降雨作用下砂土河道岸坡稳定试验研究

吴 冰，张桂荣，池 诚，孔 洋，李登华，丁 勇

(1.南京理工大学 理学院，江苏 南京 210094；2.南京水利科学研究院，江苏 南京 210029；3.河海大学 水利水电学院，江苏 南京 210098)

砂土河道岸坡在水流侵蚀、河水位涨落、季节性干湿交替及雨季降雨等多因素影响下，冲蚀、滑移、崩岸现象频发，其中降雨是岸坡土体侵蚀失稳破坏的主要影响因素之一[1]。Augusto 等[2]以某公路路堑风沙残土为研究对象，分析了降雨条件下浅层边坡滑动破坏的发生规律，认为雨水入渗导致基质吸力减小是边坡失稳的触发机制；李清梦等[3]基于暴雨工况对砂土岸坡的坡度及细粒土含量进行试验，指出细粒土含量是滑坡启动的主要因素，滑坡发生的主要位置为细粒土含量较高的松散堆积处。但上述研究对降雨条件下厚层砂土变形破坏机制缺少深入探讨，未对降雨雨强、岸坡坡比等因素进行综合考量，多数试验受限于模型槽规模，边界效应明显[4-6]。根据太湖湖西地区新孟河岸坡的实地勘测，本试验选取典型厚砂土层地段进行足尺模拟试验，研究不同降雨强度和岸坡坡比下的砂土岸坡变形破坏过程。

1 砂土型河道岸坡物理模拟

砂土岸坡变形破坏过程大型物理模型试验平台主要由模型箱、智能人工降雨模拟系统、大型平台起降控制系统及图像采集系统构成（图1）。

图1 砂土岸坡大型物理模型试验平台Fig.1 Large-scale physical model test platform for sand bank slope

本次试验共设计3 种降雨工况，雨强分别为50、100 和150 mm/h，降雨过程中岸坡一旦发生整体性滑坡即停止降雨。通过平台起降控制系统调节坡比，坡比设定为1∶1.0、1∶1.5、1∶2.5。工况1～3 为同一坡比下改变雨强（坡比为1∶2.5、雨强依次为50，100，150 mm/h），工况3～5 为同一雨强下改变坡比（雨强为150 mm/h，坡比依次为1∶2.5、1∶1.5、1∶1.0），构成两组对照试验。

本次试验监测系统主要由高精度传感器及高清摄像机组成，传感器均匀布置在砂土层内，布设位置见图2。以工况2 为例，设置3 条测线，在每条测线的纵断面离地1.0、0.5 m 高度处埋设1 组TDR 水分计、孔隙水压力及引线式温度传感器，同一埋设点埋入同类型传感器2 只，埋设深度为距坡体表面20、40 cm，在黏土层与砂土层交界处埋设2 只传感器，将水分计传感器编号为TDR-S 1～12（简称S-1～12）、TDR-C 1～2（黏土层与砂土层交界处，简称C-1～2），孔隙水压传感器编号为P-1～8，温度传感器编号为T-1～8。在土体表面间距60 cm 埋设8 行红色小球作为SCDP-表面变形观测点，球体内部填充与周围土体同样密度的砂并于根部钉入图钉，编号为SCDP-1～8。试验借助摄像机记录SCDP-表面变形观测点，以反映坡面冲刷侵蚀的演变过程。

图2 传感器与表面变形观测点埋设位置Fig.2 Buried positions of sensors and surface deformation observation points

2 试验过程

2.1 非饱和砂土抗剪强度试验

试验土样取自试验模型槽内砂土，预先制备好不同含水率的重塑土样，试验装样密度为1 .53 g/cm3。试验中考虑含水率变化对抗剪强度的影响，设置7 种含水率（5%、10%、13%、15%、17%、20%、25%），试验结果如图3 所示。

图3 砂土抗剪强度与含水率关系Fig.3 Relationship between shear strength and moisture content of sandy soil

由图3 可见，在不同含水率下，非饱和砂土的黏聚力变化表现出明显的阶段性，其中a-b、b-c段黏聚力出现不同程度的增大，c-d、e-f段黏聚力随含水率增加迅速减小，d-f段黏聚力减小速率较低。从图3 可知，黏聚力总体上呈现为随含水率的增加而先增后减的趋势，并且具有明显的峰值，这是由非饱和砂土的似黏聚力特性所致[7-8]。砂土的内摩擦角随着含水率的增加而逐渐减小，近似为线性关系。本结论成立仅限在试验含水率区间内。

2.2 施加降雨过程

为保证试验结果的合理性，采用分层夯实法填筑岸坡。根据新孟河岸坡的新开河坡比，试验中岸坡初始坡比为1∶2.5，砂土层厚50 cm，试验初始阶段晾晒足量的砂备用，初始含水率控制在10%左右。物理模型试验土坡由黏土层与砂土层构成，其中黏土层高1 m，坡比1∶2.5，为厚层砂土物理模型的基层。为对比不同坡比在极限雨强（150 mm/h）下的破坏规律，通过平台起降控制系统及人工修筑相结合的方式，对岸坡坡比进行调整，以满足工况4 和 5 的试验要求。为满足试验降雨要求，人工模拟降雨系统采用5 种喷头，喷头直径分别为1.0、1.5、2.5、3.2、5.0 mm，通过对5 种喷头的组合实现试验所需的雨强。

2.3 降雨冲刷作用下岸坡状态变化

试验过程中，结合表面变形观测点，用高清摄像机对每个工况不同时间段的坡面冲刷侵蚀的演变过程进行实时动态观测。

初始坡比（1∶2.5）岸坡在不同降雨强度作用下的岸坡失稳破坏过程见图4。在自然坡比（1∶2.5）情况下，工况1 与工况2 的岸坡失稳破坏过程基本类似，而工况3 在强降雨作用下破坏形态在空间和时间维度出现变化。工况1 与工况2 在降雨初期时均无明显变化，持续降雨导致坡体表面形成暂时的饱和区，水分无法垂直入渗土体，同时携带少量泥沙堆积在坡脚处。积水在坡脚处汇集，局部土体开始软化，表层土颗粒在水流冲刷侵蚀下被运移至别处（图4(a2)、4(b2)），此时坡脚处的坍塌表现为土体不断被水力、重力剥离，土体自表层开始分层塌落，从而形成明显的塌落线（图4(a3)、4(b3)）。由于坡脚塌落形成悬空区，而土体抗剪强度随降雨时间不断减弱，导致塌落线不断向坡体后缘推移，同时不断向坡体两侧扩展，最终形成完整破坏断面[9]。工况2 在试验进行500 min 时出现坡顶土体塌落，岸坡完全破坏，而工况1 由于降雨强度较低，塌落的土体在坡脚处堆积导致应力重分布，最终未出现整体贯穿性失稳破坏。工况3 在持续性强降雨作用下，前期破坏过程与工况1、2 类似，但历时较短，在试验60～70 min 时，土体抗剪强度随着含水率的升高大幅减弱，在暴雨对悬空区下切冲蚀及土体自身重力侵蚀的双重作用下，短时间内出现大面积土体的整体塌落（图4(c4)、4(c5)），并迅速发展至坡顶，直至岸坡完全破坏（图4(c6)）。

图4 砂土岸坡失稳破坏过程Fig.4 Instability and failure process of sand bank slope

在暴雨工况（150 mm/h）下改变岸坡坡比，岸坡失稳破坏过程如图5 所示。工况4 岸坡失稳破坏过程整体与工况3 相似，在60～70 min 时出现大面积土体整体塌落。但工况4 由于坡比增大，在悬空区边缘出现多条斜向裂缝，进一步加速了岸坡失稳破坏，完全破坏时间较工况3 提前30 min。

图5 砂土岸坡失稳破坏过程Fig.5 Instability and failure process of sand bank slope

工况5 为本次试验的极限坡比，降雨初期表层土体在雨滴击打下处于松散堆积状态。水流的溯源不断侵蚀分散的土颗粒，坡面最不利位置处出现明显沟槽（图5(b2)）。降雨在沟槽处汇集形成集中水流对沟槽两侧进行淘蚀，导致沟槽横向扩展并迅速贯穿坡面，最终在坡顶和坡脚处形成三角汇聚区（图5(b3)）[10]。同时，积水导致坡脚处土体软化，土颗粒在水流作用下被冲蚀带走进而形成悬空区，后缘将处于拉应力状态，该阶段拉应力随悬空区的增大不断增加，张拉裂缝不断出现（图5(b4)、5(b5)），为雨水的进一步入渗提供了便捷通道，坡面的坍塌也会进一步向上扩展，坍塌向上扩展导致更多的土体失去支撑，在强降雨冲刷侵蚀的作用下发生失稳，直至岸坡完全破坏（图5(b6)）。

3 试验结果分析

在降雨过程中，利用监测系统实时记录岸坡失稳破坏过程中土体体积含水率、孔隙水压力、温度的变化，鉴于工况1 与工况2 的破坏形态及土体参数响应基本相似，下文仅对工况2～5 进行对比分析。

3.1 体积含水率

体积含水率可以反映岸坡土体渗流场及浸润线的变化[11]。本次试验选取3 个不同剖面的典型位置追踪土体体积含水率的变化，其中黏土层与砂土层交界处的水分计（C-1、C-2）初始含水率由于模型槽排水原因稳定在52%左右。试验结果显示，坡面水分计在试验结束后基本维持在45%（砂土层饱和含水率）。同时对比非饱和砂土抗剪强度试验结果，土体抗剪强度降低发生在土体含水率达到15%后。当含水率超过20%时，土体抗剪强度迅速降低，与各工况下土体软化、局部塌落的启动时间基本一致。降雨过程中岸坡不同部位体积含水率的具体变化情况如图6 所示。

图6 砂土岸坡体积含水率Fig.6 Volume content of soil data for sand bank slope

从图6 可见，工况2 在降雨初期坡面土的含水率增加较快，降雨15 min 内，坡面土体含水率趋于平缓，均低于10%；随着深度增加，如S-9（位置：坡脚，埋深：20 cm）在降雨15 min 后含水率陡增，说明浸润锋在15 min 左右到达该位置，与此同时该部位土体孔隙水压力陡增，与含水率变化保持同步，这说明此时水体进入土体内部，渗流以垂直入渗为主。在降雨30 min 时，坡脚处土体含水率超过25%，此时土体黏聚力已迅速降低至10 kPa 以下，摩擦角减小约7°，抗剪强度迅速降低，导致岸坡坡脚土体出现局部软化、塌落，与试验现象一致。工况3 中，降雨15 min 内坡脚处的含水率迅速上升至25%，与孔压变化相比雨水无法垂直入渗土体而形成坡面径流，并汇聚在坡脚处。短时间内的高强度降雨导致坡面形成暂态饱和区，使得坡顶处含水率响应滞后。黏土层与砂土层交界处的水分计（C-1、C-2）试验中期含水率陡增，说明此时雨水已入渗至黏土层，砂土层土体含水率趋于稳定。工况3、4、5 中含水率迅速上升均出现在岸坡中轴线靠近坡脚处（S-9、S-10），与试验现象相符。工况4 中，坡脚处砂土含水率在15～50 min 内迅速上升并达到饱和，与坡脚处土体塌落时间接近（图6(c)）。坡体中部、顶部土体达到饱和后，土体内部孔压力也逐步达到峰值，但坡体没有立即塌落，说明此时土体塌落的主导因素为重力侵蚀。工况5 中，沟槽贯穿坡面位置不在水分计埋设剖面内，前期含水率变化不明显。由于后期张拉裂缝的出现，导致体积含水率变化呈现出“同一断面不同位置体积含水率增长不同步，同一位置不同深度体积含水率增长同步”的趋势。这说明在强降雨大坡比情况下坡面裂缝为雨水入渗提供了优势通道，加速了岸坡的侵蚀破坏。

3.2 孔隙水压力

降雨过程中岸坡不同部位孔隙水压力的具体变化见图7（以工况2 为例）。根据试验数据，孔隙水压力总体随时间递增。各测点孔隙水压力增长初期存在陡升阶段，这说明土体在入渗过程中迅速由非饱和达到饱和状态，并且伴随着暂态饱和区扩大，水分入渗至深层土体。降雨中后期，孔隙水压力增长速度逐渐减小，最后趋于稳定。

图7 砂土岸坡孔隙水压力Fig.7 Pore water pressure data of sand bank slope

图7 显示，部分点位因降雨冲刷孔压计位置移动而出现测量值异常。工况2 中，岸坡土体孔隙水压力响应与体积含水率响应基本同步。具体表现为前期坡脚处土体浸水软化，雨水入渗至土体内部导致坡脚处孔隙水压力（P-1、2、5、6）迅速上升，土体内部有效应力迅速减小，从而发生塌落。

图8 给出了4 组不同工况下土体含水率、孔隙水压力随降雨时间变化的曲线。可以看出，工况2 中，坡脚处土体的含水率与孔隙水压变化基本保持同步，55 min 时土体含水率达到峰值45%的同时，孔隙水压力也达到峰值2.5 kPa（图8(a)），这说明此时水分已渗入深层土体。工况3 中，降雨对土体作用以水力冲蚀和重力侵蚀为主，土颗粒被雨水迅速裹挟冲走，导致坡脚处土体孔隙水压力响应较体积含水率存在一定的滞后性。50 min 后含水率稳定在39%（图8(b)），此时孔隙水压力开始逐渐增大，这说明初期雨水的入渗并非单一的垂直入渗，伴随着水平方向的扩展，试验初期浸润线基本平行于坡面。浅层土体达到饱和后，随着暂态饱和区的扩大，雨水的浸润范围不断向坡体内纵向范围扩展，入渗存在一定的随机性。工况4 中，岸坡坡比增大，坡脚处土体孔隙水压力响应较体积含水率的滞后性随之增大，这说明随着坡比的增大，初期雨水入渗以表层土体为主，进而形成暂态饱和区，导致测点处孔压力响应较晚。工况5 中，坡面左侧沟槽贯穿，土体出现整体性塌落，导致坡面左侧传感器（图8(d)）表现为含水率与孔隙水压力同步增大。对比坡面不同位置处的孔隙水压力变化，孔隙水压力的变化速率在坡脚处最大，并自坡脚到坡顶逐渐减小，这也说明从坡脚到坡顶的侵蚀破坏是水力冲蚀和重力侵蚀共同作用的结果。

图8 孔隙水压力与含水率变化Fig.8 Variation of pore water pressure and water content

综合工况2～5 各测点体积含水率、孔隙水压力的响应变化，除工况2 中两者的响应基本同步，工况3～5 变化起点存在明显差异，孔隙水压力响应较体积含水率存在一定的滞后性。这说明在连续降雨条件下，雨水在入渗过程中可能发生了优先流，传感器埋设位置的差异是造成响应滞后的原因之一。降雨初期雨水快速入渗浅层土体形成暂态饱和带，雨水无法快速垂直入渗，土体在暂态饱和区和非饱和区之间出现饱和传导带，延缓了测点处孔隙水压力的响应速度。

3.3 温度变化过程分析

测点环境温度可以反映坡体不同砂土层的水分渗流过程[12]。试验结果表明埋设引线式温度传感器的各点位处，环境温度变化存在明显差异性，说明不同砂土层深度水分运移是各异的。降雨过程中岸坡坡面测点环境温度变化曲线如图9 所示，以工况3 为例，试验设计T-6、T-7 与T-8 代表坡脚监测断面处不同埋深的环境温度变化。由于坡脚积水效应，T-6 温度计在降雨历时20 min 时温度开始降低，含水率（S-6）在同一时间对应升高，这表明水分在20 min 左右已运移至该点位；水分运移至T-7 点位的时间迟于T-6 点位，约为52 min；水分运移至T-8 点位的时间与水分运移至T-7 点位的时间较为接近。

图9 砂土岸坡测点环境温度Fig.9 Ambient temperature data of sand bank slope measuring points

图10 给出了4 组不同工况下土体含水率、测点环境温度随降雨时间变化的曲线，可以看出测点环境温度变化与土体含水率变化整体呈负相关。随着水分渗流至不同土层，土体温度平均降低1～2 ℃，降雨历时越长，温度降低幅度越大。土体温度变化响应是通过水分渗流导致测点环境温度降低所得，而水分流经土体导致温度降低并非瞬时变化，此过程较之含水率变化应有明显滞后。工况2 和3 中土体含水率的增大与测点环境温度的降低基本保持同步。工况4 和5 中两者的变化存在滞后性，即土体含水率达到峰值40%左右时，测点环境温度开始逐渐降低。可知，坡比变化导致土体水分运移的随机性，即坡体坡比和测点环境温度变化与土体含水率变化的滞后性呈正相关，而雨强变化对此影响较小。

图10 温度与含水率变化Fig.10 Variation of temperature and water content

4 降雨诱发砂土型河道岸坡变形破坏机制

4.1 不同雨强下岸坡变形破坏机制

在工况1～3 中，不同降雨强度对岸坡的冲刷侵蚀从宏观和细观两方面均有明显变化。宏观上，随着降雨强度的增大，雨水对土颗粒的冲刷侵蚀及土体内部的渗透速度明显加快，岸坡塌岸的速度和幅度迅速增大。细观上，在特大雨强（150 mm/h）作用下，土体孔隙水压力响应明显滞后于体积含水率，临空区土体含水率快速达到饱和状态，在重力作用下发生大面积塌落。根据试验现象及数据，岸坡坡度较平缓时，变雨强作用下岸坡变形破坏机制为坡脚软化-拉裂-滑移型破坏，具体破坏机制为：径流面蚀→坡脚积水软化坍塌→雨水入渗→重度增大、强度降低→局部坍塌→岸坡完全破坏，如图11 所示。

图11 不同雨强下砂土岸坡变形破坏机制Fig.11 Deformation and failure mechanism of sand bank slope under different rainfall intensities

4.2 不同坡比下岸坡变形破坏机制

工况4 中岸坡表面在试验中后期出现少数横向裂缝。工况5 中岸坡在试验前期出现切沟侵蚀并迅速贯穿岸坡，后续横向张拉裂缝加快了土体塌落；破坏方式与前4 种工况明显不同，岸坡受降雨冲刷作用首先出现了贯穿坡面的沟槽，坡面出现较多明显的张拉裂缝。观察工况1 与工况5 的岸坡破坏形态，可以发现在50 mm/h 雨强下，当坡体坡比为1∶2.5 时，岸坡发生崩塌所需时间较长，坡体发生整体性破坏概率较低，这表明在本次试验坡比区间内，砂土岸坡塌岸速度和土体塌落幅度与岸坡坡比呈正相关关系[13-14]。根据试验现象及数据，暴雨工况下，极限坡比岸坡变形破坏机制为坡面冲沟-拉裂-剪断型破坏，具体破坏机制为：溅蚀→细沟侵蚀→切沟淘蚀→底部软化坍塌→张拉裂缝不断产生，坍塌向上扩展→岸坡完全破坏，如图12 所示。

图12 不同坡比下砂土岸坡变形破坏机制Fig.12 Deformation and failure mechanism of sand bank slope under different slope ratios

5 结语

本文对厚层砂土型河道岸坡的变形破坏过程及其影响因素进行研究，通过开展室内物理模拟试验，对岸坡变形破坏全过程与土体各参数变化进行监测，得出以下结论：

（1）非饱和砂土黏聚力随含水率增大，呈现出先增后减的趋势，并具有明显的峰值和阶段性，内摩擦角呈现随含水率增大而减小的趋势。

（2）砂土岸坡在不同降雨强度及坡比情况下的变形破坏机制存在差异，雨强与坡比的不同组合下主要存在两种岸坡失稳破坏模式，即坡脚软化-拉裂-滑移型破坏与坡面冲沟-拉裂-剪断型破坏。

（3）短历时降雨会在坡体表面形成暂态饱和区，阻止雨水的入渗；岸坡侵蚀破坏是在雨水冲刷、渗透及重力侵蚀的耦合作用下发生的。

（4）降雨冲刷过程中，不同砂土层深度水分运移各异，雨水入渗并非单一的垂直入渗，入渗存在一定的随机性。