王鶴翔

(遼寧省水利水電勘測設(shè)計(jì)研究院有限責(zé)任公司，遼寧 沈陽 110006)

1 概述

降雨是導(dǎo)致邊坡破壞的主要因素之一，降雨前，地下水位以上的斜坡區(qū)域被視為在地表附近處于部分不飽和或干燥狀態(tài)[1- 3]。降雨期間和之后，非飽和面積因雨水滲透而減少。研究發(fā)現(xiàn)，這些過程是控制降雨導(dǎo)致邊坡失穩(wěn)的主要因素，受降雨強(qiáng)度(RI)和土壤性質(zhì)，特別是非飽和土壤導(dǎo)水率的影響很大。非飽和土導(dǎo)水率(HC)控制瞬態(tài)滲流、降雨入滲深度、降雨過程中孔隙壓力的變化，并最終影響FOS。

在降雨過程中，導(dǎo)水率對邊坡的穩(wěn)定性有很大的影響。然而，在回顧的研究中發(fā)現(xiàn)了一些局限性[4- 7]。不同的RI/HC值對研究人員的影響不是特定的，而且在以前關(guān)于滲流力學(xué)的討論中也有不同，例如濕潤鋒和地下水位的變化。此外，關(guān)于導(dǎo)水率對河岸邊坡穩(wěn)定性影響的研究較少[8]。因此，用滲流模量SEEP/W和SLOPE/W斜率模量的地質(zhì)力學(xué)程序進(jìn)行了數(shù)值分析，建立不同降雨入滲和土壤導(dǎo)水率模型的河岸破壞機(jī)理。

2 材料和方法

2.1 流域概況

太子河是遼寧省東南部較大河流之一，發(fā)源于新賓縣大紅石砬子，流經(jīng)本溪、鞍山、遼陽三市，至三岔河與渾河匯入大遼河，蜿蜒南下至營口入渤海，干流全長為413km，流域面積13883km2。流域東臨鴨綠江支流的叆河及渾江，南以大洋河為界，西北臨渾河。太子河上現(xiàn)已建有觀音閣、葠窩、湯河3座大型水庫。根據(jù)河流情況，太子河流域葠窩以上為上游，葠窩至遼陽為中游，遼陽以下為下游。全流域山地較多，占全流域的69%，丘陵占6.1%，平原占24.9%。流域植被以觀音閣水庫以上條件較好，覆蓋率占50%左右。

2.2 野外調(diào)查

在旱季和雨季進(jìn)行現(xiàn)場調(diào)查，以描述河岸狀況和河流水位變化?，F(xiàn)場數(shù)據(jù)測量和收集包括河岸幾何結(jié)構(gòu)(即高度、坡度)、沖積面積、當(dāng)前河流水位和土壤樣本。監(jiān)測數(shù)據(jù)包括地下水位、河流水位波動(dòng)和降雨量，也從國家氣象站收集。土壤性質(zhì)包括土壤物理性質(zhì)，如含水量、密度和粒徑。根據(jù)河岸沿線采集的土壤樣本和土壤性質(zhì)試驗(yàn)，該地區(qū)的河岸相當(dāng)均勻，河岸層中有淤泥或粉質(zhì)黏土層，從河岸坡腳到沉積物中有細(xì)砂。淤泥層由小于20%的細(xì)砂、30%～70%的淤泥和10%～30%的黏土組成。

2.3 樣段土壤特性

本文選取一段土堤進(jìn)行河岸穩(wěn)定性分析，圖1和圖2分別表示研究區(qū)土壤吸力和非飽和導(dǎo)水率。

圖1 土壤-水特征曲線

圖2 非飽和導(dǎo)水率曲線

3 模型分析

3.1 數(shù)值模型框架

本文使用商業(yè)GeoSlope程序(GeoSlope International Ltd.)作為數(shù)值模型來分析河岸穩(wěn)定性。GeoSlope是眾多研究中邊坡和河岸穩(wěn)定性分析中最有用和最廣泛使用的程序之一[9]。本文在GeoSlope程序中使用了SEEP/W瞬態(tài)滲流和SLOPE/W穩(wěn)定性分析。

通過使用SEEP/W，具體描述降雨入滲的瞬態(tài)滲流。從SEEP/W獲得的結(jié)果，包括孔隙水壓力分布和土壤性質(zhì)的變化，將成為SLOPE/W的輸入數(shù)據(jù)，用于分析河岸穩(wěn)定性。FOS結(jié)果表明，當(dāng)FOS高于1時(shí)，河岸穩(wěn)定。結(jié)果和討論側(cè)重于建立FOS與初始飽和度、降雨強(qiáng)度和土壤水力傳導(dǎo)率的不同條件之間的關(guān)系支持輸入數(shù)據(jù)的現(xiàn)場調(diào)查、實(shí)驗(yàn)室測試和監(jiān)測包括3個(gè)因素組：河岸幾何形狀、土壤性質(zhì)和水力條件(如河流水位和降雨強(qiáng)度)。針對不同的初始飽和條件、土壤導(dǎo)水率和降雨強(qiáng)度，進(jìn)行了河岸穩(wěn)定性分析。初始飽和條件由初始河流水位和毛管高度或最大負(fù)水頭確定。在SEEP/W中，最大負(fù)水頭可用于建立預(yù)定負(fù)孔隙壓力剖面的假設(shè)，然后可建立飽和條件。其他模擬因子，如土壤導(dǎo)水率和降雨強(qiáng)度，被設(shè)置為土壤性質(zhì)和邊界之間的差異。

3.2 河岸幾何與水力邊界條件

本文使用河岸配置，初始條件如圖3所示。河岸的坡度為52°，高度為10m。河岸為均質(zhì)粉土，下方為砂層。所分析的土壤性質(zhì)如圖1—2所示。在SEEP/W模型中建立了河流水位(RWL)和降雨強(qiáng)度的邊界條件。使用圖3所示的河岸配置，初始RWL是從底部到3m的河流現(xiàn)場邊界，函數(shù)RWL-time是整個(gè)橫向河岸的邊界。

根據(jù)每日監(jiān)測數(shù)據(jù)確定降雨強(qiáng)度。雨季為6月中旬至9月中旬，8月經(jīng)常出現(xiàn)強(qiáng)降雨。圖4顯示了雨季(2016年8月)部分雨天的降雨強(qiáng)度(RI，mm/h)的變化，其中研究區(qū)河岸的一些站點(diǎn)發(fā)生了斷裂。為了模擬降雨強(qiáng)度對河岸穩(wěn)定性的影響，使用了3種降雨強(qiáng)度：RI=10mm/h；RI=30mm/h；RI=50mm/h；初始RWL設(shè)置為3m。

利用SEEP/W建立了初始孔隙水壓力和飽和條件，該函數(shù)是根據(jù)非飽和土的孔隙水壓力建立的。地下水位以上的土壤區(qū)域分為兩個(gè)子區(qū)域：地表附近的干燥區(qū)和地下水位附近的部分飽和區(qū)?？紫端畨毫D呈線性，從地下水位到最大負(fù)水頭呈負(fù)斜率。這意味著在干燥區(qū)，表面附近的負(fù)孔隙水壓力可能變得過高。事實(shí)上，土壤從來都不是完全干燥的，總是保留一定量的水分。小的表面通量有改變孔隙水壓力剖面的作用。圖5顯示了非干燥表面條件下的孔隙水壓力剖面，其中，負(fù)孔隙水壓力呈負(fù)線性傾斜至最大負(fù)孔隙水壓力，并保持恒定值，以響應(yīng)土壤含水量。最大負(fù)孔隙水壓力的大小取決于導(dǎo)水率函數(shù)的形狀，在較小程度上取決于滲透速率。在SEEP/W中，設(shè)置最大負(fù)壓頭可以指示現(xiàn)場孔隙壓力剖面。根據(jù)土壤含水量和土壤吸力曲線的調(diào)查和試驗(yàn)數(shù)據(jù)，可以確定孔隙壓力值或飽和度。

圖3 初始河岸配置

圖4 2016年8月部分雨天的高降雨強(qiáng)度小時(shí)降雨量

圖5 根據(jù)飽和條件計(jì)算孔隙壓力條件

為了模擬初始孔隙壓力和飽和條件的影響，將不同的初始負(fù)孔隙壓力分別設(shè)置為15kPa和33kPa。在這些壓力下，土壤相對含水量分別為41%和33%，飽和度分別為87%和70%。這些是雨季初期和雨季的平均實(shí)驗(yàn)值。初始河岸土壤的飽和導(dǎo)水率為Ks=7.39×10-5cm/s。為了模擬土壤導(dǎo)水率對降雨入滲過程和河岸穩(wěn)定性的影響，使用了3個(gè)飽和導(dǎo)水率值來表示初始飽和導(dǎo)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的導(dǎo)水率被視為高導(dǎo)水率(Hi)；Ks=7.39×10-4cm/s被視為中等導(dǎo)水率(Mi)；Ks=7.39×10-5cm/s被視為低導(dǎo)水率(Li)。圖6顯示了3條非飽和導(dǎo)水率曲線，這3條曲線對應(yīng)于上述3個(gè)導(dǎo)水率值以及河岸粉土的相同吸力特性。

圖6 分析中使用的不同非飽和水力曲線

4 降雨強(qiáng)度和導(dǎo)水率影響分析

降雨強(qiáng)度和降雨累積均對FOS產(chǎn)生影響。隨著降雨強(qiáng)度和降雨累積的增加，F(xiàn)OS降低到一個(gè)較低的值(如圖7所示)。在之前提到降雨強(qiáng)度的大多數(shù)研究中也發(fā)現(xiàn)了這一結(jié)果。圖7的A1、A2、B1、B2、C1、C2顯示了在地表有積水和無積水的情況下，F(xiàn)OS的變化不僅取決于降雨強(qiáng)度和降雨累積，還取決于土壤導(dǎo)水率。在圖7中，圖中FOS等于1的虛線表示發(fā)生了河岸破壞。

(1)當(dāng)Ks=7.39×10-3cm/s時(shí)，兩種邊界情況下FOS的變化趨勢相同。在3種不同RIs的情況下，從降雨事件開始到大約30h，F(xiàn)OS以相同的速率下降。降雨30h后，F(xiàn)OS隨降雨強(qiáng)度的不同而變化。RI越高，F(xiàn)OS越低。RI=10mm/h時(shí)，河岸穩(wěn)定；然而，RI=50mm/h時(shí)，河岸在36h后發(fā)生破壞，RI=30mm/h時(shí)，河岸在40h后發(fā)生破壞。結(jié)果與Rahimi等人獲得的結(jié)果具有相同的趨勢。

(2)當(dāng)Ks=7.39×10-4cm/s，在有積水的情況下，F(xiàn)OS的范圍為1.36至0.39(圖7B1)，在沒有積水的情況下，F(xiàn)OS的范圍為1.39至1.03(圖7B2)。在這2種情況下，當(dāng)RI為10mm/h時(shí)，F(xiàn)OS變化不顯著；然而，當(dāng)RI分別為50mm/h和30mm/h時(shí)，分別在55h和110h后，F(xiàn)OS迅速下降。在有積水的情況下，河岸破壞分別發(fā)生在60h和115h，RI=50mm/h和RI=30mm/h。在沒有積水的情況下，只有當(dāng)RI=50mm/h時(shí)，才會(huì)發(fā)生河岸破壞。

(3)當(dāng)Ks=7.39×10-5cm/s時(shí)，在有積水的降雨邊界內(nèi)，F(xiàn)OS明顯降低(圖7的C1)，但在沒有積水的邊界內(nèi)，F(xiàn)OS僅發(fā)生輕微變化(圖7的C2)。在有積水的情況下，隨著累積量從1.38增加到0.2，F(xiàn)OS降低。降雨強(qiáng)度越大，河岸破壞發(fā)生越快。當(dāng)降雨強(qiáng)度為50mm/h和30mm/h時(shí)，河岸分別在16h和26h后發(fā)生破壞，在沒有積水的情況下，F(xiàn)OS在小范圍內(nèi)下降不明顯，所有降雨強(qiáng)度在1.37～1.35之間，經(jīng)過5d的降雨，河岸穩(wěn)定。

上述分析結(jié)果表明，排水條件(積水或無積水)對FOS的變化有很大影響，當(dāng)河岸導(dǎo)水率較高時(shí)，河岸崩塌的可能性亦較高。相反，當(dāng)水面有積水存在時(shí)，低導(dǎo)水率的河堤較高導(dǎo)水率的河堤更容易發(fā)生破壞。在表面有一個(gè)積水的情況下，多余的雨水不僅形成了一個(gè)負(fù)載壓力，而且還形成了一個(gè)濕潤鋒，從而使水流速度下降得更快。在HC

圖7 不同降雨強(qiáng)度及導(dǎo)水率條件下的FOS

5 結(jié)語

初始條件如飽和度和地下水位是決定雨季河岸邊坡穩(wěn)定性的首要因素。初始條件的設(shè)置會(huì)導(dǎo)致不同的入滲、滲流和地下水壓力的變化機(jī)理。降雨過程中，雨水通過孔隙水壓力的變化，受降雨強(qiáng)度和導(dǎo)水率控制的濕潤峰兩個(gè)過程滲入河岸，濕潤峰和積水面積是引起變化的主要因素，在沒有積水的情況下，濕潤峰位于淺表面上，下降速度很慢，降雨水的瞬時(shí)滲流發(fā)生得很慢。非飽和土性質(zhì)的瞬時(shí)滲流變化以及土壤吸力的喪失是導(dǎo)致低飽和度下降的主要原因。在低強(qiáng)度長歷時(shí)的降雨工況下，高坡度河岸及高導(dǎo)水率裂縫更易造成河岸破壞。