作者：胡卸文,罗刚
出版社：知识产权出版社
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唐家山高速短程滑坡堵江及溃坝机制研究试读：
前言
汶川“5·12”特大地震不仅在地震影响区内产生大量的崩塌、滑坡等地质灾害，而且在整个核心区内产生了104处滑坡堵江形成的堰塞湖，其中堵塞规模最大、潜在危害最高、也最容易诱发堰塞湖次生灾害的当属位于北川县通口河的唐家山大型滑坡堵江堰塞湖。
唐家山位于四川省北川县县城以北约4.7km处的通口河右岸，根据调查资料，地震前唐家山地形坡度为40°，且属于中陡倾角顺向岸坡结构，边坡整体和局部稳定；在地震触发下形成高速滑坡，整个下滑时间约为半分钟，滑移800m，推测最大下滑速度约为28m/s，快速下滑堵江而形成的堰塞坝顺河向长803.4m，横河向最大宽度611.8m，推测体积为2037万立方米，滑坡导致近百人死亡，前缘临空滑移距离短（原河道宽约150m），属于典型的高速短程滑坡。由于滑坡前缘剪出口位置位于河床泥砂堆积层底部，滑坡剪出后直接推挤水体和泥砂物质，形成高速泥砂-水汽浪，并急速冲击对岸山体表面，导致大量树木被强大的冲击力斩断而死亡。而滑坡体在近程阶段短距离运动后，受对岸山体的阻挡急速刹车制动停止，形成宽厚的堰塞坝。尽管滑坡体由于碰撞和摩擦作用部分解体，但原岩层状结构并未完全破坏，运动模式呈“短程”及“整体状”特点。随着堰塞湖水位逐渐抬升，堰塞坝上、下游水头差不断增大，水流已通过坝体向下游渗透。截止到2008年6月9日，堰塞湖蓄水已达2.425亿立方米，相应蓄水位2高程740m，而堰塞体上游集雨面积为3550km，6月10日通过已开挖泄流槽逐级坍滑后成功泄洪，堰塞坝未发生整体溃坝，并确保了下游人民生命财产的安全。由于堰塞坝下部地质结构相对较好，泄洪槽入口下切缓慢，大致保持在710m水位高程，较地震前河水位660m抬高近50m水头，库内还储集近0.861亿立方米水量。
在2008年6月10日堰塞湖正常泄水前，由于唐家山堰塞湖所处部位的特殊性及巨大潜在危害性，其是否会整体溃坝不仅让国人焦急，更是引起世界的关注。在6月10日正常泄水后，经水流冲刷和淘刷，泄流槽形成长约600m，开口宽度145～235m，底宽80～100m，进口底板高程710m、出口底板高程702m的新峡谷型河道。
尽管唐家山堰塞湖经过上万名武警官兵及众多科技人员的共同努力实现了成功泄流而未发生任何伤亡事故，但是对这种典型顺向坡体结构由地震诱发的高速滑坡下滑、刨蚀河床、形成气浪直至堵江全过程，以及堰塞坝体特殊地质结构下溃坝模式，仍有必要进一步进行科学分析和总结。从地质学角度看，这也是一个非常典型的“滑坡堵江—局部溃决”案例。另外“6·10”成功泄流后，在考虑到现今仍保留710m蓄水位、库容近1亿立方米的条件下，残留堰塞坝体尽管总体基本稳定，但后期钻孔揭露及深孔变形监测数据表明，靠近泄流槽两侧滑坡体仍处于变形之中，尤其是唐家山滑坡后壁残留山体因地震及滑坡影响，坡体张拉裂缝分布普遍，其稳定性及是否仍存在高速滑坡并堵江的可能性仍值得重视和研究；还有位于唐家山上游右岸的大水沟在2008年6月14日、9月24日相继发生了中等规模泥石流，造成泄流槽入口部位又出现近4小时的堵江。上述现象表明泄流后的唐家山堰塞湖并未完全稳定，还受到堰塞体本身、滑坡后壁残留山体及上游右侧大水沟泥石流等次生灾害的威胁，尤其仍存在高速滑坡及泥石流堵江的可能性，而这些潜在地质灾害将在很大程度上制约着堰塞湖的可利用性。
不同于以往的高速远程滑坡，唐家山滑坡失稳机理、运动（制动）机制和作用因素的特殊性造成滑坡呈现“高速”“短程”和“整体状”特性，并使得堰塞坝主体保存着原斜坡岩体结构。同时唐家山堰塞湖应急抢险工程也是我国零伤亡、最为成功的经典案例，具有极其重要的研究价值和典型示范效应。
本书是国家自然科学基金项目“唐家山高速滑坡堵江、溃坝机制及堰塞湖可利用性研究”（批准号：40841025）和“强震作用下高速远程和短程滑坡运动机理及堵江溃坝模式对比研究”（批准号：40972175）两项研究成果的提炼和总结。利用唐家山高速滑坡堵江前后边坡形态对比，尤其是滑坡堰塞坝体的系统地质调查及后期地质钻探揭露，在准确获取堰塞坝体地质结构及相关土体物理力学参数的基础上，采用地质定性分析和弹塑性理论相结合、室内数值模拟等方法和手段，深入开展唐家山高速短程滑坡堵江机制、不同工况条件下堰塞坝溃坝模式研究，提出地震触发大型顺层岩质高速短程滑坡的形成机理和堵江机制，以及特殊地质结构、复杂条件下的堰塞体溃坝模式，并将两者有机结合，以丰富并深化大型高速岩质滑坡堵江及溃决模式的理论研究和实际应用，并最终为工程实践服务。著者2014年6月第1章绪论1.1 研究背景和意义
自20世纪50年代之后，世界各地爆发了许多大型高速岩质滑坡，巨大的灾难和惨痛的教训使人们开始探究高速滑坡的诱发因素、运动机制和致灾范围等一系列问题，于是高速滑坡研究的热潮应运而[1]生。
根据国际地科联滑坡工作组1995年公布的“建议用于描述滑坡位移的一种方法”，滑坡位移速度可以划分为“极缓慢、很缓慢、缓慢、中速、迅速、很迅速和极迅速”7个等级，其中“极迅速”级别的滑坡位移速度下限为5m/s，上限为70m/s。大多数学者认为当高速[2]-滑坡的位移速度达20m/s以上时，相当于“极迅速”级别的滑坡[4]。
此外，国际上一般用等值摩擦系数（即滑坡体重心位置的垂直位移与水平位移的比值H/L）作为滑坡短程和远程的划分标准，当H/L值小于0.6（约等于tan32°，为国际公认的岩质材料摩擦系数经验值）时，即为远程滑坡，除此之外的均可视为短程滑坡。在一般情况下，大型高速远程滑坡可划分为启程、近程、远程3个连续的运行阶段[1]。而高速短程滑坡在启程后，因受对岸山体阻挡，在近程阶段“急刹车”至停止运动，导致滑坡体地质结构良好，绝大部分基本保持原岩结构，没有远程活动阶段。如果滑坡发生在山谷河道，并截断河流完全堵江形成堰塞坝，随着堰塞湖水位的升高，堰塞坝的稳定性和安全储备就成了必须马上解决的重大问题。如果水位上涨到堰塞坝的承受极限，坝体一旦发生溃坝，就可能造成极端的洪水灾难和各种不良的地质环境效应，严重威胁着上、下游人民的生命财产安全，对自然环境的负面影响极其巨大。
长期以来各国专家学者都致力于高速滑坡和滑坡堰塞坝的研究，取得了丰硕的成果，并成功运用于防灾减灾实践。然而随着近年来气候的急剧变化和地球板块的强烈运动，复杂环境下多因素诱发的大型滑坡不断发生，新的问题不断产生，不断挑战着人类原有的认识和知识构架。而现有的研究总是将滑坡和堰塞坝作为两个独立的系统分别进行研究，忽略了两者之间的必然联系，缺乏系统关于滑坡堵江机制对堰塞坝地质结构及堰塞坝溃决模式控制作用的研究，造成了现有成果的片面性和局限性。其中关于地震高速滑坡碰撞刹车制动机制和堰塞坝溃坝模式等课题深入系统的研究可谓凤毛麟角，加上堰塞坝应急抢险的成功案例屈指可数，系统全面的防灾减灾预案和经验总结等方面尚属空白。
因此将滑坡和堰塞坝作为一个研究整体，深入研究高速岩质滑坡形成机理和运动机制、不同制动机制对堰塞坝地质结构的控制作用、堰塞坝的溃坝模式、可行的抢险方案等，对于防灾减灾具有重要的现实意义，同时对于大型高速滑坡和堰塞坝研究理论的丰富和扩展也有[1]，[5]-[7]重要的意义。
2008年5月12日，四川省汶川县发生里氏8级大地震，强大的地震力使北川县县城上游约4.7km处的通口河右岸唐家山发生高速滑坡堵江，并形成顺河向长803.4m，横河向最大宽度611.8m，高82～124m，平面面积约30万平方米，推测体积为2037万立方米规模的堰
[6]，[8]塞坝。根据野外调查资料，唐家山滑坡最大下滑速度约为28m/s，前缘临空滑移距离短（原河道宽约150m），属于典型的高速短程滑坡。由于滑坡前缘剪出口位置位于河床泥砂堆积层底部，滑坡剪出后直接推挤水体和泥砂物质，形成高速泥砂-水汽浪，使其急速冲击对岸山体表面。而滑坡体在近程阶段短距离运动后，受对岸山体的阻挡急速刹车制动停止，形成宽厚的堰塞坝。尽管滑坡体由于碰撞和摩擦作用部分解体，但原岩层状结构并未完全破坏，运动模式呈“短程”及“整体状”特点。随着堰塞湖水位逐渐抬升，堰塞坝上下游水头差不断增大，水流已通过坝体向下游渗透。截止到2008年6月9日，堰塞湖蓄水已达2.425亿立方米，堰塞坝体是否会因渗流破坏或坝坡失[8]-[10]稳发生溃坝成为全国关注的焦点问题。
为了确保下游绵阳市人民生命财产安全，唐家山抗震抢险指挥部做出了紧急撤离的决定，并迅速组织武警水电官兵进行开槽泄洪工作，泄流槽于5月26日正式施工，6月l日晨完工。6月7日7时泄洪槽开3始过流，10日11时30分出现了6500m/s的最大下泄流量。11日14时，堰塞湖坝前水位降至714.13m，水位下降28.97m；相应蓄水量从最高水位时的2.466亿立方米降至0.861亿立方米，减少1.6亿立方米。在泄流过程中，因未发生堰塞体整体溃决，下游群众无一人伤亡，重要基础设施没有造成损失。但经过水流冲刷，泄流槽已形成长800m、上宽145～235m、底宽80～100m、进口端底部高程710m、出口端底部高程约690m的峡谷型河道。6月11日，临时转移的20多万群众安全返回家园，唐家山堰塞湖应急处置工作基本告一段落。
不同于以往的高速远程滑坡，唐家山滑坡失稳机理、运动（制动）机制和致灾因素的特殊性，造成滑坡呈现“高速”“短程”和“整体状”特性，使得堰塞坝主体保存着原斜坡岩体结构。同时唐家山堰塞湖应急抢险工程也是我国零伤亡、最为成功的经典案例，具有极其重要的研究价值和实际意义。1.2 国内外研究现状
由于大型高速滑坡对人们的生命和财产造成严重危害，因而近半个世纪以来，关于大型高速滑坡的研究一直是世界各国地质学界的研究热点，并取得了丰硕的成果。中国台湾集集地震（1999年9月21日）、四川汶川地震（2008年5月12日）以及日本东海岸地震（2011年3月11日），又使得地震滑坡研究呈现出百家争鸣的局面，地震滑坡的相关课题受到各国科技部门的高度重视。在备受全国人民乃至世界关注的汶川地震灾区唐家山堰塞坝成功抢险泄洪之后，国内对堰塞坝的研究也上升到一个新的高度。然而迄今对该问题的研究仍停留在[1]现象总结和结果分析阶段，而公认的试验成果和理论研究甚少。特别是大型顺层岩质高速滑坡从失稳、碰撞刹车到堵江形成堰塞坝的动力学全过程的系统研究，几乎还是空白。1.2.1 高速滑坡形成机理和运动机制研究
近年来，全世界发生了许多大型高速岩质滑坡，给人类生命财产造成巨大损失。高速滑坡作为一种主要地质灾害，由于其发生地点、触发条件、作用因素、运动机理的多样性、多变性和复杂性，预测困难、治理费用昂贵，一直是世界各国研究的重大工程地质问题之一。1.2.1.1 高速滑坡形成机理研究
国外学者Varnes（1978）首次将斜坡变形破坏机制分为崩塌、倾倒、侧向扩离、滑坡、流动5种类型及复合类型，并对滑坡各个部[11]分进行了系统的命名和特征描述。Hoek和Bray（1983）系统论述了岩质斜坡设计中所面对的各种工程地质问题，提出滑坡的形成机[12]制、抗剪强度的确定和楔形体滑动分析方法。Sassa（1984）分析了在快速不排水条件下，沟谷中饱水岩土体发生滑坡的液化启动机[13]制，并研究了孔隙水压力对高速远程滑坡—碎屑流运动的影响。[14]Hewitt（1988）以板柱屈曲理论，对弯曲岩体溃屈破坏进行了分析。Ching（1988）、Krahn（1989）及Nieto（1988）等提出降雨条件下的土质滑坡启动机制是由于暴雨入渗导致土体基质吸力减小，进而造[15]-[17]成土体抗剪强度降低。Mshana（1993）和Fleming（1994）等通过对一些滑坡、泥石流试验研究，陆续完善了Sassa提出的滑坡静[18]，[19]态液化机制。Sitar（1992）和Anderson（1995）通过对滑坡[20]，[21]土体三轴应力路径试验结果提出滑坡形成机制。Stead和Eberhardt（1997）总结出露天高边坡有6类破坏机制，分别为双结构面破坏、犁型破坏、弯折破坏、逐步破坏、平面型失稳和旧有构筑失[22]效。Lau（1999）通过对试验数据的数值和理论分析，研究了沟谷[23]陡坡上泥沙的启动机制。Rautela等（2000）基于卫星图像和航空遥感数据，对印度Himacha Himalaya研究区内诱发滑坡灾害的影响因[24]素进行了全面的分析和总结。Erisman和Abele（2001）在专著《岩滑和崩塌动力学》中，通过对大量大型高速滑坡实例研究，提出了岩质斜坡崩滑失稳机制及动力学运动机理，并对滑动过程中滑坡体[25]解体的方式和类型进行了分析。
国内张缙（1980）提出了高速滑坡的启动机理，指出斜坡岩土体的峰值强度与残余强度差是滑坡高速启动的根本因素，同时还分析[26]了运动路径对滑坡速度与距离的影响。孙广忠（1983）对顺层岩质斜坡的层状岩体破坏形式，尤其是溃屈失稳机制进行了深入探讨，[27]采用结构动力学方法确定了层状岩坡失稳的极限荷载。王兰生（1988）提出了高速滑坡启动的“平卧支撑拱”机理，并在《工程地质分析原理》一书中对高速滑坡-碎屑流形成机制进行了深入阐述和[28]，[29]分析。胡广韬（1988，1995）系统论述了多冲程与多序次[30]，[31]“石家坡型剧动式高速滑坡”的形成机制。赵平劳（1989）从河谷卸荷作用在近河床处产生的初始挠曲和拉张破裂及弯曲变形的时[32]间效应方面分析了河道岸坡层状岩体的溃屈变形破坏机制。贺可强（1992）研究了堆积层滑坡剪出口形成机制，提出了采用地质位[33]移和力学判据确定剪出口部位的方法。高根树和张咸恭（1992）研究认为高速滑坡的形成机制主要是滑坡体内部各部分的能量转换与[34]传递及底摩擦次生面的不断形成。徐俊龄（1994，1997）提出高[35]，[36]速滑坡形成的“闸门效应”，并讨论了高速滑坡的基本类型。贺可强等（1996）研究了崩滑碎屑流的形成条件及类型，提出碎屑[37]流不同于滑坡，应作为一种独立的地质灾害进行系统研究。陈守[38]义（1996）认为土体滑坡形成机制主要受控于土体的应变模式。王来贵等（1997）从滑坡体位移角度提出滑坡启动机制，当滑坡体[39]最大位移（振幅）大于滑坡体的容许位移时，滑坡启动。毛彦龙等（1998）对地震滑坡研究认为，地震促使坡体波动振荡，进而产[40]生高速滑坡。钟立勋（1998）基于洒勒山滑坡、溪口滑坡、头寨[41]沟滑坡的调查研究，提出“崩滑灾害形成的相似性”。李树德[42]（1998）从剪切力的角度分析了滑坡的形成机制。任光明等（1998）物理模拟了顺层滑坡形成机制，并结合模拟结果进行了详尽[43]的力学分析。程谦恭（2000）分析了高速岩质滑坡临床弹冲与峰残强降复合启程加速动力学机理，并提出了临床弹冲-峰残强降复合[44]启程速度公式。毛彦龙（2001）给出了坡体波动振荡下启程剧发[45]速度计算方法。汪发武（2001）通过试验得出，高速滑坡形成主[46]要是由于土粒子破碎产生超孔隙水压力。李先华等（2001）提出了滑坡启动的两种不同机制，通过滑坡体含水率、滑坡体容重、滑带土内摩擦角、内聚力及它们与滑坡稳定系数的定量关系及其时间效应，[47]建立了包含滑坡启动速度、推力、方向和时间的预测预报模型。黄润秋（2003）对几类典型的大型岩质斜坡变形及失稳机理进行了深入的分析，阐述了大型滑坡形成的“滑移—拉裂—剪断”“挡墙溃[48]，[49]决”“超级强夯”等模式的发生机制。程谦恭等（2004）对斜向层状岩体斜坡上滑坡的变形、破坏、失稳的动力学机理进行了深入[50]分析，建立了相应的力学判据。李忠生等（2004）对地震动作用[51]下黄土滑坡的稳定性动力学机理进行了细致的分析和研究。祁生文等（2004）认为地震边坡的失稳是由于地震惯性力的作用及地震[52]产生的超静孔隙水压力迅速增大和累积作用两个原因所致。李迪[53]等（2006）分析了堆积体滑坡滑带启动变形过程。李守定等（2007）结合三峡库区干流库岸大量统计数据，研究了大型基岩顺层[54]滑坡滑带形成演化过程与模式。郑明新等（2007）对顺层滑坡形[55]成机理进行了数值模拟分析。王运生等（2009）分析了典型地震高位滑坡坡体结构特点及地震斜坡响应，探讨了地震高位滑坡形成条[56]件及抛射运动程式。冯文凯等（2009）对复杂巨型滑坡形成机制[57]进行三维离散元模拟分析，再现了其变形破坏演化过程。方华、崔鹏（2010）分析了汶川地震大型高速远程滑坡力学机理及控制因[58]子。许强等（2010）提出一种新的平移式滑坡类型——板梁状滑[59]坡，并分析了其形成条件、成因机制与防治措施。
以上这些理论几乎涵盖了岩质或者土质滑坡所有破坏形式和形成条件，并合理解释了某些特殊滑坡的启动机理，成为高速滑坡研究史上里程碑式的经典实例。但它们都是在高速滑坡发生后，通过室内试验等手段，基于不同的假设条件，滤去大量复杂作用因素，提取个别因素反演得到的。其中关于顺层岩质斜坡地震动力响应的研究少之又少，得出顺层岩质滑坡的形成机理也较为单一，如层状岩体溃屈失稳或者顺层滑移等。但是地震作用下的顺层岩质滑坡诱发因素众多，其往往是多种失稳机理综合作用的结果，形成的滑坡特征也将千差万别。因此，在强震作用下，顺层岩质滑坡形成机理还有待进一步研究。1.2.1.2 高速滑坡运动机制研究
在20世纪早期，国外许多学者对高速滑坡运动机制进行过细致的探讨，提出了多种假说。Heim（1932）首先提出了“粒间撞击高[60]能导致流态化”假说。Bagnold（1954）和美籍华人许靖华[61]，[62]（1975）先后提出了“无黏性颗粒流”。Kent（1965）提出了“圈闭空气导致流体化”；Muller（1968）提出了“触变液化”。Shreve（1968）提出“气垫层”；Habib（1967）和Goguel（1969）先后提出了“孔隙气压力”；Scheidegger（1973）基于势能转化原理，首次研究了高速滑坡速度计算问题。Erismann（1977）提出了“岩石自我润滑”；Korner（1977）提出了“底部颗粒滚动摩擦减阻”[2]，[63]，[66]假说；Melosh（1979）提出了“声波流态化”观点。[66]Davies（1982）提出了“底部高剪切速率导致流态化”。[66]，Foda（1990）和Kobayashi（1997）提出了“基底压力波机理”[68][1]-[7]，[69]-。Davies（1999，2002）提出了“碎屑化远程运动机理”[71]。
20世纪后20年，国外学者对高速滑坡运动机制的研究主要体现在：根据流体力学的理论和方法，应用物理模型和数值模拟手段，模[1]-[7]，[72]-[74]拟分析滑坡的运动机制。Wilson（1980）基于Kent提出的“圈闭空气导致流态化”假说，通过室内模型试验观察和分析了火山[75]碎屑流运动过程中的“流态化”机理。Hungr等（1984）通过室内[76]模型试验分析了沿开阔路径运动的高速颗粒流的流动特征。Trank等（1986）利用连续介质力学和水动力学的Navier-Stokes方程建立[77]了数学模型，估计了滑坡运动速度。Hutchinson（1986）研究了碎[78]屑流的滑动-固结模式。McClung（1987—2001）通过所建立的212组室内模型试验对崩滑体滑距和滑速进行了归纳分析，并建立了两种[79]-[82]滑距运算公式。加拿大冰川学家Hewitt（1988）详细研究了1986年在喀喇昆仑-喜马拉雅地区Bual-tar冰川发生的3个灾难性滑[7]坡，详细描述了滑坡的运动学、动力学和沉积学特征。Evans等（1989）研究了加拿大不列颠哥伦比亚南部海岸山脉“魔窟”峡谷岩崩（约500万立方米的块状片麻状石英闪长岩碎屑，沿着一个极不规则的路径，垂向下落达2km，水平运程达9km，最高时速达81～100m/s），分析表明岩崩在运动方向上具有多次弯道超高、两级仰冲和两次右旋冲撞折射的高速流动性，同时还具有明显的“初始启动—仰冲前阶段”极快速运动和“能量突然损失后阶段”极低速度运[83]动。1989年，Evans根据岩崩仰冲高度计算得到，加拿大“岩崩湖”岩崩最大速度（考虑摩擦损失）为112m/s，极限速度（忽略摩擦损失）可达到213m/s，是迄今关于滑坡碎屑流最高速度的实例之一[84]。Fleming等（1989）、Iverson等（1997）分别论述了滑坡型泥石[85]，[86]流流态化的过程和机制。Shaller（1991）详细地分析了美国爱达荷州卡尔森滑坡失稳、启程、运行、停止及沉积就位后经受剥蚀的全过程，比较了干滑坡与湿滑坡两者之间的地貌学、沉积学及运动学[87]特征。Sousa和Voight（1992）通过连续动力流模型对法国南部Clapière滑坡的潜在危害性进行了模拟，并对该滑坡运距、滑速和碎[88]屑流厚度进行了预测。Boves等（1992）提出了冲击荷载作用触发[89]的滑坡型泥石流的力学模型，并进行了实例分析。Hallworth等（1993）提出使用实验室的重力流来模拟自然环境或者工业环境流体[90]运动的新方法。Evans和Hungr等（1994）通过研究马更些山脉“岩崩湖”岩崩的运动过程及其成因，解释了岩崩异常运行距离的显[91]著流动性。Hungr（1995）采用拉格朗日模型实现了对滑坡体运动过程中质量变化的数值模拟，并通过Swiss Alps地区的一个小型岩崩对模拟结果进行了反分析验证，该模型的建立可以说是碎屑流动力学[92]机制模拟中的又一突破。Straub（1997）通过离散颗粒模拟，研究[93]了颗粒流的流动机制。Dade和Huppert（1998）通过对崩滑事件的调查分析，得到了当滑坡体质量/降落高度（m/H）为定值时，崩滑体2/3覆盖面积与（gmH/τ）的关系，从而对崩滑体活动性进行了定量分[94]析。Bozhinskiy（1998）通过简单的崩滑运动模型获得了运动和堆积过程的相似准则，并基于此相似准则，建立了用铁磁屑和铝屑混合[95]体模拟伴随微粒云产生的崩滑体运动的近似物理模型。Hewitt（1998，1999）进一步研究了巴基斯坦北部喀喇昆仑-喜马拉[96]，[97]雅山区的第四纪冰碛物和灾难性岩屑崩落的运动机制。
21世纪以来的十多年里，国外对高速滑坡运动机制的研究进入相对缓和期。这一阶段的研究者把更多的注意力放在了对前人研究成果的改进和提炼上，并未形成新的理论。这一时期的研究更注重物理模型试验和数值分析方法的使用，新的模拟分析手段和数值软件层出不穷。Egashira等（2000）通过室内模型试验模拟分析了在滑床组分与碎屑流组分不同情况下，碎屑流运动过程中铲刮滑面裹挟堆积体的运动过程，首次实现了物理模型试验中对滑坡体质量变化的分析[98]。Okura等（2000）通过室内试验对干碎屑流流态化机制进行了研究，得出了滑距与体积呈正相关性，与坡脚、动摩擦系数、滚动摩擦[99]系数呈负相关性的结论。Iverson等（2001）从颗粒流体的流变特[100]性出发分析了流体的运动机制。Fannin和Wise（2001）根据大量滑坡-碎屑流的现场调查数据，建立了一个分析碎屑流运动的经验模[101]型，对不同地形下的碎屑运动特性进行了分析。Davies等（2002）、Stead等（2003）和Eberhardt等（2004）分别对碎屑化岩崩碎屑流运动过程中的“碎屑化”（Fragmentation）过程进行了数值[71]，[102]，[103]模拟，定性分析了碎屑化在岩滑运动过程中的作用。Crosta等（2003）运用2D和3D有限元法对边坡稳定性和滑坡体运距[104]进行了模拟分析。Gauer等（2004）对雪崩运动中，碎屑流的侵[105]蚀裹挟现象进行了模拟分析。Félix等（2004）为研究密集火山碎屑流的动力学特征，进行了干碎屑流沿倾斜滑面运动的物理模型试[106]验，实现了无侧限流动的模拟。Pollet等（2004）分析Flims干碎[107]屑流运移过程中的动力分解机制。Fritz等（2004）运用基于Froude相似法的二维物理模型模拟了滑坡运动过程中所触发的冲击波[108]的分布特征。Fer-rar等（2005）对发生在西西里岛南部[109]Castelmola村附近的崩滑体的动力学机理进行了研究。Hungr等（2005）从经验方法和各种数值模拟方法中讨论了滑坡的运动机制、运距和速度，较为系统地概述了前人所提出的主要模型机理和特征[110]。Crosta等（2005）应用二维FEM模型对滑坡体运动过程中的扩离现象进行了模拟，该方法中实现了对不同基础模型和屈服准则的变化的应用，从而实现了对滑坡体内部变形和滑坡体质量变化的模拟研[111]究。Pollet等（2005）针对Flims岩滑的现场调查结果，对其运动特征进行了分析，并用“Slab-On-Slab”模型来解释碎屑堆积物的形[112]成机理。Friedmann等（2006）运用颗粒流的物理模型试验，研究分析了颗粒流的非线性特性，并对碎屑运动过程中的能量耗散机理[113]和重力驱动机理进行了研究。Kwan等（2006）在DNA模型的基础[114]上得到了改进的DMM模型，用于对滑坡体活动性的模拟分析。Locat等（2006）运用“碎屑化”机理分析了高速崩滑坡体具有远程[115]运动特征的原因。Olivares等（2007）对浅层火山碎屑堆积物中的[116]崩滑事件进行了物理模型试验，来分析滑坡失稳后的活动性。Gerolymos等（2007）运用一种新的颗粒碰撞模型对Nikawa滑坡的远[117]距离运动特征进行了分析。Zambrano（2007）介绍了一种大型岩崩的动力学模型，并根据能量守恒方程，获得了摩擦减损公式和潜在[118]崩滑体运动轨迹的速度公式。Tommasi等（2008）运用离散元模型分析了含泥岩夹层的灰岩地层沿平坦滑面运移的干碎屑流的运距分[119]布特征，并用PFC 2D对潜在岩崩体的运距进行了预测。François等（2008）运用改进的水文地质和地质力学有限元模型实现了对[120]Triesenberg滑坡动力学行为的模拟。Sosio等（2008）对2004年9月发生在意大利中部阿尔卑斯山上的250万立方米的Punta Thurwieser岩崩进行了现场调查与研究，并通过二维和三维DNA模型对该滑坡的运动机理进行了数值分析，提出了冰川层分布能提高崩滑体运动活动[121]性的观点。Gray和Kokelaar（2010）通过试验模拟分析了具有自[122]由流动表面的碎屑流体中大颗粒的运动沉积特征。
虽然国内对高速滑坡运动机制的研究起步较晚，但近30年来也[1]-[8]取得了辉煌的成果。郭崇元（1982）提出了超大型滑坡速度的计[123]算公式。方玉树（1984）对超大型滑坡动力学问题进行了详细的[124]论述与分析。张倬元、刘汉超（1989）通过对黄河上游龙羊峡水电站近坝库岸大型高速滑坡-碎屑流的研究，首次提出碎屑流化滑坡高速远程运动的原因是碎屑间相互碰撞引起的动量传递，发现非地震导致的饱水砂土液化使滑坡高速滑动的地质证据，并认为高速滑坡获得并保持高速和达到远程滑动的原因是滑坡体高位能、中部剪断带黏土峰残强度差值相当大及饱水砂土液化、气垫效应和碎屑流动等[125]。晏同珍（1994）在《水文工程地质与环境保护》等著作中对滑[126]坡的形成机理、高势能滑坡的滑程进行了深入分析和研究。胡广韬（1988，1995）系统论述了多冲程与多序次“石家坡型剧动式高速滑坡”的动力学机理，特别对多冲程高速滑坡的“超前溅泥气浪”与“边缘旋流”进行了深入的分析，并在《滑坡动力学》中系统地提出、阐述、论证了有关“滑坡动力学”的20余项关键性理论、观点[30]，[31]和问题，具有重要的理论意义。王思敬和王效宁（1989）在《大型高速滑坡的能量分析及其灾害预测》一文中，专门分析了高速[127]滑坡运动全过程的能量变化。黄润秋等（1989）提出斜坡岩体高[128]速滑动的“滚动摩擦”机制。张佳川、周瑞光（1989）从几种滑坡运动主要因素分析出发，用能量法和物理方程分析推导出地下水作[129]为主要触发与运动动力的滑坡滑速公式。卢万年（1991）应用空气动力学中的机翼理论分析了高速滑坡体在空气中滑行的规律，在理论上定量地分析了“空气动力擎托”的机理，提出了滑坡远程运动中[130]滑坡速度及滑程的预测公式。陈自生（1993）对沟谷型滑坡的流[131]态化问题进行了分析。王效宁（1993）研究了滑坡体中滑带温度[132]场的变化规律，讨论了温度与滑动速度的关系。程谦恭和胡广韬等（1997、1999、2000）详细研究了剧冲式高速滑坡变形、破坏、[2]，[30]，[31]，失稳剧动、高速飞行、碰撞解体及冲击成坝的动力学机理[44]，[45]，[50]，[63]-[65]，[133]。王家鼎和张倬元（1999）对典型高速黄土滑坡群进行了系统的工程地质研究，提出了地震诱发高速黄土滑坡的机[134]-[136]理为黄土体解体、斜抛和粉尘化效应。苗天德等（2000）基于对高速滑坡发生机理的认识及对其运动特征和堆积特征的分析，假定滑坡体的运动形式是连续可变的，建立了预测高速滑坡远程的块体[137]运动模型。南凌和崔之久（2000）基于西安翠华山高速运动的古崩滑体，将其平面堆积体划分为中央相带、边缘相带、抛掷相带、气浪溅泥相带和特殊的残留相带，分析了崩塌体的运动和动力学特性[138]。胡卸文等（2009）研究了唐家山滑坡形成及堵江过程，将其概括为顺层岸坡结构地震诱发—滑坡体前缘剪切、后缘拉裂—高速下滑、形成气浪、前缘刨蚀河床、对岸阻化隆起—后缘边坡坐落下滑[9]—堰塞堵江。
虽然国内外研究大型高速滑坡运动机制的成果很多，但多数成果主要涉及高速远程滑坡运动机制的研究，而对于高速短程岩质滑坡中所涉及的启动高速原理、急刹车机理和碰撞冲击作用对堰塞坝体地质结构控制机制等系统的理论分析、试验研究及定量研究成果较少，至今为大家公认的理论和成果不多。归纳总结发现，关于大型高速短程岩质滑坡的研究理论目前尚存很多不足，主要表现在以下几个方面。（1）现有高速岩质滑坡启动机理研究中将滑坡体简化为一个刚性整体，启动高速的原因归结于滑动面摩擦角峰残强度差值很大和弹性压缩形变能的突发释放，而未考虑滑坡体是由许多岩石组成的结构体系，而岩层和结构面的剪切形变能对于平面滑动型的顺层岩质滑坡高速启动的贡献也往往被忽略了。（2）现有高速岩质滑坡运动机制研究总是将滑坡的近程活动阶段假设为匀速或者减速运动，而忽视了运动过程中滑坡体内部碰撞解体、与地面和途中地物的碰撞作用等，因此未见关于高速岩质滑坡全面合理的运动机制研究出现，有必要对滑动过程中可能出现的各种变化做更为详尽的分析研究。（3）在现有高速岩质滑坡碰撞问题研究中，总是将滑坡体和阻挡山体假设为理想弹性体撞击，仅仅考虑了滑坡体的动能和速度变化，而未考虑滑坡体的内能变化等，得到的结论基本属于定性分析，不能合理解释高速岩质滑坡急刹车制动机制。1.2.2 地震滑坡研究1.2.2.1 地震滑坡特性和控制因素研究
地震诱发滑坡虽然发生频度低，但一旦发生，无论在规模、面积[139]-[141]还是造成的灾害损失方面，远比其他因素诱发的滑坡猛烈。如果山岳地区发生了地震滑坡，其危害比地震直接造成的损失还要大[142]。例如，美国Loma Prieta地震（1989）触发斜坡失稳破坏达13002处，滑坡影响范围15000km；意大利Umbria-Marche地震（1997）引2发近千处滑坡，滑坡影响范围达1000km。在我国，云南通海7.8级2地震（1970）造成大量的滑坡灾害，滑坡影响范围达85 km；四川炉霍7.6级地震（1973）诱发各种规模滑坡137处，滑坡影响范围达290km；台湾集集7.3级地震（1999）诱发多处滑坡，滑坡影响范围2达1076km；2008年的“5·12”汶川8.0级特大地震，触发不同规模2的滑坡数万起，滑坡影响范围达5563km，产生危害的就有6000余起，[143]形成104个堰塞湖，导致大量人员伤亡和财产损失。1.2.2.1.1 地震滑坡的特性和类型研究
陈国顺（1991）根据山西地震带中多处滑坡的滑动面倾角大小，提出振荡式及触发式滑坡两种类型：振荡式滑坡的滑动面倾角小，因而滑力来源于强震振动。而触发式滑坡的滑动面倾角大，因而滑力[144]来自滑坡体本身静荷载。孙崇绍（1997）通过我国历史地震中有关地震引起的崩塌、滑坡记载，研究了各种类型的地震地质灾害和地震强度、当地的工程地质条件及周围环境的相关性，总结出历史地震引起的崩塌、滑坡主要具有以下特征：①地震引起的崩塌、滑坡主要发生在南北地震带上，自北向南由宁夏的中宁、中卫经甘肃六盘山两侧，天水、武都一线，沿川西、滇东直到滇越边界附近；②秦岭以北，滑坡与黄土的性质及其分布有密切的关系；③在高烈度范围内滑坡的数量和密度并不一定和烈度或震中距有严格的关系；④崩塌滑坡的类型很多，地震时除直接震动而触发的塌滑以外，对岩体强度的破坏及[145]饱水砂层的液化对斜坡的下滑都起到促进作用。1.2.2.1.2 地震滑坡的空间分布规律及其控制因素研究[146][147]，[148]
国外Richter（1958）和Keefer（1984，1999）较早研究了区域地震崩滑的特点，给出了地震触发崩滑的最小震级和地震烈度，以及震级和地震滑坡区域面积的相关性公式。意大利科学家也[149]做了类似的工作，Prestininzi等（2000）对意大利从公元前461年到公元1992年间的地震目录进行了分析，给出了地震烈度与地震滑[150]坡之间的图形关系。Papadopoulos等（2000）根据公元1000年到1995年希腊境内的47个地震事件（M＝5.3～7.9），统计出了地震滑S坡与震中距的关系。Keefer（2000，2002）、Khazai（2003）、Sato（2009）、黄润秋（2009）等众多专家运用地质统计学的方法分析了地质概况与滑坡分布的相互关系，其中包括滑坡与发震断层或者地表破裂带的距离、地表破裂带的运动情况、地层序列、坡度坡高、[151]-[155]坡体结构、等震圈闭线等。
在我国，《中国地震目录》及其他主要地震目录记载了34例发生在5级地震以下的边坡崩滑，记录的最小地震也为4.0级。孙崇绍等（1993，1997）对中国历史地震资料（1500—1949年）进行统计后发现，地震引起的滑坡灾害多在5级以上的震区，6级以上的震区内[145]，[156]崩、滑的数量显著增大。李天池（1978）根据我国区域地质和地貌条件的特性，给出了我国西南、华北和西北地区单个地震Ⅶ度[157]以上烈度区的滑坡面积和震级的关系。周本刚（1994）通过对西南地区1970年以来的＞6.7的11次地震的分析统计认为，一般在Ⅵ度区内不存在产生新滑坡的现象，即产生新滑坡所需的最小地震烈度为Ⅶ度，而诱发震前稳定的老滑坡，所需的最小地震烈度为Ⅵ度，[158]要比产生新滑坡低一度。辛鸿博（1999）通过对边坡崩滑的Ⅵ度区面积进行计算分析，得到以下结果：①边坡崩滑区的面积随着震级的增大而增大；②单个边坡崩滑面积和震级不是一一对应的关系；③[159]边坡崩滑区的最大面积与震级之间存在着一定的关系。杨涛和邓荣贵（2002）在现场调查资料及已有研究的基础上，对四川地区地震崩塌、滑坡的分布规律、类型、特征及其灾害性进行了更深入的分[160]析，并就其特征进行了分区。李忠生（2003）首次较为系统地对地震灾害较严重的美国、意大利、希腊等国家在地震滑坡灾害方面所做的研究工作进行了总结，并与我国的研究成果进行了对比。给出了国内外对地震滑坡的分类，论述了地震滑坡在面积范围、密度及滑坡体积等方面与地震震级、地震烈度、震中距等参数之间的关系；对地震时易于触发滑坡的地貌坡度及地质构造等因素进行了分析。他还指出强烈地震诱发滑坡和崩塌的数量，不仅取决于地震本身的影响，而且与发震地区的地质条件和发震时的降雨、融雪等各种因素密切相关[139]。殷跃平（2008）指出汶川地震诱发大型、特大型滑坡数百处，70％以上的中大型及超大型崩滑体密布于龙门山中央断裂（映秀-北[161]川断裂）带及其附近。魏欣（2010）以汶川地震极重灾区为研究区域，对地震诱发高速滑坡的空间分布规律，以及高速滑坡的滑程、剪出口高程、滑坡前后缘高差等几何要素做了分析研究。结果表明：①滑坡在空间上主要受发震断裂带控制，沿发震断裂带呈带状或线状分布；②滑坡体的滑距随剪出口相对高差的增大而增大；③滑坡后缘厚度越大、滑距越大，前缘堆积体厚度越小；④滑坡体顶部的速度大[162]于底部速度，前部的速度要大于后部速度。祁生文等（2010）通过分析12个汶川极重地震灾区的地震滑坡分布，对地震滑坡的独特分布规律进行了进一步补充和细化：①地震滑坡受控于活动断裂，但是大多数地震滑坡并非分布在中央断裂F2的上盘，而是分布在前山断裂F3与中央断裂F2之间的块体上，这可能反映了地震中该块体在F2与F3共同作用下与之发生了共振，地震动更强烈；同时，分析还发现，在距离发震断层F2断层5km范围内，地震滑坡的运动方向与发震断裂的运动方向高度一致，反映了近震地震滑坡运动与发震断裂的惯性作用密切相关；②地震滑坡的空间分布密度取决于与发震断层的距离和斜坡坡度，与发震断层的距离呈负指数关系，与斜坡坡度呈正相关关系，岩性、绝对高程、坡向对地震滑坡的分布密度影响很小[163]。
综上所述，国内外学者利用地质学和统计学原理详尽论述了地震与地震滑坡之间的关系，以黄润秋为代表的国内学者在地震滑坡研究方面取得了大量成果。主要包括以下两点。（1）地震滑坡的发育密度、致灾范围、面积和体积等特性与地震震级、地震烈度、震中距等因素密切相关，即在无降雨、无暴雪等条件下，滑坡多发生在地震震级大于5，烈度大于Ⅶ，距发震断层或者地表破裂带小于10km的区域内，且沿断层带两侧密集分布。（2）地震区地表破裂带的运动情况、山体斜坡的地貌坡度、坡体结构等是诱发地震滑坡最主要的因素，而地层序列、坡度、坡高、等震线等与地震滑坡的关系还存在较大的争议。
虽然这些研究成果查明了地震滑坡的各种影响因素，然而如何使用这些影响因素进行地震滑坡预测和预防，以及在地震发生后第一时间准确定位最危险灾害区域等许多的问题还需要专家学者进行大量的研究工作。1.2.2.2 斜坡地震稳定性评价方法研究
岩土斜坡地震稳定性分析是岩土工程和地震工程研究的重要课题之一，而岩土斜坡地震稳定性评价方法是岩土斜坡地震稳定性分析的核心。由于地震力等动力荷载的特殊性，地震荷载作用下斜坡的稳定性分析方法与斜坡的静力分析方法有很大的区别，其主要研究内容有：①斜坡地震反应分析方法的研究，即如何在斜坡岩土体中考虑地震动作用；②斜坡岩土体的动力特性和强度准则及参数测试的研究，这是实现斜坡地震反应分析数值模拟的关键，与①共同构成了斜坡地震稳定性分析的基础；③斜坡地震失稳机理与失稳位置的研究，是斜坡地震稳定性分析的关键；④斜坡地震稳定性评价方法，是斜坡地震稳定性分析的核心；⑤斜坡地震稳定性评价指标与安全标准的研究，即工程应用的标准；⑥斜坡输入地震动的研究；⑦斜坡地震稳定性评价指标的计算精度，即斜坡地震稳定性评价指标的可靠性等。在以上几个地震荷载作用下斜坡的稳定分析研究中，研究斜坡在地震作用过程中的行为响应，进而进行地震力的计算，并判断斜坡的破坏面的位置和形状是进行其他研究的前提，而斜坡的稳定状态判断和永久变形（位移）的计算则是重点研究内容。所以地震作用下斜坡稳定性研究[164]-[180]的根本是对斜坡在地震力作用下破坏过程的研究。
1．斜坡地震稳定性分析方法分类研究现状
关于岩土斜坡地震稳定性分析方法，不同的研究者给出了不同的[181]分类。Kramer（1995）将斜坡地震失稳分为惯性失稳和弱化失稳两类，并且把惯性失稳的分析方法归纳为拟静力法、永久位移法、Makdisi-Seed法和应力分析法，把弱化失稳归纳为流动破坏分析法和[165]变形破坏分析法。刘立平等（2001）将斜坡地震失稳分为惯性失稳和衰减失稳两类，并把惯性失稳的分析方法分为拟静力法、Newmark滑块法、有限元方法及概率分析法等，把衰减失稳的分析方[182]法分为流动破坏分析法和变形破坏分析法等。祁生文（2002）将斜坡地震稳定性评价方法归纳为拟静力法、有限滑动位移法、Makdisi-Seed简化分析法、剪切楔法、概率分析方法及数值方法。以上几种分类基本代表了国内外对岩土斜坡地震稳定性评价方法分类的[164]主流。但是，刘红帅等（2005）也提出了自己的看法，认为通常的概率分析方法（随机性分析方法或可靠性分析方法）和确定性分析方法都是基于拟静力法、New-mark滑块分析法和数值模拟方法的基础上进行的，区别在于确定性分析法不考虑变量的不确定性，而概率[165]分析方法考虑了变量的不确定性，从这个角度看，刘立平等和祁[182]生文将概率分析方法与其他几种方法并列起来的提法是不合适[181]的。Kramer 的分类方法是从斜坡地震失稳机理的角度划分的，以上所涉及的方法均是从计算角度出发，未将试验法（物理模拟法）纳为斜坡地震稳定性评价方法。因此，刘红帅等认为，从地震作用下是否考虑斜坡岩土体参数的不确定性观点来看，岩土斜坡地震稳定分析方法可分为确定性方法和概率分析方法两大类；从斜坡稳定性计算中对地震动作用的不同处理方式来看，岩土斜坡地震稳定性分析方法宜分为拟静力法、滑块分析法、数值模拟法、试验法和概率分析法五大类。
2．边坡地震稳定性分析方法研究现状
下面分别论述拟静力法、滑块分析法、数值模拟法、试验法及概率分析法的国内外研究现状。
1）拟静力法
拟静力法是研究地震作用下斜坡稳定性所最早使用的方法，从19世纪20年代始，就已用于结构地震稳定性分析，Terzaghi（1950）[165]首次将其应用于斜坡地震稳定性分析中，由于其应用简便而得到[183]，[184]大力推广，并编入工程设计规范中。
拟静力法的实质是将地震动的作用简化为水平、竖直方向的恒定加速度作用，并施加在潜在不稳定的滑坡体重心上，加速度的作用方向取为最不利于斜坡稳定的方向，将所产生的地震动作用作为水平和竖直方向的拟静荷载因子，其大小通常用地震系数k和k来表示，数hv值上等于水平或竖直加速度与重力加速度之比。将地震所产生的惯性力作为静力作用在斜坡潜在不稳定滑坡体上，根据极限平衡理论，便可求出斜坡的抗震安全系数。这个分析实质上与静力稳定性分析完全相同，所采用的方法是由静力稳定分析方法拓展而来的，只是添加了一个反映地震作用的地震系数，因而十分简便。虽然拟静力法简单易用，被编入工程设计规范，得到世界上广大工程技术人员的认可，但正是由于拟静力法的简单，用震动加速度值所确定相当于静荷载的地震力是把瞬间作用的荷载同长期作用的荷载等效起来，在计算过程中，为了将斜坡这样一个超静定系统转化为静定系统，拟静力法采用了较多的假设条件和简化条件，从而夸大了动态力的作用。Seed曾经对拟静力法的不足进行过详尽的讨论。他指出：①惯性力不是永久不变的，也不是单向的，而是在量级上和方向上有快速的波动；②即使斜坡的稳定性系数暂时小于1，不一定会导致斜坡的整体失稳，而[182][185]只会导致斜坡产生一定的永久位移。沈珠江等（1997）指出：拟静力法的缺点十分明显，它完全无视地震加速度时空分布的不均匀性，而最主要的是，尚没有一个土工建筑物破坏实例证明地震惯性力起了决定性的作用。实践证明，用拟静力法设计往往低估含易液化土坡破坏的可能性，而对无液化可能的斜坡，则往往高估其破坏的可能性。通常地震动特性用峰值、频谱和持时三要素来描述，拟静力法的根本缺陷是未能考虑地震动的频谱特性和持时的影响。
2）滑块分析法
有限滑动位移的计算方法是以Newmark 1965年提出的屈服加速度a概念为基础的。他指出坝坡稳定与否取决于地震时引起的变形，y并非最小安全系数。Newmark假设土体为刚塑性体，对坝坡的圆弧、平面和块体三种形式进行了分析。将超过可能滑动体屈服加速度的那部分加速度反应进行两次时间积分即可估算斜坡的有限滑动位移[186]。
自从Newmark提出有限滑动位移法以来，该方法得到了国内外学者的高度关注和深入研究，并在工程方面得到了大量应用，尤其是国[187][165]外。Kramer等（1997）、刘立平等（2001）和Ling（2001）[188]对该方法在国外的应用和发展进行了简要总结。
国内关于Newmark分析法的研究也很多，其中具有代表性的有：王思敬（1977）基于Newmark分析法提出的边坡块体滑动动力学方[189][190]法。王思敬（1982）等通过试验，提出运动起始摩擦力和运动摩擦力的概念，并在振动台上测得花岗岩光滑节理面的动摩擦系数和[191]运动速度的关系，在此基础上，王思敬等（1992）、张菊明等[192]（1994）又分别推导了楔形体情形下和层状山体情形下的三维动[193]力反应方程式。王秀英（2009）根据Newmark方法提出一种在已知强震记录和滑坡数据的情况下，推导斜坡临界加速度的方法，为地震滑坡的定量研究提供了一种思路。
3）数值模拟法
由于计算机技术的不断进步，多种数值模拟技术应运而生，并成功应用于工程实际。主要的数值模拟技术有：有限单元法、有限差分法、离散单元法、拉格朗日元法、非连续变形分析方法、流形元法、边界元法、无界元法及几种半解析元法。根据各种数值分析方法的出发点及原理可知，有限元法、有限差分法、边界元法和拉格朗日元法主要适用于看作连续介质及含少量不连续界面的边坡；离散元法、非连续变形法、刚体弹簧元法主要适用于看作不连续介质的边坡；流行元法和界面元法对于看作连续介质和不连续介质的边坡都适合。国内外被业内广泛接受的数值分析方法有有限元法、离散元法和快速拉格[166]-[182]朗日元法。但将分析结果用于指导边坡的抗震设计尚缺乏可操作的途径，动力学、静力学两种设计方法在相当长的时期内会有一[194]个协调过渡过程。
将有限单元法应用于地震作用下土体的反应分析始于20世纪60
[195]年代。土体动力分析有限单元法的总体思路和静力情况基本一样，不过由于荷载和时间有关，相应的位移、应变和应力都是时间的函数，因此在建立单元体的力学特性时，除静力作用外，还需考虑动荷载及惯性力的阻尼作用，在引入这些量的影响后，就可类似静力有限单元分析过程建立单元体和连续体的动力方程，然后采用适当的计算方法
[137]，[196]求解。
由于有限单元法不但可以应用总应力法，而且还可以以有效应力法为基础，考虑复杂地形、土的非线性和非均质性、土的弹塑性及土中孔隙水等复杂条件对地震期间边坡稳定的影响，能够深入分析土的自振特性及土体各部分的动力反应，因此有限单元法已成为边坡动力响应分析的重要方法之一。
虽然有限单元法是进行动力响应分析的一种好方法，但由于有限单元法自身基于连续介质，对于均质土体来说，其分析结果可靠；但对于材料介质连续性很差的岩质边坡来说，有限单元的分析就不那么准确了。而且有限单元法不能分析对边坡稳定有重大影响的节理面、裂隙面上的动力响应情况也是其重大的缺陷，对于大变形问题，有限单元法也无能为力。
离散元法是Cundall（1971）首先把介质看作不连续块体，基于[197]牛顿第二运动定律提出的。Cundall建立的离散元方法体系以时间步长为变量，对每一块体的运动方法进行显式积分求得系统的响应；通过引入阻尼防止非物理振荡，块体内部的弹塑性变形由块体内部的有限差分网格求出；通过动态的方法求得系统的准静态解。因此，离散元法也非常适合于求解节理岩体的动力响应。Bardet（1985）[198][199]、陶连金（2011）等学者先后将离散元用于岩体动力问题。离散元法虽然弥补了有限单元法的某些不足，能够模拟边坡随时间的准大变形甚至完全破坏的过程，但由于它的基本假设是介质为不连续块体，因此，不能将其应用于连续介质。尽管在工程分析中获得了一些应用，但其所需的参数，即法向及切向弹簧刚度的测定是非常困难的，因此所得的结果通常是定性的。目前在岩土工程领域较为流行的美国Itasca公司的UDEC软件是离散单元法应用的代表之作。
快速拉格朗日法采用差分技术引入时间因素和采用滑移线技术实现了从连续介质小变形到大变形的分析模拟，同时又避免了有限元与
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