□□ 范文韜,賀建清,李軍偉,王 津,王湘春 (.湖南科技大學(xué) 巖土工程穩(wěn)定控制與健康監(jiān)測省重點實驗室,湖南 湘潭 40;.湖南省自然資源調(diào)查所,湖南 長沙 4004)

引言

沅麻盆地內(nèi)地層以湘西紅砂巖地層為主,地質(zhì)構(gòu)造發(fā)育程度中等,地質(zhì)環(huán)境條件較復(fù)雜,地質(zhì)災(zāi)害分布十分廣泛。沅麻盆地紅層具有巖層傾角小和所處邊坡坡角小的特點[1],按對巖質(zhì)邊坡的一般性評價來說,這樣的產(chǎn)狀不符合滑坡發(fā)生的一般先行條件。但往往一到雨季,沅麻盆地的紅層滑坡事件頻發(fā),如大華坪滑坡和麻陽石眼潭村滑坡等,因而對沅麻盆地雨季紅層滑坡機制的研究顯得十分必要和急迫。

目前對此類滑坡的機制研究中,有學(xué)者以引入“水”這一關(guān)鍵因子進(jìn)行分析,如李江等[2]通過現(xiàn)場調(diào)查發(fā)現(xiàn)在天然狀態(tài)下,紅層內(nèi)部一般存在少量地下水在滑面底部形成了帶狀的滲流層,當(dāng)降雨通過裂縫等通道滲入到滲流層時,會對滑帶土體產(chǎn)生軟化作用;通過三軸試驗對原狀滑帶土飽水軟化后的力學(xué)性能進(jìn)行分析得出,滑帶土在降雨作用下力學(xué)強度降低是導(dǎo)致部分紅層巖質(zhì)滑坡失穩(wěn)的重要因素。也有學(xué)者認(rèn)為滑坡事件往往不是簡單的一次降雨所導(dǎo)致,而是由于多次淅淅瀝瀝的前期降雨使土體的滲流場發(fā)生了改變,后緣裂縫迅速充水形成水頭,雨水隨滑帶入滲,產(chǎn)生靜水壓力,同時水平推力和滑帶底部浮托力不斷提高,此時邊坡的相對穩(wěn)定性在下降,而再次強降雨引發(fā)滑坡的復(fù)活啟動是導(dǎo)致滑坡的原因。周航等[3]對前期降雨之后滑帶土的強度恢復(fù)過程進(jìn)行研究,并確定由于自愈合效應(yīng)滑坡復(fù)活啟動強度介于其峰值強度和殘余強度之間。降雨引起的紅層滑坡其具體的穩(wěn)定性變化規(guī)律是相當(dāng)復(fù)雜的,降雨停止或降雨強度的降低會引起水位線的降低,而飽水狀態(tài)下軟巖強度和非飽和狀態(tài)下軟巖強度也不相同[4],這種不同的強度最終會體現(xiàn)在穩(wěn)定性的變化上。

為此,擬以芷江大沙界重大滑坡事件為背景,結(jié)合現(xiàn)場勘查和地層結(jié)構(gòu)分析,建立滑坡地質(zhì)模型,設(shè)置降雨條件計算從開始降雨到滑坡整個時間段上的穩(wěn)定性系數(shù)變化規(guī)律,分析引起穩(wěn)定性下降的原因,為沅麻盆地地區(qū)此類滑坡的預(yù)測、預(yù)報與防治提供理論支持。

1 大沙界村滑坡概述

大沙界村滑坡位于芷江侗族自治縣禾梨坳鄉(xiāng)大沙界村牛塘坳組,沿鄉(xiāng)道向北行進(jìn)約30 km即可到達(dá)芷江縣城?；聟^(qū)相對高差為110.56 m,縱向長為435 m,橫向?qū)挒?75 m,面積為7.6 km2,滑體平均厚度約為11 m,總方量約為83.74萬m3?；w上的房屋、稻田及公路部分遭到了破壞,直接經(jīng)濟損失超過了400萬元。由于滑坡前兆特征明顯,村民們在滑坡發(fā)生前全部成功轉(zhuǎn)移,沒有人員傷亡事件發(fā)生。

在地形地貌方面,滑坡區(qū)屬構(gòu)造剝蝕丘陵地貌,地勢總體南高北低,地形坡度為15～40°。最高點位于滑坡區(qū)南側(cè)公路邊,高程約為350 m,最低點位于滑坡前緣剪出口溝谷內(nèi),高程約為238 m,相對高差約為112 m。水文地質(zhì)特征方面,區(qū)內(nèi)地下水類型主要有松散巖類孔隙水和碎屑巖孔隙裂隙水兩種類型。

滑坡發(fā)生后,通過現(xiàn)場勘察(2023年5月)可知:滑坡土層主要包括第四系素人工填土層(Qml)素填土、第四系殘坡積(Qel+dl)粉質(zhì)黏土層和白堊系上統(tǒng)(K2)泥質(zhì)粉砂巖組成。第四系殘坡積土層(含礫粉質(zhì)黏土層)主要分布于滑坡區(qū)淺表層,紫紅色,可塑狀,成分較均勻,主要為黏粒,含泥質(zhì)。粉砂巖角礫約為32%,次棱角狀,干強度中等,韌性中等,層厚為3.5～6.7 m,平均厚度為5.6 m。從災(zāi)后應(yīng)急勘察鉆孔中取出的滑帶土含水量高,滑床層節(jié)理裂隙發(fā)育明顯。裂隙多礦物成分呈微張狀,有泥質(zhì)填充,巖質(zhì)較軟,巖石較完整。滑坡發(fā)生后,滑坡兩側(cè)裂隙中有泉水涌出,滑帶土體被上覆滑塊覆蓋。

2 地下水作用及斜坡穩(wěn)定性變化

通過參考滑坡前后的地質(zhì)勘察資料、坡體內(nèi)地下水滲流場及靜水壓力分布特征設(shè)置前期降雨工況、停雨工況和再次暴雨工況,利用數(shù)值模擬對各個工況的滲流場和孔隙水壓力進(jìn)行定量分析,耦合滲流場和邊坡本身強度,計算得到降雨條件下斜坡的穩(wěn)定性變化規(guī)律。

2.1 地下水分布與降雨入滲過程

禾梨坳鄉(xiāng)屬沅水流域,滑坡區(qū)無大型地表水體,滑坡區(qū)外東南側(cè)有池塘兩口,占地面積約為1 200 m2,蓄水量約為3 000 m3;區(qū)內(nèi)沖溝呈樹枝狀發(fā)育,沖溝流量季節(jié)性變化大,旱季多干涸,地表水對滑坡影響小。

第四系殘積土富含松散巖類孔隙,此類土層賦水性弱,由于地勢高一般情況下水量貧乏?；瑤廖挥谠撏翆?連續(xù)分布但厚度有變化,主要為4～6 m?；瑤料聦訛閺婏L(fēng)化砂巖,巖石相對較為完整,少量節(jié)理裂隙中有碎屑類孔隙裂隙水,在滑坡區(qū)中后緣泉水出露流量一般<0.01 L·s-1,富水性弱,形成了隔水層。而降雨入滲是一個隨時間變化的過程,受到降雨強度、降雨連續(xù)情況、巖土體邊坡自身滲透系數(shù)、巖土體本身結(jié)構(gòu)和裂隙發(fā)育等方面的影響。一個完整的降雨入滲過程大致情況如圖1所示,其中ab段為快速入滲階段,在b點形成了暫態(tài)的飽和區(qū),cd過程為裂隙發(fā)育,此時會形成新的入滲通道,降雨一段時間后土體接近飽和,入滲速度無限接近于巖土體飽和滲流系數(shù)k。

圖1 穩(wěn)定降雨強度下非飽和入滲過程

2.2 穩(wěn)定性定性分析

整個滑坡區(qū)東部邊界為村道東側(cè)沖溝,西部邊界為西部山坡坡腳,兩側(cè)壁明顯;滑坡剪出口位于滑坡前緣底部,稻田呈弧狀擠出。前期雨水下滲條件下,坡體表面高黏土含量能促進(jìn)暫態(tài)飽和區(qū)的形成[5-7]。第四季殘積土有透水性弱和滲透率低等特點,能在細(xì)顆?？障吨虚L時間不消散,這種特性為土體軟化提供了環(huán)境。土體軟化形成了新的節(jié)理裂隙使得滲流場發(fā)生改變,土層孔隙水壓力快速降低,隨之而來的強降雨沿裂隙進(jìn)入松散巖土體,導(dǎo)致滑體自重增加,下滑力增大,表現(xiàn)為“平推式滑坡”。

根據(jù)前期地勘調(diào)查發(fā)現(xiàn):該滑坡在天然狀態(tài)下處于欠穩(wěn)定-不穩(wěn)定狀態(tài)的加速變形階段,已基本形成貫通性滑面。在降水長期入滲影響下,滑面將進(jìn)一步向后貫通,降雨形成的暫態(tài)飽和區(qū)軟化了滑動面,短時間內(nèi)由前期降雨所導(dǎo)致的土體強度變化和結(jié)構(gòu)性貫通裂縫并不能恢復(fù)到降雨前。前期降雨停止后水位立刻開始降低,土壤基質(zhì)吸力在此減濕過程中回升速率相對于增濕過程快[8],在坡體處于這種不穩(wěn)定狀態(tài)時再發(fā)生暴雨,大量水分會進(jìn)入粉砂質(zhì)泥巖軟化后形成優(yōu)勢滲水通道,通過后緣裂隙進(jìn)入,最后集中排泄到前緣陡坎。該過程中浮托力增加,坡體后緣裂隙中水位不斷提高和水平推力增加。自此邊坡進(jìn)入滑移破壞階段,坡體向前滑動。

2.3 數(shù)值模型的建立

為了具體確定滲流場的變化情況,建立相關(guān)的材料性質(zhì)函數(shù)模型。中外學(xué)者研究表明[9-10],非飽和多孔介質(zhì)的滲透系數(shù)取決于巖土體本身的飽和度和體積含水率,而體積含水率和飽和度與基質(zhì)吸力之間的關(guān)系可以用土壤水分特征曲線來表示。Fredlund等學(xué)者通過對土體孔徑分布曲線的研究,運用統(tǒng)計分析理論提出了適用于各種土壤類型、涵蓋全吸力范圍的土壤水分特征曲線表達(dá)式,即Fredlund與XING模型,見式(1):

(1)

式中:θw——體積含水率,%;

θs——飽和體積含水率,%;

Cφ——函數(shù)的修正函數(shù);

e——常數(shù)2.718 28;

φ——負(fù)孔隙水壓力,kPa;

α、m、n——擬合參數(shù),可以使用擬合算法和測量數(shù)據(jù)點的方法來獲得。

通過Geo-Studio提供的樣本函數(shù)曲線和巖土體的飽和狀態(tài)參數(shù)進(jìn)行擬合,確定非飽和巖土體的滲透函數(shù)和土壤水分特征曲線,其中參數(shù)取值為α=100 kPa,m=2,n=1。

利用式(1),Fredlund等對整個體積含水率函數(shù)進(jìn)行積分得到滲流系數(shù),其計算見式(2):

(2)

式中:kw——負(fù)的孔隙水壓力對應(yīng)的滲透系數(shù),m·d-1;

ks——飽和滲透系數(shù),m·d-1;

y——虛擬變量;

i——j～N之間的數(shù)值間距;

j——最小負(fù)孔隙水壓,kPa;

N——最大負(fù)孔隙水壓,kPa;

θ——第j步的負(fù)孔隙水壓,kPa;

θ′——方程的起始值。

在Geo-Studio2012軟件中Seep/W有限元模塊可以進(jìn)行巖土滲流計算。該模塊已經(jīng)內(nèi)置了模型(1),在給不同材料賦值后并設(shè)置降雨和排水條件后,可以計算得到滑坡發(fā)生前后邊坡整體動態(tài)水文響應(yīng)過程。采用該模型來計算飽和-非飽和土體的動態(tài)含水率,并將結(jié)果應(yīng)用于式(2),從而獲得了不同時間步的坡體滲流分析結(jié)果,模型如圖2所示。

圖2 數(shù)值模型

2.4 滲流定量分析

利用Geostudio軟件中的Seep/W模塊對坡體內(nèi)滲流場進(jìn)行模擬。降雨入滲過程受到邊坡所處區(qū)域氣候條件如降雨強度和降雨持續(xù)時間的影響,排水受到邊坡本身結(jié)構(gòu)及地質(zhì)條件的控制,以上在有限元計算前可以通過調(diào)節(jié)模型的外部邊界條件實現(xiàn)。收集降雨當(dāng)天及前9 d降雨資料如圖3所示,在分配好計算節(jié)點單元后,結(jié)合降雨資料對邊坡的坡面布置簡化后的降雨邊界條件。令坡面為降雨邊界,底面和側(cè)邊界為無壓力潛在透水層,忽略無窮遠(yuǎn)處對滲流場的影響。以1 d作為計算步長,計算周期為2019年7月2至10日,共計9個時步。為了簡化計算,模型根據(jù)地質(zhì)勘察資料簡化為5種材料:(1)填土;(2)含礫粉質(zhì)黏土;(3)強風(fēng)化泥質(zhì)粉砂巖;(4)中風(fēng)化泥質(zhì)粉砂巖;(5)粉質(zhì)黏土(滑帶),材料詳細(xì)的水文地質(zhì)參數(shù)見表1。

表1 模型中材料的水文地質(zhì)和物理力學(xué)參數(shù)

圖3 滑坡發(fā)生前9 d降雨量

通過進(jìn)行瞬態(tài)疊加運算,得到每個時間步的地下水滲流場分布云圖。選擇第1天、第5天和第9天的坡體地下水滲流場進(jìn)行比較和分析如圖4、圖5和圖6所示。結(jié)果表明,前5 d降雨開始后主要以向下滲流為主,雨水在裂隙處向下滲透的能力強,能快速進(jìn)入淺層土體。到了7月5日后,孔隙水壓力等勢線明顯上升,并在坡體的多個地方與地面相交,這表明坡體表面存在地下水滲出的情況。這與現(xiàn)場勘察報告的結(jié)果一致,當(dāng)降雨停歇后,坡體表面滲流減少,排泄主要集中于坡體表面。濕潤鋒以下巖土層處于浸泡狀態(tài),短時間內(nèi)僅靠重力作用雨水并不能快速排出,土壤基質(zhì)吸力沿減濕曲線恢復(fù)存在一定的滯后性,這一段時間內(nèi)巖土體泡水軟化、開口孔隙水的轉(zhuǎn)移會導(dǎo)致內(nèi)部黏土膠結(jié)物流失。后續(xù)爆發(fā)強降雨,此時充足的降水通過裂隙滲入到斜坡深部,相比于初次降雨,降雨影響的深度更深。經(jīng)歷了干濕過程的紅層軟化和崩解產(chǎn)生了微小裂隙為再次降雨提供了優(yōu)勢滲流量場,滲流能達(dá)到更大深度。此時邊坡中水頭壓力維持在較高水平,孔隙水壓力比較高,進(jìn)入土體的水量相對前期降雨量小,坡體表面形成徑流。由于在前期降雨和干燥過程中紅層形成的微小裂隙不斷發(fā)育,一部分地表積水將沿裂隙滲入到地下,孔隙粗化加速,土體結(jié)構(gòu)變得疏松。不斷的強降雨引起裂隙中的水頭高度提升,保留在裂隙中的水對邊坡存在壓滲透,提供了下滑力,裂隙監(jiān)測點水頭壓力如圖7所示。

圖5 降雨減少后坡體地下水滲流

圖6 再次降雨后坡體地下水滲流

圖7 裂隙附近靜水壓力檢測結(jié)果

2.5 穩(wěn)定性定量分析

利用Geostudio中的Slope模塊對大沙界滑坡發(fā)生以前的坡體穩(wěn)定性進(jìn)行計算,同樣采用圖2為計算模型,組成滑坡堆積體、滑帶土及基巖的物理力學(xué)參數(shù)如表1。方法為利用Geostudio模塊之間的自動耦合功能,將Seep/W模塊所得9個滲流場耦合到Slope模塊中,對每一個時步的穩(wěn)定性進(jìn)行計算,計算結(jié)果如圖8所示。

圖8 保持降雨量一定的兩種降雨形式穩(wěn)定性變化

由圖8可知,在降雨發(fā)生之前,大華坪滑坡的坡體處于較穩(wěn)定狀態(tài),其穩(wěn)定系數(shù)為1.310。然而,一旦降雨開始,坡體的穩(wěn)定性開始下降。尤其是在強降雨后,如7月4日和7月9日坡體的穩(wěn)定系數(shù)急劇下降。最終,在7月10日,斜坡的穩(wěn)定系數(shù)降低到1.010,意味著坡體處于臨界穩(wěn)定狀態(tài),并開始進(jìn)行快速滑動。采用相同的邊坡材料系數(shù),模擬一個降雨量均勻的工況與大華坪降雨工況進(jìn)行對比,發(fā)現(xiàn)大華坪的降雨條件下穩(wěn)定性系數(shù)有兩個陡降的過程:第一次陡降是由于前期降雨量大,雨水快速入滲,含水率增大,邊坡巖土體基質(zhì)吸力消散導(dǎo)致的;第二次陡降時坡體還是處于半飽和狀態(tài),即使入滲量少,經(jīng)歷了干濕循環(huán)后,內(nèi)部膠結(jié)物嚴(yán)重流失,粘聚力下降,裂隙中形成的壓力水頭均能引起安全系數(shù)的下降。陡降的快慢與裂隙的大小、再次降雨的強度、土層軟化后的抗剪強度等有很大的關(guān)系。

3 降雨模式對穩(wěn)定性的影響

3.1 前期降雨的影響

考慮前期降雨有很多的不穩(wěn)定因素。設(shè)置前3 d降雨分別為100 mm·d-1、200 mm·d-1和300 mm·d-1,然后停雨2 d,后期降雨強度均為100 mm·d-1。迭代計算后,得到穩(wěn)定性系數(shù)變化如圖9所示。前期降雨過大會引起快速飽和,降雨強度越大,穩(wěn)定性系數(shù)下降越快。經(jīng)歷了3 d的300 mm·d-1降雨后穩(wěn)定性系數(shù)由30.10下降低到1.06,此過程土體快速飽和,穩(wěn)定性系數(shù)也是直線下降。在停雨的2 d則表現(xiàn)3種不同的狀態(tài),分別是穩(wěn)定性系數(shù)繼續(xù)下降、保持平穩(wěn)以及回升。出現(xiàn)這種現(xiàn)象的原因是由于在100 mm·d-1和200 mm·d-1的前期降雨后邊坡并沒有完全達(dá)到飽和狀態(tài);當(dāng)停止降雨后,濕潤鋒還在不斷下移,紅層巖土體泡水后的強度也在不斷折減引起穩(wěn)定系系數(shù)繼續(xù)下降;對于300 mm·d-1的前期降雨導(dǎo)致的穩(wěn)定性降低是因為快速的水飽和而引起的基質(zhì)吸力降低,而在降雨停止后,由于深層巖體滲透性差,水不能再向下滲透而排出后整體含水率下降,穩(wěn)定性系數(shù)從1.063提升到1.068。這說明土體穩(wěn)定性系數(shù)的最低值與土體的飽和含水率也有一定的關(guān)系。前期降雨的作用可以持續(xù)到降雨向下滲透后到最后排出的整個過程,如果這個時間段內(nèi)再降雨,與沒有前期降雨的情況相比,更容易因為短期強降雨引起邊坡失穩(wěn)。

圖9 不同前期降雨量下穩(wěn)定系數(shù)變化

3.2 后期降雨的影響

模擬不同后期降雨量對邊坡的影響可以確定滑坡發(fā)生的臨界值,對滑坡預(yù)測有一定的貢獻(xiàn)。保證前期降雨量一定(100 mm·d-1),設(shè)定中期停雨2 d,令后期降雨量分別為100 mm·d-1、200 mm·d-1和300 mm·d-1,對邊坡進(jìn)行穩(wěn)定性計算。得出穩(wěn)定性系數(shù)下降規(guī)律如圖10所示?？梢钥闯龊笃诮涤陠踊碌哪芰υ诮涤炅?00～200 mm·d-1的區(qū)間是明顯不同的,而200～300 mm·d-1區(qū)間,降雨量大小對穩(wěn)定性的影響相對較小。這主要是在前期降雨過程中,巖土體已經(jīng)部分飽和,滑帶處基質(zhì)吸力處于快速下降階段。后期降雨>200 mm·d-1后,巖土體很快進(jìn)入了飽和狀態(tài),基質(zhì)吸力基本消散。此時雨水入滲量主要由巖土體的滲流能力決定,因而降雨量大只會讓地表徑流變大,并沒有雨水大量入滲而引起滲流場改變。

圖10 不同后期降雨量下穩(wěn)定系數(shù)變化

3.3 裂隙中水頭的影響

Seep/W在做滲流計算時會尋找潛在滲水面將已有的水及時排出,事實上紅層滲透性差,往往會在已有裂隙中就形成了壓力水頭。因此,考慮在Seep/W運算時,在固定裂隙中加入了壓力水頭邊界條件,計算得到的穩(wěn)定性系數(shù)變化如圖11所示。從圖中對比可知,裂隙中如果有了一定的儲水量,則前期降雨影響會更明顯,且在停雨后的強度回升階段具有滯后性。再次降雨穩(wěn)定性系數(shù)會快速降低至1以下。因而在雨水豐富的夏季,大沙界及相關(guān)紅層滑坡的危險性系數(shù)是很高的。

圖11 考慮裂隙水頭穩(wěn)定性系數(shù)變化

4 討論

以大沙界滑坡為背景,分析了間歇性降雨的各個時段坡體內(nèi)孔隙水壓力、裂隙處水頭壓力變化情況以及穩(wěn)定性系數(shù),可以推斷出間歇式降雨下大沙界滑坡的發(fā)生機制為:2019年7月5日,芷江境內(nèi)持續(xù)降雨導(dǎo)致大沙界邊坡坡體含水量快速上升,表面原節(jié)理裂隙中水位不斷提升,坡體形成暫態(tài)飽和區(qū),基質(zhì)吸力不斷下降,坡體開始變形和緩慢滑動屬于蠕動變形階段。9日后芷江縣爆發(fā)大到暴雨,大量水流不斷涌入裂隙,孔隙水壓力急劇增加,液化現(xiàn)象明顯,穩(wěn)定性系數(shù)在2 d內(nèi)降低到1.008,滑動的速度急劇增加。因此,大沙界邊坡由前期降雨滲透導(dǎo)致土體暫時飽和,進(jìn)而引起了坡體力學(xué)強度的降低。而后期持續(xù)強降雨導(dǎo)致靜水壓力迅速增加,并與裂隙中水的水平推力共同作用,促使了滑坡的發(fā)生。滑坡發(fā)生后,斜坡靜水壓力得到釋放,且滑坡土從剪出口滑出形成堆積體,坡體坡度下降得以再次保持穩(wěn)定。

在7月7日和8日降雨量很小,滑坡處于蠕動變形階段,這主要與土體飽和對巖層的物理化學(xué)作用有關(guān),巖質(zhì)邊坡滲透性差,通常情況下含水率很低。而此時中風(fēng)化和強風(fēng)化紅巖層處于高濕度及高蒸發(fā)循環(huán)作用下,巖層抗剪強度降低,新的裂隙在這個過程中形成為滲流提供了新的優(yōu)勢通道。隨著內(nèi)部滲流場的不斷下滲,土體軟化和黏土礦物成分流失成為邊坡失穩(wěn)的促進(jìn)因素。由此可以推斷,在紅層地區(qū)前期降雨后一段時間邊坡會出現(xiàn)最不穩(wěn)定狀態(tài),不同于降雨對一般邊坡影響的滯后效應(yīng),紅層地區(qū)的影響是更為顯著的,甚至有可能因為巖土層的結(jié)構(gòu)性變化而最終引起滑坡。

在沅麻盆地地區(qū),大多數(shù)滑坡具有和大沙界滑坡類似的紅層地貌,并且存在高溫下降雨-停雨循環(huán)的條件,如沅陵縣鯉魚坪滑坡,也是經(jīng)歷了6月反復(fù)降雨后邊坡緩慢滑動最終劇烈滑動。因而在沅麻地區(qū)多數(shù)邊坡失穩(wěn)與大華坪滑坡有類似的形成機制和過程。

5 結(jié)論

針對大華坪滑坡進(jìn)行了現(xiàn)場勘查和調(diào)查,并通過數(shù)值模擬研究了該地區(qū)間歇式降雨下紅層滑坡的形成機制。研究結(jié)果表明,沅麻盆地紅層滑坡是由前期降雨入滲引起坡體自重應(yīng)力上升、裂隙中水頭提供了推動力和水對紅層物理化學(xué)作用引起土體抗剪強度下降共同作用的結(jié)果,停雨階段這種影響會持續(xù)對邊坡有不利影響,程度與前期降雨量有關(guān),并在前期降雨量達(dá)到一定值后,停雨階段邊坡穩(wěn)定性會有所回升。后期暴雨對邊坡影響主要體現(xiàn)在滑坡臨界點的時間上,強度越大,時間越短,呈現(xiàn)線性關(guān)系。前期降雨使坡體出現(xiàn)了暫態(tài)飽和區(qū)和裂隙水頭的上升等現(xiàn)象。引起了基質(zhì)吸力下降,水巖作用下巖體抗剪強度降低等,導(dǎo)致坡體在前期降雨一段時間后出現(xiàn)了穩(wěn)定性最不利的狀態(tài)。因而對于間歇式降雨下紅層邊坡的防治工作,不僅要關(guān)注引起滑坡的暴雨強度,同時必須關(guān)注前期降雨對紅層影響。

在靜水壓力作用和紅層軟巖抗剪強度降低符合“平推式”滑坡的滑坡模式[11-13]。但是以芷江大沙界滑坡為背景,就間歇式降雨下邊坡經(jīng)歷的前期降雨階段、停雨階段、后期降雨階段對邊坡的滲流以及穩(wěn)定性做了定量的分析,分析了降雨的時間分布對紅層軟巖地區(qū)滑坡發(fā)育的影響,進(jìn)一步揭示了沅麻盆地滑坡發(fā)生的內(nèi)在機理,對間歇式降雨導(dǎo)致滑坡的預(yù)警具有一定的參考。