花岗岩残积土边坡强降雨入渗特性研究

张鑫

[摘  要]：花岗岩残积土边坡在强降雨条件下，容易发生浅层土体溜坍、垮塌等水毁灾害，而边坡浅层土体降雨入渗特性对其产生机理及过程、规模起着关键性作用。文章建立了坡角为50°的三维边坡流-固耦合数值模型，完成了暴雨条件下的饱和-非饱和渗流分析，得出了强降雨入渗特征及基于此的边坡稳定特性。结果表明：随降雨历时的变化曲线上突变点。

[关键词]：花岗岩残积土边坡; 强降雨入渗; 饱和-非饱和渗流 FLAC3D

TU45A

1 研究背景

我国华南地区分布有较广泛的花岗岩残积土边坡，花岗岩残积土颗粒间氧化物较易溶解，在降雨入渗过程中，其抗剪强度大幅降低。2020年8月中旬的强降雨导致我国多地遭遇50年一遇的洪水，造成多地地质灾害。大量研究表明，降雨入渗是引发边坡失稳的常见因素之一，随着地表暂态饱和区的出现，土体自重增加，坡体稳定性降低。

鉴于FLAC3D平台具有强大的内置FISH语言，为了充分发挥FLAC3D软件在岩土工程分析的优势，近年来关于基于FLAC3D模拟饱和-非饱和入渗的研究如火如荼。蒋中明等[1]通过自编FISH语言尝试了基于FLAC3D平台的饱和-非饱和渗流分析;刘杰等[2]基于有限元计算模型，观察在不同初始表层基质吸力条件下，边坡地下水位抬升过程。

本文基于有限差分渗流理论，研究强降雨条件下边坡浅层土体的入渗特性，对花岗岩残积土边坡在强降雨条件下进行稳定性评价。

2 数值模型构建原理

2.1 花岗岩残积土边坡入渗模型

Lumb[3]在对香港地区花岗岩残积土边坡失稳的研究中首次提出湿润锋的定义，认为在强降雨（此处特指降雨强度大于土体饱和渗透系数）条件下，自坡表部位最早出现湿润锋，而后湿润锋逐渐向坡體内扩展。

2.2 水力曲线模型

针对土-水特征曲线，许多学者已经提出了多种计算模型，如：Van Genucheten模型[4]、Fendlund和Xing模型[5]。采用被广泛应用的Fendlund和Xing模型对本文中花岗岩残积土的土-水特征曲线进行模拟，即

θ=θslne+（φanm（1）

式中：θ为实时体积含水量; θs为饱和体积含水量;φ为孔隙水压力;a、m、n为曲线拟合参数。

2.3 非饱和渗流实现原理

降雨入渗过程，遵循达西定律和质量守恒定律，达西流动方程如式（2）所示。

qi=-ksijwkrwxj（Pw-ρWxkgk）（2）

式中：qi为单位流量向量，ρw为流体密度，ks及kr分别为饱和及相对渗透系数。

在FLAC3D平台中，认为饱和度变化计算的依据是流体体积微观改变量的积累值，而这与饱和度的定义相一致，使得基于FLAC3D平台开展渗流分析具备理论基础。

在饱和渗流计算中，FLAC3D将节点上的饱和度内置为1，渗透系数强制置为饱和渗透系数，下一计算时刻孔隙水压力：

1Mpt=-qi，i+qv-αεt（3）

式中：M和p分别表示比奥模量Pa和孔隙水压力（Pa）; qi，i表示液体通量强度（1/s）; qv表示流体体积源强度; ε表示体积应变量; 在不考虑土颗粒的压缩时，α取1。

基于FLAC3D平台进行非饱和渗流计算中，将饱和度小于1的节点处的孔隙水压力强置为0，饱和度s的更新公式为：

snpt=1s-qi，i+qv-αεt（4）

式中：n为孔隙率，其它符号意义同前。

2.4 降雨入渗边界条件设置

本文预设的降雨条件下，渗流计算过程中需要实时监测入渗区表层单元的孔隙水压力是否大于0，如果小于0（该土体单元未饱和） ，修改入渗边界为流量已知边界，流量输入值为该单元的饱和渗透系数值，如果大于0（该土体单元达到饱和），修改入渗单元孔隙压力为0。

3 算例

吴俊杰等[6]提出了关于初始状态基质吸力分布的5种假设，如图1所示，其中高度d为地下水面以上的竖向高度。

本文所建立的边坡入渗物理模型如图2所示，考虑到边坡表面以及边坡顶部区域是降雨入渗的集中作用位置，加之雨水冲刷、侵蚀边坡的破坏作用是研究边坡在降雨条件下稳定性的重要工作内容，基于此，在坡面设置a1、b1、c1 3个监测点，地表监测点下2 m范围内设置等间距的2个监测点，边坡共设置9个监测点。将坡面、坡脚及坡顶设置为入渗边界，其他边界均为不透水边界。

所建立孔压场的基质吸力先呈现线性变化而后达到一定高度后保持不变，符合曲线④表征长期为降雨边坡基质吸力分布情况。初始渗流场分布如图3所示。

初始渗流场建立后，首先进行弹性本构模型定义下的初始应力场计算，将位移和速度清零后，将其本构模型修改为Mohr-Coulomb模型后进行力学计算。在降雨过程中，对边坡进行进行渗流计算及力学计算开具体降雨工况设置为0.012 8 m·h-1，连续降雨48 h。

参考文献[7]相关数据，本文所采用花岗岩残积土及土-水特征模型相关参数设置如表1所示。

3.1 渗流场变化分析

降雨结束的渗流场分布如图4所示，可以发现，在降雨入渗过程中，边坡上的暂态饱和区最初会发生在表层附近的土体中，暂态饱和区范围逐渐向向内部扩展，且最终导致坡脚处的暂态饱和区范围相比边坡其他位置更大。边坡预设监测点孔隙水压力随降雨历时变化如图5所示，由图可知，边坡坡面顶部、中部、底部各监测点负孔隙水压力均逐渐呈消散趋势，不同位置的特征点负孔压对于降雨的响应也是不同的。坡脚处特征点孔压变化较剧烈，坡面中部次之，坡顶处变化最慢。

3.2 稳定系数变化分析

稳定系数随降雨历时变化如图6所示，可以发现在降雨后，边坡稳定系数均由初始条件的1.731下降到1.414，下降幅度为0.317，在降雨结束后边坡已经处于相对不稳定的状态。边坡稳定系数变化过程呈现变化先快后慢的趋势，随后变化较平缓，在13 h处发生突变，再次开始快速降低，边坡平缓阶段持续时间较短，这也印证了边坡降雨失稳阶段主要发生在降雨后期，这一结论与文献[8]结论相同。

3.3 位移场变化分析

前文对降雨作用下的边坡渗流场变化进行了详细分析，随着土体孔隙压力及饱和度的变化，土体力学特性也随之改变。降雨结束的位移场分布如图7所示，坡脚处水平位移及竖直位移都较为密集，意味着在此处已经发生了明显的滑移，坡面中部沉降量更大，在边坡防护工作中，应做好坡脚处排水设施的日常维护工作。

4 结论

（1）边坡上各监测点孔隙压力变化呈现的相似的入渗规律，坡脚处监测点孔压变化的加速最为剧烈。

（2）在降雨入渗过程，稳定系数呈现降低趋势;降低趋势呈现先快后慢趋于平缓再迅速降低的特点，出现突变点的时

間在13 h附近。

（3）在实际工程支护设计工作中，应注意坡脚的排水处理设施的日常维护工作。

本文对花岗岩残积土边坡的降雨入渗过程进行模拟，对花岗岩残积土降雨特性进行的研究为今后该方向研究和工程实践提供参考依据。

参考文献

[1] 蒋中明， 熊小虎， 曾铃 基于FLAC～（3D）平台的边坡非饱和降雨入渗分析[J]. 岩土力学， 2014.35（3）：855-861.

[2] 刘杰， 曾铃， 付宏渊， 等. 土质边坡降雨入渗深度及饱和区变化规律[J].中南大学学报： 自然科学版， 2019， 50（2）：452-459.

[3] LUMB P. Effect of rain storms on slope stability [C]/ /Proceedings of the Symposium on Hong Kong Soils. Hong Kong， 1962： 537-552

[4] VANAPALLI S K， FREDLUND D G， PUFAHL D E， et al. Model for the prediction of shear strength with respect to soil suction[J]. Canadian Geotechnical Journal， 1996， 33（3）：379-392.

[5] FREDLUND D G， XING. A Equations for the soil-water characteristic curve[J]. Canadian Geotechnical Journal， 1994， 31（4）：521-532.

[6] 吴俊杰， 王成华， 李广信. 非饱和土基质吸力对边坡稳定的影响[J]. 岩土力学， 2004， 25（5）：732-736.

[7] ZHANG L L， ZHANG L M， TANG W H. Rainfall-induced slope failure considering variability of soil properties[J]. Géotechnique， 2015， 55（2）：183-188.

[8] 杨惺. 降雨条件下梅州花岗岩残积土边坡渗流及稳定性分析[D]. 广州： 华南理工大学. 2019.