非饱和砂土质边坡渗流破坏特征及稳定性分析——以老河口市某边坡为例

史箫笛，况 丽，汪文峰，毛 玲

（湖北省地质局 第八地质大队，湖北 襄阳 441000）

汉江流域一级阶地内广泛分布着砂土地层，不论是民用、工用建筑，还是公路、铁路或水利水电等工程建设都会涉及边坡工程，而降雨条件下砂土质边坡极易失稳破坏。边坡的稳定性主要取决于自然因素和人类活动因素，人为因素往往是可控的，而外部环境因素往往是随机的，不可控的。自然界边坡主体主要为非饱和土，传统边坡稳定性分析方法是基于饱和土的抗剪强度理论，降雨入渗使土体含水量增加，即土体内含水量是动态变化的，显然在这种情况下是不适用的。随着非饱和土力学的发展，关于非饱和土体抗剪强度理论也有了一定的发展，然而降雨条件下非饱和土体渗流极其复杂，土体结构及成分、降雨强度及时间、入渗条件等均会影响非饱和土渗流特征，进而影响非饱和土体抗剪强度参数的准确获取及边坡失稳判定。

根据相关统计资料，降雨是影响边坡稳定性的主要自然因素[1-3]。近年来，已有诸多学者在边坡稳定性分析方面做过相关研究工作。陈善雄等[4]采用极限平衡分析方法，建立了一套能考虑水分入渗的非饱和土边坡的稳定性分析方法。李承海等[5]从降雨对土体抗剪强度和重度的影响、降雨形成的水压力和降雨对土体的化学作用方面分析了降雨对边坡稳定性的影响。谭文辉等[6]基于饱和-非饱和渗流理论和固-液耦合原理，采用有限元方法研究了正常水位和降雨入渗情况下边坡渗流场、孔隙水压、应力场和位移场的变化特点，并采用修正的Mohr-Coulomb 准则和二维通用条分法分析了边坡的稳定性。王立等[7]利用有限元法对均质砂土边坡进行了饱和-非饱和渗流分析，模拟了边坡降雨入渗的全过程，得出降雨入渗过程的入渗量、浸润深度和含水率的瞬态分布以及边坡的瞬态安全系数。石振明等[8]改进Green-Ampt 入渗模型，提出适合多层非饱和土边坡降雨入渗的计算方法，采用强度折减法计算了整个边坡在入渗条件下的安全系数。楼平等[9]通过试验方法研究了斜坡土体的渗透性与强度变化，结果表明，非饱和土体渗透性随饱和度的增大而降低，土体强度随含水率增加而下降，数值模拟结果与试验结果表现出良好的一致性。蔡亚飞等[10]建立了渗流-应力耦合数学模型，结果表明，边坡安全系数随黏聚力和内摩擦角的增大而增大，随水头高度、降雨时间和降雨强度的增大而减小，而弹性模量、泊松比、各向同性的渗透系数对边坡安全系数几乎无影响。王腾飞等[11]通过室内土-水特征试验获取了非饱和土的水-力相互作用参数，采用VG 模型和Mualem 模型分别得出土-水特征曲线（SWCC）和渗透系数函数（HCF）曲线。结果表明，不同水力路径下，土-水特征曲线和渗透系数函数曲线具有明显的滞后效应，土体干密度越小则滞后效应越明显，基质吸力对体积含水率的敏感性就越小。

本文以老河口市某非饱和砂土质边坡为例，探讨了其在降雨条件下渗流破坏特征及稳定性，分析了降雨工况下非饱和砂土质边坡孔隙水压力和体积含水率分布及变化规律，初步解析了非饱和砂土质边坡失稳破坏模式。

1.1 非饱和带水流运动

1931 年，Richards 提出Darcy 定律可引申应用于非饱和带水的运动，此时的渗透率k 和渗透系数K 不再是常数，而与土壤的含水率θ 有关[12]。当含水率（或饱和度）减小时，一部分空隙为空气充填，因而过水断面减小，渗流途径的弯曲程度增加，导致渗透率或渗透系数减小。非饱和带中的Darcy 定律表达式为

式中：q 为平均渗流量，cm/s；
K（θ）为渗透系数，是土壤含水率的函数，cm/s；
▽ψ 为土水势梯度。

根据达西定律及质量守恒定律（水力联系性原理）可导出非饱和土壤水运动基本方程[13]：

上式可变换为以基质势h 为变量的基本方程：

以基质势h 为变量的基本方程，能够适用于饱和-非饱和问题的求解，能够很好地处理两者之间的耦合关系。

由非饱和土体中土体基质对土中水分的吸持作用（吸附作用和毛细管效应）而产生的土水势称之为基质势，其表示的是土体水分从某一点移动到标准参考状态，为了抵抗土体基质的吸持作用而对水分做的功，非饱和土体的基质势为负，饱和土体基质势为零。

1.2 土-水特征曲线

土-水特征曲线是非饱和土力学中的基础本构关系，反映了土体基质吸力与土体含水量之间的关系曲线，表示了非饱和土体中水分的能量和数量之间的关系，它与非饱和土结构、级配、分选性等因素密切相关。本文采用数学拟合法，M.T.Van Genuchten 于1980 年提出了一个三参数方程作为推测体积含水量函数的闭合解[14]，其控制方程如下：

式中：θ 为体积含水率，%；
θr为残留含水率，%；
θs为饱和含水率，%；
ψ 为负孔隙水压力，kPa；
a，n，m 为曲线拟合参数。

1.3 非饱和土强度理论

非饱和土的强度与含水量的变化密切相关，随着土含水量的增大，一方面土结构的弱化及其在荷载下较易出现变形，另一方面是基质吸力及其强度的降低。目前运用较广泛的是D.G.Fredlund 等提出的以非饱和土双应力状态变量为基础的抗剪强度理论[15-16]，其表达式为

式中：τ 为抗剪强度，kPa；
c′为有效黏聚力，kPa；
σ 为剪切面上的法向应力，kPa；
ua为孔隙气压力，kPa；
uw为孔隙水压力，kPa；
φ′为有效内摩擦角，（°）；
φb是与基质吸力（ua-uw）对应的等效内摩擦角，（°），其反映出非饱和土抗剪强度随基质吸力增大而增加的速率。

在饱和的毛细区域，孔隙水压力为张力，φb与有效内摩擦角φ′相当，当土趋于不饱和时，φb随之降低，但φb的使用背景是土的非饱和强度包络线被设定成随着基质吸力的增大而线性增加，当土体基质吸力很高时，极有可能过高估计非饱和土体剪切强度。为了更好地利用土-水特征曲线定量化非饱和土抗剪强度参数随土体含水率变化，S.K.Vanapalli等在1996 年给出的方程式以含水率为变量作为采用φb指标公式的替代[17]。

式中：s 为抗剪强度，kPa；
其余符号含义同上。

国内外对边坡稳定性分析的方法主要有极限平衡法和强度折减法。极限平衡法是将整个坡体划分成若干土条块，通过计算各土条块滑动力与抗滑力的比值、滑动力矩与抗滑力矩的比值来确定安全稳定性系数，其原理是通过静力平衡分析来判断边坡的稳定性。常用的极限平衡法有瑞典条分法、Bishop法、简化Janbu 法、Spencer 法、Morgenstem-Price 法（简称M-P 法）等。本文选用Morgenstem-Price 法，其能够同时满足力和力矩平衡。

3.1 边坡几何特征及参数选取

该边坡为一均质砂土质边坡，坡高5.0 m，坡比1∶1（图1），计算网格单元数量为1 869 个，节点数量为1 947 个，坡面以下2 m 范围内以0.2 m 间距划分网格，其余地方以0.5 m 间距划分网格。左右为定水头边界，按实际水位设定，边坡表面为自由渗透面，降雨条件设定为单位流量边界，其强度按大雨（49.9 mm/d）和暴雨（99 mm/d）设定，降雨时间设定为1 d，模拟总步长为7 d（图2）。本文以数值计算软件GeoStudio 为研究工具[18]，通过SEEP/W 和SLOPE/W模块对边坡进行数值模拟计算，其中SEEP/W 计算主要采用公式（4）和（5），SLOPE/W 计算主要采用公式（7），渗流及稳定性分析主要参数取值如表1 所示。

图1 几何模型简图

图2 数值模型及边界条件

表1 渗流及稳定性分析主要参数

3.2 降雨条件下非饱和土渗流特征

计算结果表明，整个降雨过程中，边坡土体内地下水位以上非饱和区孔隙水压力始终为负值，湿润锋未侵入至边坡地下水位（天然状态下的稳定水位），未形成饱和区或局部饱和区（图3）。随着降雨的入渗，土体中孔隙水压力由表层向里缓慢递增，越靠近坡面位置，孔隙水压力递增速率越快，孔隙水压力变幅越大；
边坡坡顶位置离地下水位更远，其天然状态下孔隙水压力明显小于坡脚位置，但在整个降雨过程中坡顶孔隙水压力升高速率明显高于坡脚位置，且其变幅也明显高于坡脚位置，在降雨停止片刻两位置孔隙水压力趋近相等，在降雨停止后的一段时间内，孔隙水压力不断缓慢减小，但坡顶孔隙水压力一直小于坡脚孔隙水压力（图4）。根据D.G.Fredlund 的非饱和土抗剪强度理论，孔隙水压力越大，抗剪强度越低，而坡脚处负的孔隙水压力更大，基质吸力更小，故抗剪强度更低，更易失稳破坏。

图3 大雨工况下孔隙水压力分布图

图4 不同位置孔隙水压力对比分析图

降雨开始后边坡表层土体含水率快速上升，但不同位置上升速率不一，坡顶处土体含水率迅速上升（图5），降雨10 h 后达到峰值，体积含水率为31%，但未达到饱和含水率，随后缓慢下降；
而坡脚处土体含水率较坡顶处上升较慢，于降雨停止时达到峰值，体积含水率为29%，随后逐渐下降，最后趋于平稳。降雨停止后，两位置处体积含水率均缓慢下降并逐渐趋于平稳，但其体积含水率很难恢复到初始条件下的状态，这是因为本次数值模型的边界条件未考虑环境条件的改变，包括温度、蒸发及气候因素等，因此土体中水分消散缓慢。降雨停止后的一段时间内坡顶处体积含水率下降速度更快、降幅更大，同时坡脚处体积含水率始终高于坡顶处，这是边坡土体中的水在重力驱动作用下逐渐向坡脚汇集所致，体积含水率等值线图也证明了上述观点，等值线逐步向坡脚汇集收敛（图6），体积含水率越高，自重应力越大，下滑力越大，因此坡脚位置也更易失稳破坏。值得注意的是，在整个降雨过程及停雨之后的一段时间内，地下水位以下土体体积含水率基本无变化，其再次论证了降雨入渗湿润锋很难侵入到边坡天然状态下的稳定地下水位，并不会补给地下水而导致地下水水位抬升。

图5 不同位置体积含水率对比分析图

图6 大雨工况下体积含水率分布图

计算结果表明，砂土质边坡稳定性安全系数在降雨过程中迅速降低，暴雨工况较大雨工况在同等时间下安全系数下降更快，安全系数也更低，降雨停止后，安全系数逐渐平稳并伴有缓慢上升趋势（图7）。天然状态下边坡稳定性安全系数为1.137，大雨工况下最低安全系数为1.113，变幅0.021%，暴雨工况下最低安全系数为1.100，变幅为0.033%，不同降雨工况下，边坡安全系数降幅都非常小，由此可以推测砂土质边坡失稳破坏不以整体滑动破坏为主而是以局部破坏或以表层破坏为主（图8）。无法识别分析局部剪切破坏，这也是极限平衡法的缺点之一，但也间接论证了上述推论。事实上，降雨入渗作用下砂土质边坡内细颗粒会随渗流发生运移而产生潜蚀作用，且这种潜蚀主要发生于湿润锋影响范围内的浅层土体[19-22]。在砂土质边坡内潜蚀作用挟带走了砂质细粒物，而黏土因黏聚力的存在不易被带走，形成了“砂走土留”的现象，潜蚀作用的持续进行使得岩土体内空隙不断增大，局部形成空洞或贯通管道，导致岩土结构被破坏，强度降低，引起边坡表层或局部失稳破坏，其主要破坏过程及模式为机械潜蚀-空隙扩展-坍塌破坏，这也与实际发生情况一致（图8）。

图7 不同降雨工况下安全系数变化图

图8 湖北省老河口市某砂土质边坡表层潜蚀破坏（位于汉江流域一级阶地内）

5.1 结论

（1）降雨入渗会导致边坡土体孔隙水压力与体积含水率升高，但其湿润锋难以侵入至天然状态下的稳定地下水位，不会引起地下水位的抬升，降雨过程中坡顶孔隙水压力升高速率高于坡脚位置，在降雨停止后的一段时间内，孔隙水压力不断减小，但坡顶孔隙水压力始终小于坡脚孔隙水压力；
降雨过程中坡脚土体含水率较坡顶上升更慢，降雨停止后，两位置体积含水率均缓慢下降并逐渐趋于平稳，且坡脚体积含水率始终高于坡顶，但其体积含水率很难恢复到初始条件下的状态。

（2）降雨强度越大，安全系数越低，相同时间内安全系数下降越快，不同降雨工况下，边坡安全系数降幅都非常小。砂土质边坡失稳破坏以局部破坏或以表层破坏为主，其主要失稳破坏模式为机械潜蚀-空隙扩展-坍塌破坏。

5.2 建议

砂土质边坡主要表现为表层失稳破坏，因此建议对该类边坡的防治应侧重于坡面防水而不是排水。极限平衡法无法识别局部剪切破坏或表层剪切破坏，下一步我们将采用强度折减有限元法分析边坡表层或局部剪切破坏规律。

猜你喜欢非饱和坡脚砂土软弱结构面位置对岩质顺倾边坡稳定性的影响水力发电(2022年11期)2022-12-08单一挡土墙支护边坡安全性的数值模拟研究水利技术监督(2022年7期)2022-07-11陕北矿区黄土沉陷坡面土壤有机质的时空变化特征及对土壤侵蚀的影响陕西水利(2022年5期)2022-07-04不同拉压模量的非饱和土体自承载能力分析特种结构(2022年2期)2022-05-06水泥土换填法在粉质砂土路基施工中的应用研究西部交通科技(2022年2期)2022-04-27饱和砂土地层输水管道施工降水方案设计黑龙江水利科技(2020年8期)2021-01-21重塑非饱和黄土渗透系数分段测量与验证黄河水利职业技术学院学报(2020年1期)2020-04-14龙之中华 龙之砂土——《蟠龙壶》创作谈陶瓷科学与艺术(2019年3期)2019-07-26非饱和土基坑刚性挡墙抗倾覆设计与参数分析中南大学学报（自然科学版）(2016年2期)2017-01-19非饱和地基土蠕变特性试验研究铁道科学与工程学报(2015年5期)2015-12-24