（第一节）概述
坡地块体由高速运动而解体的过程有多种名称，如“高速滑坡”、“崩塌式滑坡”
或“崩滑”（rockavalanche，slumping）等，特指基岩体（或夹有部分土体）由于稳定性遭到破坏，在高位快速剪出，随即发生崩解、碰撞，以高密度碎屑流的形式，凌空或沿滑面倾泻而下，形成特殊的地貌堆积体。有时似乎易与滑坡混淆，这一过程既可发生于地球上，也可发生于外星体上。
“avalanche”较多用于对雪崩的称呼。在此，先介绍一下雪崩（snowavalanche，slumping）的过程将有利于对“崩滑”（avalanche）的理解（文正，2009）。
雪崩的速度和气浪：短跑世界冠军每秒跑11m；动物短跑冠军猎豹在追捕猎物时闪电般的速度每秒跑30.5m；十二级的强台风每秒32.5m。但是，雪崩最快却能够达到每秒97m的惊人速度。显然雪崩的破坏力十分强大。
雪崩的冲击力：高速运动的雪崩，能使每平方米的被冲击物体表面上受到40—50t的压力。即使是森林，遇到高速运动的大雪崩的气浪，也会像理发一样，被“推子”
一扫而光。
雪崩体在高速运动中，能引起空气剧烈震荡，在雪崩“龙头”前方造成强大的气浪。这种气浪的冲击波力量很大。秘鲁1970年大雪崩所引起的气浪，把地面上的岩石碎屑卷起，竟使附近下了一场稀奇的“石雨”。在陡岩或者河谷急转弯处，部分雪崩体很可能被阻留下，但雪崩气浪却很难停止，它继续沿着雪崩运动方向爬高。因此，雪崩气浪的作用范围要比雪崩体大得多。雪崩气浪也能摧毁森林、房屋和其他工程设施。
雪崩的堆积体是雪崩锥，绝大部分是雪，只有少量石块；但同一雪崩锥日积月累也会形成石块构成的堆积体，堆在冰川一侧或非冰川区的坡麓。作者1957年参加全国总工会组织的贡嘎山登山活动，曾被雪崩从5000m打到4400m，我们往上攀登时就是从一个雪崩锥（堆）上去的，爬了四个小时才上去，而又被雪崩打回到原来的雪崩锥下的冰洞中只需十几秒，故作者对此印象十分深刻。
再介绍美国内华达州的一个崩滑过程，更可具体了解何谓“崩滑”，而绝不是一般的“滑动”。NevadosHuascaran崩塌体在流通区的飞石坑和浅泥带很发育（图91）。
据飞石坑形态推测飞石基本上以低角度投射（20°—30°），最大飞石坑（浅坑）长33m、宽15m、深7—8m，飞石重60t，“弹道”距离4km，推测速度为68m/s，水平运动距离1600m（Plafkeretal，1978）。该崩滑目击者称：气浪和抛掷石块、泥土等几乎同时出现，气浪或泥浪可以将人抛离地面或切断树干，推测泥浪入射角多在8°—13°，沿地面推进时可以覆盖在早先的抛掷石块上。Shreve（1968）认为崩滑体下部有圈闭高压气体，形成气垫，产生高压气流。
1.1970年崩滑作用地区；2.1962年崩滑作用地区；3.被溅泥和飞石冲击的地区；4.更老一次崩滑作用地区（数据表示高出1970年崩滑体的高度）；5.滑坡源头；6.树木被冲倒的最大界限；7.泥浪（气浪）作用界限；箭头表示崩滑体运动方向，下图剖面中带虚点的箭头代表抛掷、飞石运动，比例尺为1∶15000，A—A′为剖面线在高速崩滑中，由于块体的分解和运动分异，可以导致崩滑堆积体的平面、剖面分布发生空间分异，并形成不同的堆积结构和构造。高速崩滑体在运动中，因为势能的释放而快速碰撞并分解，使其块体运动动能逐渐消减，从而使不同粒径的块体或碎屑物等形成沉积分异。这在后面内容中都将提到。
高速崩滑体是坡地块体运动过程中一种极端的形式，不同于滑坡或崩塌，充分反映了坡地过程的复杂性与灾害性。它与其他块体运动之间的关系及差别也应予以分割，因为不同块体的运动会造成不同特点的混杂堆积。为了避免概念上的混乱，就很有必要在此把整个坡地块体运动的性质与类型，予以系统介绍。其相关内容均分布在不同章节中。
（第二节）与高速崩滑相关的坡地块体运动分类
可以用三角分类法把坡地块体解体过程分成九个区域，A代表块体的分解过程——指示块体相互碰撞、内能释放的过程；B代表块体的滑动过程——指示运动整体性和势能转化特点；C代表崩滑体滑移高度与滑移水平距离的比值，代表块体运动的结果。据Schei degger（1973）认为，C代表滑坡后缘拉裂面顶点至崩滑运动最远点的连线之斜率，等同于摩擦系数，指示崩滑体运动的阻力与运动轨迹的粗糙度，见图92（南凌，1998）。
图92坡地块体运动的动力特性分类（Schei degger，1973；转引自南凌，1998）a区，以崩解作用为主，整体滑动为辅的运动学特征，即所谓崩滑，块体基本上在运动中分解，形成碎屑和砾石。在运动过程中，主要以水平运动为主，等价摩擦阻力系数较小。实际上，代表由整体块体碰撞分解成碎屑流和转化为泥石流的崩滑过程，云南禄劝头寨崩滑体、加拿大Pandemonium河崩滑体、秘鲁NevdosHuascaran地震崩滑体等，大部分崩滑体都属于这种类型。此类型动力强度最大，速度最快，剪出口高度高，启动滑动面短，并在后期伴有水和大量黏土成分参与。
b区，代表分解不完全、存在大量整体滑动的块体运动过程，即滑坡。滑坡的水平运动距离，远大于垂直运动距离，说明动力强度较大，大的块体碰撞分解减少，滑动增强，保持部分整体形态，运动速度也较快，但慢慢有所减小。一般意义上的“滑坡”
多为此种情况，抑或是老滑坡重新活动，如湖北新滩滑坡、甘肃洒勒山滑坡，基本上都属于此种类型。
c区，指以块体整体滑动为主，滑移距离较长的运动方式，亦可称之为蠕动滑坡。
此种类型较少，抑或是缓慢的、低角度的推移式滑坡，其运动位移以蠕动为主，爆发力弱，本书所论舟曲蠕动滑坡（见第六章）即属于此种类型；印度喜马拉雅山Garhwal推移式滑坡也属此例。
d区，以块体原地崩解作用为主，但垂直距离加大，水平距离减小，即所谓崩塌或坍塌。此种类型的块体流动性减少，一般缺少水动力和黏土参与作用，属典型的“崩塌”或崖岸的坍塌，此种类型分布广泛，规模差别巨大，小者如倒石堆、崩积扇和崩积楔，大者如山崩。
e区，崩解与滑动作用相当，崩滑体部分保持一定的完整性，此为相对高度低、速度慢的崩滑。其剪出口的位置与滑动面均相对较低，虽然块体启动动力较大，但阻力亦较大，块体后部保持原始结构的整体性，前缘则因运动速度较快而碎石飞溅。例如西安翠华山古崩滑体就属于此种类型。
f区，以整体滑动为主，结构完整，运动距离较近，但爆发力强，一般是块体沿斜坡面整体快速滑落到坡脚停止，错落属于此种类型。
g区，块体以崩解方式运动，其垂直运动距离远远大于水平运动距离，即一般所称之塌陷、错落。此种类型反映块体具有较高的临空面（陡坡角），但碰撞地面后，由于坡度顿减，再也不能形成整体运动，只能散落在原来的陡壁之下，这种类型一般指顶板的坍塌坠落或陡壁的错落。
h区，块体以高角度快速滑落，部分分解，并堆积在坡脚处，塌岸属于此种类型与错落类似。
i区，块体整体高位滑落，很少有水平位移，一般指地面快速沉降所形成的陷落坑，但这种情况特指洞顶部分的块体突然多次整体下坠，充填洞穴形成陷落柱。
总之，块体运动可以包括以上各种成因类型，其中，a、b、d、e这四个区，是容易发生高位、高速崩滑及滑坡作用的区域，崩解过程与滑动过程可以相互转化或者同时进行。据统计（南凌，1998）国际、国内有100余个块体崩滑运动的资料表明灾害性的高速滑坡大多发生在a、b两区，d、e两区部分含有。此外还统计了块体的体积和崩滑体之间的关系（南凌，1998）。结果表明，大量灾害性高速崩滑体积多在106—107m3。国外最大的崩滑体为秘鲁地震崩滑—泥石流体，体积为2×108m3。
我国青海查纳巨型崩滑体的体积约为1.27×108m3，云南普福巨型崩滑体为1.7亿t，规模巨大。
（第三节）崩滑的动力机制
崩滑是一种发生在山区的自然现象，最初是因其巨大的破坏力而引人注目。崩滑具有极强的流动性，超过一般滑坡在相同条件下的运动能力，这就导致人们需要用新的力学机制来诠释它的这种超强能力。目前，已经提出了多种假说（或学说），其中以声波液化说能够较好地与观察实验相吻合，但是，声波作用的具体过程还需要深入研究。
根据描述崩滑事件的资料分析，崩滑的产生必须具备一定的地质地貌条件，大多发生在具有陡峭悬空面的山峰或峭壁上，而冰川和冰缘环境，最有利于崩滑的形成。按照崩滑的运动方式和速度快慢，大致可以分为四个阶段：（开裂）崩落、加速、滑行及堆积。
崩滑都是从山体开裂初始，继之崩落，随即经过短暂的加速运动，坠地后顺坡面或沟谷高速滑行，待失去动能停止移动，便堆积下来。对崩滑全过程现象的动力分析表明，崩滑体内部的阻力结构在运动的前后阶段有着极为明显的差别。在崩落阶段，崩滑体表现出块体的阻力特性；而在滑行阶段，则表现出流体阻力特性。
一、崩滑概念及现象综述
崩滑现象是从1881年瑞士Flims山村的毁灭性暴发才为地质地貌学家所知（Heim，1932）（照片814），至今，人们发现这种现象十分普遍，并且也是星际行星表面的一种地质过程（Melosh，1986，1987）。可是，准确地给它下一个定义却有困难，问题就在于符合哪些条件的崩塌滑坡过程才能称之为崩滑？到底有没有一个统一的切实分类呢？
国外文献里，较为通用的崩滑专有名词是“rockavalanche”、“slumping”和“sturzstrom”，前二者可以通用。Crandell（1968）将rockavalanche定义为“基岩块的快速顺坡滑动”。在这一过程中，“岩块互相碰撞磨碎而成碎屑”，而且“典型的起因是一次崩塌（rockfall）或滑坡（rockslide）”。这个定义概括了崩滑的三个基本特征，一是强调先崩后滑，二是强调其速度快，三是强调其有相当的距离。这三个基本特征诠释得比较全面，而且有着专属性，一般文献都是在此意义上使用“崩滑（rockava lanche）”这个词的。
但是，从已有资料看，崩滑有它更为本质的特征。以其成因来说，区分滑坡崩塌与崩滑，显然应该从动力入手。崩滑之所以速度特别快，就在于其特殊的运动机制，这就是流体化机制。有证据表明，当崩滑岩块或碎屑的总体积达到107m3时，块体运动就会出现流体化，以此作为崩滑的大致判断依据（Melosh，1986）。当然，这个判断依据不是绝对的，许多岩块块体的体积小于107m3的崩滑过程，仍然具有流体化机制所保有的高速特征，这可能是巨大的高差弥补了物质数量的不足。
崩滑堆积在世界各地都有报道，表91搜罗了部分研究材料，从中就可以看出崩滑的某些特点。
二、崩滑物源区
有利于崩滑的物源区，应该包括基本的岩性、产状、山峰、山坡陡度，以及高寒地区冰川冰缘环境的冰蚀和冻融风化、阵风极强等外力因素等方面。例如，成层的流纹岩、片麻岩等，如果层面倾角较大，就很容易沿层面产生张裂隙，加之冻融及风力作用，在一定程度上就会使山体失稳而崩塌。在加拿大西部的海岸山脉，崩滑相当普遍，究其原因，冰川冰缘环境有利于贯通整个岩层的裂隙发育。在冰川发育的极高山地区，冰川强大的刨蚀作用不但加深冰斗底部，并且迫使冰斗壁不断后退，形成从冰斗底向上突起的围椅状峭壁，陡峭的冰斗壁就成为崩滑作用的物源区，亦将成为崩塌形成的潜在“温床”。云南丽江玉龙雪山干河坝大崩滑就发生在此种条件下。
众所周知，冰缘环境普遍存在冻融现象。其机理是，日间气温达到熔点时，冰雪融化，融水掺入岩层裂隙；一到晚上，气温降至冰点后，融水又冻结成冰，水冻结后的体积大于冻结前的体积。这样日复一日，年复一年，裂隙就会日渐扩张，导致失去稳定性而发生崩滑，这是一种单纯的物理作用过程。
崩滑的发生，和其他混杂堆积过程类似，或许，还蕴含构造事件或气候事件。其实，产生崩滑的直接原因大多是一次突发的地震或大暴雨，但是也有可能是日积月累的渐变过程。如2004年3月12日，云南丽江玉龙雪山干河坝大崩滑，当时就无任何前述事件。最初，山体岩层应力的强度足以抗拒这种过程，但应力强度会逐步衰减，最终失去稳定性而发生崩滑。
三、崩滑物的搬运过程
崩滑体运动的动力特点如同跳台滑雪一样，其动作是从起跳开始到空中飞行，然后落地滑行直到停止这样一个连续过程。但还是可以把整个崩滑体的搬运过程，大致划分为四个阶段，即崩落、加速、滑行以及堆积。虽然每个阶段之间应该有着明显的分界，经历的时间长短也迥然不同，但其过程主要受地形条件限制。根据崩滑前后的航片对比，可以估计崩落体的外形与总体积，这是了解崩滑后的动力过程的重要参数。
崩滑的岩体因坠地而分崩离析，形成一块面积相当大的岩石破碎区。区域内的岩块大小不一，但都还具有一定量的动能，所以大部分碎块就会顺着坡向向下运动，运动由垂直的自由落体运动转变为近似水平的、受边界约束的滑动。虽然在转变过程中损失了一部分能量，但如果蓄积有足够的势能，那么就有可能在撞击的瞬间，把整个碎屑体加速到很高的初速度，使颗粒流体化，形成与一般滑动不同的运动机制，故称之为“崩滑”。
“崩滑”与滑坡的最大区别在于，滑坡是块体运动，“崩滑”则是碎屑体运动，而颗粒之间的相互作用更像是一种流体运动。当然，碎屑体的运动有多种动力类型，每种类型都有相应的形成条件与动力机制，这样的运动才能产生和维持下去。
流体化过程是形成崩滑型的必要条件，而且流体化过程还必须是在崩滑体落地碰撞破碎的瞬间内完成，以后的运动只是不断地补充能量以维持流体化而已。如果落地时，能量不足以流体化整个碎屑体，那就很难在后续运动中实现，整个碎屑体就是一般性的崩塌而已。
