高等土力学课程论文

昆明理工大学高等土力学课程论文降雨入渗过程中的土质边坡稳定分析姓名：刘青水年纪：2012学号：2012710013专业：建筑与土木工程201304281摘要边坡的稳定性由内在因素和外在因素共同决定。内在因素是边坡本身所固有的，外界因素主要包括降雨、地震、开挖等。近年来，降雨导致边坡失稳的情况越来越多。因此，研究分析降雨对边坡稳定性的影响以及准确预报事故发生的可能性，是当前亟待解决的一个复杂的工程问题。常规的边坡稳定性分析方法主要基于饱和土理论和稳定渗流场情况，难以反映降雨作用对边坡稳定的影响。本文针对受降雨影响的边坡，运用饱和一非饱和土壤水分运动的理论和二维非稳态渗流有限元模型，模拟雨水入渗引起的暂态渗流场，将计算所得到的暂态孔隙水压力和渗流力分布用于考虑基质吸力影响的边坡稳定安全系数的计算中，建立了考虑非饱和土边坡从雨水入渗到出现滑坡危险全过程的计算模型；通过实例分析，研究了降雨对非饱和边坡渗流场分布、发展和对边坡稳定性的影响、状态预测等进行了较为深入的研究，得出了一些有意义的结论。结合不同的降雨条件，计算不同降雨持时情况对土质边坡稳定的影响，得出随着降雨持时的增加，边坡稳定性逐渐降低，降低幅度随降雨持时增加而增加的结论。本文的研究工作在改进和完善边坡稳定性数值分析方法方面进行了有益尝试。通过对数值算例较为深入细致的分析，对降雨引发非饱和土边坡失稳的机理和规律有了进一步的认识，可为非饱和土边坡稳定分析、滑坡灾害预报和边坡治理等方面提供有用的参考数据，具有一定的理论意义和实用价值。关键词：降雨入渗；边坡稳定；非饱和土；饱和一非饱和渗流；有限元分析2论文研究背景降雨和滑坡都是人类生活中常见的自然现象，在自然规律作用下，两者有着紧密的关系。滑坡是土木、水利、交通、矿山等基本建设工程常见的事故和灾害，触发滑坡的因素多种多样，水是诱发滑坡的主要因素，而降雨，特别是历时长、强度大的暴雨更是导致边坡失稳破坏的常遇诱导因素。在我国特别是南方地区，尤其以降雨入渗的影响最为频繁和明显。降雨型滑坡产生的机理主要表现在两个方面：一是降雨动能外部作用，二是降雨入渗后坡体内部产生的相关作用。对于由降雨因素导致的边坡失稳机制，目前，较为普遍的认识是：降雨入渗使得边坡体内的地下水潜水面升高，滑面处土体软化，从而降低边坡的稳定性，导致滑坡的发生。基于这一认识的评价、分析方法是，运用饱和渗流理论，模拟降雨引起的潜水面升高；运用刚体极限平衡方法，计算潜水面升高后的边坡稳定性，并以此作为设计依据。这是一种基于饱和土力学理论的边坡稳定性分析方法。但是这种评价方法往往很难被实践经验丰富的工程师所采信。主要是因为：①降雨对边坡稳定性的影响与具体地区有关，不同地区诱发滑坡的临界降雨量有一定的差别。例如，四川盆地滑坡主要发生在日降雨强度超过200mm／d的分布区，香港滑坡发生的日降雨强度大都在100mm／d以上；②即使对于同一地区的边坡，不同专家推荐的确定临界降雨量的标准也有所不同。例如，有建议以前期总降雨量值来确定临界降雨量的；有建议以日降雨量值来确定临界降雨量的；也有建议小时最大降雨量值来确定临界降雨量，等等。事实上，边坡失稳与总降雨量的大小、日降雨强度以及降雨持续时间的长短等均有着直接关系。故已有的工程设计均采用对孔隙水压力进行假定的方法。例如美国一些工程采用水面达地表的静水压力分布。这一假定基于以下认识：历时长的降雨使边坡裂隙完全饱水，地下水位达到地表。对于高边坡工程，采用这一水压力分布使加固设计过于保守。我国一些边坡工程常将静水压力乘以折减系数来作边坡设计，例如漫湾折减系数0．4；五强溪水电站则采用类似Hock建议图形，但取值较小；三峡工程采用折减系数O．3。目前采用强排水体系而不考虑暂态水压力。图1．1是不同方法采用的边坡暂态水压力分布，彼此差别极大，且均缺少理论分析及实测数据的支持。降雨过程中边坡的稳定分析是岩土工程实践中最受关注的一个课题之一。对于一个大型工程边坡的设计，若能科学合理地确定边坡中的孔隙水压力，首先，将节省大量的工程投资；其次，工程的安全稳定运营将带来巨大的社会效益以及经济效益。同时，这一方面的研究，将使我们对于由降雨因素导致边坡失稳的作用机制有一个更加深入的认识。3降雨入渗对非饱和边坡渗流场变化的影响及算例分析3.1均质各向同性边坡渗流场算例分析某边坡坡顶高程为15．00m，地面高程为0．00m，边坡坡率为砚=3：4，边坡上游水位为10．00m，下游水位为1．00m，取边坡计算长度80．00m，假设模型的下边界为不透水层。其剖面如图1所示。假定边坡是均质各向同性的，饱和渗透系数k。=3．7x10～cm／s。利用大型有限元软件ABAQUS进行模拟，根据己建立的模型，采用CPE4P四边形单元，进行结构化网格划分，整个模型共划分2436个节点，2523个单元，如图2所示。图1边坡的断面图图2边坡有限元计算网络计算所得边坡断面的孔隙水压力等值线和饱和度等值线分布情况如图3、图4所示。图3边坡孔隙水压力等值线图图4边坡饱和度等值线图利用ANSYS热分析功能模拟二维渗流渗流进行复核。计算条件与ab边，总水头H=30m，efgh边，总水头H=21m；bcd边和ha边为第二类边界，流量q=0；de边假定为溢出边，总水头H=Y。计算所得断面的孔隙水压力等值线和总水头等值线分布情况如图5、图6所示。图5边坡孔隙水压力等值线图图6边坡总水头等值线图ABAQUS的计算结果与ANSYS热分析模拟渗流计算所得的比较吻合，边坡孔隙水压力的大小以及分布都非常的相近，饱和区和非饱和区的大小、位置以及逸出点的位置也相同。可以判断出，对于均质各向同性边坡渗流的情况，ABAQUS计算所得的孔隙水压力、饱和度分布较为合理，计算结果能真实的反应实际自然状态的土质边坡渗流场的状态。3．3降雨入渗非饱和边坡的渗流分析以一均质各向同性的边坡为研究对象，图7给出了均质土体断面示意图，设地表的高程为Om，坡顶高程15m，边坡坡比3：4，地下水位高程一4m，取计算底面高程一20m。图8给出了有限元网格示意图，整个计算过程中地下水位不变。图7计算边坡示意图图8有限元网格图土体为各向同性的均质细砂土，水的体积模量为2e9。土体介质的饱和渗透系数t=3.7e-3cm／s，渗透系数随饱和度变化曲线如图9所示，土一水特征曲线选取如图10所示。图9渗透系数随饱和度变化曲线图10土一水特征曲线边界条件的确定是解决问题的关键之一。在降雨的条件下，边坡两侧AH，DE(如图7)的状态很难确定。事实上，它是由上游和下游区域渗流情况确定的，具有不确定性，因此需要一定的假设，本文假定AH，DE不因降雨而和相邻区域发生水交换。这意味着AH，DE只能由初始条件决定。其他边界条件规定如下：(1)边界ABCD为降雨入渗边界，依据降雨强度与土坡入渗能力的大小关系可将上部边界条件分为两类：a、第一类边界条件当降雨强度大于边坡入渗能力，一部分雨水沿坡面流失，一部分会在坡面形成一层薄膜水，可按给定水头边界处理。此时坡面的土体基本上处于饱和状态，其含水率十分接近土的饱和含水率。即：(3.1)式中：为土体的饱和体积含水率，简记为。b、第二类边界条件当降雨强度小于边坡表面入渗能力时，降雨全部入渗到土坡内，为流量边界。地表的入渗通量与降雨强度相等。此时的上边界条件分为：水平区和斜坡区，其边界条件分别是：(a)斜坡段(3.2)(b)水平区(3.3)本文只考虑降雨强度小于边坡入渗能力的情况，降雨边界函数以降雨强度，即单位流通量q(m／s)表示，并且排除降雨所造成的地表积水现象。降雨的发生并不是局限某一部分，而是对整个边坡都有作用，所以降雨入渗分析是以整个边坡坡顶及坡面都受到降雨作用来进行的。(2)由于本文假设底面位于地下水位以下，则在所研究区域的底面边界处的土体孔隙水压力不受地下水和坡面入渗的影响，而是保持一个特定的值，假设模型底面为不透水边界。(3)非饱和区边界AH，DE按零流量边界处理，饱和区边界HG，EF为固定水头，等于初始地下水位。边坡初始条件的设置也足解决渗流的关键问题之一。渗流场的初始条件是边坡土体在降雨前的水分分布情况，在求解非饱和土的入渗过程之前必须给定，一般可以通过实测得到。本文认为在初始状态地下水位以下完全饱和，坡顶饱和度0.08。中间土体饱和度介于1--0.08之间。设置整个土坡的初始孔隙比为1．0。非饱和区的初始孔隙水压力根据实测数据获得或运用实测数据及试验关系通过数学方法给予预测的。通常，其基本趋势为：在浸润面上初始孔隙水压力为0，向上，基质吸力逐渐增大。而在实际情况，在最大毛细高度范围内增幅较大，而从最大毛细高度向上到地表段基质吸力增幅较小，可视为保持一常数不变。因此，本文在假定最大初始孔隙水压力的基础上，认为边坡中孔隙水压力在某一高程之下呈线性分布，超过该高程，则其大小都为最大初始孔隙水压力。本文假设地下水位以上的土体为非饱和土，其初始孔隙水压力大小如土一水特征曲线分布，并且初始孔隙水压力不小于-25KPa。利用ABAQUS首先进行稳定渗流的计算，得到该土坡的初始渗流场的状态。然后进行降雨入渗的土坡的暂态渗流场分析。设整个持续降雨20小时，平均降雨强度为20mm／h，整个降雨过程在降雨范围内为均匀降雨过程，分析在此降雨条件下的边坡的孔隙水压力分布和饱和度分布随时间变化的规律。由分析开始后0—72000s，达到的累计降雨量为400mm，随后停止降雨，雨停20h后孔隙水压力随之消散。设置边界条件及初始条件进行求解，利用有限元软件ABAQUS建立模型，得出结论。图11到图12分别给出了边坡渗流初始条件，降雨过程以及降雨结束后的孔隙水压力分布和饱和度分布图。图11初始状态孔隙水压力水压力分布图图12初始状态饱和度分布图图13降雨4h孔隙水压力水压力分布图图14降雨4h饱和度分布图图15降雨8h孔隙水压力水压力分布图图16降雨8h饱和度分布图图17降雨12h孔隙水压力水压力分布图图18降雨12h饱和度分布图图19降雨16h孔隙水压力水压力分布图图20降雨16h饱和度分布图图21降雨19h孔隙水压力水压力分布图图22降雨19h饱和度分布图图23降雨后1h孔隙水压力水压力分布图图24降雨后1h饱和度分布图图25降雨后3h孔隙水压力水压力分布图图26降雨后3h饱和度分布图图27降雨后6h孔隙水压力水压力分布图图28降雨后6h饱和度分布图图29降雨后10h孔隙水压力水压力分布图图30降雨后10h饱和度分布图图31降雨后20h孔隙水压力水压力分布图图32降雨后20h饱和度分布图从降雨事件结果看出，边坡坡肩处沿高度的孔隙水压力在降雨的不同时间阶段的发展变化情况如图11到图32所示。总体上来说，随着降雨时间的延长，饱和度增大，孔隙水压力增大，土体浅层的基质吸力则减小或消失。在降雨停止之后，随着时间的延长，饱和度逐渐减小，孔隙水压力减小，土体浅层的基质吸力又逐渐增加。1、降雨初期，边坡非饱和土体的饱和度较低，相对渗透系数较小，土体的水相渗透性较差，当降雨强度较大时，雨水并不能完全深入坡体，随着降雨持时的增加，饱和度慢慢上升，水相渗透系数得以上升，降雨入渗量才逐渐增大。2、初始状态，边坡坡体非饱和土孔隙水压力为负值，降雨导致孔隙水压力上升，使得表层孔隙水压力逐渐从负值上升为0，饱和度也逐渐上升为1，当出现浸润作用时，孔隙水压力在数值上变化较快，对浸润作用的反应更为敏感，而在浸润峰到达时，含水量前期的提高程度并不大。3、边坡中存在一个非饱和区域，在降雨持续过程中该区域不断缩小。4、降雨一部分被表层的非饱和土体吸收，增加了含水量，提高了饱和度，另一部分则流向坡脚，使得坡脚水位迅速抬高，极易引起坡脚发生破坏。5、随着降雨持时的提高，降雨入渗深度越深，表层土体的含水量提高，孔隙水压力增加，基质吸力减小。4小结本章首先引用了用统计的方法模拟地下水在不均匀的多孔土壤中渗流的方法，然后阐述了非饱和渗流运动的基本理论、非饱和土壤水分运动基本方程以及非饱和渗流控制方程。运用ABAQUS进行了均质各向同性边坡的渗流场的算例分析，得出土坡稳定渗流的状态