强降雨作用下花岗岩全风化土坡致灾现场模型试验研究

谭建民， 伍寒浪， 王世梅*， 李高

(1.三峡大学三峡库区地质灾害教育部重点实验室， 宜昌 443002； 2.中南地质科技创新中心， 武汉 430205)

赣南地区地貌以丘陵、山地为主，地形起伏大，每年4—6月暴雨频发时期，是该地区地质灾害发育高峰[1-2]。当地居民多沿道路两侧切坡建房，在强降雨条件下极易发生滑坡，且多发生花岗岩全风化层中，严重威胁居民的生命财产安全。因此，开展强降雨条件下花岗岩全风化土坡的失稳机制研究，对该地区的防灾减灾工作具有重要的指导意义。

近年来，许多学者对降雨诱发滑坡灾害问题进行了大量研究。有学者从数值计算方面入手，王一兆等[3]为得到浅层边坡稳定性的变动规律，对滑动面的孔隙水压力及渗透系数进行了分析；张新伟等[4]提出了一种降雨入渗概化模型，通过数值模拟与监测数据的优化对比，对王家台滑坡进行了岩土参数反演分析；杜忠原等[5]以山西某矿区边坡为研究对象，进行渗流与应力数值耦合，分析了不同降雨强度下雨水入渗对边坡稳定性的影响。也有学者通过可靠性理论分析来探究。蒋水华等[6]考虑了降雨入渗与土体多参数空间变异性作用下的边坡失稳机理，对不同降雨历时下的边坡稳定性进行了可靠度分析；覃小华等[7]通过建立基岩型层状边坡可靠度计算模型,分析了饱和渗透系数变异系数及降雨强度对滑坡失稳破坏概率及安全系数均值的影响；Jeon等[8]提出了一种概率方法，对风化岩土进行非饱和边坡稳定性分析。还有学者通过模型试验揭示降雨诱发滑坡机理，刘广宁等[9]开展降雨作用下的滑坡模型试验，得到华南强风化区域降雨型滑坡的降雨特点及致灾机理；甘建军等[10]对不同坡角的软弱夹层堆积体进行了降雨物理模型试验，以揭示降雨入渗对该类边坡稳定性的影响；范秋雁等[11]通过室内边坡模型试验，研究了膨胀岩边坡在连续降雨和湿-干循环模式下的变形和水分入渗特性。但室内滑坡模型试验需要以相似理论对原型滑坡进行概化缩尺[12]，存在尺寸效应、材料重塑等局限之处，难以还原实际的现场情况，因此，采用现场滑坡模型试验是更为可靠的手段。

目前，对于降雨条件下花岗岩全风化土坡的致灾问题，总体研究仍是以数值模拟和室内模型试验手段为主[13-16]，然而，针对花岗岩全风化土坡的现场试验研究较少。为此，基于赣南地区降雨诱发人工切坡破坏致灾问题的严峻性，选取该地区一处花岗岩全风化人工切坡，布设降雨装置及监测仪器，开展了现场的人工降雨试验，对试验边坡的破坏过程及孔隙水压力、含水量等随降雨的变化规律进行分析，探讨强降雨作用下花岗岩风化土坡的失稳机制和破坏模式，为赣南地区切坡建房和滑坡致灾问题提供参考。

1 现场试验

1.1 试验边坡概况

试验边坡为新开挖人工切坡，位于赣州市兴国县鼎龙乡杞下村土牛下组，其坡高约4 m，宽约2.5 m，坡长约5.3 m，坡度约55°，岩性为粗粒斑状黑云二长花岗岩全风化土。其参数指标如表1所示，土的颗粒级配曲线及土水特征曲线如图1所示。

表1 土的基本物理力学参数

图1 土的颗粒级配曲线及土水特征曲线Fig.1 Soil particle gradation curve and soil-water characteristic curve

1.2 降雨及监测装置

根据现场边坡的实际情况进行了降雨装置的设计。该降雨装置包括有支架、雨水输送管道和喷头组成的雨水发生主体，以及开关阀门、水泵、流速仪、雨量筒等组成的控制和统计雨强的部分。喷头布设的高度和间距经过多次测试后，确定高度设为1.7 m，间距0.5 m，确保降雨的均匀性。降雨量的量测通过流量表及放置在平台的雨量筒实现，确保雨强符合降雨方案要求。降雨试验如图2所示。

图2 现场降雨试验图Fig.2 Field rainfall test diagram

监测系统由传感器、数据采集仪、高清摄像机组成。所用传感器由ECH20-5体积含水率传感器、MPS-2107-006GC-I2孔隙水压力传感器、KS20位移传感器组成，其中含水率及孔隙水压力传感器布设在平台的1#监测孔中，其埋设深度分别为0.5、1.0、2.0 m；位移传感器布设在平台表面2#监测点上。斜坡尺寸及传感器埋设如图3所示。数据采集通过STC-ISP单片机连接传感器实现。高清摄像机分别布设在坡顶平台处及切坡正面，可实时观测坡体变形情况。

图3 传感器平面、剖面布置图Fig.3 Sensor layout and section layout

1.3 降雨试验方案

根据赣南地区历年降雨量等级，设计了大雨(2.5 mm/h，每天16 h，共计40 mm/d。)、暴雨(5 mm/h，每天16 h，共计80 mm/d。)、大暴雨(7.5 mm/h，每天16 h，共计120 mm/d。)3种人工降雨雨型，按强度将降雨由小到大施加于边坡上，每种降雨过程持续3 d，持续监测不同深度处的含水率、孔隙水压力及地表位移，每隔一分钟记录一次数据。降雨结束后，再连续性监测一段时间，直至上述测量数据相对稳定，进行下一级降雨的模拟试验。降雨试验方案如表2所示。

表2 降雨试验方案Table 2 Rainfall test scheme

2 试验结果及分析

2.1 含水率与降雨的响应关系

测孔内各深度土体含水率随降雨过程变化曲线如图4所示。

由图4可知，各深度的含水率都有不同幅度的变化，具体表现为埋深越大，增大幅度越小；降雨发生和停止的过程中，含水率随之增大和减小，响应较为明显。也存在含水率的增加发生在降雨持续一段时间之后或单次降雨发生后，即存在一定滞后现象，滞后原因与监测点的深度及雨水入渗速率有关。

工况1(40 mm/d雨强)时，受日照和强风的蒸发作用，0.5 m处的含水率波动幅度明显，1.0 m处含水率在降雨开始后25 h内，从约7%增大到约25%，2.0 m处含水率保持在约9%，无明显增幅。表明该降雨强度下，降雨入渗的影响范围主要在1.0 m内，雨水难以入渗到2.0 m处。

图4 各深度土体含水率随降雨过程变化曲线Fig.4 Variation curve of soil moisture content at different depths with rainfall process

工况2(80 mm/d雨强)时，各深度含水率相对于工况1有明显的增加，且浅层0.5 m处很快达到或接近花岗岩风化土体的饱和含水率，1.0 m及2.0 m处含水率略有增大。表明该降雨强度下，降雨入渗的影响范围已达到2.0 m处。

工况3(120 mm/d雨强)时，1.0 m处和2.0 m处含水率最后均已基本达到饱和状态，表明长期强降雨作用下，土体饱和范围已达近2.0 m深度。其原因在于：一是坡体在前期降雨作用下，含水率本就有提高，再叠加持续增大的降雨强度，雨水入渗量远大于沿坡表扩散及蒸发引起的水分损失量，雨水集聚于土体内，使大范围土体饱和程度快速提高；二是随着坡体的持续垮塌及变形范围的不断加大，坡体上部平台出现多处拉张裂缝，形成渗流优势通道，更有利于雨水的入渗，增大自表及里土体的含水率。

2.2 孔隙水压力与降雨的响应关系

测孔内2.0 m深度处的孔隙水压力传感器因损坏未能测得数据，其0.5 m和1.0 m处的孔隙水压力随降雨过程变化曲线如图5所示。

图5 土体孔隙水压力随降雨过程变化曲线Fig.5 Variation curve of soil pore water pressure with rainfall process

由图5可知，0.5 m深度的孔隙水压力在工况1(40 mm/d雨强)和工况2(80 mm/d雨强)下保持在0～1 kPa波动，1.0 m深度的孔隙水压力在工况1的雨强下从-3.7 kPa波动增加到-2.5 kPa，在工况2期间一直保持在-2.5 kPa；工况3，雨强增大为120 mm/d时，降雨145～165 h这段时间，0.5 m深度和1.0 m深度的孔隙水压力明显上升，达到3 kPa。从整个降雨过程来看，可以发现，测点处孔隙水压力随深度的增大而减小，整体上呈增大趋势，且各深度的孔隙水压力差距在逐步减小。其原因为：雨水由表及里入渗，所以浅层处的孔隙水压力始终高于深层处的孔隙水压力，随着降雨的持续进行及雨强的增大，0.5 m处的土体逐渐趋于饱和，1.0 m处土体的含水量继续增加，因而两深度的孔隙水压力差距逐步减小。

2.3 位移随降雨演化过程

2#测点位移随降雨演化过程如图6所示。

图6 位移随降雨过程变化曲线Fig.6 Variation curve of displacement with rainfall process

由图6可知，工况1，在40 mm/d的降雨作用下，边坡共发生5次微小的阶梯状位移。降雨开始后雨水入渗，边坡很快就发生微小变形，说明局部处于欠稳定状态，但在每次变形发生、滑动能量得到释放后，边坡变形就会放缓一段时间。持续监测60 h最终累积位移量约70 mm。变形启动的时间与降雨发生的时间较为吻合，其中第4次变形滞后较多，发生在停雨期间，主要原因如前文所述，赣南地区夏季酷日和强风的蒸发作用对浅层坡体含水率影响明显，导致雨水入渗量不仅仅由降雨一个因素控制，导致雨水入渗较少时边坡变形不显著，随着雨水的不断入渗积累，边坡位移速度加快。出现变形的主要原因有：一是为雨水入渗导致土体的自重增大、强度降低；二是为坡面径流对土体的冲刷作用使得坡面局部土体发生局部变形直至垮塌现象，牵引后缘土体。

工况2，在80 mm/d的降雨作用下，边坡共发生2次微小的位移，总位移量约27 mm，位移发生与降雨有关，但具体变形时刻与降雨发生时间并非一定完全吻合(如第二次变形发生在停雨期间)，说明边坡变形是降雨对土体自重、强度、稳定性的综合反馈结果。

工况3，在120 mm/d的降雨强度下，边坡发生了1次较明显的位移，最大位移量达到650 mm；发生剧烈位移的时间为累积降雨165 h。边坡位移对强降雨入渗响应过程总共分为两个阶段：降雨开始后雨水入渗，土体含水率持续增大、强度降低，进而产生变形，但边坡的位移变化仅在10 mm量级；由于坡体裂缝的产生与加深，渗流优势通道逐渐形成，使雨水能快速进入坡体内部，软化深层土体，最后整个坡体发生大范围垮塌，包括测点位置在内的土体大距离移动，位移数值出现急剧增加。

2.4 边坡变形破坏过程及破坏模式分析

边坡变形破坏过程同降雨过程对应，分为3个阶段。①阶段一：在降雨作用下，观测到边坡右侧局部由明显的崩塌和滑动，主要发生在坡面局部或松散位置，且随着降雨量的增大，垮塌范围逐渐扩大；②阶段二：边坡右侧垮塌范围进一步扩大，由中下部向上延伸至右侧顶部，且坡面多处出现小孔洞，坡底有积水，变形和垮塌的趋势有向边坡中部移动的趋势；③阶段三：前期右侧垮塌诱发坡体平台出现的小裂缝逐级发展为贯通的裂缝，雨水入渗速率加快后，随着土体内部逐渐饱和，裂缝周围土体逐渐软化，最终发生整个坡体的大范围垮塌。综上所述，降雨条件下花岗岩风化土质边坡的破坏模式可总结为“先局部坡面滑塌，随后出现裂缝，最后整体大范围垮塌”。各阶段直观变形迹象如图7～图9所示。

图7 阶段一降雨作用下花岗岩风化土坡右下侧 局部浅层垮塌Fig.7 Local shallow collapse of granite weathered soil slope at the lower right side under stage I rainfall

图8 阶段二降雨作用下花岗岩风化土坡右侧垮塌 范围增大Fig.8 The collapse area of the right side of the granite weathered slope increases under stage two rainfall

图9 阶段三降雨作用下花岗岩风化土坡顶部裂缝 贯穿直至整体垮塌Fig.9 The top of granite weathered soil slope runs through cracks until the whole collapse under stage three rainfall

3 讨论

上述试验过程中，表现出强降雨作用下花岗岩全风化土体的破坏过程是渐进发展的，主要原因在于：一是降雨对花岗岩风化土体的软化作用明显，研究区的花岗岩全风化土体属于粉土质砂，黏聚力小，干湿循环后的风化土体强度会明显降低[17]，这也是风化土坡局部失稳坍塌的主要原因；二是与花岗岩全风化土体的渗透特性相关。采用Fredlund等[18]估算方法，以表1中土体的饱和渗透系数及图1(b)中的土水特征曲线估算得到土体非饱和渗透系数变化曲线如图10所示。

图10 试验土体非饱和渗透系数曲线Fig.10 Unsaturated permeability coefficient curve of test soil

试验过程中，浅层土体(1#测孔1.0 m孔隙水压力传感器)的孔隙水压力有4次较为明显的增大过程，第1次在降雨历时0～25 h，孔隙水压力从-3.7 kPa增大到-3 kPa，对应的渗透系数从0.08 m/d增为0.1 m/d；第2次在降雨历时43～60 h，孔隙水压力从-3 kPa增大到-2.5 kPa，对应的渗透系数从0.1 m/d增为0.14 m/d；第3次在降雨历时115～165 h，孔隙水压力从-2.5 kPa增大到-1.5 kPa，对应的渗透系数从0.14 m/d增为0.17 m/d，土体渗透系数已达饱和渗透系数；第4次在降雨历时165～168 h，孔隙水压力从-1.5 kPa增大到2 kPa，期间土体渗透系数保持为0.17 m/d的饱和渗透系数。从整个过程来看，由于孔隙水压力增大，即土体基质吸力减小，导致土体非饱和渗透系数增大，加快了降雨入渗进程，表现为含水率和孔隙水压力的几次陡增过程。以下进一步讨论含水率、孔隙水压力与位移的响应关系。

位移对含水率的响应关系如图11所示，在降雨历时0～25 h期间，2.0 m深度的含水率在9%，而1.0 m深度的含水率从7%左右增大到25%，0.5 m深度的含水率则在15%～25%大幅波动(波动原因见2.1节)，同时段坡体发生有50 mm的位移变形；在降雨历时25～140 h期间，各深度的含水率都有所增加，尤其是0.5 m深度的含水率增幅明显，此时坡体位移变形缓慢增大至约100 mm；在降雨历时140～165 h，各深度的含水率在一段时间波动后陡然增大，这段时间，位移也陡然增大至750 mm，坡体完全垮塌，响应关系明显。在图12位移与孔隙水压力关系变化中，以上3个时段，位移的增大总伴随着孔隙水压力的增大，有着较好的响应关系，尤其是140～165 h这段时间，孔隙水压力与位移的响应十分明显，两者都有一个陡然增大的表现。由此可见，含水率及孔隙水压力变化与坡体变形存在明显的相关性，含水率和孔隙水压力的波动陡增可作为边坡变形破坏的判据。

虚线所圈区域表示位移与含水率有明显响应图11 位移与含水率关系变化曲线Fig.11 Variation curve of relationship between displacement and water content

虚线所圈区域表示位移与孔隙水压力有明显响应图12 位移与孔隙水压力关系变化曲线Fig.12 Variation curve of displacement and pore water pressure

4 结论

通过以上研究，得出如下主要结论。

(1)对于强降雨作用下的花岗岩全风化土坡，其含水率在降雨期间会持续增大，且土体深度越大，含水率增大幅度越小；孔隙水压力同样在降雨期间会持续增大。整体上，土体含水率和孔隙水压力对降雨过程有着较为明显的响应。

(2)含水率和孔隙水压力的变化与坡体变形存在明显的相关性，其波动陡增可作为花岗岩全风化土坡变形破坏的主要判断标准依据。

(3)降雨入渗致使土体基质吸力减小，从而强度降低是花岗岩全风化土坡变形的主要原因，强降雨冲刷坡表带走土体且雨水充满裂缝产生水压力会加剧边坡变形，进一步恶化边坡稳定性。

(4)强降雨作用下花岗岩风化土质边坡的破坏模式可总结为：先局部坡面滑塌，随后出现裂缝，最后整体大范围垮塌。