花岗岩残积层滑坡形成机理降雨模拟研究

2022-07-23冯文凯胡芮白慧林吴义鹰代洪川

科学技术与工程 2022年18期

冯文凯，胡芮，白慧林，吴义鹰，代洪川

(1.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，成都 610059； 2.广东省有色矿山地质灾害防治中心，广州 510062)

花岗岩广泛分布在中国东南沿海地区，它是一种粒状侵入岩体，由于在地表长期裸露，加之东南沿海又地处中国亚热带季风气候，高温高湿多雨，在这种环境下，花岗岩强烈风化，形成不同风化程度的残积层[1]。研究表明，风化程度高的残积土，而其水理性质差，易触变，经浸水、扰动等因素影响，其原来稳定的结构会迅速遭到破坏，力学性能迅速降低，故花岗岩残积土是一种特殊土，有其独有的组成和结构特征及突出的工程特性[2-4]。

关于花岗岩残积土降雨入渗破坏机理研究， Coutinho等[5]对巴西伯南布哥州的花岗岩残积土滑坡破坏机理进行了研究，认为降雨是滑坡启动的最重要因素，将滑坡破坏归结为多期次破坏，即破坏过程包含了多次启动和失稳过程；Harianto等[6]通过数值模拟方法对比沉积土与残积土边坡在降雨作用下的稳定性，结果表明，在降雨强度为22、36、80 mm/h时，残积层边坡的安全系数比沉积层边坡下降得更快；花岗岩残积土中含水率的变化会导致基质吸力的变化，基质吸力的大小会影响土体的抗剪强度进而影响边坡的稳定性，Kim等[7]认为降雨作用下风化层的失稳破坏是降水入渗引起的润湿带的加深以及基质吸力的减少而引起的；Tsaparas等[8]通过数值模拟方法研究了降雨强度、降雨前雨量分布以及土体饱和渗透系数对斜坡安全系数的影响；简文彬等[9]和张涛等[10]在分析降雨对边坡土体含水率影响的基础上，通过饱和度和含水率的关系推求出土体从非饱和过渡到饱和的有效降雨量；Zhang等[11]利用室内土柱试验与数值模拟相结合的方法研究了降雨作用下残积土边坡破坏机制，对残积土的非饱和水力参数进行反分析，随后用于模拟台风作用下边坡的渗流场和应力应变场；此外，花岗岩残积土层的特殊地质结构对崩岗侵蚀的发生和发展起着重要作用，土壤物理力学性质沿剖面的空间变化对是影响崩岗侵蚀发展的重要因素[12]。

对于花岗岩残积土边坡的稳定性和破坏机理，中外学者已进行了大量研究，可以发现，降雨是影响该类土坡稳定性的最直接外因，而土体性质是最重要内因，学者们主要采用室内模型试验、理论计算、数值模拟等手段进行研究，很难准确反映土体结构的影响，因而，采用现场原位降雨物理模拟可最大程度反映现场岩土体结构效应，而这种方法目前应用较少。现通过原位降雨物理模拟试验，利用传感器对坡体内部孔隙水压力、土压力、含水率进行监测，同时对坡表变形进行实时观测，以获取降雨过程中坡体内部含水率、压力变化情况和坡体宏观变形迹象，以广东省龙川县米贝村群发性滑坡(24°38′37.25″N、115°18′18.30″E)为背景，探索研究典型斜坡变形破坏机理。

1 滑坡区工程地质条件

1.1 工程地质概况

米贝村群发性滑坡位于广东省龙川县贝岭镇。研究区位于贝岭镇西北部，面积约10 km2，区内发育小型滑坡上近200处，威胁米贝村生命财产安全，造成大量经济损失。区内高程范围大都在200～500 m，受构造运动影响，区内褶皱发育，因此地貌上具有山势陡峭、山峰尖锐，山脊狭窄的特征，沟谷发育，多为长条状V或U形谷，同时发育有规模不大的山间盆地。

研究区下伏基岩为下古生带混合花岗岩，主要呈灰白-灰黄色，出露基岩按风化程度可划分为全风化、强风化、中风化3类，上覆第四系覆盖物主要为残积砂质粘性土。如图1所示，区内斜坡具有统一的二元结构，即残积土层+花岗岩风化层，根据滑坡岩土体和结构因素进行分类，研究区内此次群发滑坡均属于土质滑坡，为花岗岩地区的残积层滑坡[13]。调查发现，研究区斜坡稳定性受人类工程活动坡脚开挖以及沟道内流水侵蚀下切所形成的临空面控制作用较为明显，因此将该类斜坡作为此次研究的典型斜坡体。

图1 斜坡工程地质剖面示意图Fig.1 Slope engineering geological profile

1.2 岩土体物理力学性质

由于此次滑坡发生在残积层，因此对残积层和残积层以下全风化层岩土体物理力学性质研究至关重要，通过一系列现场及室内物理力学试验，获取了全风化层和残积层岩土体基本参数如表1所示。

研究区残积土天然状态下强度较高，中等渗透性，总体具有渗透性好、级配不良、孔隙比大、土体强度随含水率增加下降快等特点，属级配不良的残积黏性土，岩土矿物成分X射线衍射测定结果显示，花岗岩残积土成分以高岭石为主，此外，含少量伊利石、绿泥石，个别长石、三水铝石和蒙脱石的次生黏土矿物，同时，在风化过程中形成具有联结作用的游离氧化铁，残积层与全风化层中黏土矿物占比分别为67%、44%。

表1 岩土体基本物理力学参数Table 1 Basic physical and mechanical parameters of rock and soil mass

2 试验方案

2.1 典型点特征

为了保证试验选点的普遍性和代表性，选择的典型斜坡紧靠灾害已发生点，具有典型的双层结构，即上覆厚度较薄的残积层，下伏全风化层，地形坡度40°左右，表部有灌木，为滑坡高易发斜坡坡度和结构。试验点具体位置如图2所示。

图2 试验现场全貌Fig.2 Panorama of the test site

2.2 降雨试验系统设计

试验在原始坡体上选取1.5 m×2 m的矩形区域进行降雨，整个降雨模拟系统设计如图3(a)所示，主要由5部分组成：位于右上角的蓄水池、可实时控制降雨强度的降雨系统、原位坡体、集水槽以及集水池、数据采集与收集系统。

人工降雨模拟是针对现场试验条件设计的一个喷洒系统来实现的，该喷洒系统由1个微型加压泵、4个雾化喷头、1个流量计、1根主管和1根回水管组成的，可实现不同降雨强度的实时控制。现场数据采集所用仪器主要为土压力计、孔隙水压力计、含水率传感器以及流量计如图3(b)所示，各传感器型号及参数如表2所示。

传感器主要用于测量坡体内部坡顶和坡脚的压力和含水率变化，传感布设平面及剖面布置如图4所示，剖面上总共分2层布设，分别布设于深度为30 cm和80 cm处，平面上左侧布设孔隙水压力传感器，右侧布设土压力传感器，含水率传感器布设在左上角和右下角，其中MS1、MS3埋设深度为30 cm，MS2、MS4埋设深度为80 cm，各传感器在降雨开始时即开始采集数据，由于降雨结束后雨水在坡体内部持续下渗，在降雨结束后观察到传感器数据波动不大时结束采集。为尽量避免埋设传感器对原状坡体造成扰动，布设传感器采用直径5 cm的洛阳铲横向成孔，埋入传感器后再回填原状土，试验现场布置如图5所示。降雨结束后，拟对沿图4(a)所示L1、L2、L3进行剖面开挖，以更加准确的获得降雨结束后坡体内部含水率分布情况。

表2 部分监测仪器及参数Table 2 Some monitoring instruments and parameters

图3 试验平面布置图与部分监测仪器Fig.3 Test layout plan and some monitoring instruments

WP为孔膜水压力传感器；MS为含水率传感器；SP为土压力传感器；L1、L2、L3为降雨试验结束后开挖剖面图4 传感器平剖面布置图Fig.4 Plane and section layout of sensor

图5 试验现场布置Fig.5 Layout of test site

2.3 降雨方案设计

针对研究区雨季高温多雨的气候条件，为观察坡体内部在降雨期间和雨停期间的压力和含水率变化情况，设计了雨-暴雨-大暴雨-特大暴雨工况下的持续多次降雨与间断降雨的降雨方案，以期得到多种工况下的试验结果，降雨溶液采用浓度为4 g/L的亮蓝染色溶液(为可食用染色剂，对土壤无污染)，具体降雨强度以及降雨时间如表3所示。

表3 降雨方案设计Table 3 Rainfall scheme design

3 人工降雨模拟结果分析

3.1 降雨入渗动态特征及体积含水率分布特征

试验过程中，记录了不同时段不同降雨强度下坡表径流量，如图6所示，根据降雨总量和地表径流量测算，可获得降雨期间地表径流与总降雨量的比值与时间的关系曲线，结果显示，第1天大雨工况后，地表径流占比仅为9%，转换为暴雨工况后，地表径流占比稳定在50%左右，说明斜坡土壤渗透系数较高，在大雨工况下大部分雨水能够渗入土体，加大雨强后，地表径流量增大，入渗界面水头也加大，同时，坡体浅层由于孔隙气体的不断排出，其渗透系数也有所增加，加之雨水下渗到全风化层，全风化层黏粒含量较少，浸润峰发展速度更快，因此最终地表径流占比增幅不大。

图6 降雨强度及地表径流所占比例Fig.6 Rainfall intensity and proportion of surface runoff

斜坡体积含水率时程曲线如图7所示。初始体积含水率在坡体内分布规律性较差；各位置传感器开始响应的向后顺序为MS3、MS1、MS4、MS2，第1天大雨工况下(降雨1.5 h)，表层和深层含水率均无明显变化；第2天降雨开始前，埋深较浅的水分地址1、3含水率上升至20%左右，降雨1 h后含水率增加至26%～27%，降雨结束后浅部体积含水率一直缓慢匀速下降，在降雨停止3.2 h后，水分地址4数值开始增长；第3天、第4天含水率增长趋势与第2天类似，但含水率增加速率稍有减缓，降雨结束后含水率响应速度有所增加。

图7 含水率时程曲线Fig.7 Time history curve of water content

总体来看，斜坡含水率变化具有以下特征：对同一孔位的不同深度进行比较，土体的体积含水量变化趋势是上部含水量比下部先增加，在土体表层，含水量的变化与降雨相关性明显，稍有滞后现象，降雨停止后，含水量有下降趋势，在第4天降雨结束后，含水率下降明显，这一方面是此时浅表层土体结构被破坏，加之坡体含水率升高，土的渗透系数增加引起的，另一方面是因为临空面的存在使土体饱和后其余水分能够通过临空面快速排出；从含水率空间分布特征可知，在降雨后期，坡脚地表径流量会大于坡顶，使入渗界面水头增加，导致坡脚入渗量大于坡顶，高含水率区域在坡脚范围更大，这会导致坡脚孔隙水压力增大，在具有临空面的条件下发生潜蚀破坏。

剖面L2含水率在坡体内部具体分布情况如图8所示，可以看出：高含水率区域集中在坡体中下部，这与含水率监测情况较为符合，开挖后坡体表部30 cm内含水率降低至25%以下，而高含水率区域集中在坡体深部，这是因为在降雨结束后和开挖过程中，坡体内部雨水持续下渗，导致高含水率分布区域逐渐下移，这表明即使边坡无法在降雨期间发生失稳破坏，但雨停后，雨水在重力场作用下持续下渗，边坡也可能因为水分增加而引起的强度衰减而失稳。

图8 L2剖面含水率等值线图Fig.8 Water content contour map of L2 profile

3.2 孔隙水压力分布特征

斜坡孔隙水压力时程曲线如图9所示，由图9可知，降雨前，所有传感器都监测到负的孔隙水压力，且越靠近坡表负值越大，即土壤基质吸力越大，总体上看，孔隙水压力增减趋势与含水率数值增减趋势保持高度一致；残积层及全风化层降雨入渗响应明显，在降雨过程中，一旦孔压开始响应，在短时间内即由负值上升为正值；传感器开始响应顺序为WP3、WP1、WP4、WP2，可以看出，坡脚响应速度大于坡顶，降雨过程中，斜坡浅层土体率先饱和，随后在重力作用下斜坡内水分向坡脚迁移，导致坡脚率先出现大面积暂态饱和区；在这种间隔短时强降雨条件下，降雨主要是使坡表0.5 m内以及坡脚1 m范围内孔隙水压力快速增长，进而降低基质吸力，劣化土体抗剪强度，降低了坡体稳定性。

图9 孔隙水压力时程曲线Fig.9 Time history curve of pore water pressure

3.3 土压力增量变化特征

各监测点竖向土压力增量时程曲线如图10所示。总体上看，降雨期间竖向土压力是在波动中上升，土压力对雨水入渗响应有一定的滞后性，这种现象在坡脚两处传感器位置表现最为明显；与含水率分布情况一致，土压力空间分布呈现出坡脚大于坡顶的规律，因此在这种具有临空面的条件下，土压力空间分布呈现出坡脚大于坡顶的规律，因此在这种具有临空面的条件下，坡脚易先产生破坏；坡体中竖向土压力的增减是土体自重变化、斜坡变形所产生的应力变化以及渗流力作用引起的，降雨过程中，土压力无异常增减，说明坡体无整体变形趋势。

3.4 变形破坏特征

本次降雨模拟对试验模型造成了3处破坏，总体呈现出“逐级后退、依次破坏”的特征。一是坡面侵蚀破坏，降雨对斜坡的侵蚀作用主要位坡面侵蚀与坡内侵蚀，坡面侵蚀作用以雨水溅蚀、面蚀、细沟侵蚀为主[14-16]，雨水溅蚀会直接破坏土颗粒之间的胶结，使砂粒与粉粒黏粒溃散，进而产生跃迁和位移，这种作用在降雨过程中持续存在；如图11(a)所示，面蚀则是指坡面薄层水流对土壤颗粒的分散和运移，主要发生于第1天降雨初期；如图11(b)所示，在坡面水流差异性侵蚀作用下，即产生细沟侵蚀，细沟侵蚀过程中细沟小股流对细沟沟头、沟壁、沟底的土壤进行分散和搬运，细沟侵蚀作用加速了坡面的侵蚀过程，使坡面土壤颗粒不断被冲散运移，最终，如图11(c)所示，在斜坡中下部由于坡面侵蚀作用造成斜坡浅表层破坏，这种破坏弱化了土壤胶结，改变了表层土壤结构，加大了雨水下渗和土壤组分流失速度。

二是模型临空面产生滑塌破坏，第4天降雨开始2 h后，在临空面中部产生滑塌，滑塌区形状顶部窄底部较宽，边缘不规则，滑塌面积约1 500 cm2，体积约4 500 cm3，滑塌区在降雨过程中面积逐渐扩大，降雨结束后面积扩大至约2 500 cm2，滑塌区顶部明显变宽，其后缘向坡顶逐渐扩展，临空面破坏发展过程如图12所示。

图11 坡面侵蚀破坏演化过程Fig.11 Evolution process of slope erosion

图12 临空面破坏演化过程Fig.12 Failure evolution process of free face

三是坡内侵蚀作用，这种作用以潜蚀为主，如图13所示，在第2天降雨后期前缘临空面左侧观察到潜蚀现象，潜蚀作用是指水流沿着土体内部的孔隙裂缝发生运移，对土体不断进行渗透、冲刷、溶蚀并带出土体中的细颗粒的过程，试验中观察到潜蚀通道中不断有砂颗被带出，说明潜蚀通道的形成加速了坡内土颗粒的流失速度。

图13 临空面潜蚀通道Fig.13 Sub-erosive channel of free surface

4 滑坡形成机理分析

4.1 影响因素分析

从物理模拟试验结果来看，高强度降雨会在短时间内引起坡体内部含水率的快速变化，进而导致孔压以及土压的变化，但降雨并未引起坡体内部土压力及孔隙水压力出现异常增减，降雨过程中斜坡无整体破坏趋势，而是引起坡表的局部破坏，表现出“逐级后退、依次破坏”的特征，后续可演化为整体失稳。综合分析认为，斜坡失稳原因主要可分为内因和外因，内因为岩土体物理力学性质以及斜坡结构，外因主要为降雨强度。

(1)降雨强度：降雨使坡表产生坡面侵蚀，坡体内部发生潜蚀，造成坡表土壤颗粒溃散，坡内形成优势渗流通道[16-17]。当降雨强度较小时，大部分雨水能够下渗至坡体浅表层，此时坡体内部含水率增量较小，残积层抗剪强度衰减也较小，随着降雨强度达到暴雨强度及以上时，一方面坡体内部土体含水率增加，致使土体强度衰减，另一方面雨强增加导致雨水动能和坡表径流量增加，使得坡表土壤颗粒被冲散带走，在坡表形成大量冲刷细沟，两方面的综合作用使坡体整体稳定性降低，同时坡体内部含水率的持续增加还可能产生潜蚀现象，形成坡内侵蚀。

(2)岩土体物理力学性质：花岗岩残积土在与水接触时，为土体内部提供胶结作用力的游离氧化物会遇水溶解，导致土体自身强度会降低、具有更大压缩性和应变软化特性[18-19]，同时由于级配不良，土体组分在坡面侵蚀以及潜蚀作用下被部分带走，形成大量坡表冲沟与潜蚀通道，降低了土体强度；也正是土体的强度弱化特性和应变软化特性，使得在降雨作用下一旦局部产生微小应变即开始破坏，局部破坏后剪应力重分布至临近土体，如此循环往复，形成“逐级后退、依次破坏”的特征。

(3)斜坡结构：研究区斜坡大多为残积层+花岗岩全风化层，且地形坡度一般较大(35°～55°)，前缘临空面的存在使其抗滑力降低，降低了斜坡稳定性。

因此，在研究区这种固有的岩土物理力学性质和斜坡结构的条件下，影响斜坡稳定性最主要的因素即强降雨(暴雨及以上强度)。

4.2 变形破坏机制分析

依据现场调查和试验成果，将该类降雨型滑坡形成演化划分为以下4个阶段：原始斜坡演化阶段、土壤颗粒运移阶段、坡表局部破坏阶段、整体失稳阶段。

4.2.1 原始斜坡演化阶段

如图14所示，在气候、构造、岩体本身性质共同影响下，形成了研究区具有渗透性好、级配不良、孔隙比大、强度随含水率增加下降快等特殊物理力学性质的残积土和坡度较大、具有统一二元结构的斜坡体。

图14 原始斜坡演化阶段Fig.14 Evolution stage of original slope

4.2.2 土壤颗粒运移阶段

该阶段主要表现为降雨造成的坡面侵蚀及坡内潜蚀，动力来源主要为雨水的动能以及势能。在花岗岩残积土中，砂颗粒为骨架颗粒，黏粒及游离氧化物作为胶结物依附与骨架颗粒之上，组成团粒结构[20-21]，其微观结构示意图如图15所示。结合物理模拟分析，在坡面侵蚀作用中，溅蚀、面蚀、细沟侵蚀对坡体表面侵蚀破坏作用存在一个由弱到强的过程，造成的坡表土壤颗粒分散和运移；在侵蚀作用初期，降雨入渗仅引起坡体浅表层含水率变化，使坡体内土压力出现小幅增长，随着侵蚀作用加剧，细沟侵蚀作用开始出现，坡脚径流量增加，坡脚降雨入渗量也逐渐增加，最终在坡脚率先形成暂态饱和区，同时在持续降雨作用下出现潜蚀破坏，使坡体内部土颗粒也逐渐流失；在侵蚀作用后期，坡体中下部出现高含水率集中区域，同时也引起坡脚土压力和孔隙水压力的快速增长。

图15 土壤颗粒运移阶段Fig.15 Stage of soil particle transport

4.2.3 坡表局部破坏阶段

该阶段主要表现为细沟沟头、沟壁，前缘临空面的局部塌陷，主要动力来源为土体自身势能，水动力作用其次。如图16所示，细沟形成后，细沟沟壁、沟底土壤细颗粒流失加速，细沟沟槽不断加深加宽，由于含水率增加土体自重增加同时由于土体微观结构破坏被软化，在重力作用下发生局部塌陷，随后这种坡面侵蚀与坍塌作用不断进行下去且越来越强烈，地表径流不断搬运沟墙上塌陷下来的物质，沟墙和沟壁也会在重力作用下不断发生新的塌陷，以至沟谷逐渐发展扩大，而沟头则不断后退，但此时通过土压力及孔隙水压力并未有异常变化，说明斜坡未有整体变形趋势，斜坡的破坏仍局限于坡表，并未整体失稳。