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风蚀粗化是地表风蚀过程中的一种重要现象，它是指由于风的流动作用而导致地表松散物质被逐渐磨蚀、移动和沉积形成的地貌现象。
风蚀粗化过程中，地表松散层的风蚀强度会发生变化，这种变化对于地表形态和土壤侵蚀等方面都具有重要的影响。
本文将从风蚀粗化的概念和机制入手，探讨地表松散层风蚀强度的变化规律，并对其影响因素进行分析和总结，以期为地表风蚀过程的研究提供参考和借鉴。
一、风蚀粗化的概念和机制1. 风蚀粗化的概念风蚀粗化是指风蚀过程中地表松散层颗粒粗大化和覆盖物增厚的一种现象。
在风蚀作用下，地表松散层的颗粒会逐渐磨损，使得颗粒大小增大，同时被风沙覆盖物也会不断增厚，从而形成风蚀粗化。
2. 风蚀粗化的机制风蚀粗化是由于风对地表松散层的作用而产生的。
风在地表吹过时，会携带颗粒和沙尘，在与地表摩擦的过程中逐渐磨蚀松散层的颗粒，使其粗大化。
风还会对地表的覆盖物进行风蚀，使其不断增厚。
风蚀粗化是风蚀作用的结果，也是风蚀过程中的重要现象。
二、地表松散层风蚀强度的变化规律1. 风蚀初期的松散层风蚀强度在风蚀初期，松散层的风蚀强度较弱。
此时，地表的颗粒尚未受到明显的磨蚀作用，覆盖物也相对较薄，风蚀作用的强度较小。
2. 风蚀中期的松散层风蚀强度当风蚀作用持续进行时，松散层的风蚀强度逐渐增强。
颗粒在风的流动作用下逐渐被磨蚀，使得颗粒增大，覆盖物也逐渐增厚，从而导致风蚀强度的增加。
3. 风蚀后期的松散层风蚀强度风蚀持续一定时间后，松散层的风蚀强度达到一定的稳定状态。
此时，地表颗粒粗大，覆盖物较厚，风蚀作用相对稳定，风蚀强度趋于平稳。
三、影响地表松散层风蚀强度变化的因素1. 地表物质的颗粒大小地表松散层的风蚀强度与颗粒大小密切相关。
颗粒越大，受到风蚀作用的磨蚀程度就越小，风蚀强度也相对较弱。
2. 覆盖物的厚度地表覆盖物的厚度直接影响风蚀强度的大小。
覆盖物越厚，受到风蚀作用的影响就越小，风蚀强度也相对较弱。
3. 风速和风向风速和风向对地表松散层风蚀强度的变化有重要影响。
风化作用与自然地貌地貌是指地球表面在一定时间尺度内由地质力学、气候、水文、生物等因素共同作用下形成的地表形态和地形类型的总称。
而在地貌的形成过程中，风化作用起着重要的作用。
本文将从风化作用的概念、分类以及对自然地貌的影响等方面进行论述。
一、风化作用的概念风化作用是指在风的作用下，岩石、土壤等地质材料发生物理、化学或生物学上的变化，引起其结构、性质和成分的改变的过程。
它可以分为物理风化、化学风化和生物风化三种类型。
1. 物理风化物理风化是指岩石和矿石等地质材料在风的作用下发生的物理性变化。
主要包括风蚀、滑坡和冻融作用等。
风蚀是指风将岩石表面的砂石颗粒吹刮去，使岩石表面逐渐平滑和腐蚀的过程。
滑坡是指由于风力作用，使岩石表面的砂石颗粒逐渐剥落和滑坡的过程。
冻融作用是指由于风力使岩石或土壤中的水分在冷热交替的条件下发生冻融，从而引起爆破和颗粒剥离的过程。
2. 化学风化化学风化是指岩石和矿石等地质材料在风蚀物和大气水分的作用下发生化学性变化的过程。
主要包括风蚀物的溶蚀、氧化和水化等。
风蚀物的溶蚀是指在风的作用下，风蚀物通过大气水分的作用溶解岩石中的矿物质。
氧化和水化是指岩石中的氧化还原作用和水分作用使岩石的颜色、硬度和成分发生变化的过程。
3. 生物风化生物风化是指岩石和矿石等地质材料在风蚀物和生物的作用下发生生物学性变化的过程。
主要包括风蚀物的生物作用、生物侵蚀和生物加速岩石风化等。
风蚀物的生物作用是指风蚀物中的微生物通过与岩石表面的物质反应而引起岩石的风化。
生物侵蚀是指通过风力作用，生物将岩石表面的矿物质风化为二氧化碳和水。
生物加速岩石风化是指生物通过其自身的生命活动加速岩石侵蚀过程。
二、风化作用对自然地貌的影响风化作用对自然地貌的形成和发展有着重要的影响。
它通过改变地质材料的性质和结构，进而推动地貌的演化和变化。
1. 风化作用改变地质材料的性质风化作用通过物理、化学和生物的变化，使岩石和土壤等地质材料的物理性质、化学成分和生物组成发生变化。
土壤侵蚀科技名词定义中文名称：土壤侵蚀英文名称：soil erosion定义1：在风力、水力和重力等外营力作用下土壤物质被分散、搬运和沉积的过程。
应用学科：地理学（一级学科）；土壤地理学（二级学科）定义2：在水力、风力、冻融、重力等外营力作用下，土壤、土壤母质被破坏剥蚀、搬运和沉积的全部过程。
应用学科：水利科技（一级学科）；水利水土保持（二级学科）；水土流失（水利）（三级学科）本内容由全国科学技术名词审定委员会审定公布土壤侵蚀是指土壤或成土母质在外力（水、风）作用下被破坏剥蚀、搬运和沉积的过程。
广泛应用的“水土流失”一词是指在水力作用下，土壤表层及其母质被剥蚀、冲刷搬运而流失的过程。
土壤及其母质在水力、风力、冻融或重力等外营力作用下，被破坏、剥蚀、搬运和沉积的过程。
土壤在外营力作用下产生位移的物质量，称土壤侵蚀量。
单位面积单位时间内的侵蚀量称为土壤侵蚀速度（或土壤侵蚀速率）；土壤侵蚀量中被输移出特定地段的泥沙量，称为土壤流失量。
在特定时段内，通过小流域出口某一观测断面的泥沙总量，称为流域产沙量。
目录类型因素影响防治类型因素影响防治展开类型划分土壤侵蚀类型的目的在于反映和揭示不同类型的侵蚀特征及其区域分异规律，以便采取适当措施防止或减轻侵蚀危害。
土壤侵蚀类型的划分以外力性质为依据，通常分为水力侵蚀、重力侵蚀、冻融侵蚀和风力侵蚀等。
其中水力侵蚀是最主要的一种形式，习惯上称为水土流失。
水力侵蚀分为面蚀和沟蚀，重力侵蚀表现为滑坡、崩塌和山剥皮，风力侵蚀分悬移风蚀和推移风蚀。
水力侵蚀水力侵蚀或流水侵蚀是指由降雨及径流引起的土壤侵蚀，简称水蚀。
包括面蚀、潜蚀、沟蚀和冲蚀。
1.面蚀或片蚀：面蚀是片状水流或雨滴对地表进行的一种比较均匀的侵蚀，它主要发生在没有植被或没有采取可靠的水土保持措施的坡耕地或荒坡上。
是水力侵蚀中最基本的一种侵蚀形式，面蚀又依其外部表现形式划分为层状、结构状、砂砾化和鳞片状面蚀等。
面蚀所引起的地表变化是渐进的，不易为人们觉察，但它对地力减退的速度是惊人的，涉及的土地面积往往是较大的。
黄土高原水蚀风蚀交错区不同立地条件下旱柳树干液流差异彭小平;樊军;米美霞;薛智德【摘要】应用热扩散式树干茎流计(TDP)对黄土高原水蚀风蚀交错区六道沟小流域内分布在坡地与坝地的旱柳树干液流进行连续监测,探讨2种立地条件下旱柳树干液流量与环境因子关系的差异.结果表明:2种条件下的旱柳树干液流速率变化趋势基本相同,但坝地旱柳的液流速率和树干液流量均显著高于坡地旱柳,坝地旱柳平均液流速率和树干液流量分别是坡地的1.4和3倍.2样地旱柳树干液流量的变化规律与气象因子基本一致,气象因子对旱柳树干液流量影响显著,旱柳树干液流量由气象因子与0 ～ 50 cm土壤含水量综合作用决定,并且在气象因子增加到某一程度时旱柳树干液流量主要受到土壤含水量的影响.2样地土壤质地不同,土壤蒸发和渗漏强度存在较大差异,坡地沙土持水能力差,降雨后水分易发生渗漏,根区土壤有效含水量低,旱柳经常受到干旱胁追,以致生长不良形成“小老树”;而坝地无渗漏现象发生,供植物吸收的有效水分多,旱柳生长良好.【期刊名称】《林业科学》【年(卷),期】2013(049)009【总页数】8页(P38-45)【关键词】旱柳;树干液流;热扩散式探针;气象因子;土壤水分;黄土高原【作者】彭小平;樊军;米美霞;薛智德【作者单位】西北农林科技大学资源环境学院杨凌712100;西北农林科技大学资源环境学院杨凌712100;中国科学院水利部水土保持研究所杨凌712100;西北农林科技大学资源环境学院杨凌712100;西北农林科技大学资源环境学院杨凌712100【正文语种】中文【中图分类】S715为了改善黄土高原地区的生态环境，我国在黄土高原开展大面积的植树种草工作(吴钦孝等，1998;郭忠升等，2003)。
但是，由于不合理的人工植被建设以及黄土高原干旱少雨的恶劣自然环境，树木的成活率不高(王华连，2004)，大量的树木形成了“小老树”。
李俊辉等(2012)对黄土高原“小老树”的2种典型树种刺槐(Robinia pseudoacacia)和小叶杨(Populus simonii)的研究表明，水分亏缺是黄土高原地区“小老树”形成的重要原因。
第五章风化作用与剥蚀作用第一节风化作用目的要求风化作用是大气圈、水圈和生物圈与出露在地表岩石之间的相互作用，主要通过物理力和化学分解两种方式破碎岩石。
风化作用的产物，最终停留在基岩的表面，形成一层各地厚薄不等的疏松薄壳，其上部进而成为土壤。
而土壤则是大部分陆生生物活动的基础，因此风化作用具有重要的生态学意义，要求深入理解。
课时：2学时授课内容•一、风化作用的概念•二、风化作用的类型o（一）物理风化作用1.温差作用2.冰劈作用3.释荷（卸载）作用4.盐类的结晶与潮解作用o（二）化学风化作用1.氧化作用2.溶解作用3.水解作用4.水化作用o（三）生物风化作用•三、风化作用的产物o（一）物理风化作用的产物o（二）化学风化作用的产物o（三）生物风化作用的产物o（四）风化壳o（五）土壤•四、影响风化作用的因素o（一）岩石的性质o（二）气候与地形重点本节课程的重点应放在：1.机械风化包括多种应力作用，但最明显的是冰劈作用；2.化学风化的主要类型是氧化、溶解和水解作用；3.在风化作用中裂隙很重要，因为它使空气和水能在很深的地方侵蚀岩石，同时它还大大增加了岩石发生化学反应的表面积；4.风化作用有一种使被破坏的岩石块体产生球形表面的普遍趋势。
难点本节课的难点在如何简要阐述风化壳的时间意义。
教学方法本节课以叙述为主配合图件，择重讲授。
讲授重点内容提要•一、风化作用（weathering）所谓风化作用，就是岩石在地表常温常压下，遭受大气、水、水溶液及生物的破坏作用，使坚硬的岩石变成疏松堆积物的过程。
风化作用是一种自然现象，如古墙的层层脱落；石刻的模糊不清、残缺不全；路基的斑剥，甚至铁器的生锈等等，均与风化作用有关。
风化作用可以是机械的破坏，也可以是化学分解，而生物风化作用两者皆而有之。
风化作用是一种岩石在原地遭受破坏的作用。
破坏下来的产物除部分被水溶液带走外，一般不发生显著的位移，这是与其它外动力作用最明显的区别。
必须指出，风化作用与风的地质作用，在概念上是毫不相关的。
不同类型降雨条件下含裂隙土质边坡渗流特性分析魏凌傲;王正君;郜迪【摘要】裂隙破坏了土体完整性,使得土体的渗流特性差异较大.为研究含裂隙土体在不同类型降雨条件下的渗流特性,利用Geo-slope软件中的Seep/w模块进行了模拟分析,就不同裂隙方位角α,不同的渗透系数比值μ 以及不同裂隙深度h在不同类型降雨条件下的体积含水量与孔压变化规律进行了探讨,结果表明:不同裂隙深度土体内部含水量与孔压均存在一个最大影响深度,裂隙深度越大,影响深度越大;土体渗透比越大,土体表层含水量消散速度越快,但土体渗透比大于10后渗流要素差异较小;裂隙角度越小,土体内部含水量与孔压上升越快;不同类型降雨影响了含裂隙土体内部孔压与体积含水量的瞬时数值变化大小,对于孔压以及体积含水量的变化规律影响较小.研究成果为认识裂隙边坡在不同类型降雨条件下的渗流规律提供了相应的参考.【期刊名称】《三峡大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2018(040)005【总页数】6页(P11-16)【关键词】降雨类型;非饱和土;渗流特性;含裂隙土体;边坡【作者】魏凌傲;王正君;郜迪【作者单位】黑龙江大学水利电力学院,哈尔滨 150080;黑龙江大学水利电力学院,哈尔滨 150080;黑龙江大学水利电力学院,哈尔滨 150080【正文语种】中文【中图分类】TU432降雨对边坡的稳定性影响巨大，主要体现在：降雨抬高了地下水位，使得土体的有效应力减小[1-2]；降雨使得边坡内部土体的强度减小，土体更容易发生剪切滑动[3-4]．同时，也有研究表明，不同类型降雨对边坡的渗流特性影响巨大：如郁舒阳[5]对不同类型降雨下的不同Fredlund&Xing参数土体的渗流特性进行了研究；王宁伟[6]对在不同类型降雨条件下的边坡入渗深度以及体积含水量变化规律进行了探讨．在自然的风化作用以及草本植物根系作用下，边坡土体表层难免会产生一定角度，一定深度的裂隙[7]，这些裂隙的渗透性较原状土更高，可以极大的改变降雨过程中的雨水入渗规律，已有学者对其进行了相应的研究：如袁俊平[8-9]系统的对降雨条件下膨胀土裂隙的分布位置，各向异性程度，裂隙角度以及裂隙深度的渗流特性进行了分析；王培清[10]对裂隙性红黏土降雨条件下的边坡渗透稳定性进行了研究；阙云[11]对降雨条件下的裂隙性粘土边坡的渗流特性进行了模拟讨论，但是纵观国内外文献，不同降雨类型下含裂隙边坡渗流特性却鲜有报道，相应的规律还没有一个清晰的认识．本文以某含裂隙土质边坡模型为例，选取平均型，前锋型，中锋型以及后峰型4种降雨类型，利用有限元分析软件Geo-slope中的Seep/w与Slope/w模块，研究了不同类型降雨条件下裂隙不同深度，不同角度以及裂隙不同渗透比的渗流特性，所得结果为进一步认识不同类型降雨下含裂隙边坡的渗流特性以及治理提供了一定的参考．1 计算理论与模型1.1 计算理论非饱和渗流的控制方程形式为：(1)式中，kr为相对透水率；kij为饱和渗透张量；hc为压力水头；Q为源汇；C(hc)为容水度；θ为压力水头函数；n为孔隙率；Ss为单位贮水量．土水特征曲线是描述土体渗透系数或者体积含水量与基质吸力的关系，采用VG模型进行估算[12]：(2)(3)式中，θw为土体的含水率；θs为土体的饱和含水率；θr为土体的残余含水率；ks为土体的饱和渗透系数；kw为土体的瞬时渗透系数，即相应基质吸力下对应的渗透系数；Ψ为土体的基质吸力；a，m，n为公式的拟合参数，其中n可以表示为：n=1/(1-m)(4)1.2 计算模型及边界条件模型取自文献[9]，边坡的坡高为10 m，坡比为1∶2，裂隙位置设置在坡顶，如图1所示．在裂隙位置设置一监测面来实时监测不同类型降雨过程中的孔压以及体积含水量的变化规律．模型网格剖分图如图2所示，在坡顶裂隙处网格适当加密，全局一共剖分为755个单元，801个节点．图1 计算模型图2 模型网格剖分图模型初始条件取如图1所示的初始水位下的渗流场作为整个计算工况的初始渗流场，边界条件如下：ab，gh为零流量边界；ah，bc，fg为不透水边界；cdef为降雨入渗边界．裂隙模拟方法较多，本文取文献[8]的模拟思路，即将裂隙土部分视为一种各向异性材料，而在计算过程中，裂隙的数学描述可以用裂隙长度h，即裂隙沿着深度方向的长度大小；裂隙面与竖直方向的夹角α，以及顺裂隙方向与垂直裂隙方向的渗透系数比值μ来刻画．其中，裂隙单元的局部坐标与整体坐标的转换关系如下式所示：(5)式中，kx，ky为整体坐标下的水平方向与竖直方向的渗透系数，而为局部坐标系下的水平与竖直方向的渗透系数．2 计算方案及材料参数降雨采用4种不同类型降雨，平均型，前锋型，中锋型以及后峰型降雨，降雨过程曲线如图3所示，降雨总量为0.14 m，降雨天数为7 d，同时考虑停雨5 d的情况，总计算时间为12 d．图3 降雨过程曲线计算内容考虑裂隙不同深度，不同裂隙方位角α以及不同的渗透系数比值μ(即顺裂隙方向与垂直裂隙方向渗透系数比值)在不同类型降雨条件下的渗流特性，具体计算工况见表1．表1 计算工况方案编号降雨类型裂隙深度/m裂隙方向/°裂隙渗透比μ分析内容A11、2、3、4---无裂隙B1B21、2、3、41、2、3、4240100裂隙深度C11、2、3、41C2C31、2、3、41、2、3、44010100裂隙渗透比C41、2、3、410000D11、2、3、40D21、2、3、4430100裂隙角度D31、2、3、460注：降雨类型1、2、3、4分别代表平均型降雨，前锋型降雨，中锋型降雨以及后峰型降雨．土体渗流参数依据文献[9]确定，a=166.7 kPa，n=1.567，θs=0.495，θr=0.262，原状土饱和渗透系数ksat=2.83×10-4 m/d，垂直裂隙方向饱和渗透系数ksatx=2.83×10-2 m/d，根据公式(2)～(4)，可以得出原状土与裂隙土的土水特征曲线如图4所示．图4 土水特征曲线3 计算结果分析3.1 不同裂隙深度渗流特性边坡无裂隙，坡顶裂隙深2 m以及坡顶裂隙深4 m情况下的监测面体积含水量变化如图5所示．图5 工况A、B体积含水量变化由图可见，不同降雨类型下，不同裂隙深度下监测面的体积含水量变化呈现不一样的规律，从整体上看，不同类型降雨工况下体积含水量变化存在一个“极限深度”，即湿润锋的最大影响深度，无裂隙工况下湿润锋影响的最大深度为4 m，裂隙为2 m工况下的湿润锋最大影响深度为6 m，而裂隙为4 m工况下的湿润锋最大影响深度为7 m，并且不同类型降雨对湿润锋的最大影响深度没有明显的影响；裂隙深度越深，在停雨后的土体表面体积含水量消散的越快，以图5(a)为例，无裂隙工况停雨后孔压消散最慢，在第12 d土体表层体积含水量为0.494，裂隙为2 m工况下的第12 d土体表层体积含水量为0.492，而裂隙为4 m工况下的第12 d土体表层体积含水量为0.489，因此，土体不含裂隙情况下体积含水量变化规律是随着深度逐渐递减，直到达到“极限深度”后保持不变，而含裂隙情况下体积含水量变化规律是随着深度先增大后减小，并且拐点约为裂隙深度处，最后减小到“极限深度”后保持不变；不同降雨类型对体积含水量变化规律影响不大，对每个瞬时的孔压数值大小稍有影响，以裂隙深度为4 m工况下不同类型降雨在第12 d的孔压为例，平均型降雨下土体表层孔压为0.489，前锋型降雨土体表层孔压为0.488，中锋型降雨土体表层孔压为0.488，而后峰型降雨土体表层孔压为0.489．相应的孔压变化规律如图6所示．图6 工况A、B孔压变化可见不同降雨条件下不同深度裂隙土体内部孔压变化规律较为一致，无裂隙土体在降雨过程中孔压呈现随深度逐渐减小的趋势，而含裂隙土体在降雨条件下孔压随时间呈现先增大后减小，最后保持不变的规律，且在裂隙底部孔压达到最大值，同时，裂隙深度越大，裂隙底部的最大孔压值也越大，以图6(a)平均型降雨为例，裂隙为2 m工况下所达到的最大孔压为20 kPa，而裂隙为4 m工况下所达到的最大孔压则为40 kPa,可见降雨过程中的最大孔压与裂隙深度呈正相关，纵向来看，不同类型的降雨只是影响了相应孔压达到最大的时间，对孔压的分布规律则影响较小．3.2 不同裂隙渗透比的渗流特性裂隙渗透比为1，10，100，10 000下的土体内部体积含水量变化规律如图7所示．图7 工况C体积含水量变化不同类型降雨条件下，不同渗透比呈现出明显的规律：即渗透比大于10体积含水量变化规律一致，而渗透比为1有明显的孔压滞后性，即土体表层的孔压消散较渗透比大的工况要慢，究其原因，是因为土体渗透比较大的情况下，垂直裂隙方向的渗透率就等于降雨的入渗强度，所以当渗透比大于10的工况下体积含水量变化规律趋于一致，而当渗透比较小时，降雨强度大于入渗强度，有一部分水被滞留于土体表层，即表现出体积含水量的消散“滞后”现象．不同类型降雨影响了不同时刻的体积含水量变化规律，以工况C1为例，平均型降雨下7 d土体表层一直保持为饱和状态，第12 d土体表层体积含水量减至0.489；前锋型降雨下在第7 d土体表层体积含水量就开始下降至0.4924，在第12 d时体积含水量降至0.487 8；中锋型降雨在第7 d土体表层体积含水量也有所下降，在第12 d降至0.4878；后峰型降雨条件下第7 d土体表面仍为饱和状态，而第12 d降至0.489 2．相应的孔压变化如图8所示．图8 工况C孔压变化孔压变化与体积含水量较为相似，即渗透比为1与渗透比大于10的孔压变化差异较大，这也是由于土体渗透比较大的情况下，垂直裂隙方向的渗透率就等于降雨的入渗强度，所以当渗透比大于10的工况下孔压变化规律趋于一致，而当渗透比较小时，降雨强度大于入渗强度，有一部分水被滞留于土体表层，即表现出孔压“滞后”现象；渗透比越大，土体内部达到的最大孔压也越大，同时，渗透比大于10孔压变化较为一致．3.3 不同裂隙方位角渗流特性裂隙方位角为0°，30°，60°情况下土体内部体积含水量变化规律如图9所示．图9 工况D体积含水量变化由图可见，在不同类型降雨条件下，裂隙方位角为0°与30°时体积含水量变化规律较为一致，而裂隙角度为60°情况下与前两种工况的差异性较大，这是因为裂隙方位角为0°与30°时，裂隙竖向渗透系数较大，雨水入渗较为容易，即两者体积含水量变化规律较为一致，而裂隙角度为60°时，裂隙接近于水平，而垂直裂隙方向的渗透系数较顺裂隙方向的渗透系数要小两个数量级，即雨水较难入渗，所以裂隙角度为60°时的体积含水量变化要滞后于0°与30°的体积含水量变化．不同类型降雨影响了不同时刻土体一定深度内的体积含水量变化，以工况D1为例，平均型降雨下7 d土体表层一直保持为饱和状态，第12 d土体表层体积含水量减至0.489；前锋型降雨下在第7 d土体表层体积含水量就开始下降至0.493，在第12 d时体积含水量降至0.488；中锋型降雨在第7 d土体表层体积含水量也有所下降，在第12 d降至0.488；后峰型降雨条件下第7 d体积含水量降至0.493 2，而第12 d降至0.487 9．相应的孔压变化规律如图10所示．图10 工况D孔压变化孔压变化与体积含水量变化有较好的吻合性，即裂隙倾角为0°与30°情况较为接近，而60°情况差异较大，这也是由于裂隙方位角为0°与30°时，裂隙竖向渗透系数较大，雨水入渗较为容易，即孔压变化较为一致，而当裂隙角度为60°时，裂隙接近于水平，而垂直裂隙方向的渗透系数较顺裂隙方向的渗透系数要小两个数量级，即雨水较难入渗，孔压变化较为缓慢，但是裂隙角度的差异性也比较明显，即随着裂隙角度的增大，土体表层孔压的消散速度也越来越慢，并且最大孔压也越来越小．不同类型的降雨也只是影响了相应孔压达到最大的时间，对孔压的分布规律则影响较小．3.4 实例分析文献[13]中介绍了南水北调南阳现场试验段膨胀土边坡滑坡破坏实例．现场调查结果表明，该现场试验段膨胀土裂隙极其发育，其中长大裂隙有至少2组以上优势方向，裂隙区域土体发现呈明显各向异性．裂隙倾向统计结果显示，主裂隙倾向与坡面几乎平行，即顺裂隙方向与竖向夹角约为50°～75°．现场观测表明，降雨后吸湿区范围约为0.5 m，吸湿区内土体含水率增大约为16.5%，表明这种裂隙倾向条件下，降雨入渗的影响范围和影响程度均较小．这与本文计算结果相吻合，即顺裂隙方向与竖直方向夹角较大时，裂隙各向异性对边坡的渗流影响较小．4 结论1)不同裂隙深度土体内部含水量与孔压均存在一个最大影响深度，裂隙深度越大，影响深度越大．无裂隙土体体积含水量与孔压在降雨条件下随深度呈现先减小后不变的规律，而含裂隙土体体积含水量与孔压在降雨条件下随深度呈现先增大后减小最后保持不变．2)土体渗透比大于10时体积含水量与孔压差异较小，而渗透比小于10的情况与大于10的情况差异较大，同时渗透比越大，土体表层含水量消散速度越快．3)裂隙角度越小，土体内部含水量与孔压上升越快，同时，裂隙角度为0°与30°情况体积含水量与孔压变化规律较为接近，而裂隙角度为60°时体积含水量与孔压变化与前者差异较大．4)不同类型降雨影响了含裂隙土体内部孔压与体积含水量的瞬时数值变化大小，对于孔压以及体积含水量的变化规律影响较小．参考文献：【相关文献】[1] 唐栋，祁小辉，蒋水华，等．不同前期降雨与土-水特征曲线对边坡稳定的影响[J]．岩土工程学报，2015，37(s1)：148-155．[2] 李国荣，陈文婷，朱海丽，等．青藏高原东北部黄土地区降雨入渗对土质边坡稳定性的影响研究[J]．水文地质工程地质，2015，42(2)：105-111．[3] 许旭堂，简文彬．滑坡对降雨的动态响应及其监测预警研究[J]．工程地质学报，2015，23(2)：203-210．[4] 张毅，韩尚宇，郑军辉．降雨入渗对含裂隙煤系土边坡稳定性影响分析[J]．公路工程，2014，21(1)：10-13．[5] 郁舒阳，张继勋，王军磊，等．基于Fredlund & Xing参数下不同雨型边坡渗透稳定性分析[J]．三峡大学学报(自然科学版)，2017，39(6)：46-51．[6] 王宁伟，颜克顺，梁家豪，等．不同降雨类型对边坡稳定性的分析与研究[J]．水利与建筑工程学报，2017，90(4)：148-152．[7] 刘登生，何忠明，周科峰，等．降雨条件下裂隙各向异性对坡积土边坡渗流的影响分析[J]．矿冶工程，2017，37(4)：14-18．[8] 袁俊平，殷宗泽．考虑裂隙非饱和膨胀土边坡入渗模型与数值模拟[J]．岩土力学，2004，25(10)：1581-1586．[9] 袁俊平，蔺彦玲，丁鹏，等．裂隙诱导各向异性对边坡降雨入渗的影响[J]．岩土工程学报，2016，38(1)：76-82．[10] 王培清，付强．降雨入渗对裂隙性红粘土边坡的稳定性影响分析[J]．公路工程，2013，38(5)：165-170．[11] 阙云，胡昌斌，姚晓琴．降雨入渗对裂隙性粘土边坡稳定性作用机理的分析[J]．福州大学学报，2009，63(3)：423-429．[12] GEO-SLOPE International Ltd．Seepage Modeling with SEEP/W 2007[M]． Calgary，Alberta， Canada： Geo-Slope International Ltd.， 2010．[13] 程展林，李青云，郭熙灵，等．膨胀土边坡稳定性研究[J]．长江科学院院报，2011，28(10)：102-111．。
强降雨条件下风化岩质边坡滑坡机理及处治技术研究作者：***来源：《西部交通科技》2023年第10期作者简介：李天贵（1987—），工程师，主要从事土木工程建设相关工作。
为了分析风化岩质边坡滑坡的机理以及滑坡处治措施的合理性，文章根据滑坡发生的主要过程，从滑坡的地质条件、降雨等诱因角度分析了滑坡发生的机理，并通过布设边坡地表位移监测点和深部位移监测点，监测滑坡处治后的坡体稳定性。
结果表明：风化岩层的破碎程度严重和降雨引起坡体含水率上升进而导致边坡岩土体抗剪强度下降是诱发滑坡的主要因素；边坡地表位移和深部岩体位移监测结果均在正常范围内，证明了滑坡处治措施的合理性。
研究结果可为类似工程滑坡防治提供参考。
路堑边坡；滑坡发展过程；滑坡机理；综合处治U416.1+4A1805740 引言我国西南地区全年降水量偏多，在这些地区的地质不良地段进行路堑边坡开挖施工，边坡的稳定性必然会受到较大影响［1-3］。
近些年来，随着我国西部地区交通基础设施建设的快速发展，出现了较多的边坡工程稳定性问题，影响了工程建设的快步推进［4-5］。
因此，分析边坡的破坏过程和滑坡机理，提出有效的滑坡处治措施，对于保证路堑边坡安全稳定性具有重要意义。
风化岩体边坡在开挖前自身的稳定性较差，当路堑坡体受到开挖扰动后，整体稳定性会进一步下降［6］。
如果在降雨条件下进行隧道开挖，坡体的自重会随着坡体岩土体含水量的增加而不断增大，从而导致坡体的下滑力增大［7-8］。
同时，边坡岩土体由于含水率的增加，抗剪强度也会下降。
如果未采取合理的边坡加固措施，边坡会因为地质、地形等条件的不同，产生相应形式的滑坡。
因此，当边坡在开挖过程中出现异常状况时，需要根据边坡的地质特征采取合理的加固措施。
本文结合我國西南地区一个典型的风化岩质边坡工程案例，针对其出现滑坡的条件、滑坡机理及处治措施进行分析。
1 滑坡工程地质条件本文研究的路堑边坡位于我国的西南部，该地属于低山丘陵区，地势起伏较大，坡面的自然坡率为3°～30°。
自然地理学中的地貌演变机制解析地貌是指地球表面的各种地形特征，包括山脉、河流、湖泊、沙丘等。
地貌的形成与演变是自然地理学的重要研究领域之一。
在地貌演变的过程中，有许多机制起到了关键作用。
本文将探讨自然地理学中的地貌演变机制，并解析其原理和影响因素。
1. 风蚀作用风蚀是指风力对地表物质的侵蚀和运移作用。
风蚀主要发生在干旱地区和沙漠地带，对地貌的形成和演变起到了重要的作用。
风蚀作用主要表现为风蚀坑、风成沙丘等地貌特征的形成。
风蚀作用的机制主要包括风力的侵蚀和风沙的运移。
风力侵蚀是指风对地表物质的冲击和磨蚀作用，主要通过风载颗粒的撞击和磨损来实现。
风沙的运移是指风力将地表物质吹起，并运送到其他地方。
风蚀作用的强弱受到多种因素的影响，包括风速、地表物质的颗粒大小和形状等。
2. 水蚀作用水蚀是指水对地表物质的侵蚀和运移作用。
水蚀主要发生在湖泊、河流和海洋等水体的作用下，对地貌的形成和演变起到了重要的作用。
水蚀作用主要表现为河谷、峡谷等地貌特征的形成。
水蚀作用的机制主要包括水流的侵蚀和水流的运移。
水流的侵蚀是指水对地表物质的冲刷和溶解作用，主要通过水流中悬浮颗粒和溶解物质的作用来实现。
水流的运移是指水流将地表物质带走，并在其他地方沉积。
水蚀作用的强弱受到多种因素的影响，包括水流速度、水体的酸碱度和溶解物质的浓度等。
3. 冰蚀作用冰蚀是指冰对地表物质的侵蚀和运移作用。
冰蚀主要发生在寒冷地区和高山地带，对地貌的形成和演变起到了重要的作用。
冰蚀作用主要表现为冰川、冰斧谷等地貌特征的形成。
冰蚀作用的机制主要包括冰的侵蚀和冰的运移。
冰的侵蚀是指冰对地表物质的压碎和磨蚀作用，主要通过冰的重力和冰的滑动来实现。
冰的运移是指冰将地表物质带走，并在其他地方沉积。
冰蚀作用的强弱受到多种因素的影响，包括冰的厚度、冰的滑动速度和地表物质的硬度等。
4. 重力作用重力作用是指地球引力对地表物质的作用。
重力作用主要发生在山脉和斜坡地带，对地貌的形成和演变起到了重要的作用。
地震作用下层状岩质边坡动力响应作者：宋丹青黄进刘晓丽来源：《湖南大学学报·自然科学版》2021年第05期摘要：层状岩质边坡是川藏铁路沿线区域常见的地质体，边坡的地震稳定性对工程建设具有重要的影响. 采用有限差分法软件FLAC3D建立顺层边坡及反倾边坡的数值模型，通过对比分析两种典型层状边坡的动力加速度响应，研究地震作用下层状边坡的动力响应特征及变形机理. 研究结果表明：软弱夹层对层状边坡的波传播特征具有影响，使地震波在坡内传播过程中出现局部的放大效应;高程及软弱夹层对层状边坡的动力响应具有放大效应，相同高程条件下坡表的放大效应大于坡内;与反倾边坡相比，顺层边坡的放大效应随高程增加表现出强烈的非线性增加趨势;层状边坡的动力放大效应随地震动幅值的增加而增加，水平地震力作用下层状边坡的动力放大效应大于垂直地震力作用下层状边坡的动力放大效应;软弱夹层对层状边坡的动力变形特征具有控制性作用，最上层软弱夹层为潜在滑移面.关键词：软弱夹层;层状岩质边坡;动力响应;变形机理;地震中图分类号：P642 文献标志码：AAbstract：Layered rock slope is a common geological body along the Sichuan-Tibet Railway. The seismic stability of slopes has an important effect on engineering construction. Numerical models of bedded and toppling slopes were established by using finite difference method software FLAC3D. By comparing and analyzing the dynamic acceleration response of two typical layered slopes， their dynamic response characteristics and deformation mechanism under earthquakes are studied. The results show that weak interlayer has an effect on the wave propagation characteristics in layered slopes， which results in a local amplification effect during the process of seismic wave propagation in the slopes. The dynamic response of the layered slope is amplified by the elevation and weak interlayer， and the amplification effect of the slope surface was greater than that of the internal slope under the same elevation condition. Compared with the toppling slope， the amplification effect of bedded slope shows a strong nonlinear increase trend with the increase of elevation. The dynamic amplification effect of the layered slopes increases with the increase of ground motion amplitude，and their dynamic amplification effect under horizontal seismic force is greater than that of the vertical seismic force. The weak interlayer controls the dynamic deformation characteristics of layered slopes， and the topmost weak interlayer is the potential sliding surface.Key words：weak interlayer;layered rock slope;dynamic response;deformation mechanism;earthquake我国西部是地震频发的高烈度区域，地震滑坡是西部地区的主要地震灾害之一[1-3].随着川藏铁路工程的实施，铁路经过的高山峡谷或隧道进出口段将面临严重的滑坡灾害威胁. 层状边坡是川藏铁路沿线区域常见的地质体，层状边坡地震稳定性成为影响工程建设的一项重要因素.许多学者利用加速度响应研究了岩质边坡的动力响应规律[4-6]. Fan等[5]通过分析顺层边坡的加速度响应特征研究了边坡的地震响应规律，探讨了地震动参数与顺层边坡动力响应规律的关系. Cao等采用振动台试验研究了强风化层岩质边坡的加速度响应规律[6]. Liu等[7]、Song 等[8]通过分析岩质边坡的峰值加速度的变化，研究了边坡的动力响应规律，结果表明边坡的节理及岩性、地震动参数等对边坡的放大效应具有较大的影响. 胡训健等[9]采用离散元方法研究了含不连续节理层状边坡的地震响应规律. 目前，对于岩质边坡地震响应已取得了较多的研究成果[10-12]. 但是，由于层状边坡内软弱夹层的分布及地质材料的不连续性，以及软弱夹层等与地震波的复杂作用机制，使得层状边坡的动力响应特征难以被充分了解[13-16]. 以往研究多是关注岩质边坡的动力放大效应，而对地震波在边坡内的传播特征，以及地震动参数、地形地质等因素对地震波传播特性的影响研究不足，同时针对顺层及反倾边坡地震响应特征缺乏系统性的对比分析. 因此，地震作用下层状边坡的动力响应特征及波传播特性仍有待进一步研究.本文采用有限差分法软件FLAC3D建立顺层及反倾边坡两个数值模型，研究了地震作用下地震波在层状边坡内的波传播特性，探讨了软弱夹层及其类型对地震波传播特征的影响. 通过分析顺层及反倾边坡的加速度响应特征，研究了软弱夹层、边坡高程、地震动方向及幅值对层状边坡动力放大效应的影响. 此外，结合地震作用下层状边坡的应力及剪应变增量分布特征，分析了软弱夹层对层状边坡动力变形机制的影响.1 边坡数值模型及边界选取边坡位于四川省西丘陵地带，地貌以丘陵、河谷冲积平原及低山为主. 通过调查可知，研究区内含软弱夹层岩质边坡高程约为35～40 m，边坡长度约为30～50 m. 以区内某典型层状边坡为例，对层状边坡进行地质模型概化，顺层及反倾边坡概化模型如图1所示. 其中，边坡的高程为40 m，主要由软弱夹层及岩体构成，岩体主要为粉砂质泥岩，软弱夹层的主要组成物质为黏土，边坡概化模型的物理力学参数见表1.采用FLAC3D对边坡进行动力分析，模型采用弹塑性本构模型与摩尔库仑准则. 建立2个数值模型如图1所示，模型尺寸为134 m（长）×75 m（宽），模型中将软弱夹层简化为0.2 m 的软弱带. 为模拟边坡两侧的无限边界，在模型左右两侧及底部边界采用自由场边界，用以模拟边坡的无限元边界条件. 自由场边界可以避免波向外侧边界传播时产生的反射及能量耗散的影响，模型的边界范围满足静动态计算精度的要求[17]. 模型两侧自由场边界设置局部阻尼，在模型底部施加黏滞边界，即在模型底部设置2个水平向与垂直向的黏滞壶，模型的边界条件如图2所示. 为避免重力的影响，在进行动力分析前应进行地应力平衡计算. 为验证模型边界条件的合理性，在两侧及底部边界设置了加速度时程监测点，经对比分析可知，边界处的加速度时程及其Fourier谱基本相同，表明模型中的边界条件设置合理.在动力计算中，通过输入2008年汶川地震波（简称WE波）模拟地震动. WE波的卓越频率为7.74 Hz，输入持时为120 s，WE波（0.1g）的加速度时程及频谱如图3所示. 动力计算中主要加载水平及垂直向的0.1g、0.2g、0.3g和0.4g的WE波，共计8个工况. 为分析不同高程处的地震响应特征，在模型不同高程处设置8个监测点，如图1所示.2 地震作用下层状边坡动力响应规律2.1 地震波传播特征分析为分析地震波在层状边坡内传播特征，以输入0.1g水平向WE波为例，选取波由基岩向坡顶的某一完整传播过程，顺层及反倾边坡的波传播特征如图4和图5所示. 地震波在边坡基岩区域表现出层状传播特征;在斜坡区域加速度沿软弱夹层及坡表向坡顶传播，传播过程中加速度表现出明显的高程放大效应. 此外，软弱夹层之间出现了局部的加速度放大效应，这是由于软弱夹层之间的地震波出现多重折射与反射效应，导致地震波出现叠加现象. 由此可知，软弱夹层对层状边坡内波传播特征具有较大的影响，主要通过使地震波出现局部的放大现象，进而导致坡体的地震放大效应出现增加. 为进一步研究层状边坡的地震响应特征，对坡内典型测点加速度时程进行提取，例如输入0.1g水平WE波时坡顶处测点A7的加速度时程如图6所示. 下文通过分析边坡测点的峰值加速度（PGA）的变化，研究层状边坡的地震动力响应特征.2.2 地形及地质条件的影响为研究高程、软弱夹层及其类型对层状边坡地震响应的影响，以输入0.1g水平向WE波为例，将数值计算与振动台模型试验结果[5]进行对比分析，PGA放大系数（MPGA）随高程的变化如图7所示. MPGA为坡体某点PGA与坡脚处PGA比值，表示边坡某点的加速度放大倍率. 如图7（a）所示，基于数值计算与模型试验结果可知，顺层边坡MPGA随着高程增加而增加，这表明高程对边坡的地震动力响应具有放大效应. 但是，MPGA的增加趋势表现出明显的非线性特征，这是由于地震波在坡内传播时，在软弱夹层附近出現了折射与反射现象，导致边坡高程放大效应出现非线性变化特征. 如图7（b）所示，数值计算与模型试验结果表明，反倾边坡的MPGA与高程具有正相关关系，随高程增加而逐渐增加. 但是，与顺层边坡相比，反倾边坡的增加趋势表现出弱非线性特征，这说明不同软弱夹层类型对边坡的高程放大效应及其增加趋势的影响程度不同.此外，由图7可知，相同条件下2个模型的坡表MPGA大于坡内，说明坡表的放大效应较大，即层状边坡动力响应具有明显的趋表放大效应. 此外，相同高程条件下坡表与坡内测点的MPGA比值如图8所示. 由图8可知，顺层边坡坡表与坡内测点MPGA比值整体上为1.05～1.23，反倾边坡为1.03～1.16，这表明顺层边坡的趋表放大效应更明显. 由图7可知，基于数值计算得到的层状边坡放大系数与振动台试验结果及变化规律相似，这说明数值计算与模型试验结果相吻合.地形地质因素对层状边坡动力响应影响机理如下. 当地震波在边坡内传播时，由于软弱夹层的存在使地震波的传播介质出现较大的变化，导致在软弱夹层附近出现波的反射或折射现象，使波出现吸收或叠加效应，进而造成坡内的动力响应出现放大或削弱效应. 此外，边坡趋表放大效应是由于当地震波到达坡表时，坡表作为自由面使地震波出现快速放大效应，导致坡表的动力放大效应明显大于坡内. 在2008年汶川地震和2013年芦山地震中，坡表放大效应得到了验证，在大量岩质边坡坡表附近的破坏程度远大于坡内[18-19].2.3 地震动参数的影响地震动参数与岩质边坡的地震响应特征密切相关. 为研究地震动幅值对层状边坡动力响应的影响，选取坡表测点A1、A3、A5和A7，测点的MPGA随地震动强度的变化如图9和图10所示. 由图9和图10可知，顺层及反倾边坡的MPGA随地震动强度的增加而逐渐增加，例如0.1g、0.2g、0.3g和0.4g水平地震力作用下顺层边坡A3的MPGA分别为1.04、1.14、1.29和1.33;反倾边坡的MPGA分别为1.02、1.07、1.09和1.11. 表明地震波幅值对层状边坡的动力响应具有明显的放大效应，这与振动台试验分析结果相吻合[5].本文采用有限差分法软件FLAC3D建立顺层及反倾边坡两个数值模型，研究了地震作用下地震波在层状边坡内的波传播特性，探讨了软弱夹层及其类型对地震波传播特征的影响. 通过分析顺层及反倾边坡的加速度响应特征，研究了软弱夹层、边坡高程、地震动方向及幅值对层状边坡动力放大效应的影响. 此外，结合地震作用下层状边坡的应力及剪应变增量分布特征，分析了软弱夹层对层状边坡动力变形机制的影响.1 边坡数值模型及边界选取边坡位于四川省西丘陵地带，地貌以丘陵、河谷冲积平原及低山为主. 通过调查可知，研究区内含软弱夹层岩质边坡高程约为35～40 m，边坡长度约为30～50 m. 以区内某典型层状边坡为例，对层状边坡进行地质模型概化，顺层及反倾边坡概化模型如图1所示. 其中，边坡的高程为40 m，主要由软弱夹层及岩体构成，岩体主要为粉砂质泥岩，软弱夹层的主要组成物质为黏土，边坡概化模型的物理力学参数见表1.采用FLAC3D对边坡进行动力分析，模型采用弹塑性本构模型与摩尔库仑准则. 建立2个數值模型如图1所示，模型尺寸为134 m（长）×75 m（宽），模型中将软弱夹层简化为0.2 m 的软弱带. 为模拟边坡两侧的无限边界，在模型左右两侧及底部边界采用自由场边界，用以模拟边坡的无限元边界条件. 自由场边界可以避免波向外侧边界传播时产生的反射及能量耗散的影响，模型的边界范围满足静动态计算精度的要求[17]. 模型两侧自由场边界设置局部阻尼，在模型底部施加黏滞边界，即在模型底部设置2个水平向与垂直向的黏滞壶，模型的边界条件如图2所示. 为避免重力的影响，在进行动力分析前应进行地应力平衡计算. 为验证模型边界条件的合理性，在两侧及底部边界设置了加速度时程监测点，经对比分析可知，边界处的加速度时程及其Fourier谱基本相同，表明模型中的边界条件设置合理.在动力计算中，通过输入2008年汶川地震波（简称WE波）模拟地震动. WE波的卓越频率为7.74 Hz，输入持时为120 s，WE波（0.1g）的加速度时程及频谱如图3所示. 动力计算中主要加载水平及垂直向的0.1g、0.2g、0.3g和0.4g的WE波，共计8个工况. 为分析不同高程处的地震响应特征，在模型不同高程处设置8个监测点，如图1所示.2 地震作用下层状边坡动力响应规律2.1 地震波传播特征分析为分析地震波在层状边坡内传播特征，以输入0.1g水平向WE波为例，选取波由基岩向坡顶的某一完整传播过程，顺层及反倾边坡的波传播特征如图4和图5所示. 地震波在边坡基岩区域表现出层状传播特征;在斜坡区域加速度沿软弱夹层及坡表向坡顶传播，传播过程中加速度表现出明显的高程放大效应. 此外，软弱夹层之间出现了局部的加速度放大效应，这是由于软弱夹层之间的地震波出现多重折射与反射效应，导致地震波出现叠加现象. 由此可知，软弱夹层对层状边坡内波传播特征具有较大的影响，主要通过使地震波出现局部的放大现象，进而导致坡体的地震放大效应出现增加. 为进一步研究层状边坡的地震响应特征，对坡内典型测点加速度时程进行提取，例如输入0.1g水平WE波时坡顶处测点A7的加速度时程如图6所示. 下文通过分析边坡测点的峰值加速度（PGA）的变化，研究层状边坡的地震动力响应特征.2.2 地形及地质条件的影响为研究高程、软弱夹层及其类型对层状边坡地震响应的影响，以输入0.1g水平向WE波为例，将数值计算与振动台模型试验结果[5]进行对比分析，PGA放大系数（MPGA）随高程的变化如图7所示. MPGA为坡体某点PGA与坡脚处PGA比值，表示边坡某点的加速度放大倍率. 如图7（a）所示，基于数值计算与模型试验结果可知，顺层边坡MPGA随着高程增加而增加，这表明高程对边坡的地震动力响应具有放大效应. 但是，MPGA的增加趋势表现出明显的非线性特征，这是由于地震波在坡内传播时，在软弱夹层附近出现了折射与反射现象，导致边坡高程放大效应出现非线性变化特征. 如图7（b）所示，数值计算与模型试验结果表明，反倾边坡的MPGA与高程具有正相关关系，随高程增加而逐渐增加. 但是，与顺层边坡相比，反倾边坡的增加趋势表现出弱非线性特征，这说明不同软弱夹层类型对边坡的高程放大效应及其增加趋势的影响程度不同.此外，由图7可知，相同条件下2个模型的坡表MPGA大于坡内，说明坡表的放大效应较大，即层状边坡动力响应具有明显的趋表放大效应. 此外，相同高程条件下坡表与坡内测点的MPGA比值如图8所示. 由图8可知，顺层边坡坡表与坡内测点MPGA比值整体上为1.05～1.23，反倾边坡为1.03～1.16，这表明顺层边坡的趋表放大效应更明显. 由图7可知，基于数值计算得到的层状边坡放大系数与振动台试验结果及变化规律相似，这说明数值计算与模型试验结果相吻合.地形地质因素对层状边坡动力响应影响机理如下. 当地震波在边坡内传播时，由于软弱夹层的存在使地震波的传播介质出现较大的变化，导致在软弱夹层附近出现波的反射或折射现象，使波出现吸收或叠加效应，进而造成坡内的动力响应出现放大或削弱效应. 此外，边坡趋表放大效应是由于当地震波到达坡表时，坡表作为自由面使地震波出现快速放大效应，导致坡表的动力放大效应明显大于坡内. 在2008年汶川地震和2013年芦山地震中，坡表放大效应得到了验证，在大量岩质边坡坡表附近的破坏程度远大于坡内[18-19].2.3 地震动参数的影响地震动参数与岩质边坡的地震响应特征密切相关. 为研究地震动幅值对层状边坡动力响应的影响，选取坡表测点A1、A3、A5和A7，测点的MPGA随地震动强度的变化如图9和图10所示. 由图9和图10可知，顺层及反倾边坡的MPGA随地震动强度的增加而逐渐增加，例如0.1g、0.2g、0.3g和0.4g水平地震力作用下顺层边坡A3的MPGA分别为1.04、1.14、1.29和1.33;反倾边坡的MPGA分别为1.02、1.07、1.09和1.11. 表明地震波幅值对层状边坡的动力响应具有明显的放大效应，这与振动台试验分析结果相吻合[5].本文采用有限差分法软件FLAC3D建立顺层及反倾边坡两个数值模型，研究了地震作用下地震波在层状边坡内的波传播特性，探讨了软弱夹层及其类型对地震波传播特征的影响. 通过分析顺层及反倾边坡的加速度响应特征，研究了软弱夹层、边坡高程、地震动方向及幅值对层状边坡动力放大效应的影响. 此外，结合地震作用下层状边坡的应力及剪应变增量分布特征，分析了软弱夹层对层状边坡动力变形机制的影响.1 边坡数值模型及边界选取边坡位于四川省西丘陵地带，地貌以丘陵、河谷冲积平原及低山为主. 通过调查可知，研究区内含软弱夹层岩质边坡高程约为35～40 m，边坡长度约为30～50 m. 以区内某典型层状边坡为例，对层状边坡进行地质模型概化，顺层及反倾边坡概化模型如图1所示. 其中，边坡的高程为40 m，主要由软弱夹层及岩体构成，岩体主要为粉砂质泥岩，软弱夹层的主要组成物质为黏土，边坡概化模型的物理力学参数见表1.采用FLAC3D对边坡进行动力分析，模型采用弹塑性本构模型与摩尔库仑准则. 建立2个数值模型如图1所示，模型尺寸为134 m（长）×75 m（宽），模型中将软弱夹层简化为0.2 m 的软弱带. 为模拟边坡两侧的无限边界，在模型左右两侧及底部边界采用自由场边界，用以模拟边坡的无限元边界条件. 自由场边界可以避免波向外侧边界传播时产生的反射及能量耗散的影响，模型的边界范围满足静动态计算精度的要求[17]. 模型两侧自由场边界设置局部阻尼，在模型底部施加黏滞边界，即在模型底部设置2个水平向与垂直向的黏滞壶，模型的边界条件如图2所示. 为避免重力的影响，在进行动力分析前应进行地应力平衡计算. 为验证模型边界条件的合理性，在两侧及底部边界设置了加速度时程监测点，经对比分析可知，边界处的加速度时程及其Fourier谱基本相同，表明模型中的边界条件设置合理.在动力计算中，通过输入2008年汶川地震波（简称WE波）模拟地震动. WE波的卓越频率为7.74 Hz，输入持时为120 s，WE波（0.1g）的加速度时程及频谱如图3所示. 动力计算中主要加载水平及垂直向的0.1g、0.2g、0.3g和0.4g的WE波，共计8个工况. 为分析不同高程处的地震响应特征，在模型不同高程处设置8个监测点，如图1所示.2 地震作用下层状边坡动力响应规律2.1 地震波传播特征分析为分析地震波在层状边坡内传播特征，以输入0.1g水平向WE波为例，选取波由基岩向坡顶的某一完整传播过程，顺层及反倾边坡的波传播特征如图4和图5所示. 地震波在边坡基巖区域表现出层状传播特征;在斜坡区域加速度沿软弱夹层及坡表向坡顶传播，传播过程中加速度表现出明显的高程放大效应. 此外，软弱夹层之间出现了局部的加速度放大效应，这是由于软弱夹层之间的地震波出现多重折射与反射效应，导致地震波出现叠加现象. 由此可知，软弱夹层对层状边坡内波传播特征具有较大的影响，主要通过使地震波出现局部的放大现象，进而导致坡体的地震放大效应出现增加. 为进一步研究层状边坡的地震响应特征，对坡内典型测点加速度时程进行提取，例如输入0.1g水平WE波时坡顶处测点A7的加速度时程如图6所示. 下文通过分析边坡测点的峰值加速度（PGA）的变化，研究层状边坡的地震动力响应特征.2.2 地形及地质条件的影响为研究高程、软弱夹层及其类型对层状边坡地震响应的影响，以输入0.1g水平向WE波为例，将数值计算与振动台模型试验结果[5]进行对比分析，PGA放大系数（MPGA）随高程的变化如图7所示. MPGA为坡体某点PGA与坡脚处PGA比值，表示边坡某点的加速度放大倍率. 如图7（a）所示，基于数值计算与模型试验结果可知，顺层边坡MPGA随着高程增加而增加，这表明高程对边坡的地震动力响应具有放大效应. 但是，MPGA的增加趋势表现出明显的非线性特征，这是由于地震波在坡内传播时，在软弱夹层附近出现了折射与反射现象，导致边坡高程放大效应出现非线性变化特征. 如图7（b）所示，数值计算与模型试验结果表明，反倾边坡的MPGA与高程具有正相关关系，随高程增加而逐渐增加. 但是，与顺层边坡相比，反倾边坡的增加趋势表现出弱非线性特征，这说明不同软弱夹层类型对边坡的高程放大效应及其增加趋势的影响程度不同.此外，由图7可知，相同条件下2个模型的坡表MPGA大于坡内，说明坡表的放大效应较大，即层状边坡动力响应具有明显的趋表放大效应. 此外，相同高程条件下坡表与坡内测点的MPGA比值如图8所示. 由图8可知，顺层边坡坡表与坡内测点MPGA比值整体上为1.05～1.23，反倾边坡为1.03～1.16，这表明顺层边坡的趋表放大效应更明显. 由图7可知，基于数值计算得到的层状边坡放大系数与振动台试验结果及变化规律相似，这说明数值计算与模型试验结果相吻合.地形地质因素对层状边坡动力响应影响机理如下. 当地震波在边坡内传播时，由于软弱夹层的存在使地震波的传播介质出现较大的变化，导致在软弱夹层附近出现波的反射或折射现象，使波出现吸收或叠加效应，进而造成坡内的动力响应出现放大或削弱效应. 此外，边坡趋表放大效应是由于当地震波到达坡表时，坡表作为自由面使地震波出现快速放大效应，导致坡表的动力放大效应明显大于坡内. 在2008年汶川地震和2013年芦山地震中，坡表放大效应得到了验证，在大量岩质边坡坡表附近的破坏程度远大于坡内[18-19].2.3 地震动参数的影响地震动参数与岩质边坡的地震响应特征密切相关. 为研究地震动幅值对层状边坡动力响应的影响，选取坡表测点A1、A3、A5和A7，测点的MPGA随地震动强度的变化如图9和图10所示. 由图9和图10可知，顺层及反倾边坡的MPGA随地震动强度的增加而逐渐增加，例如0.1g、0.2g、0.3g和0.4g水平地震力作用下顺层边坡A3的MPGA分别为1.04、1.14、1.29和1.33;反倾边坡的MPGA分别为1.02、1.07、1.09和1.11. 表明地震波幅值对层状边坡的动力响应具有明显的放大效应，这与振动台试验分析结果相吻合[5].本文采用有限差分法软件FLAC3D建立顺层及反倾边坡两个数值模型，研究了地震作用下地震波在层状边坡内的波传播特性，探讨了软弱夹层及其类型对地震波传播特征的影响. 通过分析顺层及反倾边坡的加速度响应特征，研究了软弱夹层、边坡高程、地震动方向及幅值对层状边坡动力放大效应的影响. 此外，结合地震作用下层状边坡的应力及剪应变增量分布特征，分析了软弱夹层对层状边坡动力变形机制的影响.1 边坡数值模型及边界选取边坡位于四川省西丘陵地带，地貌以丘陵、河谷冲积平原及低山为主. 通过调查可知，研究区内含软弱夹层岩质边坡高程约为35～40 m，边坡长度约为30～50 m. 以区内某典型层状边坡为例，对层状边坡进行地质模型概化，顺层及反倾边坡概化模型如图1所示. 其中，边坡的高程为40 m，主要由软弱夹层及岩体构成，岩体主要为粉砂质泥岩，软弱夹层的主要组成物质为黏土，边坡概化模型的物理力学参数见表1.采用FLAC3D对边坡进行动力分析，模型采用弹塑性本构模型与摩尔库仑准则. 建立2个数值模型如图1所示，模型尺寸为134 m（长）×75 m（宽），模型中将软弱夹层简化为0.2 m 的软弱带. 为模拟边坡两侧的无限边界，在模型左右两侧及底部边界采用自由场边界，用以模拟边坡的无限元边界条件. 自由场边界可以避免波向外侧边界传播时产生的反射及能量耗散的影响，模型的边界范围满足静动态计算精度的要求[17]. 模型两侧自由场边界设置局部阻尼，在模型底部施加黏滞边界，即在模型底部设置2个水平向与垂直向的黏滞壶，模型的边界条件如图2所示. 为避免重力的影响，在进行动力分析前应进行地应力平衡计算. 为验证模型边界条件的合理性，在两侧及底部边界设置了加速度时程监测点，经对比分析可知，边界处的加速度时程及其Fourier谱基本相同，表明模型中的边界条件设置合理.。
第47卷第1期2011年2月兰州大学学报（自然科学版）Journal of Lanzhou University(Natural Sciences)Vol.47No.1Feb.2011文章编号:0455-2059(2011)01-0037-06差异性风蚀作用下多元层状土质边坡演化机理崔凯1,2,3,谌文武2,3,韩文峰2,3,王旭东2,31.兰州理工大学土木工程学院,兰州7300502.兰州大学西部灾害与环境力学教育部重点实验室,兰州7300003.国家古代壁画保护工程技术研究中心,甘肃敦煌736200摘要:吐鲁番地区交河故城台地多元层状土质边坡由于差异性风蚀作用而在其中呈不连续分布的中砂和细砂层位置形成空腔后诱发的变形破坏是罕见和特殊的.因而选取该边坡为典型实例,根据其环境特征以及演化历史,采用地质历史成因分析的定性分析方法,并结合FLAC3D数值模拟定量分析方法,较为全面系统地研究了该边坡变形的原因、失稳过程和演化机理.关键词:差异性风蚀;多元层状;土质边坡;演化机理中图分类号:P694文献标识码:AEvolution mechanism of multivariate layered soil slope underthe effect of different wind erosionsCUI Kai1,2,3,CHEN Wen-wu2,3,HAN Wen-feng2,3,WANG Xu-dong2,31.School of Civil Engineering,Lanzhou University of Technology,Lanzhou730050,China2.Key Laboratory of Mechanics on Western Disaster and Environment with the Ministry of Education,Lanzhou University,Lanzhou730000,China3.National Engineering Research Center for Conservation of Ancient Wall Paintings,Dunhuang736200,Gansu,ChinaAbstract:It is a rare phenomenon that wind erosion induces slope instability,especially in the multivariate layered steep soil slope in the Jiaohe ancient city mesa in Turpan,where discontinuous medium sands andfine sands layers exert the vacuum and cause transformation and destruction due to different wind erosion effects.So the slope was chosen as a typical case.According to the environmental characteristics and the evaluative history,this paper adopted the qualitative analysis of geologic history conglobation,and then combined the quantitative analysis of the FLAC3D numerical simulation to study the reasons,instable process and evolution mechanism of slope deformation in an overall and systematic manner.Key words:effect of different wind erosions;multivariate layer;soil slope;evolution mechanism边坡变形破坏是各种灾害中分布最广、发生最频繁、对人类危害最大的灾害形式之一.随着国民经济的发展,工程活动的数量、速度及规模越来越大,所面临的各类边坡失稳问题也越来越多[1].边坡的失稳过程是一个内因和外因共同作用控制的复杂过程,各因素对边坡的影响程度决定着边坡的演化机制与破坏模式[2−3].国内外学者对影响边坡演化外因(诱发因素)的研究在渗流、收稿日期:2010-02-28;修回日期:2010-12-17基金项目:“十一五”科技支撑计划项目(2006BAK30B02);兰州理工大学博士科研发展基金项目(BS04200902);古代壁画保护国家文物局重点科研基地开放项目;教育部西部灾害与环境力学重点实验室开放基金项目(klmwde201006)作者简介:崔凯((1980−),男,山西宁武人,讲师,博士,e-mail:cuik09@,研究方向为土质边坡变形破坏机理和风蚀机理;谌文武(1966−),男,河南罗山人,教授,e-mail:sungp@,研究方向为地质工程、岩土工程、文物保护工程,通信联系人.38兰州大学学报（自然科学版）第47卷爆破、降雨以及蒸发方面取得了可喜的进展[4−8],但是对于中国西北干旱区风蚀这个特殊外因所诱发的边坡变形破坏的演化机理与过程的研究还较少见.正确认知边坡的演化机理,是评价其稳定性、预测其演化趋势、指导其岩土体物理力学参数选取、预防和整治边坡的关键.实践表明,若准确判断边坡的性质和特征,对边坡演化机理进行研究和分析,则防治工程会事半功倍,反之则会事倍功半[9−10].因此,应充分重视边坡演化机理的研究.本文选择吐鲁番地区交河故城台地多元层状土质边坡作为典型实例,研究边坡在差异性风蚀作用下形成的空腔而诱发的边坡变形破坏过程,并根据其环境特征以及演化历史,采用地质历史成因分析的定性分析方法,结合FLAC3D数值模拟的定量分析法对其机理进行较为深入的探讨.1边坡的环境特征和基本特征1.1地质环境特征交河故城位于吐鲁番盆地内中央隆起构造带的东北段,各构造体系的构造形迹明显,褶皱及断裂较发育;新构造运动强烈,主要表现为大面积的升降活动.研究区出露的主要为上更新统牛轭湖相沉积地层,产状倾向南东,倾角2◦∼3◦,厚度为25∼26m.上部厚15∼16m,地层岩性以粉土、粉质黏土、粉细砂互层为主;下部厚约10m,地层以细砂、含砾粗砂、卵砾石为主.1.2气候特征研究区气候为大陆性暖温带干旱荒漠气候,大风盛行.根据近50年(1951−2002年)的气象资料统计表明8∼10级大风年平均为36.2天,最大风速可达40m/s,且时常伴有沙暴天气发生,风向以西北风为主[11].1.3基本特征交河故城台地为中央构造带内发育最广泛的河流二级阶地,被现代的“V”型沟谷强烈侵蚀下切,形成了高出现代河床约20∼30m,长约1650m,四面临空、四壁陡峭的柳叶形台地.土体由上更新统牛轭湖相沉积地层组成,形成了具有多元层状结构的陡立土质边坡.在长期强烈风蚀作用下,台地西北段迎风面的边坡土体发生差异风蚀效应,中砂层和细砂层位置形成了规模不等的空腔;而且随着差异风蚀效应的持续作用,存在空腔的边坡土体部分已经产生破坏.2演化机理定性分析重视具体问题和现场资料的定性分析,弄清差异风蚀作用导致边坡变形破坏的成因、失稳过程和演化机理是防治和监测的基础[12−13].不同外因(诱发因素)诱发的边坡有着不同的发生、发展和消亡的过程[14].该过程包含复杂的物理化学作用和力学作用,在其演化机理研究中,应以地质历史分析方法为基础进行.为此,以地质历史成因分析法分析了由差异性风蚀作用形成土层空腔后诱发的交河故城台地多元层状土质边坡的演化机理和过程,根据空腔的位置、边坡土体破坏形式以及受力机制的不同,分析和归纳出拉裂→倾倒模式和压致拉裂→滑落模式两种由差异性风蚀引起的多元层状土质边坡演化模式.2.1拉裂→倾倒模式由于受湖相沉积物沉积特征的影响,抗风蚀能力弱的黑色中砂以夹层的形式出现在交河故城台地西北端迎风面的某些区段边坡顶部.在当地终年大风携带的砂粒的撞击和磨蚀作用下,中砂层逐步被掏蚀,在其上覆土层之下形成向坡体内凹的空腔,从而在空腔上覆土层下部出现了临空面并失去了支撑.随着大风的持续作用,空腔的规模逐渐增大,在自重应力的作用下,空腔上覆土层悬空土体末端发育张裂隙(图1a);而后随裂隙的进一步扩展直至贯通,发生倾倒破坏(图1b).a后缘拉裂隙b空腔上覆土体破坏图1拉裂→倾倒模式的变形破坏特征Figure1Character of transfiguration and failure of pulling-toppling mode此种由差异性风蚀作用形成土层空腔后诱发的边坡演化模式可以概括为拉裂→倾倒模式,即空腔上覆土层因空腔的形成,其内部应力分布发生调整,在其悬空部分的末端形成张力集中带并出现自坡顶向下发展的张裂隙,发生拉裂变形;而后在自重应力的作用下,张裂隙进一步向坡体下部扩展直至到达空腔位置,裂隙贯通,空腔上覆土层悬空土体脱离母体,发生倾倒破坏.其演化过程可依次划分为原始阶段、差异风蚀阶段、拉裂缝第1期崔凯,等:差异性风蚀作用下多元层状土质边坡演化机理39产生和发展阶段、完全破坏阶段(图2).2.2压致拉裂→滑落模式交河故城台地西北端迎风面的另外一些区段的边坡底部出现抗风蚀能力弱的青灰色细砂夹层,在长期的风蚀作用下,细砂层逐步被掏蚀并形成向坡体内凹空腔(图3a).随着风蚀的持续作用,空腔的掏蚀深度不断增大,空腔上覆土层下部出现了临空面并失去了支撑;在其上部各层土体的重力作用下,其悬空土体末端发育拉裂缝;而后随裂隙的进一步扩展直至贯通,发生滑落破坏(图3b).图2拉裂→倾倒模式的演化过程Figure2Process of evolvement offirst pulling-toppling modea边坡底部空腔b空腔上覆土体破坏图3压致拉裂→滑落模式的变形破坏特征Figure3Character of transfiguration and failure of pulling-creeping mode这种差异性风蚀作用形成土层空腔后诱发的边坡演化模式,由于空腔位置、空腔上覆土层受力机制以及破坏形式与拉裂模式存在较大差异,可以概括为压致拉裂→滑落模式,即空腔的形成,空腔层的应力开始释放,产生向坡前临空方向的蠕变性滑移;空腔上覆土层也会发生向坡前临空方向的变形,由于受土层性质的影响,在其悬空部分末端形成张力集中带并出现类似于压应力作用下格里菲斯裂纹的自底部层面向上发展的张裂隙,发生拉裂变形;而后在其自身和上部各层土体的自重应力作用下,张裂隙进一步向坡体上部扩展直至到达空腔上覆土层顶部层面,裂隙贯通,空腔上覆土层悬空土体脱离母体,发生滑落破坏.其演化过程可依次划分为原始阶段、差异风蚀阶段、拉裂缝产生和发展阶段、完全破坏阶段(图4).图4压致拉裂→滑落模式的演化过程Figure4Process of evolvement of second pulling-creeping mode3演化机理的定量分析在对交河故城台地多元土质边坡由差异性风蚀引发的边坡失稳过程的地质历史成因分析的基础上,为进一步对其机理进行定量分析,利用FLAC3D分别模拟了两种模式空腔形成后自重作用下的边坡失稳过程.采取室内试验、工程地质类比法和反演综合确定了计算涉及的9种土的计算参数(表1).表1边坡相关岩土体物理力学参数Table1Physical and mechanical parameters of rocks and soils of the slope土层位层位ρ/E/µc/φ/12(kg/m3)MPa KPa(◦)40兰州大学学报（自然科学版）第47卷应力的调整必然导致块体变形的发生,主要体现在块体发生翻转直至折断破坏过程中位移的变化.即在差异风蚀阶段,由于空腔规模较小,拉应力较小,外挑块末端未能产生拉裂隙,块体向下的和朝向坡外的位移都较小(图6);而拉裂隙形成和扩展阶段,由于风蚀的持续作用,空腔的规模不断增大,导致块体末端的拉应力不断增大,当它超过空腔上覆土体的极限抗拉强度时,拉裂隙产生;随着拉裂隙的产生和扩展,块体发生翻转,因此朝向坡外和向下的位移量迅速增大(图7).3.2压致拉裂→滑落模式的数值分析结果压致拉裂→滑落模式数值分析的结果表明:在该模式下空腔形成后,空腔上部的灰白色粉质黏土层的悬空部分形成了有垂向均布荷载悬臂梁式的外挑的块体.由于空腔的形成,应力发生重新分布,由上覆各层土体自重而产生的压应力在空腔层内高度集中,拉应力在块体末端出现了集中现象(图8a),垂直应力也在块体末端高度集中(图8b).两种模式水平和垂直应力集中的位置和数值相对大小充分印证了两种模式下空腔上层外挑块体受力机制的差异.同样随着风蚀的持续作用,空腔规模继续增大,应力也继续调整,张裂隙块体末端底部产生,而后伴随着张裂隙向上的迅速扩展直至到达层面,外挑块体发生滑落破坏.该模式下的应力的调整同样伴随着变形的产生,主要体现在外挑块体变形直至发生滑塌破坏过程中位移的变化.但是该模式下外挑块体的位移变化与拉裂模式存在较大差异,即在差异风蚀阶段,由于空腔规模形成,空腔层内高度集中的压应力开始释放,空腔层土体产生向坡前临空方向的水平位移,空腔上层土体也随之产生变形,发生向坡前临空方向的水平位移(图9a);由于拉裂隙尚未形成,块体向下的垂直位移较小(图9b).而在拉裂隙形成和扩展阶段,由于拉裂隙产生和逐步扩展,块体的位移量开始增大,直至拉裂隙发展到空腔上覆土层顶部层面,块体发生滑落,主要体现在图5拉裂→倾倒模式空腔形成后垂直和水平应力分布Figure 5Distributon of vertical and horizontal stress after cavum formed in pulling-toppling mode图6拉裂→倾倒模式差异风蚀阶段的位移变化Figure 6Variety of displacement in different erosion phase of pulling-toppling mode第1期崔凯,等:差异性风蚀作用下多元层状土质边坡演化机理41块体向下的位移量迅速增大(图10a),而水平方向的位移量则变化较小(图10b).该过程块体位移的变化再次充分说明了两种模式下空腔上层外挑块体破坏模式之间明显的差异性.图7拉裂→倾倒模式拉裂隙产生和发展阶段的位移变化Figure7Variety of displacement in phase of tension crack occurring and development pulling-toppling mode图8压致拉裂→滑落模式的垂直和水平应力分布Figure8Distributon of vertical and horizontal stress of pulling-creeping mode图9压致拉裂→滑落模式差异风蚀阶段的位移变化Figure9Variety of displacement in different erosion phase of pulling-toppling mode42兰州大学学报（自然科学版）第47卷图10压致拉裂→滑落模式拉裂隙产生和发展阶段的位移变化Figure10Variety of displacement in phase of tension crack occurring and development pulling-creeping mode4讨论与结论交河故城台地多元层状土质边坡的变形破坏是由差异性风蚀诱发的典型代表,破坏形式因受边坡中易风蚀土层的空间位置的影响而具多样性,失稳过程不但以边坡自身结构为基础,还受风蚀作用的控制.根据空腔的位置、空腔上层土体破坏形式以及受力机制的不同,交河故城台地多元层状土质边坡由差异性风蚀而引起的演化模式可划分为两种类型:拉裂模式和压致拉裂模式.两种由差异风蚀而诱发的多元层状土质边坡演化模式具有相似的过程,可依次划分为原始阶段、差异风蚀阶段、拉裂缝产生和发展阶段、完全破坏阶段四个阶段.边坡演化的定性分析结果表明了两种边坡演化模式空腔的位置、空腔上层土体破坏形式以及受力机制的差异;定量分析结果表明了两种边坡演化模式在各个演化阶段的应力分布、变化趋势和位移变化的差异,为定性分析的结论提供了有力的支撑.因此,定性分析和定量分析相结合的方法是分析和了解边坡演化机理正确而有效的手段.参考文献[1]黄润秋.20世纪以来中国的大型滑坡及其发生机制[J].岩石力学与工程学报,2007,26(3):433−454.[2]陈祖煜.土质边坡稳定分析的原理、方法、程序[M].北京:中国水利水电出版社,2004.[3]Ngecu W M,Ichang’i D W.Environmental im-pact of landslides on the population living on theeastern footslopes of the Aberdare ranges in Kenya:a case study of Maringa village landslide[J].Envi-ronmental Geology,1999,38(3):259−264.[4]李东庆,魏春玲.边坡渗流对冻土地区路基稳定性的影响分析[J].兰州大学学报:自然科学版,2000, 36(3):175−179.[5]刘建坤,吴宏伟,赵洪勇.应力状态和湿化路径对非饱和边坡的瞬态渗流状况的影响[J].兰州大学学报:自然科学版,2001,37(1):102−108.[6]高小育,廖红建,丁春华.渗流对土质边坡稳定性的影响[J].岩土力学,2004,25(1):69−72.[7]张林,林从谋.爆破震动对土质边坡动力稳定性影响研究[J].岩土力学,2005,26(9):1549−1551. 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