降雨强度和渗流对河岸稳定性影响分析

王鹤翔

(辽宁省水利水电勘测设计研究院有限责任公司，辽宁 沈阳 110006)

1 概述

降雨是导致边坡破坏的主要因素之一，降雨前，地下水位以上的斜坡区域被视为在地表附近处于部分不饱和或干燥状态[1- 3]。降雨期间和之后，非饱和面积因雨水渗透而减少。研究发现，这些过程是控制降雨导致边坡失稳的主要因素，受降雨强度(RI)和土壤性质，特别是非饱和土壤导水率的影响很大。非饱和土导水率(HC)控制瞬态渗流、降雨入渗深度、降雨过程中孔隙压力的变化，并最终影响FOS。

在降雨过程中，导水率对边坡的稳定性有很大的影响。然而，在回顾的研究中发现了一些局限性[4- 7]。不同的RI/HC值对研究人员的影响不是特定的，而且在以前关于渗流力学的讨论中也有不同，例如湿润锋和地下水位的变化。此外，关于导水率对河岸边坡稳定性影响的研究较少[8]。因此，用渗流模量SEEP/W和SLOPE/W斜率模量的地质力学程序进行了数值分析，建立不同降雨入渗和土壤导水率模型的河岸破坏机理。

2 材料和方法

2.1 流域概况

太子河是辽宁省东南部较大河流之一，发源于新宾县大红石砬子，流经本溪、鞍山、辽阳三市，至三岔河与浑河汇入大辽河，蜿蜒南下至营口入渤海，干流全长为413km，流域面积13883km2。流域东临鸭绿江支流的叆河及浑江，南以大洋河为界，西北临浑河。太子河上现已建有观音阁、葠窝、汤河3座大型水库。根据河流情况，太子河流域葠窝以上为上游，葠窝至辽阳为中游，辽阳以下为下游。全流域山地较多，占全流域的69%，丘陵占6.1%，平原占24.9%。流域植被以观音阁水库以上条件较好，覆盖率占50%左右。

2.2 野外调查

在旱季和雨季进行现场调查，以描述河岸状况和河流水位变化。现场数据测量和收集包括河岸几何结构(即高度、坡度)、冲积面积、当前河流水位和土壤样本。监测数据包括地下水位、河流水位波动和降雨量，也从国家气象站收集。土壤性质包括土壤物理性质，如含水量、密度和粒径。根据河岸沿线采集的土壤样本和土壤性质试验，该地区的河岸相当均匀，河岸层中有淤泥或粉质黏土层，从河岸坡脚到沉积物中有细砂。淤泥层由小于20%的细砂、30%～70%的淤泥和10%～30%的黏土组成。

2.3 样段土壤特性

本文选取一段土堤进行河岸稳定性分析，图1和图2分别表示研究区土壤吸力和非饱和导水率。

图1 土壤-水特征曲线

图2 非饱和导水率曲线

3 模型分析

3.1 数值模型框架

本文使用商业GeoSlope程序(GeoSlope International Ltd.)作为数值模型来分析河岸稳定性。GeoSlope是众多研究中边坡和河岸稳定性分析中最有用和最广泛使用的程序之一[9]。本文在GeoSlope程序中使用了SEEP/W瞬态渗流和SLOPE/W稳定性分析。

通过使用SEEP/W，具体描述降雨入渗的瞬态渗流。从SEEP/W获得的结果，包括孔隙水压力分布和土壤性质的变化，将成为SLOPE/W的输入数据，用于分析河岸稳定性。FOS结果表明，当FOS高于1时，河岸稳定。结果和讨论侧重于建立FOS与初始饱和度、降雨强度和土壤水力传导率的不同条件之间的关系支持输入数据的现场调查、实验室测试和监测包括3个因素组：河岸几何形状、土壤性质和水力条件(如河流水位和降雨强度)。针对不同的初始饱和条件、土壤导水率和降雨强度，进行了河岸稳定性分析。初始饱和条件由初始河流水位和毛管高度或最大负水头确定。在SEEP/W中，最大负水头可用于建立预定负孔隙压力剖面的假设，然后可建立饱和条件。其他模拟因子，如土壤导水率和降雨强度，被设置为土壤性质和边界之间的差异。

3.2 河岸几何与水力边界条件

本文使用河岸配置，初始条件如图3所示。河岸的坡度为52°，高度为10m。河岸为均质粉土，下方为砂层。所分析的土壤性质如图1—2所示。在SEEP/W模型中建立了河流水位(RWL)和降雨强度的边界条件。使用图3所示的河岸配置，初始RWL是从底部到3m的河流现场边界，函数RWL-time是整个横向河岸的边界。

根据每日监测数据确定降雨强度。雨季为6月中旬至9月中旬，8月经常出现强降雨。图4显示了雨季(2016年8月)部分雨天的降雨强度(RI，mm/h)的变化，其中研究区河岸的一些站点发生了断裂。为了模拟降雨强度对河岸稳定性的影响，使用了3种降雨强度：RI=10mm/h；RI=30mm/h；RI=50mm/h；初始RWL设置为3m。

利用SEEP/W建立了初始孔隙水压力和饱和条件，该函数是根据非饱和土的孔隙水压力建立的。地下水位以上的土壤区域分为两个子区域：地表附近的干燥区和地下水位附近的部分饱和区。孔隙水压力图呈线性，从地下水位到最大负水头呈负斜率。这意味着在干燥区，表面附近的负孔隙水压力可能变得过高。事实上，土壤从来都不是完全干燥的，总是保留一定量的水分。小的表面通量有改变孔隙水压力剖面的作用。图5显示了非干燥表面条件下的孔隙水压力剖面，其中，负孔隙水压力呈负线性倾斜至最大负孔隙水压力，并保持恒定值，以响应土壤含水量。最大负孔隙水压力的大小取决于导水率函数的形状，在较小程度上取决于渗透速率。在SEEP/W中，设置最大负压头可以指示现场孔隙压力剖面。根据土壤含水量和土壤吸力曲线的调查和试验数据，可以确定孔隙压力值或饱和度。

图3 初始河岸配置

图4 2016年8月部分雨天的高降雨强度小时降雨量

图5 根据饱和条件计算孔隙压力条件

为了模拟初始孔隙压力和饱和条件的影响，将不同的初始负孔隙压力分别设置为15kPa和33kPa。在这些压力下，土壤相对含水量分别为41%和33%，饱和度分别为87%和70%。这些是雨季初期和雨季的平均实验值。初始河岸土壤的饱和导水率为Ks=7.39×10-5cm/s。为了模拟土壤导水率对降雨入渗过程和河岸稳定性的影响，使用了3个饱和导水率值来表示初始饱和导水率：Ks=7.39×10-3cm/s，Ks=7.39×10-4cm/s，Ks=7.39×10-5cm/s。Ks=7.39×10-3cm/s的导水率被视为高导水率(Hi)；Ks=7.39×10-4cm/s被视为中等导水率(Mi)；Ks=7.39×10-5cm/s被视为低导水率(Li)。图6显示了3条非饱和导水率曲线，这3条曲线对应于上述3个导水率值以及河岸粉土的相同吸力特性。

图6 分析中使用的不同非饱和水力曲线

4 降雨强度和导水率影响分析

降雨强度和降雨累积均对FOS产生影响。随着降雨强度和降雨累积的增加，FOS降低到一个较低的值(如图7所示)。在之前提到降雨强度的大多数研究中也发现了这一结果。图7的A1、A2、B1、B2、C1、C2显示了在地表有积水和无积水的情况下，FOS的变化不仅取决于降雨强度和降雨累积，还取决于土壤导水率。在图7中，图中FOS等于1的虚线表示发生了河岸破坏。

(1)当Ks=7.39×10-3cm/s时，两种边界情况下FOS的变化趋势相同。在3种不同RIs的情况下，从降雨事件开始到大约30h，FOS以相同的速率下降。降雨30h后，FOS随降雨强度的不同而变化。RI越高，FOS越低。RI=10mm/h时，河岸稳定；然而，RI=50mm/h时，河岸在36h后发生破坏，RI=30mm/h时，河岸在40h后发生破坏。结果与Rahimi等人获得的结果具有相同的趋势。

(2)当Ks=7.39×10-4cm/s，在有积水的情况下，FOS的范围为1.36至0.39(图7B1)，在没有积水的情况下，FOS的范围为1.39至1.03(图7B2)。在这2种情况下，当RI为10mm/h时，FOS变化不显著；然而，当RI分别为50mm/h和30mm/h时，分别在55h和110h后，FOS迅速下降。在有积水的情况下，河岸破坏分别发生在60h和115h，RI=50mm/h和RI=30mm/h。在没有积水的情况下，只有当RI=50mm/h时，才会发生河岸破坏。

(3)当Ks=7.39×10-5cm/s时，在有积水的降雨边界内，FOS明显降低(图7的C1)，但在没有积水的边界内，FOS仅发生轻微变化(图7的C2)。在有积水的情况下，随着累积量从1.38增加到0.2，FOS降低。降雨强度越大，河岸破坏发生越快。当降雨强度为50mm/h和30mm/h时，河岸分别在16h和26h后发生破坏，在没有积水的情况下，FOS在小范围内下降不明显，所有降雨强度在1.37～1.35之间，经过5d的降雨，河岸稳定。

上述分析结果表明，排水条件(积水或无积水)对FOS的变化有很大影响，当河岸导水率较高时，河岸崩塌的可能性亦较高。相反，当水面有积水存在时，低导水率的河堤较高导水率的河堤更容易发生破坏。在表面有一个积水的情况下，多余的雨水不仅形成了一个负载压力，而且还形成了一个湿润锋，从而使水流速度下降得更快。在HC

图7 不同降雨强度及导水率条件下的FOS

5 结语

初始条件如饱和度和地下水位是决定雨季河岸边坡稳定性的首要因素。初始条件的设置会导致不同的入渗、渗流和地下水压力的变化机理。降雨过程中，雨水通过孔隙水压力的变化，受降雨强度和导水率控制的湿润峰两个过程渗入河岸，湿润峰和积水面积是引起变化的主要因素，在没有积水的情况下，湿润峰位于浅表面上，下降速度很慢，降雨水的瞬时渗流发生得很慢。非饱和土性质的瞬时渗流变化以及土壤吸力的丧失是导致低饱和度下降的主要原因。在低强度长历时的降雨工况下，高坡度河岸及高导水率裂缝更易造成河岸破坏。