化马塑性滑坡的最高陡坎（W5）的南侧侧脊堤呈波状起伏，在3.5m高地侧脊堤内侧可见到30—40条刻槽。刻槽深可达几厘米。根据刻槽的特征及侧脊堤与此块体的关系，推断刻槽是块体受到边界摩擦而发生剪切作用时，块体内的砾石在侧脊堤上刻划的。这样大规模的刻槽在其他滑坡中并不常见，它们只有分散的擦痕。而只有冰川两侧可见到基岩上的刻槽。
综合以上，可见此蠕动滑坡体有不同于常态滑坡的结构和力学性质，它是一种比较罕见的塑性蠕滑体。
四、塑性蠕动滑坡的微观特征
1.微结构
塑性蠕动滑坡具有杂基支撑结构、颗粒支撑结构、整体结构和筛状结构等结构类型，但以杂基支撑结构为主。杂基均以粒径在5μm以下的细砂及黏土物质为主，使较大的颗粒构成悬浮结构。此类杂基遇水浸润时，强度减弱，可能是造成块体呈塑性的主要原因，呈高黏稠、高容重（≥2.5t/m3）状态，具有蠕动的性质。
2.微构造
滑动构造和翻卷构造是此块体的主要构造类型。滑动构造是位于塑限附近（13.5%—24.2%）的岩、土体发生缓慢滑动形成的构造。基本特点是局部块体在运动过程中对下伏物质有摩擦作用，使得滑面上扁平碎屑有微弱的定向特征，长轴沿运动的主方向分布。
翻卷构造是块体的微结构或微构造群在运动过程中遇到较大颗粒阻挡时，在运动方向的垂直面上发生旋转而形成的构造。
由此可见，此块体的宏观和微观构造主要都是在剪切力作用下形成的，与常态滑坡的各种剪切构造并无本质区别。
总之，蠕动滑坡的运动方式有两种：滑动和蠕动。运动速度一般较慢，根据1990年5月28日至9月6日对宕昌化马蠕动滑坡的观测，中游运动最快，平均值为每天4.6cm，不仅运动速度相对慢，且在纵向上有变化；实测上游平均运动速度为每天1.7cm；中下部最慢，平均为每天0.5cm。然而，有时也会突然加速，一天之内前进几米。据查此块体于1989年7月间曾发生跃动，每天运动2.67m。此时，可阻塞河道（白龙江）。推测它可能和跃动冰川一样，是应力积累并集中释放的结果。
前已提及，根据侧脊堤可以判断此块体活动次数和活动年代。它的两道侧脊堤，代表至少有两个活动时期。据访问，外侧脊堤所代表的活动时期在20世纪20年代初，当时规模较大，土方量超过20万m3。其舌部曾抵达白龙江对岸，阻断河流，淹没了半个村庄。当时最快运动速度可达每天4—5m。内侧脊堤为近代所形成，自1987年开始活动，土方量在8万—10万m3，现在其舌部已伸入白龙江60m余，约占据了河床1/2。
五、小结
通过塑性蠕动滑坡地貌、堆积特征、显微特征等与常态滑坡及泥石流的比较，可看出它有着独特的性质和过程（表63）。Varnes对此有较系统的研究（1978、1984、1985）。
（1）塑性蠕动滑坡是岩、土体处于塑性附近时块体运动的一种类型。在国内外块体运动分类中还没有见有关该类运动的报道。岩、土体含有较多的黏土矿物可能是蠕滑呈塑性状态的物质基础。
（2）运动速度慢且有跃动现象是其重要特征。这与任何类型的泥石流都有明显区别。只有冰川有类似特征。
（3）塑性蠕动滑坡对坡度条件要求较严格，一般为10°—30°，坡度是其存在的决定外因。足够的固体物质补给和适当的降水是其发育的基本条件。舌部伸入河床并被河流即时搬运，应是使其链式应力系统持续活动的有力支撑。
（4）它是一种介于常态滑坡与常态泥石流之间的一种特殊的块体运动方式，在Varnes（1985）块体运动分类方案中的位置如表64所示。剪切力是其动力，该力来自物质重力的坡向分量。通过重力—剪切力—剪切力和紊动力—重力和紊动力的转换，滑坡—蠕动滑坡—黏性泥石流—稀性泥石流将构成统一的坡面块体运动的地貌与堆积链。
（第六节）影响滑坡的因素
一、地震
人所共知滑坡与地震关系密切（Keefer，1984；Varnes，1978）。1920年中国宁夏图6211920年海原地震滑坡分布图（靳泽先等，1989；夏其发，1994）海原8.5级地震造成的滑坡就主要集中在八度烈度区内，其中有三个密集区：（1）在11°—12°的极震区；（2）在西吉以南，会宁以东与静宁以北的地区；（3）通渭县境内。三个密集区内，平均每平方千米滑坡面积4500m3（夏其发，1994），这同样也体现了单一混杂堆积的群体性（靳泽先等，1989）。
以西吉盆地烂泥河小流域为例，烂泥河流域位于西吉盆地的中心部位，其长轴为NW向，烂泥河即沿轴发育，两侧支流呈平行状排列并与其近似垂直。
夏其发（1994）归纳此类滑坡发育的主要特征：
（1）滑坡群体分布密度大。在烂泥河上游，三台、蒙宜、毛家湾一带，滑坡群体连接不断，在一个小流域全部被滑坡所占据。本流域1km以上的冲沟有30条，沟沟有滑坡，平均每沟中有4个滑坡群.每个滑坡群最小为0.2km2（毛家湾）。
（2）滑坡类型齐全。1920年海原大地震所造成滑坡，遍及整个流域，并多处堵塞河道形成堰塞湖。据统计仅烂泥河流域有50余处，现存30处。
（3）滑坡多沿冲沟两侧对称发育，特别是南北向或近南北向发育的沟谷最为明显。
这可能是地震横波往复振动所形成的特有群体。
（4）滑坡群发育的规律是：支沟多、主沟少；中上游多，下游少；冲沟沟脑及墚顶多，其他部位少。这主要因为突出地形在波动场内有聚能作用，使振幅增加，地震加速度增加所致。
（5）滑坡外部轮廓多成长条形或舌形，据对50个滑坡统计表明：长宽比例2∶1，有的达4.8∶1，滑坡周边整齐似刀割。
通过对西吉滑坡的调查，可以认为，在某一地区滑坡成群出现；分布呈对称型；外形呈长条形；且多靠近墚顶、分水岭等特征，应视为发育在均质地块（黄土区）上地震滑坡的主要标志。
二、其他因素
地震影响滑坡发生为主控因素，而众多从控因素中降水则占重要地位，因这一因素普遍而持久，较其他从控因素容易显示。
（第七节）滑坡的发育阶段与形成机制——以甘肃洒勒山滑坡为例
一、滑坡的发育阶段
滑坡的发育过程通常可划分为三个阶段：蠕变、蠕滑、滑动。
二、洒勒山滑坡形成机制
洒勒山滑坡是一个大型高速滑坡，具有多方面的代表性，对它的分析认识可以得出相关的规律性认识。
速度快、滑程远是洒勒山滑坡的主要特征之一。在1min左右的时间内，洒勒山斜坡急剧起程滑动，直冲河对岸；滑距达1090m之远，平均滑速近20m/s。估计最高时滑速可达30m/s以上（刘新民，1983）。
洒勒山是一个相对高差达321m的高陡斜坡，具有很大的滑动势能和自重推力。根据试验资料，临夏组锁固段泥岩有较高的内聚力，可达200kPa以上，呈脆性。洒勒山斜坡破坏前推滑力大都集中在临夏组泥岩之上，渐趋临界状态，加之前部坡体的滑移，锁固段泥岩骤然破坏，抗滑力迅速降低44%—69%。下滑力相应增大，产生一个较大的起动加速度，使斜坡沿陡立的滑面高速起程下滑，并在短短的时间内达到高速（胡广韬等，1993）。
胡广韬等（1993）分析认为，根据后部块体滑动区和前部碎屑滑动区的滑距、岩土体结构完整性、地形地貌等的差异，指出洒勒山滑坡滑动过程中存在着滑体间的冲撞加速作用，即前部斜坡滑动后，后部斜坡亦马上失稳高速起动下滑；不久（滑距210m左右）便追上了前部滑体，发生碰撞，而将其动能传递给前部滑体；加速了前部滑体的滑动速度，使其继续高速向前滑动，后部滑体自身不久便停止下来，这样在两滑体之间形成了一个较宽的拉张区（图623C）。因此，认为前后滑体间的冲撞加速作用是形成高速远程滑动的又一重要加速过程。碰撞后，前部碎屑滑动区分为西部主滑体和东部次滑体两部分向前滑动，其滑动方式、方向和滑距亦有明显差异。西部主滑体沿着平坦开阔的一级阶地及河漫滩地面高速向南滑动，并逐步解体，同时在滑面附近产生了巨大的摩擦热能，使其水分迅速汽化，形成一个大面积的气垫效应，使摩擦阻力大大降低，擎托土体保持高速滑动，直冲巴谢河对岸；东部次滑体在滑动过程中是与西部主滑体相对独立的，起程滑动时间可能与后部滑体的接近，受后部滑体的强大推力和前部较宽二级阶地的阻挡作用，东部次滑体获得一定大的推滑力之后，从二级阶地后缘剪出，越过二级阶地，在大面积气垫效应的作用下，使滑体在空中浮托推掷向前300m余后堆积于九二水库之中，成为残余堆积。
三、小结
（1）据滑体岩土结构完整性、滑距、滑动方式、方向等特征，洒勒山滑坡分为后部块体滑动区和前部碎屑活动区，后者又分为西部主滑体和东部次滑体；洒勒山滑坡体积为31×106m3，面积1.3km2。
（2）洒勒山滑坡发育在多裂隙岩土构成的高陡斜坡上，在岩土重力、地下水、冻融和人为活动等动力长期累进性作用下，缓慢发生变形破坏，分别在坡脚和坡顶形成剪切蠕滑段和蠕滑拉裂段，并不断向中部锁固段发展；最后当前部斜坡产生滑移时，使锁固段迅速达到甚至超过临界状态，骤然破坏，斜坡稳定性大大降低，从而发生了洒勒山高速滑坡。
（第八节）简述水下滑坡和外星体滑坡堆积
关于水下滑坡以及发生在大陆斜坡上的其他块体运动，则是一个早就已经开展研究的领域。从岩石崩塌—滑坡—滑塌—泥石流—浊流，已有大量研究成果（Nichols，2009；Protheroetal.2004）。Nichols强调指出崩塌（rockfall）和滑坡（slide）不必需包含水，而滑塌（slump）、泥石流和浊流则全都需要水分，以增强流动强度。正是由于水下块体饱含水分且多以细粒物质为主，所以在滑动过程中就多了柔性构造如各种样式的褶曲、揉皱（图626，图627），但少了断裂类型。在流体状态下，也和气下泥石流的结构类似而有显著砾石定向排列——流线构造（图627C，图614）。
发生在西北非外海，西属加拉利群岛的由地震导致水下滑坡所引起的一系列水下泥石流、水下崩滑、湍流等混杂堆积过程具有典型意义。Nichols（2009）的教科书式的图示内容在此均有发生。一系列崩滑（debrisava lanche），尤其是Golfo崩滑和Julan崩滑，后者更老也与转换成Saharan水下泥石流有关。另外值得关注的是其规模之大，总长达600km，其中水下滑坡体长350km，水下泥与滑塌角砾岩（B）（Rupke，1976）石流和浊流混合体长250km。图626所示浊流扩散的范围远达600km以外的加拉利海盆。
可以想见，如此规模的群发性的水下混杂堆积过程将会造成如同普通教科书上所列出的各种特别的沉积结构和构造（图627）。
另一实例则来自美国加利福尼亚上白垩统中的滑混构造和发育于比利牛斯半岛西南部古新统复理石中的夹于未变动浊积岩之间的滑混层中之褶曲构造（图628）。除了多种褶曲构造外，在大陆斜坡沉积中还有一些巨大的岩块混杂在细粒碳酸盐沉积中，甚至形成环大陆架岩屑锥或岩屑裙，邓巴（1974）曾报道可以见到30m直径的来自大陆架斜坡（高200m）的浅水礁灰岩块夹于环大陆架泥质灰岩中。还有大量水下滑坡—泥石流角砾岩，巨角砾岩等夹在暗色灰岩和页岩中。在纽芬兰的寒武—奥陶系的牛头群中就见到个别200m×50m和较常见的30m×15m左右的巨砾。可见，气下、水下滑坡构造类似，但水下滑坡的柔性变形无论是数量上或规模上都比气下滑坡多而大。水下泥石流比气下泥石流也有类似的表现（见第五章），这里可以问一个为什么？作者以为在外星体和水下环境因缺少雨水和风的侵蚀，表面可以保持大规模的陡崖，不像地球气下环境时时都有小规模崩滑及泥石流等块体运动发生，它们可能几乎没有小规模的像地球气下环境一样，故一旦发生崩滑或泥石流就是大规模的。
最后还应提到曾报道过火星和其他外星体的大型滑坡，长度可以达到几十千米或更大，比地球上的滑坡规模大。其他科学家根据火星传回的图片，也发现火星高山上有类似“水”的物质，并有类似蠕动和滑动痕迹和相应的堆积物（图629）。圆形堆积体的左侧有溢出状物质，而圆形堆积体内部则显示流线特征，处在流动和蠕动之间的状态（可能是泥流）。联系到本书相关章节（第九章和第十二章）可知，外星体如月球、火星上都有多种混杂堆积。除崩塌、滑坡、泥流等块体运动外，还有漂石在斜坡上的运动痕迹，可能因震动或大风引起（图919，图920）。
