部位和高度，反映崩滑堆积体的粒度变化的空间分布特征，0.25m以下数目为估计值。
从堆积体剖面（P1、P2）上样品的粒度分布看（图915），崩滑堆积体的上部砾石粒径较大，大块石较多，分选极差；向下部黏土含量逐渐增加，块石粒径逐渐减小，分选也较为均匀；整个堆积体的沉积呈反粒序，反映崩滑体运动和堆积时上下的动力条件不同。在平面上，堆积体东部和西南部（P4、P5、P6）块石与砾石的粒径普遍较大，大石块较多，东部则相对较小（P3）；西端点在所有剖面上平均粒径最大，尤其是大粒径砾石最多。此外，细粒和黏土含量在靠近泥石流堆积处，急剧升高；砾石主要从颗粒支撑和叠置支撑过渡为泥石流堆积体的悬浮支撑。现代崩滑堆积体的大砾石多分布在堆积扇的边缘地带，因此，可以初步认定该崩滑体的动力来源为北—北北东方向，块体则向南—南南西运动。西南方向为古崩滑堆积体前缘。
（2）砾石组构特征。
崩滑体的砾石组构多少能够保留和反映其运动与动力学信息。高速运动的颗粒为了达到动态平衡状态，其形态必须和受力方向及大小相适应，使动力能量的消耗降至最小（稳定态），此外，有无调整空间也和组构特点有关。一般来说，崩滑体长轴的方向，在受限制的条件下，基本上代表了运动方向，如果受到阻力之后，则可能发生多种变化。在不受限制的情况下，高速运动的砾石或者其他主动运动的块体，在运动停止之后，砾石的最大扁平面，保持低角度的可能性较大。
武都古崩滑堆积体的组构分布具有明显的规律。作者统计了P1—P5剖面点的砾石组构（P1、P2、P3、P4和P5点的样本数分别为60、60、70、60及60个。
从组构发育的规律可以看出：（1）崩滑体在运动—堆积中，有堆积分异现象，表现出在运动时，上中下“各层”有不同的运动速度和动力状态，反映出不同的沉积特征；（2）该崩滑体来源于北—北北东方向，向西南运动；（3）组构特征反映出运动的高速度与滑动性质；（4）堆积体下部沉积有向泥石流沉积转化的倾向。
（3）堆积层“层序”及堆积构造。
综合武都崩滑体堆积多个点的剖面中的砾石粒径、黏土含量、组构、堆积状况及其反映出的运动学与动力学特性，同时还考虑到其他地区崩滑体实例，以此试建立一套含有黏土的崩滑堆积体的“标准层序”，用来说明含黏土崩滑体的堆积与运动特点。
A.覆盖层或侵蚀层；B.崩解—碰撞层；C.崩解—滑移层；D.滑移带；E.下伏地层在此，我们将崩滑堆积从上（部）到下（部）分为三个发生“层序”（B、C、D），加上层、底层共分层A、B、C、D、E：
A层：为后期覆盖层及侵蚀面。
B层：为崩解—碰撞带。此层大石块较多，黏土含量较少，组构不发育或微有发育；“滑动”砾石的轴多指向运动方向；砾石碰撞痕、贝壳状断口最为发育；多为颗粒和叠置支撑类型；混杂度较大，有块石聚集带出现，厚度变化大。武都崩滑堆积体中，含有部分细粒物质与黏土，厚2—5m；在此层上部有一种填充构造比较典型。
C层：为崩解—滑移带。此带碎石、石块的粒径相对较小；滑动、碰撞与磨蚀作用很大，砾石大多呈次棱角—次圆状。此层重要特点是存在高角度剪切带，夹有碎石和不少黏土，组构发育。武都崩滑体此层ab面即高角度倾向上游，而a轴则多垂直于流向；阻挡、透镜、线状及剪切构造发育；砾石呈点、面支撑接触；整体运动性状增强。武都崩滑体此带厚度占总厚度的一半以上，为10—15m。如果崩滑堆积体所含黏土分量增加，径较小，碎石多，组构比较发育，ab面多平行流向；高角度剪切带不发育；砾石呈次圆状。
D层：为滑移带。此层是崩滑体的下部滑动面所在位置，在武都崩滑体内可见黏土夹层，夹层之中“旋卷”构造和“流线”构造发育。如果崩滑堆积体含有较多黏土，则此层厚度必然增大，同时认为，此层的发育在一定程度上反映崩滑作用有向泥石流作用的转化倾向。
E层：为原始地面变形带。原始地面受力而发生变形，如刮蚀痕、侵蚀、碰撞凹坑、裂纹和充填物等。
B、C界面以剪切带出露为界；C、D面逐渐过渡。在“层序”上，剖面基本呈反粒序变化，大块砾石居上，往下黏土含量增多。
武都崩滑堆积体各个剖面点的层序组合不同，在P1、P2点组合较为完整，呈A—B—C—D型，这里是崩滑堆积体出露最厚之处；往北的P4点为B—C带组合，但B层厚度增大，反映P4点更为靠近物源区；P3点以B、C带发育，但厚度都较小；P5、P6点以带发育为特征，可能属于崩滑体前部区。
有嵌入（贯入）构造：指崩滑体贯入下伏沉积层中。或者，后续沉积堆积体贯入原崩滑体顶部，见图917。此构造常发育于C层上部，为次生构造。
（第五节）基岩高速崩滑堆积体的平面相带与动力分析
一、基岩高速崩滑的平面相带
从沉积特点、动力学与运动类型来看，典型意义上的基岩高速崩滑堆积体，可以分为中央相带、边缘相带、抛掷相带、气浪飞溅相带以及较少时候存在的残留带（图918）。
（第四节）曾提到陕西翠华山崩滑体的几个堆积带，此处再补充其他崩滑体材料，以求对此有更全面的了解。中央带与边缘相带构成崩滑体的主滑带，是一个堆积完整、连续的岩块、碎石和黏土集合堆积体，并以此同其他相带有明显分割。一般说来，中央带组构多样，粒径多变，运动和动力状态复杂，砾石混杂度大；砾石长轴多指向其主运动方向，最大砾石扁平面ab多低角度倾向坡面。
边缘带：环绕在中央相带边缘，以高角度剪切面发育为特征，ab面也以高角度环绕倾向中央相方向，a轴指向剪出方向，砾石粒径相对较大；在三峡新滩崩滑——滑坡堆积体的西部边缘相中，可见“似断层”构造发育，碎石产状近乎垂直，反映堆积体经受强烈剪切挤压的应力状态；边缘相带最上部存在一些产状ab面平行坡面，a轴指向坡下的薄砾石层，是边缘剪切带剪出物；边缘相主要是以剪切—剪出构造为主，是崩滑体运动受阻，边缘剪切出露的结果（王兰生，1988）。
抛掷带（飞石带）：在高速崩滑作用过程中，运动石块遇阻后，随即快速碰撞分解，被抛离出主滑体，向着前方及两侧散射。抛掷相带范围的变化非常大，如头寨抛掷砾石可以分布在距高山堆积体10m以上的坡顶。禄劝普福大崩滑发生时，飞石则多发生在流通区，大石块落地时由于冲力太大，仍然能够进行蹦跳前进，砸掘地面，形成长10m、宽2.6m、深1.5m的凹坑。崩滑体在流通区中，飞石坑和溅泥非常发育，飞石基本上以低角度（20°—30°）投射，最大飞石坑长33m、宽15m、深7—8m，其内还存有一重达60t的飞石，推断其射入速度为68m/s。此相带的发育程度，反映促使块体分解能量的大小和运动速度的大小。抛掷相带是崩滑作用所特有的现象，遇阻后高速碰撞是其产生的条件。
溅泥（airblastandmudsplatter）相带：此相带作用范围大于抛掷相带。NevadosHuascaran崩滑发生时，据当地幸存者形容，气浪与溅泥到来比被抛掷砾石的时间稍晚，或者几乎同时进行；“冲刷”泥浪的强度可以切断树干，更能把人抛离地面。利用阻挡物下的未沉积黏土带的长度和阻挡物的高度等作为参数，推算出泥浪的入射角多在8°—13°，反映泥浪—气浪运动基本上是沿着地面推进。气浪中有大量的泥质成分，气浪相的形成条件必须是块体在高速运动，Shreve（1968）认为下部有圈闭的高压气体形成气垫，前方就产生高压气流。
残留带：此相带分布零散，堆积特征差异很大。主要有崩滑作用后缘形成区的残留大型块石和堆积体；流通区特殊部位（如侵蚀边坡的次级冲沟中和流通区侵蚀带中）的残留堆积体或砾石，还有崩滑体在爬坡退回后，留在高位的残余物，等等。
二、高速运动的假说
高速崩滑运动属气下运动堆积体，在运动机理上不同于水下的或慢速的堆积体，如浊流、泥石流等一些含水量高的重力流。许靖华认为：“和雪崩一样，是固体运动，有固体碰撞的功能（与无黏性颗粒流或相同），使固体碎块向前运动，是固体带着液态跑，不是液态带着固体跑；雪崩也是如此。”Bagnold（1956）也认为：“崩滑运动属于无黏性颗粒流，是由于固体块体碰撞分解，在运动分量的作用下，产生的物质流”，“剖面上重力已经不起决定性作用”。在“层序”上，他给出了反粒序的剖面图。
对于高速滑坡运动的机理，有众多科学家提出了多种假说。
作者在前人研究（胡广韬，1988；王兰生，1988；陈自生，1992；王思敬，1989；王恭先，1991；徐峻龄，1997；Davis，1982；Erismann，1979）和野外观察的基础上，尤其是对于崩滑体沉积特征和分异现象的研究，重点强调了块体碰撞分解作用在崩滑体运动加速中的地位，提出了崩滑体高速运动的两种加速效应：即表面自由能释放效应和块体动量守恒作用下碰撞分解的加速效应。
块体运动在启动时就具有势能、动能以及碰撞分解后快速释放的表面自由能。在极短的时间内释放的能量非常巨大，尤其是一些表面积急剧增大而颗粒粒径迅速减小的小块体，可以像炸弹爆破一样，将颗粒向四周快速投射；同时，由于碰撞符合动量守恒定理，致使块体在分解时，动量向前缘部分聚集，瞬间获得高速动能，就像一柄初速不大的铁锤敲击基岩表面，基岩表面受到敲击后，分解的小颗粒就会以极高的速率迸射出去。
加速效应有两种表现形式。
（1）势能转化加速效应。
在崩滑体启动后，块体立刻运动，同时势能在瞬间转化为动能。有许多模型用来计算滑体运动速度，但是，所有模型都建立在势能转化为部分动能的基础之上，势能加速效应贯穿崩滑作用的始终，直到势能减少为零。
（2）自由能释放加速效应。
表面自由能实际上是岩石矿物晶格键能的一种反映。当矿物破碎之时，从微观上看，就是拉断了一些晶键，产生断键，这就增加了颗粒的表面积，同时释放了表面自由能。岩石与矿物的表面自由能是一种势位能，其整体性越大，内部贮存的自由势能就越大，势位能在分解中会快速释放出来，只要分解到一定程度，其效应主要在于释放的能量大于块体最大弹性应变能（刘瑞询，1988）。
刘瑞询（1988）计算了花岗岩弹性体破碎后释放的表面自由能的大小，认为只要粒度降为原来的1/10，每新增的表面自由能即可以大于同体积岩石的最大弹性应变能。
表面自由能的大小与岩石的破碎程度成正比。因此可以计算，假如开始时块体的直径为100m，经过运动碰撞分解后，粒径缩小为1m，即粒径缩小了100倍；如此，则所有分解块体表面积的总和即近似增大6×104倍。分解体表面自由能的释放，是崩滑体启动高速、高能运动的重要原因之一。
当然，在块体分解之前，必须先吸收一些能量，这是一个缓慢的过程，主要用于产生超过块体最大弹性应变能（对于快速碰撞）和最大韧性应变能（对于缓慢变形），使块体突然高速剪出，瞬间转化为动能，与此同时，块体发生分解。分解之后，贮存或吸收的能量立刻释放，产生热能、化学能以及动能等。
（3）动量守恒定理和碰撞块体的速度及沉积分异。
在碎屑流运动中，原来长度仅仅几十米或几百米的块体，被“拉长”到上千米的长度，如头寨高速崩滑作用，沉积堆积体的长度超过2km，被“拉长”了将近20倍。
这种“拉长”效应必然导致碎屑流的粒径、速度在纵向上、剖面上存在运动分异过程，而动量守恒和碰撞分解的效应则是产生分异的根本原因之一。在块体运动和碰撞过程中，不妨将运动碰撞物体、被运动碰撞物体和分解后运动物体共同组成的一个动力体系。
在动量守恒条件下，大块体凭借自身拥有的势能与动能，反复弹性碰撞分解，产生更加高速、更加细小的块体或碎屑颗粒，使前缘不断加速前进，并达到最大值，直到块体或颗粒的碰撞概率甚小、粒径尺度小到不可能再分割，或者颗粒之间转变为滑动为主之时，这种加速过程才宣告结束，也就是崩滑运动于此时才得以停止的最终效果。
值得注意的是，在碎屑流产生和运动过程中，各种动力条件不断发生变化，变化种类也多种多样：碰撞、分解、滚动、滑动、抛掷、剪切以及飞溅等形式应有尽有。抛掷相带的发育、剪切修剪面、地面侵蚀痕、飞石坑、擦痕、残留砾石上的贝壳状断口等的存在，无疑都反映了崩滑体无黏性碎屑流的高速、高能以及碎裂与混杂的独特性质。与此同时，沉积物的“层序”排列里，可以恢复碎屑流在运动中与垂直剖面上的运动速度及动力分异状态。从垂直剖面上可以看出，剖面的最上部为碰撞—分解带，中部为碰撞—滑移带，下部则为滑移带。各带的组构、粒径、黏土含量均有分异。这种分异反映了上部动力带是能量主要产生带，中部主要是能量传递带，而下部则是速度较低、摩擦阻力相对较大的能量消耗带。
