崩滑发生区：高差400m大崩滑面；流通区：飞石产生区，有基岩磨光面（最大高200m，宽500m），有飞石（2.6m×2.5m×1.6m）砸向地面的大型凹坑（长10m，宽2.6m，深1.5m）；堆积区：堆积堤长2.7km，厚179m，总量1.7亿t，离源区7—8km。堆积物有分选性，堆积体前缘多岩块，呈东西向带状分布。玄武岩块一般直径0.5—1m，大者8m×5m×4m。堆积体后缘多土块，有一茶花树仍挺立于崩滑物上，整体形态以舌状、弧形丘岗为主，类似冰川的舌状堆积体。
1991年9月23日下午6时，在云南禄劝普福河烂泥沟头寨发生了高速崩滑，2300万m3岩石及部分黏土，如同脱缰野马一般顺坡呼啸而下，势不可当，冲毁了下游3km处的头寨村。崩滑体形成区位于海拔2300—2650m处，块体经过崩解，并高位剪出，剪出口高出地面约有50m，初速达到30m/s。据唐川（1991）的观察与研究，其崩滑过程存在四个序次：碰撞、分解、爬坡转向与分支流动。其中，前三个序次几乎是在极短的时间内完成，最后一个序次则是在前三个序次发生9h之后才完成的。
在整个崩滑体运动过程中曾有过多次爬坡、抛掷、碰撞分解及转向（三次冲程），由块体流变为颗粒流，最后变成泥石流。整个滑距长达3km，平均下降高度约为580m。
堆积体多数堆积于头寨沟下游，形成崩滑堆积扇、垄脊、台地和鼓丘等，据当地老乡介绍当时还有“气浪”和“溅石”现象。头寨崩滑体的沉积特征，是细颗粒比较丰富，与前述“PCRA”相似，与翠华山崩塌性滑坡体完全相反。
形成区崩滑体后壁，海拔2650m，呈45°—55°的陡坎（高180m左右），残留崩滑体（第一级台地）和崩塌锥。流通区从剪出口（大小磨槽湾）附近向下1000m的直线距离，在这1km的区域内，主要是侵蚀区，抛掷碎石、修剪带、摩擦面与残留沉积发育。堆积区发育有两级台地、蛇形垄脊与最终堆积扇（图96）。堆积扇上还发育有鼓丘及凹槽，前缘则留下高5m上下的碎石及黏土共同构成的陡坎。沉积物中，大砾石多分布在堆积物表层和台地与扇形地的前端，构成巨砾垄岗。砾石主要以颗粒支撑与叠置支撑为主。
崩滑作用的沉积构造，主要有撞击构造、挤压构造、剪切—剪出构造、团块构造、原始空洞构造，以及镶嵌构造、叠瓦构造、碎裂构造、后期充填构造与似流线构造等浮支撑，流动构造出现，因此，作者认为，至此崩滑主要已经转变成泥石流作用了。故在头寨崩滑体中曾见到少有的弧形定向构造，类似于泥石流中的构造，这可能是细粒物质较多所致，而一般的崩滑体里均缺少细粒物（图99）。
顺便提及1974年7月8日在昭通地震区的老寨堡附近还发生过一次巨大的崩滑，是在一次2.6级小余震的触发作用下发生的。大规模崩滑前，山崖上有小石块崩落，随即开始大规模的崩滑，转瞬间巨大的石块从山坡上倾泻而下，撞击山下原有老崩滑体，新、老崩滑体一起往山下运动，形成长约1.5km、宽150—200m的崩滑体。由于当时下着小雨，崩滑体往下形成滑坡和泥石流（朱海之，1975）。图910给出了一个很完整的立体图像。
四、陕西西安翠华山崩滑体
翠华山崩滑体之规模较前述各个崩滑体规模小，而且在源区存在整体运动的证据，因此这是一个过渡类型，很有代表性，也比较便于进行现场研究。
西安翠华山崩滑体的各种堆积亚相比较齐全，具备崩滑体固有特色。整个崩滑体的最大落差仅有400m，最大堆积长度约为1500m，后壁高度约有200m，故在崩塌发生后，其势能相对较小，所以有较为少见的崩滑残留体存在。在垂直剖面上，崩滑体形态为楔形，沿东西向展布，堆积在原始沟谷中，阻塞、封闭了原河道，使崩滑体南部形成堰塞湖（天湖）；在北部（十八盘）形成侧向崩积扇体，总体坡度为32°—40°，高差约为150m。也正因为此崩滑体所在谷地坡度较缓，才有利于形成各个微相带。这是此崩滑体特别之处。
1.崩滑堆积的微相划分与特征
翠华山崩滑体的形态是长度小，宽度大，以此崩滑体为例才有可能将典型意义上的、以高速滑动和碰撞分解运动为主的崩塌堆积体分为中央相带、边缘相带、抛掷相带、气浪溅泥作用相带以及特殊的残留相带，现将分述之（这在前述各崩滑体是不具备的）。
A.中央带，指高速崩塌体运动和堆积的主体部分，为一连续分布的厚层混杂堆积。
本相带粒径多变，组构复杂，是块体碰撞、分解与堆积作用的主要部位。翠华山崩塌体的大部分属此，堆积物中的砾石长轴a多指向主运动方向，最大扁平面ab面大多低角度平行于坡面，反映其高速运动的特点。
B.边缘带，环绕在中央相带的边缘连续堆积，以高角度剪切面发育为特征。砾石最大扁平面ab面以高角度环绕倾向中央相带，长轴多指向剪出方向，反映堆积体边缘相受到过强烈剪切挤压的应力效应。边缘相带最上部堆积有一些ab面平行坡面而a轴指向坡下的薄砾石层，这是崩塌体边缘受剪切作用形成的剪出物。翠华山古崩塌体的边缘带较为发育，尤其是在滑坡体运动方向拐弯之处，堆积体的厚度一般在数米到十余米不等。此带在前缘与两侧也有分布，但宽度较小。
C.抛掷带，指由于运动块体遇阻后快速碰撞分解，被抛离主崩滑体，抛掷距离与原块体运动的惯性和初速有关。抛掷带是高速运动崩滑体所特有的现象。如前述国外、国内两大崩滑体“飞石”即属此抛掷带，主要分布于崩滑体前部，在崩滑体的边缘或者拐弯处及其前缘，也有抛掷砾石。如在十八盘下部距离堆积体前缘10—20m，就有因滚动或跳动作用下形成的巨石。同时也存在气浪溅泥带。一般来说，抛掷带中如有大量泥质成分，由于泥质重量轻，其分布范围就比抛掷物散布要广泛得多。翠华山崩塌体因其形成时间久远，黏土成分较少，即使是当年溅泥区域甚为庞大，现今也难寻踪迹了。
D.残留相带，主要指崩滑作用形成区的后缘所残留的巨型块石堆积体以及流通区特殊部位的残留堆积体两个部分。翠华山崩滑体西部一小分支源头堆积体属于这种类型，巨石顶上还保留有原来的土层（图912D之顶部）。
总体看，翠华山崩塌性滑坡体由于运动初始不久，就立即撞上基本垂直于运动方向的、高角度的山坡，被迎面阻挡，能量旋即以解体的方式瞬间释放，接着迅速堆积，故中央相带堆积体占绝对优势，抛掷相带与边缘相带的堆积体仅在部分地区有所表现。
2.砾石粒径和组构
崩塌块体在粒径分布上有规律。图911、图913、图914上P1点三轴平均为1.71m、1.19m及0.82m；P2点分别为2.62m、1.98m及1.42m；P3点分别为5.58m、2.99m及1.97m。无论是a轴，还是b、c轴，平均粒径存在从前部（东）向后部（西）增大的趋势。在P3点（冰洞）处，增长最快，幅度最大，反映出滑坡体后部解体程度急剧下降，块体分解作用不占优势，整体运动反而增强。这是此崩滑体的特点。
作者统计了前部、中部与后部的砾石（轴）粒径，其累计频度和走向分布，见图913。从粒径累计频度图中，P1点累计曲线增长比较均匀分异；P2点粒径基本上分为两个累计区，小于2.5m和2.5—10m区间，前者占65%，后者占35%，反映在此部位的粒径堆积有不均匀分异，这可能与崩滑体在此受阻于东部陡壁而转向向北运动有关，其动力条件比较复杂；P3点有明显的粒径分异，50%的为粒径小于2m，其余则为2m以上的粒径，尤其是巨石数量的比重增大，反映在此块体解体不完全。总之，从崩滑体下部到上部，大粒径块石的比重反而增大。这一现象说明，崩滑体的动力，来源于后部。
高速崩滑体的砾石组构，多少能够保留一些运动的动力学信息。高速运动的颗粒为了达到稳定的动态平衡状态，其形态必须与受力方向、受力大小相适应，使动力能量的消耗降至最小（稳定态）。此外，有无调整空间也与组构的发育特点有关。一般来说，高速运动的崩滑体长轴（a轴）的方向，在无限制的情况下，基本代表了运动方向，但是，在受到阻力之后，却可发生多种变化。
在长轴走向的定向统计中，P1点优势方向并不明显，反映出运动方向的多样性。
其中，南北向与南东东向稍占优势，南北向为其运动方向，而南东东向就极有可能与运动整体在此转向和地形限制有关；P2点的主要优势方向为东南向，也是块体运动方向，基本上没有其他优势方向，反映此处滑体整体定向性能较好，动力条件变化不大；P3点优势方向主要为东南向，是块体实际上的运动方向，但同时南北向也很发育，再其次是北北东向与北东东向，反映出在这里的优势动力方向明显，而其他方向的动力过程也存在。可以认为，高速运动中砾石的最大扁平面ab面的倾向，一般代表被动性（推挤式运动）的块体最大受压应力方向；角度大小可以反映块体水平受压大小大于垂直受压大小的比值，角度越大，反映水平应力越大，反之越小。
在组构分布上（图914），P1点ab面主要倾向北，和运动方向一致，倾角多数小于30°，或基本上平行于地面，砾石呈自然滑动后的停积状态，反映动力条件稳定。P2点位于崩滑堆积体的中部，此处的运动方向为南南东，ab面优势倾向也主要是南东，但优势并不太明显。倾角以低角度为主，多数在20°以下，但有一部分保持高角度竖立，前者是块体滑动运动状态的反映，后者则是块体前方受阻后呈高角度分布的反映，表现出动力条件已经有变化和分异。P3点位于崩滑体后部，ab面以北东—东向为主要优势方向，指示崩滑体的主要动力来源于西部—西南方向。
总之，基于崩滑体的粒径和组构特征，说明翠华山崩滑坡体从上部到下部，运动方向曾经发生过改变，由东南向转为东北向，运动方式也有变化。源区有崩滑残留体存在说明存在整体运动，后转为以碎屑体运动为主，粒径减小，混杂程度增大。砾石大小和产状方向的改变主要受运动冲力的推动和阻力的制约。运动的动力，来源于崩滑体的后部。
3.堆积结构、构造特点反映崩滑体的过渡性质
翠华山崩滑体是一种缺少黏土成分的、强烈受控于地貌形态的砾石堆积体。剖面结构为颗粒支撑类型，叠置与碎裂等结构发育，反映一种快速堆积的动力过程。
两种擦痕代表不同的块体运动方式与接触方式：擦痕很有规律地平行而密集分布和擦痕的方向与大小变化很大，前者表示两个大小差不多的块体，或者同一块体分裂后相互在较长的时间里挤压、摩擦、滑动，形成“平行”擦痕。后者为小颗粒以极快速度刮蚀块体表面，随即分离，反映运动以碰撞动力类型居多。前者规模巨大，集中分布在堆积体的后部（即块体整体运动区），后者主要分布在崩滑堆积体的中前部（即块体分散运动区与砾石散落处）。二者反映出崩滑体运动时前后部位的差异：
前部以块体碰撞并大量分解为主，后部则以块体整体滑动（滑面发育）和不完全分解为主。
由于崩滑体的运动被局限于河谷之中，主体部分运动在近距离内即直达对岸陡峭的山坡，加之细粒物质的稀少，并未形成多冲程的碎屑流运动堆积体，因而主要构造有撞击构造、空洞构造和环状碰撞断口群、剪切滑动构造和剪出构造等，反映出崩滑体主要以碰撞分解、滚动、剪切等动力过程为主。
五、甘肃武都城东北古崩滑堆积体
前述各个崩滑堆积体虽然各具特点，但全部是现代的，易于根据地貌部位和特征予以识别。唯独武都这一个古崩滑堆积体，当年崩滑发生时的地貌如今已面目全非，仅能凭借崩滑体的堆积结构及构造特征予以识别，此点值得关注。
1.古崩滑体所在位置的自然背景由于这一崩滑体形成的年代久远，当年堆积时的地貌形态如今已经不复存在，直接判断这套古混杂堆积的成因类型将比较困难。但是，依据其与周边地质、地貌环境堆积特征的关系，仍可以判定这是一套古基岩崩滑堆积体。
这一古崩滑堆积体发育在武都县城东北200m的清水沟地区，其西部为北峪河口，南部为白龙江谷地，整个地区为中、低山丘陵地貌，海拔最高处达1428m，白龙江河谷海拔920m左右，崩滑堆积体海拔高度为1000m。本区属半干旱气候，降水集中在夏季，年降水量仅为500mm。
本区出露地层主要是志留纪千枚岩、变质石灰岩、第三纪红层、第四纪马兰黄土及河流相沉积、泥石流相堆积等。组成古崩滑堆积体的碎屑全部是变质石灰岩，岩性单一，可见厚度约为20m，形态近似不规则的扇形，并向南展开。其上部覆盖马兰黄土层，厚约有20m，二者呈不整合接触，界面近似平行，微向南倾。古崩滑堆积体与周围的泥石流堆积、河流堆积共生或者逐渐过渡。即古崩滑堆积体过渡为泥石流中的透镜体，同时，崩滑堆积体也不完整，其西面被北峪河侵蚀，内部还被清水沟、郭家沟等小河或泥石流堆积所侵蚀或分割（图915）。
根据堆积结构与构造特点来判定其成因，理由有五：（1）混杂堆积体中的砾石碎屑为单一的变质厚层石灰岩，大小混杂，无分选，显然是一次动力过程形成的堆积体。观察现在附近周围山地的基岩，都是其他岩石类型。因此，该堆积体的形成和近处山地的基岩已较难关联；（2）在距离堆积体北—西北200—500m的地方，又发现与该堆积体海拔高度相同的、残留的、宽度仅有15m的厚层变质灰岩出露，其产状近于直立，是现存堆积体唯一物质来源的母体；（3）堆积体中，大小砾石混杂，可见最大长轴2m的巨石，无层理，无分选及磨圆很差，多为棱角状，杂基及叠置支撑，表面凹凸不平，断口、碰撞痕及擦痕发育，反映其成因是快速分解堆积过程；（4）在此混杂堆积体的东北部，还有一古混杂堆积体，砾石成分多为片岩和千枚岩，呈悬浮支撑，而且黏土含量非常高，与前者明显不同。依据混杂堆积成因判定原则（参见第十四章），判定其为泥石流沉积，与不明混杂堆积体呈逐渐沉积过渡，形成同一层位的共生关系；（5）堆积物沉积特征与前述各现代崩滑堆积体沉积特征相似。
2.武都古崩滑体的堆积特征（1）粒度和黏土含量。
古崩滑堆积体主要由志留纪的厚层变质石灰岩碎屑组成，仅含有5%—20%的黏土。在崩滑体不同地区的五个剖面上，统计了黏土的含量及粒度的频度分布，其中，P1、P2为同一剖面的上、下两个点，两点高差为15m。
