2.0%，坡度分别为0°、15°、30°、45°、60°。降雨持续时间168 h，降雨停止后持续时间120 h。

5 暂态饱和区形成条件

降雨强度为0.02 m/h，表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，δkz为0.0%，坡度为0°时，边坡内部特征点1—5 处孔隙水压力、体积含水气量随时间的变化规律如图6、7 所示。由图可知，降雨期间，特征点1—5处孔隙水压力、体积含水气量开始响应的时间与距坡面的距离呈正相关。降雨停止后，特征点1处孔隙水压力、体积含水气量持续降低，特征点2—5处孔隙水压力、体积含水气量先迅速降低，后缓慢升高。分析其原因是：降雨期间，雨水沿孔隙从上往下逐渐扩展，导致距坡面距离越近的特征点，其孔隙水压力、体积含水气量开始响应的时间越早。降雨停止后，由于原降雨入渗影响区（孔隙水压力、体积含水气量升高区域）内雨水继续下渗，故降雨停止初期，特征点1—5处孔隙水压力、体积含水气量均迅速降低，当降雨入渗影响区扩展至与初始饱和区联通后，地下水位线从下往上迅速升高，导致降雨停止后期，地下水位线以上特征点1处孔隙水压力、体积含水气量持续降低；特征点2—5处孔隙水压力、体积含水气量缓慢升高。

图6 特征点孔隙水压力随时间的变化

图7 特征点体积含水气量随时间的变化

降雨强度为0.02 m/h，表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，δkz为0.0%，坡度为0°时，边坡内部不同时刻特征截面上孔隙水压力、体积含水气量随高程的分布规律如图8—9所示。从图8—9中可以看出，降雨期间，边坡内部降雨入渗影响区、暂态饱和区（达到四相饱和状态，即孔隙水压力≥0的区域）均持续向下扩展，且扩展速率逐渐增大，究其原因是：降雨入渗影响区、暂态饱和区深度越大，降雨入渗影响区、暂态饱和区以下岩土体体积含水气量越高，岩土体的渗透系数越大，岩土体达到四相饱和状态所需补充的雨水量越少。降雨停止初期，原降雨入渗影响区内雨水继续下渗，与初始饱和区联通后，地下水位线迅速升高；降雨停止后期，地下水位线以上非饱和区内孔隙水在重力作用下继续向下迁移，导致非饱和区内孔隙水压力、体积含水气量均持续降低，地下水位线缓慢升高。

图8 不同时刻特征截面孔隙水压力随高程的分布

图9 不同时刻特征截面体积含水气量随高程的分布

表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，δkz为0.0%，坡度为0°时，不同降雨强度作用下，降雨168 h（降雨停止时刻）、降雨停止后120 h，特征截面孔隙水压力随高程的分布规律如图10—11 所示，孔隙水压力峰值随时间的变化规律如图12所示。分析图10和图12可知：（1）降雨强度越大，降雨停止时刻，边坡内部降雨入渗影响区深度越大；当降雨强度≥岩土体饱和渗透系数时，降雨入渗影响区、暂态饱和区扩展速率随降雨强度的增大而增涨的幅度逐渐减小。（2）当降雨强度＜岩土体饱和渗透系数时，降雨期间，边坡内部不出现暂态饱和区（孔隙水压力峰值＜0）；当降雨强度≥岩土体饱和渗透系数时，降雨期间，边坡内部出现暂态饱和区（孔隙水压力峰值=0）。

图10 降雨168 h特征截面孔隙水压力随高程的分布

图11 降雨停止后120 h特征截面孔隙水压力随高程的分布

产生上述现象的原因是：（1）降雨强度越大，同一时刻，渗入边坡内部的雨水越多。降雨入渗过程可以分为降雨强度控制入渗阶段、非饱和状态土控制入渗阶段、饱和状态土控制入渗阶段等3个阶段；当降雨强度≥岩土体饱和渗透系数时，降雨强度越大，进入饱和状态土控制入渗阶段的时间越早，降雨强度的大小，仅能影响进入饱和状态土控制入渗阶段的时间。（2）对于均质边坡，当降雨强度＜岩土体饱和渗透系数时，降雨条件下，降雨入渗影响区内岩土体能达到的最大渗透系数与降雨强度一致，与之相适应，能达到的最大体积含水气量＜饱和体积含水气量，孔隙水压力峰值＜0；当降雨强度≥岩土体饱和渗透系数时，降雨条件下，降雨入渗影响区内岩土体能达到的最大渗透系数为饱和渗透系数，与之相适应，能达到的最大体积含水气量=饱和体积含水气量，降雨入渗影响区内孔隙水压力峰值=0。

据图11—12 可知，降雨强度越大，降雨停止后，边坡内部降雨入渗影响区深度越大，地下水位线升高高度越大，孔隙水压力峰值越大。分析其原因是：降雨强度越大，降雨停止时刻，渗入边坡内部的雨水越多，边坡内部降雨入渗影响区深度越大，降雨停止后，孔隙水在重力作用下继续向下迁移，与初始饱和区联通后，地下水位线迅速升高，孔隙水压力峰值也随之增大。

图12 孔隙水压力峰值随时间的变化

表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，δkz为0.0%，坡度为0°时，不同降雨强度作用下，边坡降雨入渗影响区深度、暂态饱和区深度随时间的变化规律如图13—14所示。由图13—14可知，当降雨强度＜岩土体饱和渗透系数时，降雨强度越大，同一时刻，渗入边坡内部的雨水越多，边坡降雨入渗影响区扩展速率越快。当降雨强度≥岩土体饱和渗透系数时，降雨入渗影响区内岩土体能达到的最大渗透系数为饱和渗透系数，降雨强度的大小，仅能影响进入饱和状态土控制入渗阶段的时间，导致边坡降雨入渗影响区、暂态饱和区扩展速率随降雨强度的增大而增涨的幅度逐渐减小。

图13 降雨入渗影响区深度随时间的变化

图14 暂态饱和区深度随时间的变化

6 暂态饱和区演化特征

6.1 δkz 对边坡暂态饱和区演化的影响降雨强度为0.08 m/h，表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，坡度为0°时，不同δkz条件下，降雨168 h（降雨停止时刻）、降雨停止后120 h，特征截面孔隙水压力随高程的分布规律如图15—16所示，孔隙水压力峰值随时间的变化规律如图17所示。分析图15和图17可知，（1）δkz越小，边坡内部岩土体饱和渗透系数下降幅度越大，降雨停止时刻，边坡内部降雨入渗影响区、暂态饱和区深度越小。（2）由于暂态饱和区内渗流量一致，δkz越小，水头梯度越大，导致孔隙水压力峰值越大。分析图16—17 可知，δkz越小，降雨停止时刻渗入边坡内部的雨水量越少；降雨入渗影响区与初始饱和区联通后，边坡内部地下水位线、孔隙水压力峰值升高幅度越小。

图15 降雨168 h特征截面孔隙水压力随高程的分布

图16 降雨停止后120 h特征截面孔隙水压力随高程的分布

降雨强度为0.08 m/h，表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，坡度为0°时，不同δkz条件下，边坡降雨入渗影响区深度、暂态饱和区深度随时间的变化规律如图18—19 所示。从图18—19 中可以看出，不同δkz条件下，边坡内部降雨入渗影响区、暂态饱和区深度与降雨时间呈正相关。δkz越小，降雨期间，边坡内部同一深度处岩土体饱和渗透系数越小，同一时刻，渗入边坡内部的雨水量越少，边坡内部降雨入渗影响区、暂态饱和区深度越小。降雨停止后，原降雨入渗影响区内雨水继续下渗，直至与初始饱和区联通，暂态饱和区深度也随之先减小，后增大。

图17 孔隙水压力峰值随时间的变化

图18 降雨入渗影响区深度随时间的变化

图19 暂态饱和区深度随时间的变化

6.2 坡度对边坡暂态饱和区演化的影响降雨强度为0.08 m/h，表层岩土体饱和渗透系数为0.02 m/h，δkz为2.0%，不同边坡坡度条件下，边坡降雨入渗影响区空间分布、降雨入渗影响区面积随时间的变化规律如图20—21所示，暂态饱和区面积随时间的变化规律、边坡暂态饱和区空间分布如图22和图24所示，边坡内部孔隙水压力峰值随时间的变化规律如图23所示。

由图20—21和图23可知，不同边坡坡度条件下，降雨入渗影响区均从上往下依次扩展，坡度越大，降雨初期，降雨入渗影响区面积越大，孔隙水压力峰值越大，降雨后期及降雨停止后，降雨入渗影响区面积越小，孔隙水压力峰值越小。分析其原因是：降雨初期，边坡坡度越大，降雨入渗边界越长，降雨强度控制入渗阶段与非饱和状态土控制入渗阶段时间越长，渗入边坡内部的雨水量越大；降雨后期及降雨停止后，边坡坡度越大，降雨入渗影响区内孔隙水在水头梯度作用下沿坡面排出的水量越大。

分析图22—24可知：（1）不同边坡坡度条件下，暂态饱和区均从上往下依次扩展，暂态饱和区内孔隙水压力峰值出现在坡高一侧。（2）降雨初期，暂态饱和区面积受坡度的影响较小；降雨后期及降雨停止后，坡度越大，暂态饱和区面积越小，地下水位线升高幅度越小。

图20 边坡降雨入渗影响区空间分布

图21 降雨入渗影响区面积随时间的变化

产生该现象的原因是：（1）暂态饱和区下边界在水头梯度作用下逐渐趋向于水平，坡高侧暂态饱和区深度最大。（2）降雨初期，降雨入渗影响区增大引起暂态饱和区增大的幅度与暂态饱和区内孔隙水沿坡面排出引起暂态饱和区减小的幅度基本一致；降雨后期及降雨停止后，边坡坡度越大，暂态饱和区内孔隙水在水头梯度作用下沿坡面排出的水量越大，降雨入渗影响区与初始饱和区联通后，地下水位线迅速升高。

图22 暂态饱和区面积随时间的变化

图23 孔隙水压力峰值随时间的变化

图24 不同坡度边坡暂态饱和区空间分布

7 结论

（1）降雨期间，边坡内部孔隙水压力、体积含水气量开始响应的时间与岩土体深度呈正相关；降雨停止后，地下水位线以上岩土体孔隙水压力、体积含水气量持续降低，地下水位线以下岩土体孔隙水压力、体积含水气量先迅速降低，后缓慢升高。（2）降雨条件下，降雨入渗影响区、暂态饱和区均持续向下扩展，且扩展速率逐渐增大；降雨停止初期，地下水位线迅速升高；降雨停止后期，非饱和区内孔隙水压力、体积含水气量均持续降低，地下水位线缓慢升高。（3）降雨强度小于岩土体饱和渗透系数时，不存在暂态饱和区，降雨入渗影响区扩展速率与降雨强度呈正相关；降雨强度大于等于岩土体饱和渗透系数时，存在暂态饱和区，降雨入渗影响区、暂态饱和区扩展速率受降雨强度的影响较小。（4）降雨期间，降雨入渗影响区、暂态饱和区扩展速率与δkz呈正相关，孔隙水压力峰值与δkz呈负相关；降雨停止后，地下水位线、孔隙水压力峰值与δkz呈正相关。（5）降雨初期，降雨入渗影响区面积、孔隙水压力峰值与坡度呈正相关，暂态饱和区面积受坡度的影响较小，孔隙水压力峰值出现在坡高一侧；降雨后期及降雨停止后，降雨入渗影响区面积、暂态饱和区面积、地下水位线高度与坡度呈负相关。