付宏淵　史振寧　曾鈴

摘要：

降雨是引起坡積土邊坡失穩(wěn)的最常見外部因素之一。雨水的入滲在引起土體抗剪強(qiáng)度參數(shù)降低的同時(shí)，還將導(dǎo)致土體重度的增加、基質(zhì)吸力的降低，最終造成邊坡的失穩(wěn)。開展雨水在邊坡內(nèi)部的滲流過程研究已成為分析邊坡在降雨條件下穩(wěn)定性的前提?；谟邢拊獢?shù)值模擬方法，進(jìn)行了雨水在土體中滲流過程的模擬，著眼于降雨條件下邊坡暫態(tài)飽和區(qū)的形成、分布及消散特征，描述了該過程中邊坡內(nèi)部含水率、基質(zhì)吸力、水力梯度的變化規(guī)律。結(jié)果表明：暫態(tài)飽和區(qū)形成的主要原因是土體中向濕潤鋒下方滲出的雨水量小于降雨入滲補(bǔ)給量，從而使得土體中的含水率累積升高；暫態(tài)飽和區(qū)的形成與降雨強(qiáng)度、降雨時(shí)間具有十分密切的關(guān)系，暫態(tài)飽和區(qū)形成時(shí)間、雨水入滲深度、土體表面體積含水率大小分別與降雨強(qiáng)度存在函數(shù)關(guān)系；清晰描述了暫態(tài)飽和區(qū)形成發(fā)展消散地下水位升高的全過程，從該過程看，邊坡排水措施的設(shè)計(jì)值得思考。

關(guān)鍵詞：

邊坡工程；坡積土邊坡；降雨入滲；數(shù)值模擬；暫態(tài)飽和區(qū)

中圖分類號(hào)：TU457

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A文章編號(hào)：16744764（2017）02000110

Abstract：

Rainfall is one of the most common external factors causing the instable residual soil slope. Rainwater infiltration leads to the reduction of the soil shear strength， the increase of the weight of soil and the decrease of the matric suction， so as to cause the slope instability. The study of rainfall infiltration inside the slope has become the precondition of the study of the slope stability under the rainfall condition. Basing on the finite element numerical simulation method， this paper focuses on the simulation of rainfall infiltration process. The present work is emphasized on the formation， distribution and vanishing of transient saturated zone， and characterizes the variation of volume water content， matric suction and the hydraulic gradient inside the slope. The results can be the foundation of the study that the rainfall influences the stability of residual soil slope. The calculation results show that： 1）The major cause of the formation of transient saturated zone is ascribed to the fact that the rainwater exudation under the wetting front is less than the amount of rainfall infiltration， thus increasing the moisture content in the soil； 2）The formation of transient saturated zone， rainfall infiltration depth and the water content of soil surface have close relationship with rainfall intensity and duration. The entire process from the formation， to the development， to the vanishing of transient saturated zone， and to the raise of groundwater level is studied. From the design of slope drainage is worth thinking is indicated.

Keywords：

slope engineering； residual soil slope； rainfall infiltration； numerical simulation； transient saturated zone

邊坡失穩(wěn)與許多因素有關(guān)，現(xiàn)場監(jiān)測及理論研究結(jié)果表明[1]：邊坡失穩(wěn)主要與水文地質(zhì)條件、氣候因素以及人為削坡等單個(gè)或多個(gè)因素有關(guān)。近年來，隨著中國高速公路建設(shè)的大力推進(jìn)，出現(xiàn)了大量人工開挖路塹邊坡，且表面具有一定厚度的第四系堆積土，這些邊坡在人為擾動(dòng)與降雨影響下極易發(fā)生失穩(wěn)破壞。降雨條件下土質(zhì)邊坡的失穩(wěn)大多屬于非飽和土問題，由Fredlund等[2]提出的非飽和抗剪強(qiáng)度公式已經(jīng)考慮了基質(zhì)吸力和有效抗剪強(qiáng)度參數(shù)對非飽和土質(zhì)邊坡穩(wěn)定性的影響，但在降雨入滲條件下的邊坡失穩(wěn)是在土體重度的增加、非飽和有效抗剪強(qiáng)度參數(shù)降低的共同作用下引起的，以上這幾方面的因素均與邊坡土體的滲流特征密切相關(guān)[35]。

現(xiàn)有關(guān)于滲流特征與邊坡穩(wěn)定性關(guān)系的研究主要從3個(gè)方面開展：邊坡土體在不同密度、級(jí)配變化、不同應(yīng)力水平下的土水特征，如張昭等[6]通過研究多種土體的多個(gè)孔隙比條件下的土水特征，得到了土水特征曲線與孔隙比之間的關(guān)系；降雨作用下邊坡內(nèi)部孔隙水壓力、含水率等滲流場表征參數(shù)的變化規(guī)律，如楊旭等[7]通過數(shù)值計(jì)算得到了紅層軟巖邊坡在降雨作用下的內(nèi)部孔壓變化規(guī)律與失穩(wěn)機(jī)理，其研究成果是進(jìn)行邊坡穩(wěn)定性研究的基礎(chǔ)；基于對邊坡滲流場的分析，引入非飽和抗剪強(qiáng)度理論，開展邊坡穩(wěn)定性在降雨過程中的變化過程研究，如肖超等[8]對湖南湘西山區(qū)某開挖邊坡進(jìn)行了降雨條件下的穩(wěn)定性研究，考慮了降雨造成的土體強(qiáng)度參數(shù)的劣化，并對淺層滑坡的滑坡深度進(jìn)行了預(yù)測。

從已有研究來看，大多數(shù)穩(wěn)定性計(jì)算理論都只考慮了地下水位升高對邊坡穩(wěn)定性的影響。但是有調(diào)查發(fā)現(xiàn)[9]，對于坡積土邊坡而言，邊坡的失穩(wěn)滑移一般發(fā)生在邊坡表層由于雨水入滲形成的飽和區(qū)域內(nèi)或者暫態(tài)飽和區(qū)[10]以下的非飽和區(qū)，在這個(gè)區(qū)域內(nèi)，基質(zhì)吸力對坡積土強(qiáng)度的增強(qiáng)并不十分明顯，控制該區(qū)域穩(wěn)定性的主要因素為雨水入滲引起的下滑力增大和土體軟化造成的強(qiáng)度降低。鑒于以上原因，筆者基于一維模型的滲流計(jì)算，提出土體中暫態(tài)飽和區(qū)在降雨作用下產(chǎn)生的條件及影響因素；將一維滲流計(jì)算結(jié)論進(jìn)行推廣，依據(jù)理想邊坡模型分析暫態(tài)飽和區(qū)在不同降雨強(qiáng)度影響下的分布及變化規(guī)律。

1飽和非飽和滲流計(jì)算理論

在降雨條件下邊坡滲流場分析中，由于降雨入滲可能形成的暫態(tài)飽和區(qū)內(nèi)水體流動(dòng)和地下水位的變動(dòng)問題一般可概化為某一剖面上的二維流動(dòng)，土體飽和非飽和滲流服從達(dá)西定律，進(jìn)而可得出土體內(nèi)非恒定滲流偏微分方程[11]

xKxHx+yKyHy+Q=mwγwHt（1）

式中：H為滲流介質(zhì)中的總水頭；Kx和Ky分別為x和y方向的滲透系數(shù)；Q為源匯項(xiàng)；γw為水的重度；mw為單位貯水量；t為時(shí)間。

土體非恒定滲流有限元方程用式（2）描述[12]。

KH+MHt=Q（2）

式中：K為單元特征矩陣；H為恒定流節(jié)點(diǎn)水頭向量；M為單元質(zhì)量矩陣；Ht為非恒定流節(jié)點(diǎn)水頭向量；Q為節(jié)點(diǎn)流量向量。

有限元方程求解結(jié)合以下邊界條件進(jìn)行[13]

H（x，y，t）=Ht（x，y）∈S1（3）

KHn|S2=q（x，y，t）（x，y）∈S2（4）

式中：Ht為隨時(shí)間變化的節(jié)點(diǎn)水頭；S1為已知水頭邊界；S2為已知流量邊界；q（x，y，t）為隨時(shí)間變化的節(jié)點(diǎn)流量；n為滲流面法線方向。

對降雨入滲進(jìn)行分析時(shí)，不同的位置需要設(shè)置不同的邊界條件：1）在邊坡表面，設(shè)置單位流量邊界；2）邊坡兩側(cè)為0流量邊界。

在計(jì)算過程中，程序自動(dòng)判斷降雨強(qiáng)度與土體滲透性的關(guān)系，如果降雨強(qiáng)度小于土體滲透系數(shù)，邊界按照單位流量處理，大小為降雨強(qiáng)度值；如果降雨強(qiáng)度大于表層土體滲透系數(shù)，一部分雨水將沿著坡面流失，會(huì)在坡面形成一層水膜，此時(shí)可按照定水頭邊界處理，由于水膜很薄，計(jì)算中取水頭值等于地表高程，以此考慮坡面徑流產(chǎn)生時(shí)的邊界條件[14]。

非恒定滲流分析的初始條件[15]為

H（x，y，0）=H0（x，y）∈Ω（5）

式中：H0為初始邊界水頭；Ω為模型計(jì)算區(qū)域。

進(jìn)行邊坡的降雨入滲計(jì)算，需要設(shè)置邊坡的初始條件，設(shè)置所選邊坡截面的最大負(fù)孔隙水壓力為-150 kPa。

2計(jì)算模型與計(jì)算參數(shù)

2.1滲流計(jì)算模型

邊坡表層土體暫態(tài)飽和區(qū)的產(chǎn)生屬于典型的兩向滲流，受到kx與ky的共同影響，特別是在具有傾斜角度的斜坡位置，其滲流過程更加復(fù)雜。因此，擬首先建立簡單模型，開展一維滲流條件下的降雨入滲分析（模型見圖1），開展暫態(tài)飽和區(qū)形成條件的研究；然后將其結(jié)論推廣運(yùn)用于理想化的邊坡二維滲流模型中（模型見圖2），開展考慮kx與ky共同影響的邊坡暫態(tài)飽和區(qū)分布規(guī)律的研究。將降雨強(qiáng)度轉(zhuǎn)化為單位流量邊界施加于圖1與圖2所示的模型表面，圖1所示的模型中粉質(zhì)粘土厚度為6 m，為了便于對比，設(shè)置基巖厚度為2 m，地下水位位于基巖與粉質(zhì)粘土的交界處。為了便于分析，從模型表面往下設(shè)置了特征點(diǎn)①～⑥，特征點(diǎn)間的間距為0.5 m。同時(shí)考慮計(jì)算效率與精度，設(shè)置模型總單元數(shù)為400，節(jié)點(diǎn)數(shù)為451。圖2所示的模型中粉質(zhì)粘土厚度為3 m，基巖厚度為2～9 m不等，形成一個(gè)理想狀態(tài)的邊坡，地下水位位于基巖與粉質(zhì)粘土的交界處，模型總單元數(shù)為1 378，節(jié)點(diǎn)為1 445。設(shè)置輔助分析點(diǎn)a～g，點(diǎn)e、b、f、g位于坡面以下1 m處，點(diǎn)a、b、c、d則沿坡面以下1～3 m均勻分布。模型一與模型二的原點(diǎn)做點(diǎn)均位于模型左下角的O點(diǎn)處。

2.2滲流計(jì)算參數(shù)及方案

在飽和非飽和滲流數(shù)值分析中，巖土體的滲透系數(shù)與單元的飽和度、孔隙水壓力大小相關(guān)，土體中含水量和孔隙水壓力關(guān)系一般采用土水特征曲線進(jìn)行描述，為了得到方程（1）的數(shù)值解，需要定義描述土體滲透系數(shù)、孔隙水壓力、含水率三者之間關(guān)系的土水特征曲線與滲透系數(shù)曲線。較為常用的孔隙水壓力與含水率的關(guān)系為Van Genuchten模型。因此，飽和非飽和分析滲透系數(shù)變化規(guī)律采用Van Genuchten模型描述。模型中水分特征與水力參數(shù)的函數(shù)關(guān)系為

式中：ua為孔隙氣壓力；uw為孔隙水壓力；θs和θr分別為土壤飽和含水率和殘余含水率；α為土體達(dá)到進(jìn)氣值時(shí)基質(zhì)吸力的倒數(shù)；n為孔隙尺寸分布參數(shù)；ks為飽和滲透系數(shù)。在式（1）～（3）的基礎(chǔ)上，設(shè)置合理的初始條件、邊界條件以及水力學(xué)參數(shù)是能夠?qū)吰略诜秋柡蜖顟B(tài)下的瞬態(tài)滲流場進(jìn)行計(jì)算的前提條件。

降雨條件下的邊坡內(nèi)部滲流場瞬態(tài)計(jì)算所需參數(shù)與穩(wěn)定狀態(tài)滲流場相比，只需要補(bǔ)充3個(gè)參數(shù)，即：殘余含水率θs，進(jìn)氣壓力ub，孔隙尺寸分布參數(shù)n。然而，對于坡積土而言，滲透系數(shù)具有各向異性的特征，特別是對于形成年代不長和風(fēng)化較嚴(yán)重的區(qū)域，不同深度的飽和滲透系數(shù)還具有沿深度方向的非線性特征。因此，通過獲取大量的原位試樣與重塑試樣，采用壓力板試驗(yàn)獲得土水特征曲線（見圖3），非飽和滲透系數(shù)方程通過式（7）獲得（見圖3）。用于模型1與模型2計(jì)算所需要的參數(shù)見表1。

設(shè)計(jì)了如表2所示的數(shù)值計(jì)算方案，分別從一維滲流與二維滲流兩個(gè)方面展開研究。通過一維滲流分析暫態(tài)飽和區(qū)的形成機(jī)理，通過二維滲流分析降雨入滲條件下邊坡暫態(tài)飽和區(qū)形成與消散規(guī)律。從表2可知，一維滲流計(jì)算方案在已知土體的初始狀態(tài)下，通過改變降雨強(qiáng)度的大小，分析暫態(tài)飽和區(qū)的形成與降雨強(qiáng)度之間的關(guān)系，并以此來研究暫態(tài)飽和區(qū)的形成條件。而二維模型滲流計(jì)算則是研究在雙向滲流條件下降雨強(qiáng)度、降雨時(shí)間對暫態(tài)飽和區(qū)形成時(shí)間及分布規(guī)律的影響。

降雨持續(xù)時(shí)間/數(shù)值計(jì)算時(shí)間24/144（降雨24 h，降雨結(jié)束120 h）24/144（降雨24 h，降雨結(jié)束120 h）

方案介紹該方案主要用于分析暫態(tài)飽和區(qū)的形成過程及條件，以及分析降雨停止后暫態(tài)飽和區(qū)內(nèi)部水體運(yùn)移的過程分析不同降雨強(qiáng)度下的暫態(tài)飽和區(qū)分布，降雨強(qiáng)度滿足：

q1

3數(shù)值計(jì)算結(jié)果

3.1一維滲流分析

為得到模型的初始滲流場，假設(shè)一維模型（圖1）表面負(fù)孔隙水壓力為-150 kPa。表2所示的一維滲流模型下的兩種降雨方案分別為：方案1為降雨強(qiáng)度從2.0×10-7 m/s增大到8.5×10-7 m/s（Δq=0.5×10-7 m/s）；方案2為降雨強(qiáng)度從q=1.0×10-6 m/s增大到1.5×10-6 m/s（Δq=0.1×10-6 m/s）。將方案1所列各降雨強(qiáng)度按照節(jié)點(diǎn)流量施加于模型表面，得到降雨停止時(shí)刻截面Ⅰ-Ⅰ含水率分布，如圖4所示。由圖4可知，在某一強(qiáng)度的降雨入滲作用下，土體內(nèi)部一定深度范圍內(nèi)的含水率均有所增大，距離模型表面越近，含水率增大幅度越大，在降雨入滲影響范圍內(nèi)，某一位置含水率增大的幅度與該點(diǎn)到模型表面的距離呈反比。對不同的降雨強(qiáng)度而言，降雨強(qiáng)度越大，雨水的入滲深度越大，含水率增大的幅度在同一深度處也越大。一般的，由于土體孔隙中空氣的存在，當(dāng)土體飽和度達(dá)到90%時(shí)，則可認(rèn)為已經(jīng)達(dá)到飽和狀態(tài)[16]。對于研究的土體，當(dāng)含水率為0.337 5則認(rèn)為已經(jīng)處于飽和狀態(tài)，因此，圖4中虛線右側(cè)為飽和區(qū)，左側(cè)為非飽和區(qū)。由此可見，當(dāng)降雨強(qiáng)度位于2.0×10-7～3.5×10-7 m/s之間時(shí)，雖然降雨入滲導(dǎo)致了土體中一定深度含水率的增大，但是并未使任一點(diǎn)達(dá)到飽和狀態(tài)。而當(dāng)降雨強(qiáng)度大于3.5×10-7 m/s時(shí)，則在土體中出現(xiàn)了飽和區(qū)域，且飽和區(qū)域的深度隨著降雨強(qiáng)度的增大而增大，但每一個(gè)降雨強(qiáng)度條件形成的飽和區(qū)域深度都小于雨水入滲深度。雨水的入滲深度與降雨強(qiáng)度大小呈線性關(guān)系，而模型表面含水率大小與降雨強(qiáng)度呈對數(shù)關(guān)系，見圖5。依據(jù)圖5中降雨強(qiáng)度與模型表面含水率的對數(shù)關(guān)系式可知，當(dāng)含水率為0.337 5時(shí)，x≈4.0×10-7 m/s。這表明，在降雨時(shí)間為24 h的條件下，當(dāng)降雨強(qiáng)度大于34.56 mm/d（q=4.0×10-7m/sksat（實(shí)際上，q>ksat是形成地表積水的條件），而只需要降雨強(qiáng)度大于某一閾值，這一閾值的大小與土體的初始滲流條件有關(guān)。

圖8是節(jié)點(diǎn)1～5在降雨強(qiáng)度為8.0×10-7 m/s時(shí)的含水率與流速變化。由圖可知：由于節(jié)點(diǎn)1位于模型表面，單位時(shí)間入滲速度等于節(jié)點(diǎn)流速，因此，入滲流速曲線與出滲流速曲線重合；隨著節(jié)點(diǎn)1的含水率上升，節(jié)點(diǎn)1的流速也迅速上升，當(dāng)表面出現(xiàn)暫態(tài)飽和區(qū)后，節(jié)點(diǎn)1的流速逐漸降低，但節(jié)點(diǎn)1的流速在降雨持續(xù)時(shí)間內(nèi)仍然大于節(jié)點(diǎn)2～5的流速；隨著雨水的持續(xù)入滲，節(jié)點(diǎn)1～5先后達(dá)到飽和，表明暫態(tài)飽和區(qū)在向土體內(nèi)部擴(kuò)展，節(jié)點(diǎn)1～5分別達(dá)到飽和與流速達(dá)到最大值的時(shí)間幾乎同步。值得注意的是，模型表面的入滲流速在降雨過程的任一時(shí)刻都大于暫態(tài)飽和區(qū)下方的出滲流速。

圖8降雨過程中節(jié)點(diǎn)1～5的含水率與流速變化（降雨強(qiáng)度：8.0×10-7m/s）

Fig.8 Variation of water content and velocity at point 1～5 （rainfall intensity： 8.0×10-7 m/s）[]

由圖6可知，降雨強(qiáng)度為8.0×10-7 m/s時(shí)，模型表面出現(xiàn)暫態(tài)飽和區(qū)的時(shí)間為5.5 h，圖9為截面Ⅰ-Ⅰ在此時(shí)的含水率及流速分布。由圖可知，濕潤鋒處（特征點(diǎn)②）的出滲流速為1.23×10-8 m/s，表面入滲流速為4.32×10-6 m/s，入滲流速大于濕潤鋒處的出滲流速。

由以上分析可以推斷：對于某一確定的土體，暫態(tài)飽和區(qū)出現(xiàn)的快慢與擴(kuò)展范圍受到降雨強(qiáng)度與降雨時(shí)間共同控制，而暫態(tài)飽和區(qū)的形成取決于入滲流速與濕潤鋒出滲流速的相對大小。

為了更進(jìn)一步研究降雨強(qiáng)度對暫態(tài)飽和區(qū)的形成、發(fā)展及消散過程的影響，采用相對較大的降雨強(qiáng)度（方案2：q=1.0×10-6～1.5×10-6 m/s，Δq=01×10-6 m/s，降雨時(shí)間為24 h）進(jìn)行數(shù)值計(jì)算，在該工況下，所施加的降雨強(qiáng)度都促使邊坡內(nèi)部產(chǎn)生了暫態(tài)飽和區(qū)，圖10所示為不同降雨強(qiáng)度條件下的模型內(nèi)部含水率與孔隙水壓力的分布。由圖10可知，當(dāng)降雨強(qiáng)度位于q=1.0×10-6～1.2×10-6 m/s之間時(shí)，模型表層含水率都達(dá)到了0.337 5，土體表層所對應(yīng)的相同位置處的孔隙水壓力為負(fù)值，表層含水率與孔隙水壓力都隨著降雨強(qiáng)度的增大而增大；當(dāng)降雨強(qiáng)度達(dá)到1.3×10-6 m/s以上時(shí)，土體表層已經(jīng)達(dá)到完全的飽和狀態(tài)（Sr=1），此時(shí)所對應(yīng)的相同位置處的孔隙水壓力為0 kPa，各降雨強(qiáng)度下的含水率與孔隙水壓力分布曲線完全相同，這一現(xiàn)象說明當(dāng)降雨強(qiáng)度大于飽和滲透系數(shù)時(shí)，降雨強(qiáng)度的持續(xù)增大并不會(huì)明顯加快雨水的入滲速率。這是因?yàn)楫?dāng)降雨強(qiáng)度大于飽和滲透系數(shù)（ksat=1.26×10-6 m/s）時(shí)，雨水不會(huì)完全入滲，未完全入滲的雨水雖轉(zhuǎn)化成為地表徑流，但由于水頭較低，不會(huì)較大幅度增大邊坡表層水力梯度，在不考慮地表徑流對邊坡表層沖刷影響的情況下，當(dāng)降雨強(qiáng)度大于邊坡土體的飽和滲透系數(shù)后，降雨強(qiáng)度的持續(xù)增大對雨水入滲速率及入滲量的影響并不明顯。

圖11為模型內(nèi)部截面ⅠⅠ各個(gè)位置在降雨強(qiáng)度為1.26×10-6 m/s時(shí)的含水率分布。降雨開始后，邊坡表層在很短的時(shí)間內(nèi)則達(dá)到完全飽和狀態(tài)（Sr=1），在降雨結(jié)束時(shí)（t=24 h），降雨入滲影響深度達(dá)到1.75 m，而完全飽和區(qū)深度也達(dá)到0.5 m。降雨停止后，土體中的雨水持續(xù)向下入滲，停止24 h后（t=48 h），雨水的入滲深度達(dá)到2.9 m，并且隨著時(shí)間的推移，入滲深度還在持續(xù)的增大，當(dāng)降雨停止5 d后（t=144 h），降雨入滲深度達(dá)到5.0 m。由圖12還可知，降雨停止后，由于模型中上部雨水的持續(xù)下滲，3.5 m高程以上區(qū)域的含水率逐漸降低，而以下區(qū)域體積含水量逐漸增大。

3.2二維模型

將表2中所示二維狀態(tài)下的邊界條件施加于圖2所示的邊坡模型，用于分析雙向滲流條件下邊坡內(nèi)部的暫態(tài)飽和區(qū)分布規(guī)律。圖12所示為當(dāng)降雨強(qiáng)度取1.26×10-6 m/s（等于ksat）時(shí)邊坡內(nèi)部暫態(tài)飽和區(qū)分布。從圖中可知，模型中根據(jù)土體含水率的不同，可以分為4個(gè)區(qū)域，從上到下依次為：暫態(tài)飽和區(qū)、非飽和區(qū)、毛細(xì)吸力飽和區(qū)、基巖?；鶐r為地下水位線以下區(qū)域，該區(qū)域?yàn)闈B透系數(shù)極低的巖石，一般認(rèn)為該區(qū)域?qū)吰卤韺訚B流影響較小。未降雨前，邊坡表層并不存在暫態(tài)飽和區(qū)，隨著降雨時(shí)間的持續(xù)，邊坡表層出現(xiàn)了暫態(tài)飽和區(qū)，其向邊坡內(nèi)部擴(kuò)展的速度越來越快，表明暫態(tài)飽和區(qū)的形成對雨水往邊坡深部的入滲具有促進(jìn)作用。降雨停止時(shí)，在暫態(tài)飽和區(qū)厚度已達(dá)到1.72 m，相對而言，邊坡中部與下部向內(nèi)擴(kuò)展的深度大于邊坡坡頂。

圖13、14所示為點(diǎn)a～g以及截面Ⅱ-Ⅱ在降雨強(qiáng)度為1.26×10-6 m/s時(shí)的含水率變化。從圖13可知，e、b、f、g點(diǎn)雖然到邊坡表面的距離相同，但含水率變化并不一致。降雨初期表現(xiàn)為含水率逐漸增大，直到達(dá)到飽和含水率，降雨停止后（t=24 h），由于失去了降雨的補(bǔ)給，而雨水還將持續(xù)往更低位置下滲，e、b、f點(diǎn)的含水率開始緩慢的降低。而g點(diǎn)的含水率表現(xiàn)為先降低，后增大的特征，這是由于g點(diǎn)雖然同樣失去了降雨的補(bǔ)給，但g點(diǎn)相對e、b、f點(diǎn)的位置較低，能夠得到由較高位置下滲雨水的持續(xù)補(bǔ)給，但補(bǔ)給強(qiáng)度小于降雨強(qiáng)度，所以，表現(xiàn)為先降低后增大的特征。對于點(diǎn)a、b、c、d而言，初始狀態(tài)下的含水率大小關(guān)系為a

圖14為模型截面ⅡⅡ在不同時(shí)刻的含水率分布，降雨24 h后，邊坡表層形成了暫態(tài)飽和區(qū)，飽和區(qū)厚度達(dá)1.5 m，入滲影響深度為1.87 m。地表以下分為暫態(tài)飽和區(qū)非飽和區(qū)飽和區(qū)3個(gè)含水率分布區(qū)。降雨停止后，離地表較近位置失去飽和狀態(tài)，含水率降低明顯，隨著時(shí)間的推移，當(dāng)降雨停止96 h后，地表向下0.93 h以內(nèi)的區(qū)域均處于非飽和狀態(tài)，同時(shí)隨著雨水的持續(xù)下滲，截面ⅡⅡ較低位置的含水率明顯增大。

圖15、16描述了降雨過程中邊坡模型內(nèi)部點(diǎn)與截面的滲流特征，從含水率的變化上分析了邊坡在降雨條件下的暫態(tài)飽和區(qū)變化，但顯得不夠直觀。因此，采用圖15對暫態(tài)飽和區(qū)在不同時(shí)刻的分布進(jìn)行演示?？梢钥吹?，在降雨停止時(shí)，邊坡表層暫態(tài)飽和區(qū)在邊坡表面是連續(xù)的，且與毛細(xì)飽和區(qū)是分離的。降雨停止24 h后，在沒有雨水持續(xù)補(bǔ)給的情況下，由于暫態(tài)飽和區(qū)雨水持續(xù)下滲，邊坡表面出現(xiàn)了一定厚度的非飽和區(qū)，而在邊坡內(nèi)部滲流形成更深層的暫態(tài)飽和區(qū)。表現(xiàn)為暫態(tài)飽和區(qū)整體下移，并與毛細(xì)飽和區(qū)合并。當(dāng)降雨停止48 h后，坡頂與坡腳較遠(yuǎn)位置的邊坡表層暫態(tài)飽和區(qū)由于雨水下滲逐漸消失，邊坡表面的非飽和區(qū)進(jìn)一步擴(kuò)大。同時(shí)，由于暫態(tài)飽和區(qū)與毛細(xì)飽和區(qū)完全融合，在降雨停止72 h后，地下水位明顯升高，暫態(tài)飽和區(qū)完全消失。降雨停止96 h后，可見因降雨引起而升高的地下水位面趨于平緩，在邊坡內(nèi)部，某一位置地下水位升高的幅度與該位置的高程呈反比。圖16為幾種不同降雨強(qiáng)度下暫態(tài)飽和區(qū)的分布及擴(kuò)展情況，在相同降雨時(shí)間內(nèi)，當(dāng)降雨強(qiáng)度小于飽和滲透系數(shù)時(shí)，降雨強(qiáng)度越大，暫態(tài)飽和區(qū)形成的時(shí)間越早，擴(kuò)展的面積也越大。當(dāng)降雨強(qiáng)度大于飽和滲透系數(shù)時(shí)，降雨強(qiáng)度的增大并不會(huì)明顯加快暫態(tài)飽和區(qū)的形成及增大擴(kuò)展的面積。與前文所述的一維滲流相同，降雨強(qiáng)度的大小對暫態(tài)飽和形成及發(fā)展的快慢具有重要的影響。

4結(jié)論

著眼于降雨條件下的坡積土邊坡暫態(tài)飽和區(qū)的形成、分布及消散特征，同時(shí)也描述了該過程中邊坡內(nèi)部含水率、基質(zhì)吸力、水力梯度的變化規(guī)律。所得結(jié)論：

1）當(dāng)降雨入滲速度大于雨水在土中下滲流速時(shí)，則會(huì)在邊坡表層產(chǎn)生一定厚度的暫態(tài)飽和區(qū)，對于某一確定的土體而言，暫態(tài)飽和區(qū)的出現(xiàn)快慢與擴(kuò)展范圍受到降雨強(qiáng)度與降雨時(shí)間共同控制。降雨強(qiáng)度與出現(xiàn)暫態(tài)飽和區(qū)的時(shí)間可用乘冪形式的函數(shù)表示，而雨水的入滲深度、表層含水率大小分別與降雨強(qiáng)度呈線性關(guān)系及對數(shù)關(guān)系。

2）二維邊坡滲流模型中，受降雨影響后可分為暫態(tài)飽和區(qū)、非飽和區(qū)、毛細(xì)吸力飽和區(qū)、基巖4個(gè)區(qū)域。暫態(tài)飽和區(qū)范圍在降雨過程中逐漸擴(kuò)大，且速率越來越快，暫態(tài)飽和區(qū)的形成對雨水向邊坡深部入滲具有促進(jìn)作用。雨停后，該區(qū)域整體向邊坡內(nèi)部移動(dòng)，邊坡表層重新出現(xiàn)非飽和區(qū)，最終暫態(tài)飽和區(qū)與毛細(xì)飽和區(qū)融合，引起地下水位升高。

3）二維邊坡滲流模型中，暫態(tài)飽和區(qū)面積的擴(kuò)展速率與滲透系數(shù)和降雨強(qiáng)度的相對大小相關(guān)，降雨強(qiáng)度小于飽和滲透系數(shù)時(shí)，降雨強(qiáng)度越大，暫態(tài)飽和區(qū)形成的時(shí)間越早，擴(kuò)展的面積也越大。當(dāng)降雨強(qiáng)度大于飽和滲透系數(shù)時(shí)，降雨強(qiáng)度的增大并不會(huì)明顯加快暫態(tài)飽和區(qū)的形成及增大擴(kuò)展的面積。

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（編輯胡英奎）