地质力学学报  2020, Vol. 26 Issue (4): 481-491
引用本文
闫金凯, 黄俊宝, 李海龙, 陈亮, 张艳玲. 台风暴雨型浅层滑坡失稳机理研究[J]. 地质力学学报, 2020, 26(4): 481-491.
YAN Jinkai, HUANG Junbao, LI Hailong, CHEN Liang, ZHANG Yanling. Study on instability mechanism of shallow landslide caused by typhoon and heavy rain[J]. Journal of Geomechanics, 2020, 26(4): 481-491.
台风暴雨型浅层滑坡失稳机理研究
闫金凯1, 黄俊宝2, 李海龙1, 陈亮3, 张艳玲3    
1. 中国地质科学院, 北京 100037;
2. 福建省地质环境监测中心, 福建 福州 350001;
3. 中国地质环境监测院, 北京 100081
摘要:针对台风暴雨耦合作用下浅层滑坡的失稳机理进行研究。在总结福建台风暴雨型滑坡灾害特征的基础上,提出风荷载对斜坡变形失稳的影响机理是通过植被造成坡体开裂,从而影响坡体的入渗规律。应用GeoStudio软件计算台风暴雨入渗条件下裂隙坡体中暂态非饱和渗流场的变化,以及对斜坡稳定性的影响。计算结果表明:裂隙坡体由于在裂隙处形成集中入渗点,雨水的入渗速度大于无裂隙的坡体,坡体达到饱和状态所需要的时间大为缩短。裂隙深度、间距对滑坡稳定系数的影响较大,裂隙深度越大、间距越小,在相同的降雨条件下滑坡的稳定系数越小,滑坡失稳需要的降雨时长越短。裂隙宽度对滑坡稳定性的影响相对较小。
关键词台风    暴雨    裂隙坡体    降雨入渗    稳定系数    
DOI10.12090/j.issn.1006-6616.2020.26.04.041     文章编号:1006-6616(2020)04-0481-11
Study on instability mechanism of shallow landslide caused by typhoon and heavy rain
YAN Jinkai1, HUANG Junbao2, LI Hailong1, CHEN Liang3, ZHANG Yanling3    
1. Chinese Academy of Geological Science, Beijing 100037, China;
2. Fujian Center of Geo-Environmental Monitoring, Fuzhou 350001, Fujian, China;
3. China Institute of Geo-Environmental Monitoring, Beijing 100081, China
Abstract: The instability mechanism of shallow landslide under the coupling of typhoon and heavy rain is studied. On the basis of summarizing the disaster characteristics of landslides caused by typhoon and heavy rain in Fujian, it is proposed that the influence mechanism of wind load on slope deformation and instability is that the slope body is cracked by vegetation, which affects the slope infiltration law. GeoStudio software was used to calculate the changes of transient unsaturated seepage field in the cracked slope body under the condition of typhoon storm infiltration, and to study the effect on the slope stability. The calculation results show that, due to the formation of concentrated infiltration points at the cracks, the infiltration rate of rainwater is greater than that of the unslitted slopes, and the time required for the slopes to reach saturation is greatly shortened. The depth and spacing of cracks have a greater impact on the stability coefficient of landslides. The greater the depth of cracks and the smaller the spacing, the smaller the stability coefficient of the landslide under the same rainfall conditions, and the shorter the rainfall duration required for landslide instability. The effect of crack width on landslide stability is relatively small.
Key words: typhoon    heavy rain    cracked slope    rainfall infiltration    stability coefficient    
0 引言

受台风暴雨影响,中国东南沿海地区每年都有大量的浅表层滑坡灾害发生,造成严重的财产损失和人员伤亡,此类滑坡的失稳机理也成为当前的研究热点之一。部分学者认为,台风暴雨型滑坡灾害主要受强降雨的影响,并强调台风暴雨的降雨特征与普通降雨的区别,没有考虑台风风荷载对滑坡失稳的影响(刘爱鸣等,2008刘礼领和殷坤龙,2008徐晶等,2008;崔鹏等,2009;徐晶和李伟华, 2008, 2009崔星等,2010鹿世瑾等,2010唐新华,2011林兴旺等, 2014, 2015池永翔,2015张泰丽等, 2016, 2017池永翔和陈凡,2017吴志轩等,2018李宏儒等,2018)。

台风登陆后,其影响范围内的斜坡大多同时受台风风荷载和暴雨的作用,而台风风级通常会达到十几级,因此风荷载的影响是滑坡失稳的一个不可忽略的因素。彭社琴和陈明东(2005)分析得出张溪滑坡是台风风力加载作用及暴雨的淘蚀、软化、增重等一系列过程共同作用的结果,说明这类滑坡与暴雨型滑坡的形成机理有显著不同,其中台风的松动效应及顺坡向的推力作用是该滑坡有别于一般暴雨滑坡的明显特征。陈光平(2011)提出温州地区受台风诱发的地质灾害各影响因素作用程度排序依次为风速、自然坡度、坡向、岩组结构、降雨量、植被、高程、临空面坡角和大风持续时间。王照财(2014),王照财等(2014)针对风荷载的力学作用,通过数值计算对风荷载作用下植被对边坡稳定性的影响进行了研究。韩俊等(2012)、孔维伟等(2013)从模型试验的角度入手,揭示了台风风荷载对滑坡失稳的影响机理。从目前的研究现状来看,台风暴雨型滑坡灾害的成灾机理大部分仅考虑了暴雨的影响,部分学者提出了台风风荷载对地质灾害的发生存在影响,并开展了风荷载计算等相关的研究工作,但仅从风荷载对斜坡产生力的作用方面入手,对风荷载可能产生的斜坡渗流条件的变化方面目前还没有定量的研究成果。本文在总结福建省台风暴雨诱发滑坡灾害特征的基础上,应用GeoStudio软件,计算暴雨入渗情况下斜坡暂态非饱和渗流场的变化,以及对斜坡稳定性的影响,研究台风暴雨型滑坡灾害失稳机理。

1 台风暴雨型滑坡灾害特征 1.1 福建台风暴雨特征

台风登陆后带来的降雨多寡对地质灾害影响至关重要,根据中国气象局、福建省气象台和福建省水利厅的台风降雨监测信息,分析福建省台风登陆后的降雨特征。

福建省台风暴雨的降雨历时范围一般为1~6日,一般以3天最多,2天为次,1和6天比较少。台风登陆后北上的情况下,降雨历时长,如“莫拉克”台风,由于移动速度相对缓慢,降雨历时较长达7天;登陆后即消失的情况下,降雨历时短,如“西马伦”台风,降雨历时2天后即消失。降雨间隙时间多为2~9小时不等,很少超过l0小时。同时,福建省台风暴雨的大小易受地形增幅作用、冷空气增幅作用、热带辐合带增幅作用、西南季风增幅作用等影响。

台风暴雨大部分降水集中于48小时左右,而主雨量段往往集中在24小时内,降雨量超过总降雨量的50%,如“西马伦”台风,降雨主要集中在登陆前后6小时内(7月19日1—6时)。台风暴雨的雨型一般以单峰型居多,1~3天的雨型以单峰为主,双峰、多峰随着降雨的历时长而增多,如“莫拉克”台风,就存在3个降雨中心。7天的雨型多为双峰或多峰,主峰位置偏前。

各地区受台风影响的频次,距海的远近、地形影响程度以及台风中心经过的次数多少都是不同的,所以台风暴雨降雨量最大值地区分布也是不一致的。其降雨量趋势一般是自沿海向内陆逐渐增加,至戴云、鹫峰、太姥等山脉的迎风坡及近山顶处为最大。越过山脊背风坡又逐渐向内陆减小(庄希澄和庄圣森,1995)。

1.2 台风暴雨型地质灾害特征

(1) 地质灾害类型特征

台风暴雨引发地质灾害的类型主要包括滑坡、崩塌、泥石流等,以滑坡为主,崩塌次之,泥石流最少;灾害规模整体较小,绝大多数为小型,土层厚度一般小于6 m,主体厚度小于3 m,个别厚度可达10 m,体积大多在1000 m3以内,极少数灾害体的体积在10000 m3以上;滑坡的平面形态多以不规则弧形和圈椅状为主,崩塌的形态多以长条状和不规则状为主;滑坡多沿第四系覆盖层与下伏基岩接触界面和土层内部软弱滑面滑动,滑面形态以凹形和直线为主,阶梯状次之;物质组成以土质滑坡为主,岩质滑坡和复合岩土滑坡较少,如“康妮”台风引发的土质滑坡占滑坡总数的87.5%,明显高于岩质滑坡。滑体主要为坡残积物,物质组成以含碎石粘土为主,以及少量的含碎石砂土、亚砂土、砂质粘土等。

(2) 空间分布特征

灾害点基本都发生在台风7级风圈半径内,其中一部分在10级风圈半径内,与灾害点所在区域风速极值大多在7级以上大风范围、部分甚至分布在10级以上大风范围内相一致,说明灾害的发生与台风风荷载有较大的关系,如图 1图 2所示。

图 1 “西马伦”台风诱发地质灾害分布示意图 Fig. 1 Distribution map of geological hazards induced by Typhoon Simalun

图 2 “莫拉克”台风诱发地质灾害分布示意图 Fig. 2 Distribution map of geological hazards induced by Typhoon Morakot

台风触发地质灾害在沿海地区分布较多,内陆地区偏少,主要是受福建戴云山脉和鹫峰山脉的阻隔,台风强度降低;同时沿海地区土层厚度比内陆相对较薄,人类工程活动也较强烈,导致更容易发生浅表层残坡积土滑坡。

(3) 时间分布特征

从历史数据及台风登陆时间上看,台风期间降雨维持时间较长,主体降雨时间为3~4天,个别更长,且明显长于台风在陆上滞留的时间,一般分布在台风登陆前后1~2天。

以“苏力”台风和“西马伦”台风为例,地质灾害基本发生在台风登陆前后1天内,且多以台风登陆后失稳为主,其中大部分集中在台风登陆前后12小时以内,如表 1所示,表中“所占比例”是指地质灾害主要失稳时间内发生地质灾害的数量占该次台风诱发的所有地质灾害数量的比例。

表 1 台风登陆与灾害体失稳时间对比表 Table 1 Comparison table of typhoon landing and disaster instability time

表 1可见,大量斜坡失稳时间主要集中在台风登陆前后数小时内,即基本处在台风降雨期间。此外,斜坡失稳时间与台风历时最大降雨量时段保持了良好的一致性,大多处于历时暴雨高峰段内,降雨峰值强度大多处于台风登陆后的数小时内,且又多集中在主体降雨时间段的中期—中后期,此时灾害的发生频率相对较高,表明台风与暴雨耦合作用是台风暴雨区滑坡灾害的主要诱发因素。

(4) 植被特征

据调查统计,滑坡体上生长的植被有多种类型,通常是乔木、竹、灌木、草等类型中的两种或两种以上,其中乔木类植被居多(主要为杉树和松树),竹次之,灌木和草相对较少;从整体上看,斜坡植被覆盖较好(图 3)。

图 3 台风诱发的典型滑坡灾害 Fig. 3 Typical landslide disasters induced by typhoon
2 计算模型 2.1 研究思路

东南沿海地区植被茂密,风荷载作用于植被,树木剧烈摇曳会使根部松动,造成坡体表层松动或开裂,裂隙的产生增加了降水入渗的垂向通道,在降水较小时,这些通道对降水入渗的贡献不大,而台风暴雨的雨强较大,会在较短的时间内达到地表积水点,产生地表径流,地面汇集的雨水将沿通道快速流入滑坡体内,由于裂隙内的积水会产生有压渗透,大大增加了降雨入渗量,土体的含水量将迅速增加,基质吸力大幅度降低,土体的抗剪强度减小,边坡的稳定性降低,就会在较短时间内发生破坏(图 4)。此次主要研究暴雨作用下裂隙对边坡渗流及稳定性的影响。

图 4 风荷载-植被-坡体相互作用模型示意图 Fig. 4 Schematic diagram of the wind load-vegetation-slope interaction model
2.2 计算模型的建立

应用GeoStudio软件计算台风暴雨入渗条件下裂隙坡体中暂态非饱和渗流场的变化及对稳定性的影响。为使研究成果具有普适性,此次计算没有选取某一具体滑坡,而是根据福建地区台风暴雨诱发滑坡灾害的特征(小型土质滑坡为主;土层厚度一般小于6 m,主体厚度小于3 m;滑坡多沿第四系覆盖层与下伏基岩接触界面滑动或土层内部滑动)构建计算模型。模型为二元结构,表层为残坡积土,下伏基岩,如图 5所示。计算模型长100 m,高52 m,斜坡坡度30°,坡面与基覆面平行。在地表设置等间距分布的裂隙,形状为三角形。

图 5 裂隙斜坡计算模型 Fig. 5 Calculation model of the cracked slope

为对比分析,在计算中构建了多种类型的模型。土层厚度方面,分别构建了土层厚度为3 m、4 m、5 m、6 m的模型;裂隙按照间距、地面处宽度、深度的不同分别构建模型,其中裂隙间距分别为5 m、6 m、7 m、8 m、9 m、10 m、15 m,裂隙在地面处的宽度分别为10 cm、20 cm、30 cm、40 cm,裂隙深度分别为0.3 m、0.5 m、1m、1.3 m。此外,也构建了相同尺寸的无裂隙模型,用来计算不考虑风荷载影响的情况。

2.3 计算参数

(1) 土水特征曲线

土水特征曲线表示的是土体基质势与含水量之间定量函数关系,反映了土中水分静态能量特征。由于土水基质势一般为负值,仅当土体达到饱和时,基质势才达到最大值(零值),因此土体基质势随含水量增加而升高。为了应用方便,将负的基质势称为土水基质吸力,因此土水特征曲线也可解释为土水基质吸力与含水量之间函数关系,随着土体含水量增加,基质吸力降低。

至今为止,土水特征曲线还不能从理论上得出,一般都是先用试验方法测定,然后将试验结果进行拟合,因而不同研究者拟合的曲线方程有所差异,目前采用较多的是Gardner et al.(1970)和Van Genuchten(1980)提出的经验关系式。

Van Genuchten经验公式:

$ {\theta _\omega } = {\rm{ }}{\theta _r} + \frac{{{\theta _s} - {\rm{ }}{\theta _r}}}{{{{\left[ {1 + {{\left({\frac{\psi }{a}} \right)}^n}} \right]}^m}}} $ (1)

其中,θω为体积含水量;θr为残余含水量;θs为饱和体积含水量;ψ为基质吸力;anm为曲线拟合参数,a的单位为kPa,nm无量纲。

根据福建德化雷峰镇雷峰茶场斜坡的试验资料(黄俊宝等,2015),计算采用饱和土体含水量42%,根据经验公式拟合出土水特征曲线如图 6所示。

图 6 土水特征曲线 Fig. 6 Soil-water characteristic curve

(2) 渗透系数

根据福建德化雷峰镇雷峰茶场斜坡的试验资料(黄俊宝等,2015),饱和渗透系数取为0.1 m/day,非饱和渗透系数基于饱和渗透系数和土水特征曲线得出,如图 7所示

图 7 非饱和渗透系数方程 Fig. 7 Unsaturated permeability coefficient equation

(3) 岩土体物理力学参数

在非饱和土中,广泛使用加拿大学者Fredlund和Morgenstern提出的线性非饱和土体抗剪强度公式,即:

$ {\tau _f} = {\rm{ }}c\prime {\rm{ }} + (\sigma {\rm{ }} - {\rm{ }}{u_a}){\rm{ tan}}\varphi \prime {\rm{ }} + ({u_a} - {\rm{ }}{u_w}){\rm{tan }}{\varphi ^b} $ (2)

公式中,c′为Mohr-Coulomb破坏包线的延伸与剪应力轴的截距,在剪应力轴处的破坏净法向应力和基质吸力均为零,称为有效粘聚力;σ为破坏时在破坏面上的法向总应力;ua为破坏时在破坏面上的孔隙气压力,在斜坡稳定性分析中,一般认为孔隙气压力为大气压,即ua=0;uw为破坏时在破坏面上的孔隙水压力;φ′为与净法向应力状态变量(σ-ua)有关的内摩擦角;φb为抗剪强度随基质吸力(ua-uw)增加的速率。

从公式(2)中可以看出,由于基质吸力的存在,加大了土体的抗剪强度,计算过程中假定φb为常量,这样抗剪强度是吸力的线性函数,随着基质吸力的增减而呈线性增减。文中应用SLOPE/W软件中的极限平衡分析方法来计算斜坡的稳定性,把SEEP/W计算的不同时刻的暂态渗流场耦合到SLOPE/W中,从而计算出该时刻滑坡的稳定系数。计算模型为二元结构,表层为残坡积土,下部为岩体,岩土体物理力学参数根据福建德化雷峰镇雷峰茶场斜坡的试验资料确定(黄俊宝等,2015),如表 2所示。

表 2 岩土体计算参数表 Table 2 Calculation parameter table of the rock and mass
2.4 边界条件

模型左侧和下部边界为0流量边界,右侧为定水头边界,坡面为降雨入渗边界。降雨强度参考“西马伦”台风期间龙海市石码雨量站的监测数据,为200 mm/d,降雨时长为24小时。裂隙内认为充满水,设为定水头边界,水头高程为地表标高。

3 计算结果与分析 3.1 裂隙对坡体渗流的影响

采用坡体厚度3 m、裂隙间距5 m、裂隙深度1.3 m、裂隙地表宽度10 cm的模型计算结果与无裂缝模型的计算结果进行对比,分析裂隙对坡体渗流的影响。裂隙坡体和无裂隙坡体在不同降雨时长下的渗流情况分别见图 8图 9

箭头—渗流的方向和大小;数字—孔隙水压力;蓝线—饱和区域与非饱和区域分界线 图 8 裂隙坡体(裂隙间距5 m)渗流规律及孔隙水压力分布图(单位/kPa) Fig. 8 Seepage law and pore water pressure distribution diagram of the cracked slope (crack spacing is 5 m) (unit/kPa

箭头—渗流的方向和大小;数字—孔隙水压力;蓝线—饱和区域与非饱和区域分界线 图 9 无裂隙坡体渗流规律及孔隙水压力分布图(单位/kPa) Fig. 9 Seepage law and pore water pressure distribution diagram of the crackless slope (unit/kPa)

从计算结果可知,在相同的降雨条件下,裂隙坡体在裂隙处形成集中入渗点,雨水快速下渗,很快在裂隙附近区域内产生暂态饱和渗流场,在该区域内产生有压渗透,大大加速了降水的入渗量,孔隙水压力迅速增大,基质吸力急剧降低为零。随着降雨的持续,饱和区域由裂隙附近逐渐向周围扩展,并在土层底面贯通(降雨13小时),贯通区域不断向上发展,至降雨16小时坡体完全饱和。

无裂隙坡体完全由坡体表面入渗,地表处为向下的渗流,坡体内部尤其是底部渗流方向平行坡面向下,地表附近的入渗量较大。随着降雨时间的持续,在土体底部出现饱和区,并逐渐向上抬升,至22小时坡体达到完全饱和。

对比有无裂隙坡体在相同降雨条件下的渗流规律可知,裂隙坡体由于在裂隙处形成集中入渗点,雨水的入渗速度大于无裂隙的坡体,坡体达到饱和状态所需要的时间大为缩短。

坡体达到饱和的时间与裂隙深度关系曲线见图 10。在裂隙深度一致的情况下,土层厚度越大,坡体达到饱和需要的降雨时间越长。不同土层厚度的坡体,土层达到饱和状态所需的降雨时长与裂隙深度呈线性减小的关系,裂隙深度越大,土层达到饱和的时间越少,降雨集中入渗的特征越明显。

图 10 坡体饱和时间与裂隙深度关系曲线 Fig. 10 Relationship between slope saturation time and crack depth)

坡体达到饱和的时间与裂隙间距关系曲线见图 11。从图中可以看出,裂隙间距越小,土层达到饱和状态所需的降雨时长越少,从曲线斜率来看,这一规律在裂隙间距小于8 m的情况下更显著。

图 11 坡体饱和时间与裂隙间距关系曲线 Fig. 11 Relationship between slope saturation time and crack spacing
3.2 裂隙坡体稳定性与机理分析

应用SLOPE/W软件中的极限平衡分析方法来计算斜坡的稳定性,把SEEP/W计算的不同时刻的暂态渗流场耦合到SLOPE/W中,从而计算出该时刻滑坡的稳定系数。

24小时降雨情况下不同裂隙深度的斜坡随降雨时长的稳定系数曲线见图 12,不同深度裂隙的斜坡失稳时的降雨时间见表 3。从图中可以看出,降雨初期各斜坡的稳定系数均无太大变化,其原因在于,降雨对斜坡稳定性的影响主要是由于水的入渗作用下深层土体的抗剪强度降低导致的,降雨初期雨水入渗深度较浅,对斜坡稳定性的影响不大。随着降雨的持续,裂隙深度最大的斜坡稳定性首先开始降低,裂隙深度越小,稳定系数开始降低的时间越长。说明裂隙深度越大,斜坡稳定系数受降雨影响发生变化的时间越短,坡体失稳时的降雨时长也越短。此种规律的原因在于,裂隙深度越大,入渗点的位置就越低,更容易在土层与基岩的接触面位置形成饱和区域,以至形成连续饱和带所需的时间越少,坡体失稳需要的降雨时长越短。此外,从曲线中还可以看出,裂隙深度较大时,稳定系数降低的变化幅度(曲线斜率)相对趋缓,而裂隙较小甚至无裂隙时,稳定系数更具突变特征(曲线陡降)。其原因在于,裂隙深度较大时,会在较短的时间内在土层和基岩接触面附近形成饱和区域,如图 8(b)所示,降雨8小时后在基覆面附近形成了饱和区域,斜坡稳定系数开始降低,此后随着降雨的持续,饱和区域不断扩大,斜坡稳定系数持续降低,表现出稳定系数的变化幅度相对趋缓。而裂隙深度较小甚至无裂隙时,降雨入渗更大程度上是均匀入渗,尤其是无裂隙时,降雨完全均匀入渗,基覆面附近的土体几乎在同一时间达到饱和状态,稳定系数急剧降低,体现出明显的突变特征。

图 12 不同裂隙深度坡体随降雨时间的稳定系数变化曲线 Fig. 12 Variation curves of stability coefficient of slope bodies with different crack depths with rainfall time

表 3 不同裂缝深度的斜坡失稳时降雨时间表 Table 3 Rainfall schedule when slopes with different crack depths are unstable

24小时降雨情况下不同裂隙宽度的滑坡稳定系数随降雨时间的变化曲线见图 13。从图中结果来看,裂隙宽度越宽,相同降雨时长对应的稳定系数越小,但相差不大。裂隙宽度分别为10 cm、20 cm、30 cm、40 cm时滑坡的稳定系数变化情况基本一致,坡体失稳时需要的降雨时长也基本相同。

图 13 不同裂隙宽度的滑坡随降雨时间的稳定系数曲线 Fig. 13 Stability coefficient curves of landslides with different crack widths with rainfall time

24小时降雨情况下不同裂隙间距的滑坡稳定系数随降雨时长的关系曲线见图 14。可以看出,降雨初期各曲线的变化不大。随着降雨的持续,降雨8小时后各曲线发生变化,裂隙间距越小,滑坡的稳定系数降低的越快,即在相同的降雨时间内裂隙间距越小的滑坡稳定系数越低。此外,裂隙间距越小的滑坡失稳时需要的降雨时长越短,且裂隙间距越小,此种规律越明显。

图 14 不同裂隙间距的滑坡随降雨时间的稳定系数曲线 Fig. 14 Stability coefficient curves of landslide with different crack spacings with rainfall time

综上所述,在台风暴雨影响下,无裂隙坡体由地表向下入渗,渗流方向平行坡面向下,地表附近的入渗量较大。随着降雨时间的持续,在土层底部的隔水层出现饱和区,并逐渐向上抬升,直至坡体达到完全饱和。裂隙坡体在裂隙处形成集中入渗点,雨水快速下渗,很快在裂隙附近区域内产生暂态饱和流场,在该区域内产生有压渗透,大大加速了降水的入渗量,饱和区域由裂隙附近逐渐向周围扩展,并在土层底面贯通,贯通区域不断向上发展,直至坡体完全饱和。相对于无裂隙坡体,裂隙坡体达到饱和状态所需要的降雨时间大为缩短。

台风暴雨型浅层滑坡失稳的外在影响因素是台风风荷载和暴雨的耦合作用。风荷载通过植被的传递作用造成坡体开裂,在降雨强度较大时裂隙内充满水,形成集中入渗点,加快了降雨入渗速率,从而使得坡体失稳的时间大为缩短。裂隙对坡体失稳时间的影响程度与裂隙的间距和深度有关,裂隙间距越小、深度越大,坡体达到饱和状态所需要的时间越短,斜坡失稳所需的降雨时长越短。

4 结论

本文对台风暴雨诱发滑坡灾害的机理进行了研究,主要认识如下:

(1) 福建地区台风暴雨诱发的地质灾害以小型土质滑坡为主,基本都发生在台风7级风圈半径内,灾害的发生时间大多与大风过程和暴雨过程同步,无明显的滞后现象;滑坡体上生长的植被以乔木类居多。

(2) 台风暴雨型浅层滑坡失稳的外在影响因素是台风风荷载和暴雨的耦合作用。风荷载通过植被的传递作用造成坡体开裂,在降雨强度较大时裂隙内充满水,形成集中入渗点,加快了降雨入渗速率,从而使得坡体失稳的时间大为缩短。

(3) 无裂隙坡体由坡体表面向下入渗,经过较长时间的降雨后在土层底部的隔水层出现饱和区,坡体稳定系数的降低体现出明显的突变性。裂隙坡体主要在裂隙处集中入渗,很快在裂隙附近形成饱和区,并向周围扩展,在土层底面贯通,坡体稳定系数的降低体现出缓变性,但失稳时的降雨时长要小于无裂隙坡体。

(4) 裂隙深度、间距对滑坡稳定系数的影响较大,裂隙深度越大、间距越小,在相同的降雨条件下滑坡的稳定系数越小,滑坡失稳需要的降雨时长越短。裂隙宽度对滑坡稳定性的影响相对较小。

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