常态亚相可分为以坡面流水为主、重力为辅的微相和以坡面重力为主的微相，前者多分布在温带和亚寒带，后者则主要分布在干旱的温带和亚寒带。包括前述韵律型坡积堆积为主，而干旱区以重力为主的坡积则以非韵律型为主，因为只有不同季节或时代（年代）降水的差异才是导致韵律出现的主要原因。
（第四节）坡地堆积之结构构造
前已涉及坡积物的结构、构造特征等，其杂基支撑和重力分选以及局部面状水流分选使其具有斜层构造的韵律式“分选层理”，这些都是基本特征。
现以山西大同火山物质所造成的坡积剖面，显示其最典型的斜层理（图210）和韵律性。在山西大同金山寺东南坡和南坡发现两个次生火山碎屑岩剖面。东南坡坡麓105°见黑色火山碎屑岩剖面，较东北坡之原生火山碎屑物细粒物质增加。细粗相间成层出现，具有多个沉积旋回。碎屑中火山砾（2—50mm）占65%，火山灰（＜2mm）占30%，火山块（＞50mm）占5%，每层厚15—40cm，向坡下粒度逐渐变细。在南坡发现一个具微韵律层的细火山碎屑坡积堆积剖面（图210），剖面位于坡脚，细粒物质占绝对优势，内部很少火山块和火山弹，90%以上物质为小于2cm的细火山砾和火山灰，由下向上细粒物质相对增加。
所有坡地堆积皆为近源堆积，岩性与当地坡面基岩一致。如果有不一致则属外来物，如巨型滑坡所经历的坡段就可能留下外来物，冰川前端爬高到坡上、大型崩滑和泥石流逆冲到坡上也可能带来外来物。
不同层次的坡积物各层内部粒径比较均一，而各层之间可以差异很大。这显示了各层之间风化条件的变化。
坡面物质顺坡下移时，砾石长轴多平行坡向，扁平石块则多呈水平叠瓦状，这一特点在常态坡积和冰缘坡积中均有类似表现。
除前述大同金山寺火山十分规则的斜层构造外，大部分坡积均有不同程度的斜层构造，这是坡地经历不同环境的产物。每一斜层都代表一种过程，如果需要均可加以研究以获得所需信息。除了这些比较普遍的坡积构造外，还有广泛分布的坡积透镜体，前述山东城山头剖面已有很好显示（照片24）。在四川汶川“5·12”大地震所造成的大片坡地堆积中也出现砾石透镜体和良好的斜层构造（照片26），以及非扁平而呈长条棱形的石块长轴顺坡蠕动（不是滚动）而造成类似冰缘坡积之块石尖头外露的瘤状构造（照片27）。
坡积堆积中还有一个突出的特点，即缺少或没有巨大砾石（＞1m）。照片23显示由风化壳底部“翻转”堆积到坡积层顶的石块均不很大（几十厘米之内），且多呈块状，容易滞留在坡地堆积中，若石块巨大且比较等轴，则易滚落而不能保留在坡地堆积中。因此，若在“坡地堆积”中发现等轴巨砾，就应做其他成因思考。
坡积层中，时有“包裹物”，如坡面上部流下的小股泥石流团块，会以透镜体出现在坡积剖面中，也有坡上部下来的植物残体和根系等包裹物。
（第五节）坡地地貌演化与坡地堆积
以花岗岩坡地演化为例，无论是在非洲、澳大利亚或中国东南部以及巴西、日本，都有深厚的风化壳，有较陡的坡度角和高密度沟谷系统。在强降水条件下，坡地过程都伴随着崩滑、滑坡、泥石流等块体运动过程，而且容易构成一种“发生链”。图211显示出彼此密切相关的花岗岩风化地貌和堆积过程（Migon，2006）。
搬运和堆积。也是一个从混杂堆积（风化残积物）再到混杂堆积的过程。而坡地在此成了一个“舞台”。本章所讨论的坡地堆积，无论常态的或（和）冰缘的只是狭义的坡地过程。
坡地堆积除高角度倒石堆多为崩塌产物外，在较缓的坡上（小于35°）多形成坡积裙，或岩屑锥，它们成带状围绕在坡脚处（图212）。
按照地貌学传统理论，W·戴维斯和W·彭克关于山坡后退的理论虽互有差别（王乃睴，2006a、b；任美锷，1958），但一个稳定的台地或山地在不断剥蚀下，山坡后退则是他们共同的认识。作者综合本身的实践认为：（1）早阶段应是平行后退为主，台地高度并不降低（图213）；（2）到台地消失只留下山峰时，便开始降低山峰高度，此时山体坡度也会变缓，并允许坡积物停积在山坡上的范围会逐渐扩大；（3）在常态（指流水作用为主）坡积环境下，达到低山阶段后，山地更加破碎，山体不仅高度降低，空间上也缩小范围，坡积堆积则同步扩展，坡积裙占据广大空间；（4）最后只留下残余的小丘（图212）。在冰缘环境下也是如此，只是多了冻融蠕流和坡面冰雪融水的作用。
冰缘坡地后退，山地高度降低更甚于常态环境，最后在山体上部形成“高夷平阶地”，在山麓也同样形成大面积泥流盖和舌（照片28，照片29）。
作者在昆仑山口小南川地段，就看到多个最后剥下的小山包，周围被广阔的坡积裙所环绕，十分醒目（图212）。此时，山地面积只占原有山地面积不到百分之几，而坡积裙占了90%以上，平面上状似一朵展开的“棉花”。
坡地和坡地堆积在发展过程中，随坡度变缓，堆积范围会向上向下扩展，大青山石线照片（照片21）就反映这一过程（崔之久等，1992）。构成石线的石块来自左侧基岩山坡，顺坡向下覆盖在土层上。可以想象，当上层石线构造发育时，山坡已经受了多一轮回的剥蚀，在无构造抬升的前提下，山体坡度已有所变缓。同样，山地高度也会有所降低，从而使坡上的坡地堆积范围向上和向下扩展（图213）。
王乃睴（2006a、b）很系统地论述了各气候带的地貌特点和堆积过程，强调各个地区风化过程及各种外营力的差异导致坡地堆积物组合复杂，更因为各气候带历史上的变化（水平和垂直地带），各种不同气候地貌和堆积可以重叠。并特别提出冰缘地区坡地发育特点，如融冻泥流作用在2°—3°缓坡上还能进行，所以岩屑坡要逐渐变缓到2°—3°以下才趋于稳定，到最后整个陡坡段山地周围都变成倾斜均一的极为平缓（2°—7°）而延伸很长的山坡，只有山顶（已成山包）才出现大于10°的斜坡，此时平缓的山麓面上被很厚的尖锐碎屑所覆盖，也可能成为戈壁所在（图212，图213）。
（第六节）断层崩积楔（锥）堆积——研究坡地堆积过程的一种新载体、新思路
国外从20世纪80年代开始认识断层崖崩积沉积物至今，大致经历两个阶段：
（1）1980—1987年，确定断层崖崩积沉积物是与断错地层和断错地貌相等同的断层互动性判据之一。
在美国西部著名的Wasath正断裂带的活动性评估研究中，Swan等（1980）首次提出，同一断层迹线重复发生的地表断层作用产生了一组崩积楔，每一崩积楔代表一次断层事件。嗣后，Schwartg和Coppersmith（1984）从理论上概括出在相继的地表断层作用事件下崩积楔系列的发育的地层序列作为确定断层作用时间数目和一次时间位移量的地质基础。与此同时，Ostenaa（1984）进一步指出，在一个崩积楔中，早期崩塌和剥落作用所产生的粗碎屑部分和晚期坡面冲刷作用所产生的细碎屑部分的相对比例不同，直接影响了表面断层位移的计算。同时，在美国西部盆岭省的其他正断裂带也广泛采用断层崖崩积物来评估它们的活动性（McCalpin，1987），把正断层运动学研究推进了一步。
（2）1987年至今，断层崖崩积沉积物的物质和结构基础的研究受到重视，年代学研究有了新的进展。
由于断层附近沉积环境的复杂性，往往为断层作用时间的解释增添了困难。因此，Nelson（1992）呼吁要加强崩积相的研究，并要发展崩积沉积作用的相模式来进行众多断层露头的岩相比较，从而增加对于一条断层带、甚至区域内所有断裂带附近的构造、成壤和坡地过程，以及断裂带上事件序列的认识。Nelson把重力过程和冲刷过程的崩积相分别称之为碎屑相和冲刷相（类似本书作者所指中心相和边缘相），并根据断层源区的距离，分为近源崩积相和远源崩积相，还利用岩相代码为建立美国西部盆—岭省断层崖附近崩积沉积作用的第一个相模式进行了初步尝试。
国内断层崖崩积沉积物的研究也有开展。邓起东等（1984）首先引进国外断层崖崩积沉积物的最新研究成果，在贺兰山山前断裂带的全新世活动历史研究中取得了很好的结果。近期，在延庆盆地（赵华等，2001；程绍平等，1992）和怀涿盆地（冉勇康等，1992）的边缘断裂带，以及在西秦岭北缘正断裂带，利用断层崖崩积沉积物对它们的晚第四纪断层习性进行了探索性论述。
断层崖经侵蚀、剥蚀、崩塌，坡度会逐渐变缓，故断层崖的最大坡度值与发育时间有关，一次断层活动造成的断层崖，崖面较为平直，甚至光滑，几乎不存在波折。而多次断层错动则会使断层崖面出现多次波折。断层有几次活动，断层崖的坡面就可能有几次转折（图214）（杨景春等，2005，2011）。所谓断层崩积楔，实际上就是断层崖出现后由崩塌或其他外力过程在断层崖脚形成的堆积物——坡地混杂堆积之一。正如张世民等（2008）所描述“这些断坎前崩积层由不同颜色的土块混杂在一起，或由土块、砂砾混杂在一起，基质为黏土、粉砂质黏土等细砾土，厚度0.5—1.0m，代表了一系列地震地表断错事件”（图215），即使在通过钻孔所获得的岩芯上也能看到崩楔积的混杂现象（图216）。
诚如上述作者所指出崩塌堆积物是不断演化的，当断层崖的坡面达到相对平衡时，崩塌就减弱或停止。再一次发生断层活动，出现新的断层崖，坡面又开始崩塌，形成一层新的崩塌堆积物。因此，在断层崖的坡脚剖面中可以见到多层呈楔状的崩塌堆积物，每一层崩塌物表明一次断层活动。崩塌堆积物的基底是下降块体的顶面。
下降块体在下滑过程中，伴随旋转运动，下降块体顶面将向断层面方向倾斜，在坡脚堆积横向楔形崩塌堆积物（图214a）；如下降块体顶面向外倾斜，断层处形成三角形裂口，在裂口内堆积竖向楔形崩塌堆积物（图214b）；如楔形裂口填满堆积物后，断层崖仍不断崩塌，则形成横向和竖向楔形共生堆积物（图214c）（杨景春等，2005）。
崩积楔堆积物可以不具层理，但可以划分两种沉积微相，即崩塌堆积物的中心相和边缘相，在地貌上形成倒石堆或坡积裙。它下部或内部中心相物质粗大，是最先崩塌下来的核心部分；而上部或外部物质较细，是崩塌后期坠落的较小粒级的碎屑物。有重力分选造成的斜层构造，若经受后期坡面流水堆积，则会再形成最外面的坡面流水痕迹——更细的斜层构造。而在前述中心相、边缘相形成时还会有更外围的抛掷相——跳动、滚动的巨大孤石矗立外侧较远处。当一次新的断层再现时，又会有一套重复的过程出现，因而新的断层崩积楔或崩塌堆积又重新出现在老的堆积之上。贺兰山东麓石嘴山谷口洪积扇基部的断层崖，就发现由三个全新世断层崩积楔，说明它有三次断层活动（邓起东等，1984），在海原断裂上，也有断层崩积楔发育（刘百篪等，1985）（图217）。
图217断层多次活动与断层崖及崩积楔演化模式（杨景春等，2005）B.断层崩塌形成崩积楔d1，断层崖受侵蚀变缓，P1后退到P11；C.断层再一次活动，形成复合型断层崖，出现第二个转折P2；D.断层崖崩塌形成崩积楔d2，断层崖受侵蚀变缓，P11后退至P12，P2后退至P21作者认为断层崩积楔的出现，既可以研究断层的演化也可以作为研究断层抬升山地坡地演化过程的载体，因为随着一次或多次断层面坡度的变化和断层崩积楔的变化，整图218断层崖的演化（W.M.戴维斯，转引自杨景春，2011）1.断层刚发生，形成高大的断层崖；2.断块山地被剥蚀降低，断层崖被侵蚀成断层三角面；3.三角面进一步降低、后退，形成圆浑的山嘴，山嘴已距断层一段距离；4.断块山地被夷平，断层三角面消失个坡地也全部发生变化。明整个坡地的变化过程。它已从陡崖发展成很缓和的山坡，坡地堆积也会随之变化。
断层活动形成断层崖后，受坡面河流侵蚀，断层崖会被切割成断层三角面。有时断层（正断层或平移断层）直接切割山嘴，也能形成断层三角面（图219）。
赵华等（2001）对北京延庆西羊房古地震断层崩积楔进行测年研究，发现有4个重叠的断层崩积楔，记录了四次地震，时间在1.7—20kaBP至少有两次，最新一次可能是公元294年的6级地震。可见通过断层陡崖崩积楔以及相关的坡积物研究古地震是可取的，国内外有众多地震学家从事此类研究（Wintle，1993；Poratetal，1997）。
北京延庆怀来盆地西羊房断层崩积楔剖面，显示既有断层破碎带之构造混杂岩，也有外力坡积崩塌混杂岩，二者交叉出现（图219）。是内、外动力混杂堆积两者相互交记的最生动的表现之一。
图219北京延庆怀来盆地北缘断裂西羊房炭坑剖面图（赵华等，2001）FFZ为断层破碎带；W—I，W—II，W—III……为断层崩积楔；（4），（5），（6），（7），（8）为坡面冲积物；As—1，As—2，As—3和As—4为古地面；为光释光采样点；X—1，X—2，X—3……为光释光样品编号断层破碎带北侧（上升盘）自下而上揭露出（1）灰白色砾石，未见底；（2）棕黄色含砂亚黏土，坡积次生黄土，厚1.8m；（3）灰色砂砾。
据该作者的观察，断层破碎带南侧（下降盘）有4个崩积楔，自上而下记为WI，WII，WIII和WIV，其中WIV不很清晰。各个崩积楔底部紧靠断层处为乱杂砂砾石，向上和向外（即远离断层）逐渐变细，过渡为含砾砂土。砾石倾斜排列，这是崩塌堆积中心相和边缘相的具体表现；再往外就过渡为相应的地表沉积层（8）、（7）、（6）、（5）和（4），各层之间被古地面分隔，在（5）和（6）层之间的古地面As2尤为清晰。这些坡积层自上而下为：
（8）棕黄色亚砂土和亚黏土，含少量小砾石，上部为表土（现代坡积物），厚0.6—1.2m。间断（As4）。
（7）黄色或灰黄色含砾亚黏土和亚砂土（坡积物），厚0.5—0.8m。间断（As3）。
（6）灰黄色或黄白色黏土质细粉砂，局部出现近水平的层理，含粗砂和小砾，碳屑，烧烤的红色黏土小团块及风化呈白垩质的灰岩岩屑等，为稳定的古坡积沉积，厚0.3—0.6m。剥蚀与侵蚀面（As2）。
（5）黄色含砾亚黏土和亚砂土，厚0.6—1.0m。间断（As1）。
（4）浅棕色亚黏土，含少量角砾和碎石，厚0.7—0.9m。
此剖面所示，（5）层以上都是典型坡积混杂堆积，显示不同的层次（对比照片25之层次）。
