降雨對(duì)多年凍土區(qū)淺層滑坡失穩(wěn)的影響研究

周 保， 魏 剛， 魏賽拉加， 沈凌鎧， 張明哲， 常文斌， 臧佳園

（1. 青海省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測總站，青海 西寧 810007； 2. 青海省環(huán)境地質(zhì)勘查局，青海 西寧 810007； 3. 上海交通大學(xué)，上海 200240）

0 引言

活動(dòng)層沿多年凍土層滑脫引起的凍土淺層滑坡廣泛分布于青藏高原多年凍土地區(qū)，是該區(qū)域熱融災(zāi)害的主要類型之一［1-2］。近年來青藏地區(qū)氣候變暖、降雨量增大趨勢顯著［3-4］，直接影響多年凍土穩(wěn)定性，導(dǎo)致凍土淺層滑坡災(zāi)害頻發(fā)［5-6］，造成高寒生態(tài)系統(tǒng)破壞，對(duì)社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展產(chǎn)生威脅［7］。鑒于降雨是誘發(fā)凍土淺層滑坡的主要外部因素之一［8］，研究降雨對(duì)凍土淺層滑坡失穩(wěn)的影響對(duì)青藏地區(qū)熱融災(zāi)害的預(yù)防工作具有重要意義。

隨著高寒地區(qū)重點(diǎn)工程的修建，降雨引發(fā)的多年凍土地區(qū)斜坡穩(wěn)定性問題受到了廣泛關(guān)注，已有學(xué)者通過模型試驗(yàn)、數(shù)值分析和現(xiàn)場監(jiān)測等手段開展了降雨對(duì)凍土斜坡穩(wěn)定性影響的研究。Vidie等［9］通過模型試驗(yàn)研究不同降雨強(qiáng)度對(duì)凍土斜坡失穩(wěn)的影響，提出中等降雨會(huì)引起凍脹蠕變和小規(guī)?；拢瑥?qiáng)降雨會(huì)誘發(fā)規(guī)模大、速度快的滑坡和泥流；段東明等［10］采用數(shù)值模擬對(duì)多年凍土斜坡路基進(jìn)行降雨入滲分析，得出降雨導(dǎo)致斜坡穩(wěn)定性的減小存在一定滯后；Niu 等［11］基于無限斜坡模型評(píng)估多年凍土斜坡穩(wěn)定性，計(jì)算夏季降雨觸發(fā)凍土淺層滑坡的臨界地下水位；趙文等［12］開展模型試驗(yàn)研究凍土斜坡在反復(fù)降雨-日曬-凍融循環(huán)條件下的演化特征，認(rèn)為凍融循環(huán)引起坡面土體密實(shí)度降低，松散土體在降雨過程中流失導(dǎo)致斜坡逐年后退。

凍土淺層滑坡失穩(wěn)是一個(gè)水熱力動(dòng)態(tài)耦合過程，雨水入滲和氣溫變化均會(huì)影響凍土斜坡內(nèi)部的水熱遷移［13-14］，但現(xiàn)有的研究主要關(guān)注降雨條件下凍土斜坡失穩(wěn)過程及穩(wěn)定性變化規(guī)律，氣溫變化作用下降雨對(duì)多年凍土斜坡水熱力影響機(jī)制尚不明確。本文通過對(duì)青海省祁連地區(qū)凍土淺層滑坡開展現(xiàn)場調(diào)查，總結(jié)了當(dāng)?shù)貎鐾翜\層滑坡發(fā)育的地質(zhì)環(huán)境特征與氣候條件，以典型凍土淺層滑坡災(zāi)害為研究對(duì)象，基于現(xiàn)場勘察和原位鉆孔資料，根據(jù)當(dāng)?shù)叵募窘涤晏卣鳎?5］，采用凍土水熱力耦合數(shù)值方法，系統(tǒng)研究了氣溫變化條件下低強(qiáng)度連續(xù)降雨對(duì)多年凍土斜坡水熱力演化的影響，研究結(jié)果為青藏地區(qū)凍土淺層滑坡災(zāi)害防治提供了理論依據(jù)。

1 青海省祁連縣凍土淺層滑坡

1.1 地質(zhì)環(huán)境特征

基于多源遙感數(shù)據(jù)調(diào)查青海省多年凍土區(qū)熱融災(zāi)害分布，共解譯凍土淺層滑坡災(zāi)害290處，在青海省祁連縣、治多縣和曲麻萊縣廣泛分布，結(jié)合現(xiàn)場調(diào)查驗(yàn)證，祁連縣共發(fā)育有凍土淺層滑坡災(zāi)害54處，占青海省該類型災(zāi)害總數(shù)的18.6%。采用無人機(jī)航拍、動(dòng)力觸探和鉆探等方式對(duì)祁連縣凍土淺層滑坡開展了現(xiàn)場調(diào)查。

青海省祁連縣位于祁連山中段腹地，地形呈北高南低、西高東低的特點(diǎn)，地貌類型較豐富。經(jīng)統(tǒng)計(jì)，祁連縣凍土淺層滑坡發(fā)育的海拔范圍為3 550～3 850 m，主要集中在3 750 m；發(fā)育位置多為匯水溝中上部，斜坡坡度集中在10°～20°，整體上陡下緩，發(fā)育坡向多為陰坡；斜坡表層植被以異針茅和高山蒿草為主，上部植被較下部稀疏，植被總體覆蓋率約50%～80%，滑體表層植被破壞嚴(yán)重；滑體表面由第四紀(jì)上更新統(tǒng)坡（洪）積物（Q3dl+pl）組成，下伏基巖主要為三疊系（T）砂巖，活動(dòng)層土體主要為細(xì)粒黏土和泥炭，受凍融循環(huán)影響土體力學(xué)性質(zhì)較差；后緣往往發(fā)育小型不規(guī)則陡坎，底部常有地下水匯集或地下冰出露；滑體向溝口流動(dòng)堆積，前緣多發(fā)育有魚鱗狀草皮。

1.2 氣候條件

青海省祁連縣屬于典型的高原大陸性氣候，地形條件復(fù)雜和海拔梯度懸殊導(dǎo)致水熱條件呈顯著的區(qū)域性差異和垂直差異。東部降雨多、氣溫較高，西部降雨少、氣溫較低，低海拔地區(qū)的氣溫較高海拔地區(qū)高；年內(nèi)氣溫變化符合正弦函數(shù)分布，1 月平均氣溫達(dá)到最低值-11 ℃，7月平均氣溫達(dá)到最高值15 ℃；研究表明當(dāng)?shù)囟嗄昶骄鶜鉁爻什▌?dòng)上升趨勢，氣溫傾向率達(dá)0.33 ℃·（10a）-1［16］。

根據(jù)當(dāng)?shù)貧庀笳举Y料可得：從祁連縣降雨量月際分配來看，5—9 月多年平均降雨量達(dá)到324 mm，占全年總量的84.6%，7 月往往達(dá)到降雨量最大值；從祁連縣降雨量的季節(jié)分配來看，夏季多年平均降雨量為234 mm，占全年降雨量的57.8%，秋季和春季平均降雨量分別占20.9%和17.8%，冬季僅占3.5%。研究表明近年來青海省祁連山地區(qū)降雨量呈波動(dòng)上升趨勢，尤其進(jìn)入21 世紀(jì)后，降雨量呈快速增大趨勢，降雨量傾向率為46.3 mm·（10a）-1［17］。

1.3 滑坡概況

2018 年8 月末青海省祁連縣默勒鎮(zhèn)海浪村（100°49′58″ E， 37°43′47″ N）發(fā)生凍土淺層滑坡（圖1）?，F(xiàn)場調(diào)查表明，滑坡高程范圍為3 763～3 800 m，平面呈不規(guī)則舌狀，位于陰坡中下部，斜坡整體坡度約15°。根據(jù)運(yùn)動(dòng)及堆積特征將滑坡分為滑源區(qū)和流動(dòng)堆積區(qū)，滑源區(qū)長32 m，流動(dòng)堆積區(qū)長58 m。根據(jù)2020 年10 月10 日鉆孔資料獲取滑坡地層信息（圖2），地表以下0～1.6 m 為活動(dòng)層，由粉質(zhì)黏土、砂質(zhì)黏土和泥炭組成，其中0～1.4 m 土層較松散，1.4～1.6 m土層相對(duì)致密；1.6～12.7 m為多年凍土層，由黏土和泥巖組成，含有大量冰晶；12.7～15.0 m 為基巖層，主要為砂礫巖。結(jié)合現(xiàn)場調(diào)查和鉆孔資料獲取主滑方向地質(zhì)剖面如圖3所示。

圖1 祁連縣凍土淺層滑坡Fig. 1 Scene photograph of the active layer detachment in Qilian

圖2 鉆孔地層信息Fig. 2 Stratum information based on borehole

圖3 滑坡體主滑剖面Fig. 3 Section of the main sliding mass

圖4 為根據(jù)氣象站觀測資料所得祁連縣降雨概況。根據(jù)祁連縣2008—2020 年的年降雨量統(tǒng)計(jì)圖［圖4（a）］，2018 年降雨量達(dá)574 mm，為2008—2020年間降雨量峰值，2018年6—8月降雨量占全年總降雨量67.6%。根據(jù)2018 年6—8 月的日降雨量統(tǒng)計(jì)圖［圖4（b）］，當(dāng)?shù)? 月22 日至7 月9 日（凍土淺層滑坡發(fā)生前）連續(xù)18 d 總降雨量為162 mm，日均降雨量為9 mm·d-1，最大日降雨量為33 mm·d-1。

圖4 青海省祁連縣降雨概況Fig. 4 Rainfall situation of Qilian， Qinghai Province： annual rainfall in Qilian from 2008 to 2020 （a）；daily rainfall in Qilian from June to August in 2018 （b）

2 水熱力耦合數(shù)值模擬

2.1 計(jì)算原理

基于有限元軟件COMSOL Multiphysics 求解多物理場偏微分方程，實(shí)現(xiàn)多年凍土斜坡氣溫變化和降雨過程中的水熱力演化數(shù)值仿真，并用強(qiáng)度折減法計(jì)算斜坡穩(wěn)定性［18］。鑒于氣溫變化和降雨對(duì)凍土淺層滑坡的影響是復(fù)雜的水熱力動(dòng)態(tài)耦合過程，為簡化這一過程，假設(shè)入滲雨水溫度與地表溫度一致，溫度場變化受熱傳遞、水分運(yùn)移和冰水相變影響；水分場變化由基質(zhì)吸力驅(qū)動(dòng)，并由孔隙冰阻隔作用控制；水熱過程單向影響土體應(yīng)力和位移。相應(yīng)物理場控制方程如下：

（1）溫度場方程

凍土二維傳熱中，忽略對(duì)流傳熱、考慮相變的溫度場方程可寫為［19］

式中：ρ為土體的密度（kg·m-3）；C(θ)為土體的熱容量（J·kg-1·℃-1）；λ(θ)為土體導(dǎo)熱系數(shù)（W·m-1·℃-1）；T為土體溫度（℃）；L為水凍結(jié)成冰的相變潛熱，取335 kJ·kg-1，ρI為冰的密度（kg·m-3）；θI為體積含冰量。

（2）水分場方程

凍土中水分遷移規(guī)律與非飽和土中水的運(yùn)移相似，用Richards方程描述［19］

式中：D為未凍土的擴(kuò)散率，未凍土的擴(kuò)散率可寫為，凍土中孔隙冰的存在削弱了水分的遷移效應(yīng)，因此，引入阻抗系數(shù)考慮孔隙冰的隔水作用［20］，凍土擴(kuò)散率寫為，I=1010θI；θu為體積含水率；ρw為水的密度（kg·m-3）；k為導(dǎo)水率（m·s-1）；c為比水容量（1·m-1）；kg為重力方向?qū)剩╩·s-1）。

（3）應(yīng)力場方程

土體任意微元的平衡微分方程和土體位移-應(yīng)變關(guān)系表達(dá)式可寫為［21］

式中：[?]T為微分算子矩陣；{σ}為應(yīng)力張量，{σ}={σxσyσxy}T；{F}為單位土體體積力，{F}={FxFy}T；{ε} 為應(yīng)變，{ε}={εxεyεz}T；{u} 為位移，{u}={uxuy}T。

2.2 網(wǎng)格模型和計(jì)算參數(shù)

根據(jù)地層信息（圖1）和主滑剖面（圖2）建立二維有限元網(wǎng)格計(jì)算模型如圖5 所示，斜坡模型長90 m，坡度為15°，地表以下0～1.6 m為活動(dòng)層，1.6～12.7 m 為多年凍土層，12.7 m 以下為基巖層；采用自由三角形網(wǎng)格，由于活動(dòng)層水熱力演化劇烈，故將活動(dòng)層網(wǎng)格細(xì)化。

圖5 有限元計(jì)算模型Fig. 5 Finite element model

凍土比熱容和導(dǎo)熱系數(shù)與未凍水含量和含冰量的關(guān)系［22-23］、抗剪強(qiáng)度參數(shù)與土溫的關(guān)系［24］參考相關(guān)研究設(shè)置，土水特征曲線和滲透系數(shù)采用Van Genuchten 提出的模型［25-26］。土骨架的比熱容和導(dǎo)熱系數(shù)分別取1.4×106J·m-3·℃-1和1.3 W·m-1·℃-1；活動(dòng)層深度0～1.4 m 土層的飽和滲透系數(shù)取2×10-6m·s-1，1.4～1.6 m 土層飽和滲透系數(shù)取4×10-9m·s-1［27］；其余數(shù)值模擬所需參數(shù)根據(jù)鉆孔取樣進(jìn)行室內(nèi)試驗(yàn)的結(jié)果設(shè)置如表1所示。

表1 地層物理力學(xué)參數(shù)Table 1 Physical and mechanical parameters of the formation

2.3 計(jì)算方案及約束條件

建立不考慮降雨的模型一和考慮降雨的模型二，對(duì)照分析降雨對(duì)凍土淺層滑坡的影響：模型一僅施加氣溫變化工況模擬斜坡10 月10 日至次年12月31 日的水熱力演化；模型二以模型一7 月1 日的水熱力計(jì)算結(jié)果為初始狀態(tài)，在氣溫變化的基礎(chǔ)上施加強(qiáng)度9 mm·d-1、歷時(shí)18 d 的降雨工況，模擬斜坡7 月1 日至7 月18 日降雨過程中和7 月19 日至7月30日降雨停止后12 d內(nèi)的水熱力演化。

根據(jù)當(dāng)?shù)貧鉁刈兓闆r和氣候變暖特征［28］，結(jié)合附面層理論［29］將地表溫度視為平均氣溫并簡化成三角函數(shù)形式作為模型上表面溫度邊界條件，表達(dá)式如下：

式中：t為時(shí)間（s），模型下表面溫度邊界條件為熱流邊界條件［30］，根據(jù)深層地?zé)崽荻扰c土體導(dǎo)熱系數(shù)的乘積進(jìn)行換算，取0.06 W·m-2；模型兩側(cè)為絕熱邊界；將鉆孔實(shí)測地溫設(shè)為初始值，下表面采取熱流邊界條件，計(jì)算時(shí)間設(shè)為100年，使地溫分布基本穩(wěn)定，結(jié)果作為模型一2020 年10 月10 日溫度場初始狀態(tài)。模型兩側(cè)和下表面為不透水邊界條件；不考慮降雨時(shí)上表面不透水邊界條件，考慮降雨時(shí)上表面為流量邊界；如表1所示，土體初始體積含水率作為水分場初始狀態(tài)。模型上表面為自由位移邊界條件，兩側(cè)水平位移為0，下表面為固定位移邊界條件。

3 模擬結(jié)果與分析

3.1 降雨對(duì)溫度場的影響

2018年7月1日至18日模型一和模型二地表以下0.4 m 和1.6 m 處地溫變化分別如圖6（a）和圖6（b）所示：僅施加氣溫變化時(shí)，7 月18 日0.4 m 深度地溫升高0.90 ℃，1.6 m 深度地溫升高0.087 ℃；在氣溫變化基礎(chǔ)上施加降雨工況后，7 月18 日0.4 m深度地溫升高1.84 ℃，1.6m深度地溫升高0.18 ℃。降雨導(dǎo)致0.4 m 深度地溫增長速率隨時(shí)間減小，1.6 m 深度地溫增長速率隨時(shí)間增大?；顒?dòng)層基底存在0.2 m厚的相對(duì)致密層，阻礙雨水入滲，降雨0～13 d對(duì)1.6 m深度地溫不產(chǎn)生影響。

圖6 降雨導(dǎo)致不同深度地溫隨時(shí)間變化Fig. 6 Ground temperature at different depths varies with time caused by rainfall： ground temperature at a depth of 0.4 m varies with time （a）； ground temperature at a depth of 1.6 m varies with time （b）

3.2 降雨對(duì)水分場的影響

圖7 為7月18日和7月30日模型一和模型二的含冰量云圖，結(jié)果表明：7 月18 日模型一融深位于1.35 m，模型二融深位于1.49 m，降雨18 d 導(dǎo)致模型二融深下降14 cm，多年凍土上限位置含冰量較模型一減小2.94%；7月30日模型一融深位于1.43 m，模型二活動(dòng)層已完全融化，融深位于1.60 m，可見雨水滲流對(duì)土體含冰量產(chǎn)生持續(xù)影響，降雨停止后12 d 模型二融深下降17 cm，模型二多年凍土上限位置含冰量較模型一減小40.74%。

圖7 7月18日和7月30日模型一和模型二含冰量Fig. 7 Ice content of model 1 and model 2 on July 18th and July 30th

圖8 為7月18日和7月30日模型一和模型二的飽和度云圖。7 月18 日模型一0～1.4 m 為飽和度約0.58 的融土層，活動(dòng)層底部20 cm 為飽和度約0.45的凍土層；7月30日模型一融深增大，凍土層厚度減小為10 cm，飽和度增至0.48。雨水入滲導(dǎo)致活動(dòng)層飽和度大大增加，7 月18 日模型二融土層的飽和度約0.88，活動(dòng)層底部13 cm 為飽和度約0.45 的凍土層；由于水分下滲和凍土進(jìn)一步融化，7月30日活動(dòng)層完全融化，飽和度約0.85，活動(dòng)層基底以下形成10 cm厚飽和度約0.90的富水層。

圖8 7月18日和7月30日模型一和模型二飽和度Fig. 8 Saturation of model 1 and model 2 on July 18th and July 30th

根據(jù)不同深度滲流速度隨時(shí)間變化曲線［圖9（a）］和降雨過程中流速分布［圖9（b）］，分析降雨條件下滲流速度變化規(guī)律如下：7 月1 日1.2 m 深度內(nèi)土體已完全融化，滲流速度隨深度減小，此時(shí)融水沿坡面法向遷移，降雨0～3 d 雨水入滲導(dǎo)致流速迅速增加，此時(shí)雨水滲透深度有限，流速增大速率隨深度增大而減??；隨著雨水繼續(xù)下滲，自降雨3 d起，流速增大速率隨深度增大而增大；1.4 m 深度土體的孔隙冰在降雨9 d融化，流速開始增大；降雨9 d雨水沿重力方向豎直下滲，在孔隙冰的阻隔作用下，降雨18 d 隨土層深度增加，滲流方向愈發(fā)接近順坡；降雨停止后，1.4 m 深度范圍內(nèi)土體流速下降，此時(shí)流速隨深度增大而增大；由于1.4～1.6 m 深度為滲透性較差的相對(duì)致密層，1.6 m 深度處流速在降雨停止后2 d 才逐漸增大，且流速增量很?。唤涤晖Ｖ购?2 d，滲流方向完全轉(zhuǎn)變?yōu)轫樒隆?/p>

圖9 降雨條件下滲流速度變化規(guī)律Fig. 9 Variation of seepage velocity under rainfall condition： seepage velocity at different depths varies with time （a）；distribution of seepage velocity at different stages （b）

3.3 降雨對(duì)斜坡穩(wěn)定性的影響

圖10（a）為模型一年內(nèi)的安全系數(shù)變化曲線，可以得出斜坡穩(wěn)定性與氣溫均呈正弦函數(shù)變化，且兩者呈負(fù)相關(guān)，穩(wěn)定性相對(duì)氣溫具有一定滯后，最高氣溫和最低氣溫出現(xiàn)在7 月和1 月，而8 月和9 月斜坡穩(wěn)定性最差，2 月穩(wěn)定性最好，年內(nèi)氣溫升高導(dǎo)致安全系數(shù)下降約12.1%。

圖10（b）為模型二7 月1 日至7 月30 日安全系數(shù)變化曲線，結(jié)果表明：降雨導(dǎo)致安全系數(shù)下降約49.1%。降雨0～6 d安全系數(shù)緩慢下降，6～15 d安全系數(shù)下降趨勢顯著增大，安全系數(shù)從4.30 下降至2.61，降雨15 d 安全系數(shù)下降趨勢逐漸減小，于降雨停止后10 d 達(dá)到最小值2.22，此時(shí)斜坡仍處于穩(wěn)定狀態(tài)。

圖11 （a）直觀反映了不同時(shí)刻斜坡極限狀態(tài)下的位移。降雨條件下斜坡位移主要集中于活動(dòng)層，降雨0、9、18 d 活動(dòng)層最大位移分別為5.2 mm、8.4 mm 和35.9 mm，降雨停止后第12 d 達(dá)到19.1 cm，最大位移所在位置從坡頂逐漸向坡腳移動(dòng)，降雨停止后12 d 最大位移位于斜坡中部和坡腳間。根據(jù)斜坡極限狀態(tài)下不同位置的位移隨時(shí)間變化曲線［圖11（b）］，降雨期間位移緩慢增大，坡頂?shù)奈灰戚^大，坡腳位移較?。唤涤耆霛B至第15 d，坡表變形迅速發(fā)展，其中坡中和坡腳位移增大趨勢尤為顯著，坡頂位移增幅相對(duì)較小。

圖11 極限狀態(tài)下模型二位移變化規(guī)律Fig. 11 Variation of displacement of model 2 under limit state： distribution of slope displacement under limit state （a）；variation of slope displacement at different positions under limit state （b）

4 討論

降雨18 d 導(dǎo)致0.4 m 深度地溫升高0.94 ℃、1.6 m深度地溫升高0.093 ℃，可見雨水入滲導(dǎo)致斜坡淺層地溫升高，降雨對(duì)地溫的影響隨深度增加而減小。地溫升高促進(jìn)凍土融化，同一時(shí)刻降雨條件下活動(dòng)層融深較大，降雨停止后12 d 多年凍土上限附近含冰量減小40.74%。雨水入滲和凍土融化導(dǎo)致活動(dòng)層飽和度提高77%～95%，降雨停止后12 d活動(dòng)層以下出現(xiàn)了10 cm 厚富水層。分析認(rèn)為，降雨導(dǎo)致活動(dòng)層融土含水量增加、容重增大，水分聚集對(duì)土顆粒產(chǎn)生動(dòng)態(tài)浮托力［31］，土體力學(xué)性質(zhì)下降；7月1 日至18 日地表溫度達(dá)到最大值，地溫隨深度增加而降低，雨水下滲過程中內(nèi)能向溫度較低的土體轉(zhuǎn)移，且活動(dòng)層飽和度上升提高了土的導(dǎo)熱性，有利于大氣與土體之間的熱傳導(dǎo)；降雨條件下融深可能進(jìn)一步增大，活動(dòng)層以下細(xì)粒富冰凍土層融化產(chǎn)生富水層，孔隙水壓難以消散，土體有液化的可能［32］，且水分的潤滑作用削弱了凍融交界面的抗滑力［33］，發(fā)生凍土淺層滑坡的風(fēng)險(xiǎn)大大增加。

極限狀態(tài)下斜坡的位移集中在活動(dòng)層，潛在滑面位于活動(dòng)層和多年凍土交界面，符合凍土淺層滑坡變形特征。降雨初期水分沿重力方向下滲，此時(shí)位移緩慢增大；當(dāng)雨水入滲量較大時(shí)，地下冰起隔水作用，導(dǎo)致滲流方向逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)轫樒?，流速隨深度增大而增大，同一深度斜坡中部流速最大，此時(shí)位移顯著增大，最大位移所在位置由坡頂附近轉(zhuǎn)移至坡中和坡腳之間。由此可見，降雨條件下融土達(dá)到一定飽和度后，活動(dòng)層形成順坡方向的滲流場，產(chǎn)生順坡方向的滲透力［34］，增大了上覆融土的下滑力，此時(shí)土體飽和度較高，力學(xué)性質(zhì)降低，導(dǎo)致斜表變形加劇，增大了活動(dòng)層沿多年凍土層滑脫的可能性。

斜坡穩(wěn)定性與氣溫均以正弦函數(shù)形式變化，兩者呈負(fù)相關(guān)，相關(guān)研究表明，氣溫對(duì)多年凍土斜坡穩(wěn)定性的影響需要進(jìn)一步考慮短時(shí)間尺度下的極端高溫［35-36］和長時(shí)間尺度下的凍融循環(huán)作用［8］。施加降雨工況后，斜坡安全系數(shù)從4.30 下降至2.22，下降幅度達(dá)48.4%，降雨入滲前3 d 安全系數(shù)下降速率緩慢，3～15 d安全系數(shù)迅速下降，第15 d起安全系數(shù)下降速率逐漸降低，于降雨停止后10 d 達(dá)到最小值，此時(shí)斜坡仍處于穩(wěn)定狀態(tài)，推測后續(xù)的降雨將進(jìn)一步降低斜坡安全系數(shù)導(dǎo)致斜坡在8 月末失穩(wěn)。綜上所述，降雨對(duì)多年凍土斜坡淺層穩(wěn)定的影響顯著，雨水入滲對(duì)多年凍土斜坡淺層水熱力產(chǎn)生持續(xù)性的影響，在低強(qiáng)度、長時(shí)間的降雨工況下，斜坡最小安全系數(shù)出現(xiàn)時(shí)間滯后于降雨數(shù)天，斜坡可能在降雨停止后的數(shù)天失穩(wěn)，推測此時(shí)斜坡的破壞形式為坡腳附近活動(dòng)層最先沿凍融交界面薄弱層破壞，從而牽引上部土體下滑引起凍土淺層滑坡。

5 結(jié)論

通過COMSOL Multiphysics 建立了多年凍土斜坡模型，在氣溫變化的基礎(chǔ)上模擬了9 mm·d-1、持續(xù)18 d 降雨條件下多年凍土斜坡水熱力演化過程，基于模擬結(jié)果探討了氣溫變化條件下青藏地區(qū)低強(qiáng)度、長持時(shí)降雨對(duì)凍土淺層滑坡失穩(wěn)的影響，得出以下結(jié)論：

（1）夏季降雨擾動(dòng)斜坡淺層溫度場，影響了活動(dòng)層的凍融過程，可能導(dǎo)致活動(dòng)層以下含冰量較高的細(xì)粒土融化形成富水層，增大了斜坡因活動(dòng)層基底孔隙水壓力積累而失穩(wěn)的風(fēng)險(xiǎn)。

（2）雨水入滲導(dǎo)致活動(dòng)層飽和度大幅提高，增大了土體容重、削弱了土體力學(xué)性質(zhì)，在多年凍土層隔水作用下水分沿順坡方向遷移，產(chǎn)生順坡方向的滲透力，加劇活動(dòng)層變形，對(duì)多年凍土斜坡淺層穩(wěn)定性產(chǎn)生威脅。

（3）降雨對(duì)多年凍土斜坡淺層穩(wěn)定性產(chǎn)生的不利影響較明顯，雨水入滲一段時(shí)間后斜坡穩(wěn)定性迅速下降，且雨水入滲對(duì)活動(dòng)層水熱力的演化產(chǎn)生持續(xù)影響，安全系數(shù)最小值滯后于降雨數(shù)天。

（4）極限狀態(tài)下斜坡位移演化規(guī)律印證了凍土淺層滑坡是活動(dòng)層沿多年凍土層滑脫的過程，土體位移變化與雨水入滲形成的滲流場關(guān)系密切，低強(qiáng)度的持續(xù)降雨導(dǎo)致坡體中下部變形最顯著。