综上所述，可见在崩落与滑行阶段之间，存在着一个自由落体的加速过程，也就是流体化过程。尽管这个阶段历时短暂，但仍需把它突出出来，以强调崩滑的特殊性。因为如果没有这个加速过程，就不是“崩滑”，而只是一般性的滑坡。
下面用几个实例来“重现”高速“崩滑”的过程和结果。
（第四节）现代崩滑实例
不论是地球，还是在月球或火星上，崩塌—崩滑都十分普遍（Baevbel，1979），气下的山崩、冰崩、雪崩、塌岸（错落）、热融塌陷以及喀斯特塌陷等等现象，广布于各个大陆，水下的大陆斜坡上也经常发生崩塌—崩滑、滑混（slumpingolistostrome）。目前国内外对各种崩塌—崩滑现象多有所报道，但研究其发生原因及其过程则显著偏少。
尽管山体崩滑现象不如其他类型的崩塌那样频繁发生，但如果真的发生，其规模却很大，不仅能够改变当地地表形态，还会造成生命和财产的重大损失。因此，研究崩滑的形成条件、发展过程以及可能出现的严重后果，并采取切实有效的防范措施，不仅有理论价值，同时还具有重要的现实意义。现特选择代表性实例予以介绍。
一、加拿大西部不列颠哥伦比亚省Pandemonium河崩滑Pandemonium河的崩滑（以下简称PCRA），位于北纬52°01′，西经125°46′，处在BellaCoola东南大约80km的不列颠哥伦比亚省海岸山脉南部崎岖山区。PCRA则位于西部中心的海岸山脉东部边缘冰川地貌包围之中，与崩滑相邻的山峰有海拔3100m，其周围的地势，全部超过海拔2300m（Evansetal，1989）。
PCRA的运动线路可从图93及图94中见到。崩滑引起岩屑从大约海拔2625m到海拔625m，垂距2000m，这一垂直距离之间运动线路长度超过9km。岩屑运动的线路是：首先沿着22°的方位运动到Pandemonium河谷中；在通过谷地并爬上对面的斜坡之后，岩屑向着90°的方向，沿着Pandemonium谷地继续向南边的Atnarko河运动；在Pandemonium河谷的出口处，岩屑又通过一个大型的扇形地，尽管有多数岩屑渐次停积于扇上，但仍然有一个舌状体乘着动能的余威继续前进到南Atnarko谷地的东侧；并转头向南，再沿196°的方向进入Knot湖里。纵观其全过程，在9km的运动线路上，几经周折，使运动方向总计改变了174°。
从整个过程分析PCRA的运动线路，尚可再次细分为五个阶段，分别是分离带、上部段、爬高带、中间段与结束段，见图93。其中，分离带和破裂面一致；上部段位于分离带和Pandemonium谷地爬高带之间；中间段从爬高带的东端到Pandemonium河谷的出口处；结束段为Pandemonium河谷扇形地。
（1）分离带（2625—2275m）。
PCRA首先始于无名山峰（海拔2709m）北侧一个不规则的岩石山嘴的断裂，这个山嘴位于向北倾斜大约48°的冰川后壁上，山嘴从海拔2625m的高度向下延伸到海拔2275m高度，其宽度近乎175m，其厚度则在75—100m，由此可知，PCRA的体积有4×106—6×106m3。
（2）上部段（2275—1190m）。
山嘴岩石块体因破裂而崩滑，从冰川后壁坠落下来，并在下面坡度较陡的冰川面上滑动和开始分离。当岩屑通过从海拔2275m下降到海拔1820m的冰川末端之间的冰面和雪面时，面积逐步扩展。在海拔2050m处，岩屑体的宽度大约只有400m，下降到海拔1820m时，宽度就扩展为550m。崩滑体运动过程中，在冰川的上部段，遗留着一些直径达到9m以内的岩块，其表面上刻划的擦痕，平行于运动方向。还有一部分岩屑也逐步停留在冰川面上，呈不连续的倒石锥状。但岩屑的主要部分依然借助冰面摩擦力较小而保有势能，继续前进，通过了冰川末端，并进入Pandemonium河谷之中。
岩屑流在上部段，总共运动了大约1525m的垂直距离和3050m的水平距离。它的平均坡度为27°。在上部段，大约有1/3的路程是在阻力较小的冰面上进行的。
（3）爬高带（1190—1525m）。
岩屑通过Pandemonium河谷，随即与运动方向（20°）大致成60°交角的谷地拐弯处北侧山坡发生碰撞。由于惯性和气垫效应，岩屑的前端撞上坡度达到28°的坡脚，仍然顺坡爬上海拔1375m的斜坡，随即还向更高、更陡的基岩斜坡的较低部位继续攀爬至海拔1525m处。这个地点已经与Pandemonium河谷的高度相差了335m。这是在文献中记载的最大爬高之一，它可与Flims崩滑：500m（Heim，1932）、Saidmarrch：457m（Harrisonetal，1938）以及ColdwaterRidgeSt.Helen山：300—380m（Voightetal，1978，1981）相媲美。尽管如此，岩屑的主要部分并未到达最高爬高点，而是堆积在谷坡的较低部位。
爬高带以细粒岩屑为主，岩屑的平均粒径随高度的增加而减小。但有一些较大的石块被抛掷后，停留在斜坡的较高部位，大约体积在10m×9m×7m的单一岩块留在了PCRA最高爬高点之下的50m处。除去极少部分岩屑堆积在爬高带之外，绝大多数爬高后的岩屑，均因重力作用又从爬高带顶端坠落下来，这些岩屑必然会与爬高带底部的岩屑发生碰撞而再次破碎，并混杂在一起继续向东运动。
（4）中间段（1190—700m）。
岩屑从爬高带坠落谷底后，以平均7°的坡降沿着Pandemonium河狭窄而弯曲的谷底朝向下游继续运动，其间，通过了七个主要的拐弯到达海拔700m处。在每个拐弯处，都有因为特殊的超高效应形成堆积物。图93中标出的超高部位在35—70m高度间分布，其中一个拐弯处可见由巨大的砾石块体形成明显的堆积堤。在沿着Pandemonium河谷运动时，岩屑里还很可能携带一些河谷中原来的冲积物与冰碛物。
（5）结束段（700—625m）。
在海拔700m以下，岩屑流离开了Pandemonium河谷地带，越过隔离Knot湖和南Atnarko河的扇形地（图93）时，这些岩屑就在平均坡度为4°的扇形地上再次扩展开来。其以较大的速度和剩余冲击力，破坏了扇形地上高大粗壮的针叶松林，使直径约2m的树干也像细枝条一样被卷入其中，并堆积在岩屑流的边缘部位。
多数岩屑以参差不齐的舌状体堆积在扇形地上，舌状体的前缘很陡，高度达到20m。但有部分岩屑却越过扇形地，并在南Atnarko河谷的东坡，再次爬高了30m，之后又转向南，继续破坏谷地的森林植被，最后进入Knot湖（625m）才停止前进。这里距离初始的分离带大约已经有9km的水平距离了。
堆积在扇形地上的崩滑物质十分松散，分选极差，由棱角到次圆的大石块、巨砾和砾石组成，也含有少量的砂及粉砂，其中几个大石块的最大直径可达10—15m，体积达到300—500m3。这些堆积物经过后期不断的流水冲刷与沉积，使岩屑受到改造，其上已经覆盖了结构甚细、分选甚好的冲积砾石。
据考察，此处没有发现其他异常现象，如地震或暴雨等。
当岩屑爬高到Pandemonium河谷的北坡和南Atnarko河谷的东坡时，它的速度可以从速度——潜在能量方程式获得（Chow，1959；Apmann，1973）：
V＝2gh
其中，h为最大爬高，g为重力加速度（表92）。必须说明，这个方程式忽略不计了摩擦和其他能量的损失。从方程式中得知，在Pandemonium河谷的爬高速度为81m/s，而在南Atnarko河谷仅为24m/s。
另外两个方程式也可以用来计算爬高速度，见表93。把原雪崩运动方程式应用到上部段，并使用下面给出的阻力系数，得到通过Pandemonium河谷的速度为100m/s，南Atnarko河谷的速度为38m/s。Hungr和McClung（1987）二人的上升方程式考虑到岩屑流流量的减少，摩擦损失以及在爬高带底部倾斜度的变化遭受的冲量损失，得出二者的速度分别为99m/s和24m/s。
从相关数据发现，在9km的线路上，PCRA的平均速度估计是30m/s。然而，在上部段至爬高带底部的平均速度却是74m/s，这显然比爬高带的平均速度（22m/s）大得多。岩屑沿着上部段的运动，呈现出小一些的速度相关性（如很小的似流体性）。这说明分析时不需要考虑流变的摩擦块体，但岩屑明显的，以几乎稳定的速度（无明显的加速或减速）通过了上升段到Pandemonium河口扇顶这4km的距离。这意味着岩屑体在中部段的运动，有着流体的性质、速度和阻力强烈相关。
二、云南玉龙雪山干河坝崩滑体
此规模没有前者大，但发生环境十分类似，前者是高纬高山，此处是低纬高山。
2004年3月12日云南丽江玉龙雪山干河坝一次大规模的岩体与冰川块体发生高速崩滑（图95）。崩滑当天，有路人从山外十余千米处听到山体内发出巨大的响声（当时此事在网上曾经有过报道）。作者在2007年4月8日看到干河坝上游1.5km长的河谷，完全被此次崩滑综合体所充填，堆积体长1.5km、宽200m、厚25m，总体积达到750万m3。
从现场观察，这是一起高速崩滑过程（事后有人在现场看见周围的树上覆着一层厚厚的尘土，就是崩滑体高速下冲时掀起的扬尘），估计其速度可以达到每秒几十米。
当时，源头北侧陡崖下的小冰期冰碛堤，1923年洛克拍摄的照片上此冰碛堤十分清晰（照片91，照片92），现已被一饱含岩石碎屑的长400m、宽400m、高30m的冰川冰块体所完全覆盖（照片93，照片94）。此块体下方，为一宽30m的凹坑，此块体的上方，为一高达200m的基岩陡崖，在陡崖面上，还停留有饱含碎屑的冰川体和留在那里的基岩高处的崩塌块体。
崩滑发生处海拔5000m上下、通过带是峡谷—陡崖，冰川冰块体堆积处海拔3800m，从此以下为堆积带，而崩滑体“崩积舌”末端的海拔高度为3500m，垂直高差达到1500m，水平距离约1.5km。
对全线野外观察可以发现以下几点：（1）海拔3800m西侧崖壁上的直径达到20—25cm的树木全被“剃光头”，照片95可见块体快速崩滑所产生的气浪或底部流体造成的所谓“修剪线”；（2）下部崖壁产生的磨光面（照片95）；（3）整个堆积体呈阶梯状随谷形而转折（照片93，照片96）；（4）距末端以上水平距离500m，有三处向北侧再次伸出的次一级舌状体；（5）从舌状崩滑堆积体末端，可见原有的河床堆积（冰水堆积）被推挤而拱起，其上生长的树木均向下游倾倒；与前冰水堆积物交界的末端，裹进很多在河床上生长的松树（照片97）；（6）堆积体的顶部有大石块（直径3—5m）上驮着小石块（直径0.5—1m）及更小直径的“乘船石”（照片98）。这是高速运动颗粒流体化的典型证据；（7）整个堆积体的表面凹凸不平，极少细粒物质，几乎全是5—10cm的砾石，铺满堆积体表面；（8）此次崩滑是因高山地区岩层特有的寒冻崩裂，山体失去稳定性所致，与地震及暴雨无关。
从崩滑体堆积亚相的发育程度看，玉龙雪山干河坝崩滑堆积体有中央相带、边缘相带、抛掷相带及气浪飞溅相带等，但看不到邻近源区的残留相带。后者只有在崩滑发生地相对较低或速度较慢的情况下，才会出现。在上述情景下，抛掷亚相与气浪飞溅亚相均已不易辨认，但肯定是存在的。
在此需指出，全球山地冰川区是大规模崩滑易发区（表91），如南半球佐治亚岛冰川就被大规模崩滑所覆盖，新西兰（Fletcher）山冰川区崩滑（M.J.Mcsaveney）以及加拿大不列颠哥伦比亚山地的多次冰川崩滑（Evans，1987，1989）都说明寒冻裂隙的张裂冰川侵蚀以及冰川表面光滑增速都是中型崩滑发生的有利条件。
图95云南玉龙雪山干河坝快速崩滑体纵剖面示意图（崔之久绘）三、云南禄劝普福河烂泥沟头寨崩滑体（图96—图98）此大崩滑的活动特征，其规模和过程与前述加拿大PCRA崩滑相当，也极有特色，但环境有极大差别。
此次大崩滑不同于一般的崩塌和滑坡，故称之为禄劝式大崩滑，其活动特点是（施雅风等，1993）：
（1）崩塌下来的物质不仅有大量的松散土层和风化碎块，且有大量基岩块。崩滑堆积丘岗上的巨石有不少体积达100m3以上，由基岩崩滑的新鲜岩块占崩滑堆积物总量的1/2—2/3。崩滑物质不但沿着斜坡滚动，而且有相当数量在空中飞行投射，飞行距离在1.2km以上。其中较大的一块体积达8.45m3，重达22t。崩滑物产生了分选现象。
（2）由于崩滑物的快速运动与巨大冲击力，崩滑物质在运动过程中，冲毁了多处山嘴，切削了坡脚，形成新鲜光滑、擦痕累累的磨光面。而崩滑体的最高部分不在后部而在前端受阻的地方，如白占斗大坝前缘（东侧）崩滑堆积物最高点为1447.98m，而中央部分最高点为1418.60m。后缘反成一凹槽，整个山崩塌物的运动路线呈横卧的形，先南东向，中途受阻转向东北，再受阻而转向东。
（3）在1965年11月22日夜间发生特大而猛烈的主崩滑以后，23日夜间又发生相当大规模的崩滑。23日的崩滑物涌到22日崩塌所形成的丘状垄岗上，但其运动方式限于地面滚动，没有飞石，此次大崩滑发生后，小崩滑滑坡持续一个月。
（4）此次大崩滑规模大，东西长7km，南北宽2.5km，面积10km2余。
（5）崩滑引起的震动达4.4级，昆明、成都、康定均收到地震记录。1931年、1952年、1955年也曾发生不同规模、类型的滑塌、滑坡。
（6）此次崩滑主要由降水引起，1965年是少见的多雨的一年，年均降水量达1124.7mm，雨季（6—10月）达945.7mm。
（7）可划分为崩滑发生区、流通区和堆积区，各有其地貌和堆积特点。
