受地质史上特殊地质构造和造山运动的影响，中国西南山区广泛分布着大量的顺层边坡，这些山体在长期的演化过程中稳定性逐渐降低，在降雨、地震和人类工程活动等因素的影响下产生失稳的可能性较大^[1–4]。特别是在“5·12”汶川地震中，大量的顺层结构坡体受强震影响产生了失稳现象。灾后大量的现场失稳工点调研表明，尽管顺层边坡的失稳现象较为普遍，但不同结构类型的顺层边坡的地震失稳触发机理存在较大的差别，需要将灾害工点进行分类，以此为基础，归纳总结不同类型顺层斜坡的强震失稳模式，才能更好地为高地震风险地区的工程建设和灾害预警提供技术支撑。

一般而言，中国西南山区的顺层边坡可以按照岩层倾角特征分为缓倾（倾角为5°～30°）、中倾（倾角为30°～60°）和陡倾（倾角大于60°）3类。天然状态下陡倾边坡的稳定性较好，而缓倾和中倾边坡较易受开挖或降雨影响而发生失稳现象。但在汶川地震中的灾害调研表明3种形式的边坡均产生了一定形式的失稳现象。因此，大量的学者采用了不同的研究手段对地震作用下顺层边坡的动力响应、失稳机理以及变形特征等进行了深入的研究。黄润秋等^[5–6]通过大型振动台试验，研究了强震作用下岩性对斜坡破坏形式的影响。徐光兴等^[7]通过有限差分方法建立斜坡数值分析模型，用振动台模拟试验对其进行论证，并总结出斜坡在地震作用影响下的动力响应规律。祁生文等^[8–10]基于连续介质力学数值分析技术，研究了大量的斜坡动力响应规律，总结出斜坡动力响应的加速度、位移、速度3量放大系数在斜坡剖面上分布的节律性特点。许强等^[11–13]以“5·12”汶川地震的典型滑坡为原型，按照一定比例进行了大型振动台试验，概化出水平层状上软下硬和上硬下软两种岩性组合模型，分析了在地震作用下不同岩性组合斜坡的动力响应规律，研究表明，斜坡高程对地震波有显著的放大效应，加速度在水平和竖直方向上都表现出明显的非线性特征。范刚等^[14]设计了反倾岩质斜坡和顺层含泥化夹层斜坡的振动台实验，对比分析了两种斜坡在坡体和坡面的加速度放大系数的分布差异。尽管前人已在上述研究方向上做出了较多有意义的工作，但总体而言研究主要集中在缓倾和中倾顺层边坡失稳机理方面，而对于陡倾边坡的失稳机理的研究关注偏少。其原因是：一方面，固然受天然状态下该种类型边坡较为稳定的传统观念影响；另一方面，受限于缺乏大量的灾害工点作为研究支撑。

然而根据近年来对于汶川周围灾害工点的梳理和分析发现，陡倾顺层边坡的失稳现象不但广泛存在，而且呈现不同的破坏形态，如安县肖家桥滑坡、北川唐家山滑坡、安县千佛岩干磨坊1号滑坡和2号滑坡、绵竹县天池乡滑坡^[15]。其中：唐家山滑坡^[16]、肖家桥滑坡和干磨坊1号滑坡主要由软硬相间的千枚岩、板岩和中层灰岩组成，在强震作用下，其破坏现象为沿岩层面的滑移弯曲型失稳，滑坡后壁存在光面陡崖，陡崖表面发育有大量和滑坡滑动方向一致的擦痕；干磨坊2号滑坡和天池乡滑坡主要由中至厚层的灰岩组成，其失稳主要在斜坡的顶部一定范围内，其后壁具有明显的拉裂特征，破坏现象主要是坡体顶部的崩落或者抛射为主。上述案例表明，陡倾顺层斜坡中边坡破坏受坡体结构影响会呈现不同的破坏形式。已有的研究成果没有充分把地震的动力学效应和坡体结构特征有机的结合起来，其中，开展的频谱分析不能得到陡倾顺层斜坡的完整失稳过程和失稳模式。

作者以在“5·12”汶川地震中失稳的四川省安县高川乡大竹坪陡倾顺层斜坡和四川省绵阳市安县千佛岩干磨房滑坡为例，在充分调研滑坡地区的工程地质条件及分析其动力变形特征的基础上，基于离散元方法建立典型震前顺层硬岩斜坡和顺层软硬互层斜坡两种概化模型，结合快速傅里叶变换（FFT）对不同坡体构成的陡倾顺层斜坡在地震荷载作用下的失稳机理及动力响应规律进行探讨研究，以期为类似地区的斜坡工程地震失稳分析提供技术参考。

1 典型陡倾顺层滑坡概况 1.1 大竹坪滑坡 1.1.1 基本特征

该滑坡位于四川省安县高川乡泉水村正东方向3 km处。坡体高度约550 m，坡度约60°，走向为N45°E。在汶川地震主震作用下，该坡体上部发生局部崩塌，崩源区高程为1 440～1 740 m，前缘堆积物平台的高程为1 196 m，堆积物沿河沟堆积，宽400 m，长600 m，厚2～15 m，体积约为2.2 $ \times $ 10⁶ m³。坡体失稳后地貌如图1所示。

1.1.2 地层岩性及坡体结构

区内地层主要出露二叠系下统P1、上统P2的厚层状硬质灰岩和石炭系下统总长沟组Cz的生物碎屑灰岩夹微晶白云岩。滑坡发生前，大竹坪斜坡为一陡倾外顺向层状斜坡，其岩层产状为N25°E/SE53°。其原始地质剖面图如图2所示。

1.1.3 地质构造

该区位于映秀—北川断裂的中间位置，断裂总体走向为NE48°，倾向NW，倾角60°～70°，汶川地震中该断裂带既是地震的发震构造，也是龙门山中央断裂带的主断裂。断裂带沿清平镇、高川乡及汶川映秀镇一线，向北东方向延伸约250 km，经安县五郎庙、高川乡及北川县城，是贯穿于整个龙门山中部的一条“深大断裂”。中央断裂F₂自沟内经过，滑坡位于断层上盘。该区构造如图3所示。

1.1.4 斜坡变形破坏特征

在地震发生时，S波的强大剪切作用和P波的垂直上抛作用对坡体上部的岩体进行强烈的综合损伤，并形成贯通裂隙，使坡体上部与下部岩体之间的结合力局部丧失；面波经地形及结构面放大后，巨大的水平加速度和竖直加速度将斜坡上部表层高位岩体以一定角度（<45°）呈抛物线形斜向上整体抛出，在空中高速运动一段后向坡脚俯冲，并与坡脚平台发生碰撞解体，并掩埋村庄。

1.2 干磨房滑坡 1.2.1 基本特征

干磨房位于金溪河右岸王爷庙沟的沟口处，在安县茶坪河流域千佛山景区内。该滑坡发育于中央断裂上盘，是汶川地震余震触发形成的顺层滑坡。在地震发生前，斜坡所处地区地貌为中等切割中山地貌，坡体走向为北东—西南。区域内地形起伏突出，两岸山体较陡，河谷呈“V”字型狭窄深切。斜坡坡度平均大于40°，平面上整体呈“簸箕状”。其震后地貌如图4所示。

1.2.2 地层岩性

滑坡区地层主要为古生界寒武系下统邱清平组（∈1c）地层，以灰黑色硅质板岩同灰色炭质、硅质页岩软硬互层为主。斜坡岩体较完整，微风化，坡体表部被厚度不大的第四系残坡积物（ $ {\rm Q}_4\!\!\!^{\rm el+dl}$ ）覆盖。坡体地质剖面图如图5所示。

1.2.3 斜坡变形破坏特征

当干磨房滑坡坡体承受地震动力荷载作用时，坡体内部产生反复的拉张和推挤作用，软弱层面和结构面开始扩展贯通，斜坡上部岩土体沿张开的优势层面产生滑动，此时坡体下部岩层成为斜坡失稳的主要锁固段。当岩土体向下滑动受阻后，斜坡下部岩土体会形成翘曲隆起，随着后续震动的增强，最终锁固段岩体完全剪断而失稳，并在滑坡前缘堆积体倾倒方向出露折断岩层，如图6所示。

2 3维离散元数值模拟 2.1 3维离散元模型及边界条件

以上述两个边坡为汶川地震中典型的陡倾顺层边坡坡体结构形式，同时，结合其余汶川地震诱发的大量陡倾顺层岩质斜坡失稳实例的基本物理几何特征，抽象概化出两类典型的破坏结构模型：硬岩陡倾顺层斜坡和软硬互层顺层斜坡。重点研究不同坡体结构构成对陡倾顺层岩质斜坡动力变形及失稳机理的影响。如表1所示。

采用3维离散元方法将概化模型进行数值化，如图7、8所示，模型遵循右手坐标系准则，以垂直向上为Z轴正方向，以主滑方向为X轴正方向，以滑坡坡面走向为Y轴正方向。拟定的概化模型坡高120 m，宽60 m，基底部分长180 m，高10 m。岩层倾角取为60°。在动力数值计算中，模型边界问题一直是计算中的关键问题，合理的边界一方面要保证在模型底部输入的地震波能够实时加载至理想状态，另一方面要尽量避免在模型侧面产生非正常的地震波折射和反射。作者通过多种边界条件设置对比，在模型两侧采用自由场边界，在模型底部设置黏滞场边界（图8（b））。该做法可较好地保证数值模拟研究成果的可靠性。为分析地震波加载过程中坡体不同部位的力学响应情况，在坡体表面设置A1～A4监测点，在1/2坡高位置处由坡表向坡内布设B1～B4监测点。

2.2 岩体物理力学参数的选取

本数值研究部分涉及的岩体主要包括硬岩和软岩两种，其中，前者主要涵盖灰岩、砂砾岩、碳酸盐岩等，后者主要包括页岩、千枚岩和砂板岩等。作者选取寒武系薄层硅质板岩夹硅质岩作为硬岩材料，千枚岩作为软岩材料。然后，根据室内岩体动静力特性测试和前期对岩体特性的研究积累，并参照工程地质手册，拟定了相应的计算参数，其中，采用Mohr-Coulomb弹塑性本构模型为岩土体本构，采用库仑滑动模型为节理之间的接触本构。最终选用的岩体和结构面力学参数如表2和3所示。

2.3 动力荷载

采用的地震波输入曲线是从汶川地震中截取的60 s时程曲线，为保证振动结束时瞬态位移为零以避免发生加速度零度漂移现象，事先对输入的地震波进行基线校正和滤波处理，在实际数值计算时根据加载需要调整幅值为0.1 $g$ 和0.2 $g$ ，处理之后采用的输入地震波如图9所示。此外，为反映地震过程中材料破碎所造成的阻尼效应，采用了瑞利阻尼进行相应的计算，其参数为 $\alpha $ =1.14， $\beta $ =0.23。

3 力学响应对比分析 3.1 加速度响应规律分析

当加载峰值加速度为0.2 $g$ 时，不同坡体（M1、M2）结构情况下PGA放大系数随高程和离坡表距离响应如图10所示。其中，M1为陡倾顺层硬岩斜坡，M2为陡倾顺层软硬互层斜坡。

由图10可知，当加载峰值加速度为0.2 $g$ 时，沿坡表方向上，陡倾顺层硬岩斜坡（M1）的加速度放大系数最大值出现在坡顶位置，陡倾顺层软硬互层斜坡（M2）的加速度放大系数最大值出现在坡高的3/4处。这主要是由于M2坡体的整体刚度小于M1，在地震波的影响下坡顶出现较大的放大作用后出现了局部破坏现象，导致A4位置与下部的坡体出现应力传递不连续现象，因此放大效应无法进一步向坡顶位置处传递。在坡体内部同一水平位置处，陡倾顺层软硬互层斜坡的坡表加速度放大系数较大。在水平方向上，两种类型边坡的PGA放大系数均随离坡表距离的增大呈现先增加后减小的变化趋势，M1边坡的PGA放大系数最大值出现在距离坡表19 m处，而M2边坡的PGA放大系数则出现在距离坡表34 m处。此外，相同位置处M2边坡的PGA放大系数要比M1边坡的数值大0.5～1.4左右。这说明水平方向上M2边坡受地震影响的范围更大，在相同的地震条件下，边坡的破坏面可能位于更深的位置，这与现场调研的现象是一致的。

同时，即使对于同一种结构形式的边坡，其PGA放大系数也随地表输入加速度峰值的增加而呈现不同的增长形式。图11和12分别为陡倾顺层硬岩斜坡、陡倾顺层软硬互层斜坡在输入加速度峰值为0.1 $g$ 和0.2 $g$ 时的竖直向和水平向PGA放大系数分布。由图11可知，沿坡表方向，陡倾顺层硬岩斜坡在不同地震荷载作用下，坡表水平向PGA放大系数随高度的增加而增加，且0.2 $g$ 时坡体3/4高度（A3）处的PGA放大系数略小于0.1 $g$ 时相同位置处的放大系数。这主要是随着地震波加载强度的增大，坡体内部局部出现裂缝的张开，使得局部位置处出现小幅度的应力调整，进而影响到加速度的放大效应。由图12可知，陡倾软硬互层边坡的坡表竖向PGA放大系数曲线在基底输入加速度峰值为0.1 $g$ 和0.2 $g$ 时较为相似，说明该类型的边坡在基底输入加速度较小时边坡内部产生了一定程度的损伤，当基底峰值加速度达到0.2 $g$ 时，新形成的损伤在原有损伤的基础上进一步扩展。

此外，由图12可知：在竖直方向上，陡倾顺层软硬互层斜坡在地震加速度峰值为0.2 $g$ 作用下，坡表PGA放大系数明显高于0.1 $g$ 峰值加速度下PGA放大系数；而在0.1 $g$ 地震峰值加速度条件下，除在坡脚部位有差异外，在坡体其他部位差别不大。在坡中部同一水平高度处，随着坡表距的增加，PGA放大系数在一定范围内先增大后减小，反映出该结构类型坡体在一定深度范围内发生了严重破坏，且施加的地震加速度峰值越高，在该范围内PGA放大系数越大。

3.2 傅里叶幅值谱分析

图13为陡倾顺层硬岩斜坡在不同地震荷载下，关键部位地震波频谱对比。由图13可知，模型斜坡在0.1 $g$ 地震荷载下，坡顶和坡脚的频谱曲线主频率均为3.0 Hz，表明坡顶、坡脚附近没有出现明显的破坏；模型斜坡在0.2 $g$ 地震荷载下，坡顶傅里叶谱响应峰值显著变大，同时峰值向低频区段略有偏移，表明斜坡的坡顶出现新的破坏面，导致地震波在破坏面处多次折反射，进而产生显著的放大效应和频谱变化效应。同时可知，坡顶的幅值明显大于坡脚，表明在0.2 $g$ 地震荷载作用下，硬岩坡体上部 $P - \delta $ 效应较为显著，坡顶的放大效应强化了坡体内部岩层之间的拉张作用，使得坡体上部破坏较斜坡下部位置更为严重。

图14为陡倾顺层软硬互层斜坡在不同地震荷载下，坡脚和坡顶地震波频谱对比。

由图14可知：模型斜坡在0.1 $g$ 地震荷载作用下，坡顶和坡脚的频谱差异明显。一方面，坡顶的频谱响应高于坡脚；另一方面在0.1 $g$ 时，坡顶频谱段在14.3、16.1和17.6 Hz出现了3处局部放大现象。这主要是由于局部位置处的破坏改变了坡体材料的固有频率，使得软岩和硬岩界面处振动的高频部分增强。在不同地震荷载下，坡脚在0.2 $g$ 荷载作用下明显比在0.1 $g$ 荷载作用下响应更为强烈，而在坡顶却截然相反，推测在0.2 $g$ 地震荷载作用下，斜坡的破坏由坡顶转到坡脚。数值计算中该边坡模型在加速度峰值为0.2 $g$ 的地震计算工况结束时的破坏现象也证明了第4.2节分析的正确性。

4 不同结构陡倾顺层斜坡动力失稳机理对比分析 4.1 陡倾顺层硬岩斜坡动力破坏模式

在地震作用下，陡倾顺层硬岩斜坡的破坏机理属于顶部拉裂–中下部–滑移型，其破坏过程可分为4个阶段，具体破坏流程如下：

1）层面部分贯通–滑移阶段

如图15（a）所示，在地震荷载作用初期，坡体上部出现水平往复运动，造成坡体内部出现松动，层间摩擦力减小，坡体局部失去抗滑支撑。在自身重力的作用下出现向下滑移的趋势，导致坡脚地区推力增大，当推力大于抗滑力时，坡体开始滑移。

2）锁固段震荡松弛阶段

如图15（b）所示，该阶段的地震波幅值不断增加，在加速度动力放大作用下，坡体顶部运动更加剧烈，使该部位的岩体变得更加破碎，进而产生一系列拉裂缝。同时，坡底持续向顺层面滑移，由于前期失稳的岩体松散堆积于坡脚处，使得坡脚处后续的地震变形受阻，即形成锁固段。在地震荷载作用下，锁固段持续发生应力调整、变形。

3）上部抛射阶段

如图15（c）所示，受地震荷载作用的进一步影响，坡脚处锁固段较初期地震阶段产生相对缓慢的持续变形，使坡体上部向下滑移受阻。此时，坡体顶部的破裂岩石已经松散，在地震作用下会出现抛射现象。

4）底部滑面贯通–失稳阶段

如图15（d）所示，坡体持续发生松动滑移，其中，以坡表处向下滑移最为严重，坡体后缘出现滑坡壁、下座裂缝，变形体深部逐渐贯通并向下滑移，坡体底部的锁固段无法进一步承受坡体上部的滑移推力，进而失去支撑作用，坡体深部贯通失稳，最终形成整体失稳现象。

4.2 陡倾顺层软硬互层斜坡动力破坏模式

在地震作用下，陡倾顺层软硬互层斜坡的破坏机理属于顶部和中部滑移–下部弯曲型，其破坏过程如图16所示，可分为4个阶段，具体破坏流程如下：

1）层面错动–部分贯通–滑移阶段

如图16（a）所示，在地震荷载作用初期，软硬相间的岩层之间产生错动，抗剪强度减弱，造成层间的不均匀滑动，并伴随一系列拉裂缝的产生。之后，某些岩层部分贯通，造成下部岩体的累积滑移。

2）下部局部抛出–局部弯曲阶段

如图16（b）所示，坡体前期形成的拉裂缝继续扩张，造成坡顶和坡表附近的岩体大量松动，坡脚附近的岩体在上部岩体的推力作用下发生局部抛出现象。此外，由于硬岩之间的软岩易流动变形，造成坡体局部弯曲现象。

3）高位横向扩展滑移阶段

如图16（c）所示，地震荷载的持续作用造成坡体上部的岩层由外向里逐步松散，尤其是坡顶以下1/4坡高范围内的岩体最为松散，且产生横向滑移现象。同时，坡体下部的岩体沿滑动面进一步向下滑动。

4）下部弯曲折断–整体失稳阶段

如图16（d）所示，在地震荷载作用下，坡体持续发生松动滑移，锁固段难以承受坡体上部向下滑移的巨大推力，弯曲锁骨段失效，层面贯通，坡体进入整体失稳阶段。

5 结　论

以中国西南地区典型高陡顺层斜坡为基础，以干磨房滑坡和大竹坪滑坡为例，抽象概化为陡倾顺层硬岩斜坡和陡倾顺层软硬互层斜坡两种模型，利用3DEC离散元开展模拟计算，得出了以下结论：

1）陡倾硬岩顺层斜坡的破坏形式多以崩滑破坏为主；陡倾软硬互层斜坡的破坏形式多以顺层滑移–弯曲失稳为主。

2）陡倾顺层岩质斜坡在地震作用下，其PGA放大系数与斜坡高度总体成正相关；斜坡上同一高度的PGA由坡体内部向坡表逐渐增大，具有水平放大效应和临空面效应。陡倾顺层软硬互层斜坡的PGA放大系数最大值在斜坡高度的3/4处。

3）陡倾顺层硬岩斜坡在0.1 $g$ 地震荷载作用下，坡顶、坡脚附近没有出现明显破坏；在0.2 $g$ 地震荷载下，坡顶的幅值明显高于坡脚处，即在0.2 $g$ 地震荷载作用下，硬岩斜坡上部破坏比斜坡下部破坏强烈。陡倾顺层软硬互层斜坡在0.1 $g$ 地震荷载下坡顶和坡脚的频谱差异明显，坡顶的频谱响应明显强于坡脚；模型斜坡在0.2 $g$ 地震荷载下，坡顶和坡脚的频率差异不大，但坡脚的频谱幅值高于坡顶。

4）在地震作用下，陡倾顺层硬岩斜坡的表面出现裂缝，且部分岩石崩落。该类斜坡的破坏流程机制分为以下4个阶段：层面部分贯通滑移阶段、锁固段震荡松弛阶段、上部抛射阶段、底部滑面贯通–失稳阶段。

5）在地震作用下，陡倾顺层软硬互层斜坡的坡体松散，内部裂缝扩展贯通，抗剪强度减弱，坡脚地区隆起。此类斜坡的破坏流程机制分为以下4个阶段：层面错动–部分贯通滑移阶段、下部局部抛出–局部弯曲阶段、高位横向扩展滑移阶、下部弯曲折断–整体失稳阶段。

作者对两类典型边坡的工程地质特性和形成机理进行了分析，但是本研究有未完善之处。由于边坡是一种工程地质体，其形成过程不可避免地受到地质演化过程的影响，往往有复杂的节理和断层形成，其对于顺层边坡的稳定性也影响较大，甚至造成某次强震中某一单体滑坡与周围较远区域的滑坡呈现不同的特征，因此，相关方向的研究将是今后可进一步研究的方向。