巫輔宇， 饒運(yùn)章*,， 石亮,， 張美道， 譚述君， 張世佳

（江西理工大學(xué)，a. 土木與測(cè)繪工程學(xué)院； b. 資源與環(huán)境工程學(xué)院，江西 贛州 341000）

贛南離子型稀土礦主要采用原地浸礦的工藝進(jìn)行開(kāi)采。此工藝無(wú)需開(kāi)挖搬運(yùn)山體，具有成本低廉，資源回收率高等優(yōu)點(diǎn)，因此被廣泛運(yùn)用于離子型稀土礦的開(kāi)采[1]。 但該工藝需要在稀土礦山山體中注入浸礦液，并且在浸礦過(guò)程中，礦土的物理力學(xué)性質(zhì)會(huì)發(fā)生改變[2-3]。 而近年贛南地區(qū)極端降水事件發(fā)生概率增加[4]，增大了離子型稀土礦山的滑坡風(fēng)險(xiǎn)。

國(guó)內(nèi)外學(xué)者對(duì)降雨誘發(fā)滑坡問(wèn)題展開(kāi)了一系列的研究，鄧文建等利用相似理論建立室內(nèi)模型，并通過(guò)數(shù)值模擬研究了飽和浸礦狀態(tài)下降雨對(duì)贛南稀土礦山邊坡穩(wěn)定性的影響，認(rèn)為降雨強(qiáng)度對(duì)邊坡穩(wěn)定性的影響大于注液[5]。 TANG 等將暫態(tài)飽和區(qū)孔隙水壓力納入邊坡穩(wěn)定性分析中，認(rèn)為在邊坡穩(wěn)定性分析中忽略暫態(tài)飽和區(qū)的孔隙水壓力可能會(huì)高估邊坡的安全狀態(tài)[6]。 王力等為研究人工切坡降雨致災(zāi)機(jī)制，開(kāi)展了人工降雨條件下的現(xiàn)場(chǎng)模型試驗(yàn)，得到降雨條件下邊坡位移的演化過(guò)程和變形破壞過(guò)程[7]。邱祥等采用數(shù)值模擬方法， 研究了降雨入滲條件下邊坡暫態(tài)飽和區(qū)的形成條件和演化特征， 認(rèn)為土體飽和滲透系數(shù)小于降雨強(qiáng)度時(shí)，邊坡入滲邊界附近形成暫態(tài)飽和區(qū)[8]。

降雨是離子型稀土礦山邊坡穩(wěn)定性的重要影響因素之一[9-10]，但目前關(guān)于稀土礦山邊坡尤其是贛南離子型稀土礦山邊坡強(qiáng)降雨致災(zāi)的研究較少。 據(jù)此，以贛南某離子型稀土礦山邊坡為研究對(duì)象， 基于飽和—非飽和滲流理論， 采用COMSOL Multiphysics多物理場(chǎng)仿真軟件得到離子型稀土礦山邊坡在強(qiáng)降雨條件下的孔隙水壓力的變化情況， 通過(guò)對(duì)降雨類(lèi)型、停雨間隔時(shí)間和降雨強(qiáng)度分別進(jìn)行分析，探究這些因素下邊坡孔隙水壓力的變化情況及其對(duì)邊坡穩(wěn)定性的影響。為強(qiáng)降雨條件下的離子型稀土礦山邊坡穩(wěn)定性分析與滑坡防治提供參考。

1 邊坡滲流基本理論

降雨入滲后，雨水并不是在短時(shí)間內(nèi)到達(dá)地下水位， 而是在非飽和區(qū)和飽和區(qū)中滯留一段時(shí)間。Coleman 和Bodamn 的研究表明：當(dāng)?shù)乇硗馏w形成積水入滲時(shí)，邊坡剖面的含水率自上而下可分為4 個(gè)區(qū)域：土體處于飽和狀態(tài)的飽和區(qū)、含水率較大的過(guò)渡區(qū)、含水率隨深度變化較小的傳導(dǎo)區(qū)、含水率隨深度急劇下降至接近初始含水率的濕潤(rùn)區(qū)，濕潤(rùn)區(qū)前端稱(chēng)為濕潤(rùn)鋒[11]。 隨著降雨持續(xù)，雨水不斷入滲并流入邊坡內(nèi)部，浸潤(rùn)線以上的非飽和土將逐漸過(guò)渡到飽和狀態(tài)。土體由非飽和狀態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)轱柡蜖顟B(tài)的滲流過(guò)程遵循達(dá)西定律，其在二維狀態(tài)下的控制方程[12]如下：

式（1）中：Kx、Ky分別為土體沿x、y方向的滲透系數(shù)；h為土體孔隙中總壓力水頭；ω 為匯源項(xiàng)；mw為比水容量；ρw為水的密度。

雨水入滲進(jìn)入土體內(nèi)部形成滲流， 整個(gè)滲流過(guò)程，土體基質(zhì)吸力、滲透率等隨土體飽和度的變化而改變，本文中土體的體積含水率θw、滲透系數(shù)kw、基質(zhì)吸力ψ 之間的關(guān)系采用COMSOL Multiphysics 內(nèi)置的Van Genuchten 模型進(jìn)行估算[13-14]：

式（2）、式（3）中：θr為殘余含水率；θs為飽和含水率；ks為土體飽和滲透系數(shù)；a、m、n為曲線擬合參數(shù)；m=1-。

2 數(shù)值模型建立

2.1 模型與參數(shù)

以贛南某離子型稀土礦山邊坡為研究對(duì)象，贛南地區(qū)地處中亞熱帶，其氣候特征為春夏季多雨，屬于典型的亞熱帶季風(fēng)性濕潤(rùn)氣候。 根據(jù)1998—2010 年贛州市地質(zhì)災(zāi)害情況統(tǒng)計(jì)[15]，該地區(qū)地質(zhì)災(zāi)害多發(fā)生于降雨量大的年份，其中大多數(shù)是降雨引發(fā)的滑坡災(zāi)害，具有“大雨大滑,小雨小滑”的特點(diǎn)[16]。

本文選擇研究區(qū)內(nèi)最易失穩(wěn)處的邊坡，建立簡(jiǎn)化二維模型如圖1 所示，邊坡高度為31 m，坡頂和坡底長(zhǎng)度分別為20 m、54 m，邊坡水平角為40°。 考慮到該地區(qū)夏季普遍多雨，地下水位上升，將初始地下水位設(shè)置在10 m 處。 表土層位于礦土層之上，其厚度為1 m。 監(jiān)測(cè)點(diǎn)A、B、C、D 分別布置于邊坡特征部位（坡頂中部、坡面、坡腳處和邊坡內(nèi)部）。在研究區(qū)內(nèi)的邊坡表土層及礦土層處取適量原狀土進(jìn)行室內(nèi)試驗(yàn)，測(cè)定得到各層土體所需的相關(guān)物理參數(shù)如表1 所列。

圖1 邊坡計(jì)算幾何模型Fig. 1 Simplified model of rare earth slope

表1 數(shù)值模型相關(guān)參數(shù)Table 1 Relevant parameters of each layer of soil

2.2 降雨入滲邊界條件

強(qiáng)降雨情況下， 非飽和狀態(tài)下邊坡土體的入滲能力往往小于降雨強(qiáng)度，當(dāng)降雨強(qiáng)度大于土體的飽和滲透系數(shù)時(shí)，邊坡表面會(huì)產(chǎn)生徑流或積水[17-18]。 強(qiáng)降雨條件下的邊坡滲流數(shù)值計(jì)算中，直接將降雨強(qiáng)度設(shè)置為入滲邊界條件可能會(huì)影響數(shù)值計(jì)算的收斂性。 因此，本文采用考慮表面徑流的降雨入滲邊界進(jìn)行計(jì)算，以解決因降雨強(qiáng)度大于土體入滲能力而導(dǎo)致的計(jì)算不收斂問(wèn)題。 降雨入滲邊界條件控制方程如下[19]：

式（4） 中：n為邊界外法線向量；ρ 為水的密度；u為邊界法向流速；Q為降雨強(qiáng)度；Ks為土體飽和滲透系數(shù)；L為入滲耦合長(zhǎng)度尺寸；Hw為徑流或積水的深度；p為入滲邊界處的孔隙水壓力；a為降雨邊界條件轉(zhuǎn)換函數(shù)。 當(dāng)a=1 時(shí)，p＜0；當(dāng)a=0時(shí)，p≥0。

2.3 強(qiáng)降雨工況設(shè)計(jì)

本文擬研究降雨類(lèi)型、停雨間隔時(shí)間、降雨強(qiáng)度對(duì)邊坡穩(wěn)定性的影響?？刂瓶偨涤炅繛? 200 mm，總歷時(shí)為4 d，采用減弱、增強(qiáng)、集中和均勻型4 種典型降雨類(lèi)型（如圖2），研究不同降雨類(lèi)型下的邊坡穩(wěn)定性的變化情況。

圖2 典型降雨類(lèi)型關(guān)鍵參數(shù)Fig. 2 Key parameters of the typical rainfall type

采用降雨—停雨交替進(jìn)行，降雨持時(shí)與停雨間隔時(shí)間相等的模式研究不同降雨停雨間隔時(shí)間對(duì)邊坡穩(wěn)定性的影響， 即控制總降雨量1 200 mm 不變，總歷時(shí)4 d，選擇均勻型降雨類(lèi)型，降雨強(qiáng)度為600 mm/d，停雨間隔時(shí)間分別為0.10、0.25、0.50 d。

選擇均勻型降雨類(lèi)型， 控制總降雨量1 200 mm不變，選擇歷時(shí)分別為2、3、4 d，設(shè)置降雨強(qiáng)度分別為600、400、300 mm/d， 研究不同降雨強(qiáng)度下的邊坡穩(wěn)定性的變化情況。

3 強(qiáng)降雨條件下邊坡孔隙水壓力分析

根據(jù)上文的數(shù)值模型及相關(guān)邊界條件， 通過(guò)COMSOL Multiphysics 多物理場(chǎng)仿真軟件分別模擬不同降雨類(lèi)型、停雨間隔時(shí)間、降雨強(qiáng)度下離子型稀土礦山邊坡孔隙水壓力的變化情況，并得到了4 個(gè)監(jiān)測(cè)點(diǎn)處孔隙水壓力隨時(shí)間的變化曲線。

3.1 不同降雨類(lèi)型下邊坡孔隙水壓力分析

不同降雨類(lèi)型下邊坡各監(jiān)測(cè)點(diǎn)處孔隙水壓力隨時(shí)間的變化情況如圖3 所示。 由圖3 可知，同一降雨類(lèi)型下坡面和坡頂處的孔隙水壓力變化趨勢(shì)相同，減弱型和集中型降雨下分別以0.36 d 和2 d 為分界點(diǎn)，孔隙水壓力先增后減。 均勻型和增強(qiáng)型降雨條件下，孔隙水壓力隨時(shí)間延長(zhǎng)持續(xù)增大。由于滲流路徑短雨水聚積，4 種降雨類(lèi)型下坡腳處孔隙水壓力都隨降雨的持續(xù)逐漸增大至0 kPa， 土體達(dá)到完全飽和狀態(tài)。其中，減弱型前期降雨強(qiáng)度較大，地下水位上升速率最快。 在邊坡內(nèi)部，減弱型降雨下孔隙水壓力最先發(fā)生變化，其次是集中型和均勻型，最后是增強(qiáng)型。

圖3 不同降雨類(lèi)型下各監(jiān)測(cè)點(diǎn)孔隙水壓力變化情況Fig. 3 Variation of pore water pressure at each monitoring point under different rainfall types

不同降雨類(lèi)型下孔隙水壓力的發(fā)展存在較大差異，分析其原因：當(dāng)飽和滲透系數(shù)大于降雨強(qiáng)度時(shí)，邊坡內(nèi)部難以形成大范圍的暫態(tài)飽和區(qū)，非飽和土的滲透系數(shù)由降雨強(qiáng)度控制。 不同類(lèi)型降雨過(guò)程中，非飽和滲透系數(shù)在瞬時(shí)降雨強(qiáng)度較大的階段達(dá)到較高水平。 此時(shí)邊坡形成大面積的過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)，雨水大量入滲并向邊坡內(nèi)部運(yùn)移。

3.2 不同停雨間隔時(shí)間下的邊坡孔隙水壓力分析

不同停雨間隔時(shí)間降雨下 （停雨間隔時(shí)間為0.10、0.25、0.50 d） 邊坡各監(jiān)測(cè)點(diǎn)處孔隙水壓力隨時(shí)間的變化情況如圖4 所示。由圖4 可知，坡頂、坡面和坡腳處孔隙水壓力的變化情況均為降雨階段增大，停雨階段減小。隨降雨間隔時(shí)間的增加，坡頂、坡面處孔隙水壓力回落幅度增大；邊坡內(nèi)部孔隙水壓力開(kāi)始發(fā)生變化的時(shí)間后移。停雨階段入滲雨水在重力作用下向下滲流， 過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)土體含水率逐漸下降，非飽和土的滲透系數(shù)也隨之減小， 孔隙水壓力開(kāi)始消散，過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)擴(kuò)展速率減小。再次降雨階段，入滲雨水導(dǎo)致土體含水率重新上升，當(dāng)含水率恢復(fù)至前一次降雨結(jié)束時(shí)刻的水平，過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)的擴(kuò)展速率達(dá)到最大值。 因此，再次降雨時(shí)過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)的擴(kuò)展存在一定的滯后， 并且隨著降雨間隔時(shí)間的延長(zhǎng)，滯后性更加明顯。

圖4 不同降雨停雨間隔時(shí)間下各監(jiān)測(cè)點(diǎn)孔隙水壓力變化情況Fig. 4 Variation of pore water pressure at each monitoring point under different rainfall durations

3.3 不同降雨強(qiáng)度下的邊坡孔隙水壓力分析

不同降雨強(qiáng)度下邊坡各監(jiān)測(cè)點(diǎn)處孔隙水壓力隨時(shí)間的變化情況如圖5 所示。由圖5 可知，隨著降雨強(qiáng)度的增大，坡頂、坡面和坡腳處孔隙水壓力變化速率逐漸增大；邊坡內(nèi)部孔隙水壓力發(fā)生變化的時(shí)間前移。淺層土體孔隙水壓力受降雨強(qiáng)度的影響較大，單位時(shí)間內(nèi)入滲量增加導(dǎo)致土體含水率上升，非飽和土的滲透系數(shù)隨之增大，過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)擴(kuò)展速率增大，加快了入滲雨水在坡腳處的聚積和向邊坡內(nèi)部的運(yùn)移。 從圖5（c）可知，由于地下水位上升，坡面和邊坡內(nèi)部處的孔隙水壓力發(fā)生了二次增大的現(xiàn)象。 這也說(shuō)明隨著降雨強(qiáng)度的增加，其對(duì)孔隙水壓力的影響更加明顯。

圖5 不同降雨強(qiáng)度下各監(jiān)測(cè)點(diǎn)孔隙水壓力變化情況Fig. 5 Variation of pore water pressure at each monitoring point under different rainfall intensities

4 強(qiáng)降雨條件下邊坡穩(wěn)定性分析

降雨過(guò)程中，處于非飽和狀態(tài)的土體其孔隙水壓力為負(fù)值，此時(shí)土體存在基質(zhì)吸力。 考慮到邊坡的穩(wěn)定性與非飽和土體抗剪強(qiáng)度密切相關(guān)，F(xiàn)redlund 認(rèn)為飽和—非飽和土的抗剪強(qiáng)度可以使用雙應(yīng)力狀態(tài)變量（σ-ua）、（ua-uw）表達(dá)[20-21]，公式如下：

式（5） 中：τf為非飽和土的抗剪強(qiáng)度；σ 為總應(yīng)力；ua為孔隙氣壓力；uw為孔隙水壓力；φ′為有效內(nèi)摩擦角；φb為隨基質(zhì)吸力變化的內(nèi)摩擦角。

本文在強(qiáng)降雨條件下的離子型稀土邊坡穩(wěn)定性分析中，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)通過(guò)有限元強(qiáng)度折減法計(jì)算得出。有限元強(qiáng)度折減法在數(shù)值計(jì)算方面的基本原理是：對(duì)土體的內(nèi)聚力和內(nèi)摩擦角c分別進(jìn)行折減得到cf和φf(shuō)，再將cf和φf(shuō)代替原來(lái)的參數(shù)進(jìn)行數(shù)值計(jì)算，用公式表示如下[22-23]：

式（6）、式（7）中：cf為折減后的內(nèi)摩擦角；φf(shuō)為折減后的內(nèi)聚力。

采用強(qiáng)度折減法分析邊坡穩(wěn)定性，需要判定邊坡是否達(dá)到臨界破壞狀態(tài)，目前普遍采用的邊坡穩(wěn)定臨界狀態(tài)判別準(zhǔn)則有3 種[24]，本文以數(shù)值計(jì)算不收斂作為判斷依據(jù)。

4.1 不同降雨類(lèi)型下的邊坡穩(wěn)定性分析

不同降雨類(lèi)型下邊坡穩(wěn)定性系數(shù)隨時(shí)間的變化曲線如圖6 所示。 由圖6 可知，不同降雨類(lèi)型下邊坡穩(wěn)定性系數(shù)都有所下降，4 d 時(shí)刻 （降雨結(jié)束時(shí)刻）邊坡穩(wěn)定性系數(shù)從大到小依次為：減弱型、均勻型、集中型、增強(qiáng)型。 隨著降雨的持續(xù)，減弱型降雨下的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)呈先減小后增大的趨勢(shì)，其他3 種類(lèi)型降雨下的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)呈持續(xù)減小的趨勢(shì)。 總體來(lái)看，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)的變化速率與降雨強(qiáng)度呈正相關(guān)。 減弱型降雨強(qiáng)度持續(xù)減小，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)的下降速率也逐漸減小，降雨后期由于入滲量的減小，淺層土體基質(zhì)吸力恢復(fù)，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)出現(xiàn)小幅上升； 均勻型降雨強(qiáng)度保持不變，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)下降速率基本不變；集中型降雨強(qiáng)度先增大后減小，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)下降速率也呈先增大后減小的趨勢(shì)；增強(qiáng)型降雨強(qiáng)度持續(xù)增大，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)的下降速率逐漸增大。 由于不同降雨類(lèi)型下邊坡過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)的形成時(shí)間不同，0～1 d內(nèi)減弱型降雨下的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)下降速率較大，3～4 d 增強(qiáng)型降雨下的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)下降速率較大。 其中，降雨結(jié)束后減弱型降雨下的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)下降幅度最大，最大降幅為5.65%，最小穩(wěn)定性系數(shù)為1.118。

圖6 不同降雨類(lèi)型下邊坡穩(wěn)定性系數(shù)變化Fig. 6 Variation of slope stability coefficient under different rainfall types

4.2 不同停雨間隔時(shí)間下的邊坡穩(wěn)定性分析

不同停雨間隔時(shí)間下4 d 時(shí)刻（降雨結(jié)束時(shí)刻）的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)如表2 所列。初始狀態(tài)下邊坡的穩(wěn)定性系數(shù)為1.185。 由表2 可知，4 d 時(shí)刻，停雨間隔時(shí)間為0.1 d 條件下的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)變化幅度最大，最小穩(wěn)定性系數(shù)為1.118。 邊坡穩(wěn)定性系數(shù)隨停雨間隔時(shí)間的縮短而減小。從不同停雨間隔時(shí)間下邊坡的孔隙水壓力變化情況可知，隨著停雨間隔時(shí)間的縮短，再次降雨時(shí)過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)擴(kuò)展速率更早達(dá)到最大值，導(dǎo)致入滲雨水能夠達(dá)到邊坡內(nèi)部更深處。 故停雨間隔縮短不利于邊坡的穩(wěn)定。

表2 4 d 時(shí)刻不同停雨間隔時(shí)間下的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)Table 2 Slope stability coefficient under different persistence on the 4th day

4.3 不同降雨強(qiáng)度下的邊坡穩(wěn)定性分析

不同降雨強(qiáng)度下邊坡穩(wěn)定性系數(shù)隨時(shí)間的變化曲線如圖7 所示。 由圖7 可知，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)隨降雨時(shí)間的延長(zhǎng)持續(xù)下降，且下降幅度隨降雨強(qiáng)度的增大而增加。300 mm/d 降雨下，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)呈直線下降，下降速率基本不變且降幅較小。400、600 mm/d 降雨下，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)下降速率先慢后快，兩者的下降速率分別在2.5、1 d 時(shí)刻進(jìn)一步增大。 其原因是：降雨開(kāi)始時(shí)， 非飽和土滲透系數(shù)并不是立刻達(dá)到最大值，而是隨著降雨入滲逐漸達(dá)到最大值。 降雨強(qiáng)度增大入滲量隨之增大， 非飽和土滲透系數(shù)提升速率加快，并且更早達(dá)到最大值。 當(dāng)非飽和土體滲透系數(shù)達(dá)到最高水平時(shí)， 過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)的擴(kuò)展速率也達(dá)到了最大值，這加速了雨水向邊坡內(nèi)部的運(yùn)移。 雨水大量入滲增加了邊坡土體自重， 同時(shí)基質(zhì)吸力逐漸減小導(dǎo)致土體抗剪強(qiáng)度下降。 故當(dāng)降雨強(qiáng)度小于土體飽和滲透系數(shù)時(shí)， 邊坡穩(wěn)定性系數(shù)的變化主要由降雨強(qiáng)度控制。

圖7 不同降雨強(qiáng)度下邊坡穩(wěn)定性系數(shù)變化Fig. 7 Variation of slope stability coefficient under different rainfall intensities

5 結(jié) 論

1）在強(qiáng)降雨過(guò)程中，不同降雨類(lèi)型下邊坡孔隙水壓力的發(fā)展情況存在很大差異。減弱型和增強(qiáng)型降雨分別在降雨前期和降雨后期形成大面積的過(guò)渡區(qū)和傳導(dǎo)區(qū)，雨水大量入滲，增加土體自重，影響邊坡的穩(wěn)定性。 減弱型降雨條件下，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)在降雨前期下降較快。 增強(qiáng)型降雨條件下，邊坡穩(wěn)定性系數(shù)在降雨結(jié)束后下降幅度最大。在離子型稀土礦山滑坡防治過(guò)程中需對(duì)降雨前期和后期的邊坡?tīng)顟B(tài)進(jìn)行重點(diǎn)關(guān)注。

2）不同停雨間隔時(shí)間降雨下,邊坡表層土體孔隙水壓力的變化情況為：降雨階段增大，停雨階段減小。隨著停雨間隔時(shí)間的縮短，停雨階段時(shí)表層土的孔隙水壓力回落幅度增大，并且邊坡內(nèi)部孔隙水壓力更早發(fā)生變化。 相同的總降雨量下， 不同停雨間隔時(shí)間（0.50、0.25、0.10 d）4 d 時(shí)刻（降雨結(jié)束時(shí)刻）的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)分別為：1.163、1.124、1.118。 間歇性降雨情況下，停雨間隔時(shí)間縮短不利于邊坡的穩(wěn)定，故應(yīng)在春夏季降雨頻繁時(shí)期進(jìn)行邊坡穩(wěn)定性的監(jiān)測(cè)。

3）隨著降雨強(qiáng)度的增大，邊坡淺層土體孔隙水壓力受其影響較大， 非飽和土滲透系數(shù)的變化速率明顯增大， 并且邊坡內(nèi)部孔隙水壓力發(fā)生變化的時(shí)間點(diǎn)提前，更多的水流入邊坡內(nèi)部，孔隙水壓力發(fā)生變化的區(qū)域越大。 相同降雨量下， 300 mm/d 降雨下邊坡穩(wěn)定性系數(shù)呈直線下降，400、600 mm/d 降雨下邊坡穩(wěn)定性系數(shù)下降速率明顯增大， 二者下降速率分別在2.5、1 d 時(shí)刻進(jìn)一步增大。 降雨結(jié)束后的邊坡穩(wěn)定性系數(shù)的下降幅度隨降雨強(qiáng)度的增加而增大。