特殊的自然环境和岩土条件，决定了调查区地质灾害的发育特征。概括起来，调查区地质灾害发育特征主要表现为：①数量多、密度高、变形模数大，规模以中小型为主；②滑坡平面形态典型、剪出口高，基本力学模式简单；③崩塌规模小、危害大、变形模式多样；④不稳定斜坡坡度跨度大，坡形以直线型为主，潜在危害严重；⑤诱发因素清楚，宏观前兆相对明显，可预防性较强。现就滑坡、崩塌和不稳定斜坡灾害或灾害隐患的形态与规模特征、边界特征、表部特征、内部特征和变形活动特征等分述如下：
一、滑坡
（一）形态与规模特征
1.平面形态
调查区滑坡均属黄土滑坡，无论是实地抑或在遥感影像上，其形态特征明显，容易识别。滑坡后壁平面形态多呈典型的圈椅状，形态明显，后壁多处于黄土梁峁斜坡中上部，坡度60°～90°。滑坡前缘表现为舌状或长舌状，古滑坡和老滑坡前缘多遭受侵蚀，甚至连滑体大部或全部被冲蚀殆尽，仅保留后缘圈椅形态和因侵蚀坍塌而残留的坡面较陡的少量滑体。在老滑坡坡脚可见发育有高漫滩乃至一级阶地沙砾石层堆积。滑坡平面形态有半椭圆形，窄三角形，宽三角形及不规则形等（图3-6）。
图3-6 滑坡平面形态类型示意图
2.长度、宽度与厚度
据293处实地详细滑坡调查资料，对相关数据进行分区和统计，得出长度、宽度和厚度主要集中分布区间，以及最集中分布区。
长度：滑坡体长度跨度范围较大，多为40～500m，但主要集中在90～250m间，有210处，占实地调查滑坡总数的72%；特别是在90～150m间的有124处，占42%，约占半数；≤90m的有54处，占18%；＞250m的有29处，占10%（表3-10）。
表3-10 滑坡体长度统计表
宽度：滑坡体宽度跨度范围亦比较大，在40～1000m间（表3-11）。近60%主要集中在100～300m间，有173处；特别是在101～200m间有101处，占实地调查滑坡总数的34%；≤90m的有30处，占10%；91～100m有21处，占7%；＞400m的有31处，占11%；301～400m 间有38处，占13%。
表3-11 滑坡体宽度统计表
滑坡体长度L和宽度B之间存在一定关系（图3-7），即滑坡体的长度越长，其宽度也越宽。经回归分析，二者之间大体上呈直线关系，其关系式为：
B=1.07 L +60
相关系数：
R=0.67
图3-7 滑坡体长度与宽度相关关系图
滑坡体宽度与长度之比与滑坡发育数量亦具有一定关系（图3-8）。
厚度：滑坡体厚度范围为2～30m，主要集中在2～15m间，有270处，占实际调查滑坡总数的92%；其中6～10m间的有142处，占48%；2～10m间的有235处，占80%；＞15m的有23处，占8%（表3-12）。
图3-8 滑坡体长宽比与滑坡发育数量关系图
表3-12 滑坡体厚度分布区间统计表
3.面积和体积
从以上分析，滑坡体长度主要集中在90～250m之间，宽度主要集中在100～300m之间，厚度主要集中在2～15m之间。宽度最大，长度居中，厚度最小。从滑坡规模看，其大小主要是取决于面积的变化，而面积的变化又主要取决于宽度的变化，故宽度与滑坡规模具有很大关系。规模小的滑坡多偏窄，规模大的滑坡多较宽。就以上统计资料的长度、宽度和厚度数据，求得滑坡面积为（0.9～7.5）×104m2，体积为（1.8～112.5）×104m3。
（二）边界特征
1.滑坡后壁
滑坡后壁是滑坡体最为显著的特征之一，其位置较高，平面形态多呈弧形。后壁坡度一般较大，在50°～90°间，坡向与原坡向基本一致，坡度明显大于原坡面；顶部与原斜坡坡面相交，形成明显的坡度转折棱坎，滑坡越新转折越清晰。后壁中部坡高最大，向两侧弧形弯曲并降低，高度多在数米至十数米间，大者可达数十米。
壁面总体上较平直。受自然界风化侵蚀，滑坡由老至新，壁面则由破碎趋于完整。破碎的壁面为古滑坡，仅能从整体上显示出滑坡后壁的形态，多发育有小冲沟，以及以草丛为主的植被。在后壁破碎严重时，甚至不易发现，与周边斜坡接近。完整壁面多为老滑坡和新滑坡，特别是新滑坡，壁面黄土裸露，表面略显凹凸不平，其上植被不发育，与周边斜坡可明显区别开来。
2.滑坡侧界
滑坡侧界分两部分：上部为侧壁，与后壁特征相近；下部为滑体边界，在滑动中滑体堆积于下方，向两侧扩展。滑坡下滑后，坡面坡度减缓，在斜坡上形成一凹地，凹地两侧即为上部侧界。随着滑坡发生时间早晚不同，侧界保留的清晰程度也不同。大多古滑坡和老滑坡侧界已不甚清晰，林木草丛覆盖，与原坡面呈渐变过度；由于滑体大多后倾，中部凸起稍高，两侧边界地势最低，可见发育有同源冲沟。下部滑体顺坡向突出，向两侧扩展。新滑坡和老滑坡还可见到明显的台坎。由于黄土强度低，其边界在长期风化作用下，与原始坡面渐混为一体，古老滑坡下部侧边界不易与原坡面区分，呈过渡关系。
3.滑坡前缘
（1）出露位置
滑坡前缘出露于河流或沟谷斜坡坡脚。古滑坡和部分老滑坡的前缘基本没有保存，在长期地质历史中遭受流水侵蚀，已不存在，仅存滑坡体中后部；老滑坡和新滑坡前缘尚存在，滑坡在下滑时多冲向彼岸，堵塞河道，迫使河流弯曲，在地貌上多表现为河流凸岸。前缘是滑坡体的堆积区，坡度平缓，多小于30°。
（2）临空面
受流水侵蚀，处于斜坡坡脚的古滑坡和老滑坡前缘多形成滑坡临空面，其高度一般在数米至十数米，临空面坡度陡，多在45°以上，甚至直立。表面新鲜地层裸露，可见有滑动挤压形成的致密纹理。
（3）剪出口
剪出口出露的地层因地质结构和河谷所处地段不同而异，剪出口可见四种类型：
黄土层内型：滑坡自黄土层内剪出，滑面或在马兰黄土中，或切穿数层古土壤，剪出口位置在黄土中，所见出口位置有高有低，在数米至数十米间。
黄土-古土壤型：滑坡自黄土与倾斜古土壤界面剪出，剪出口位置相对其他类型较高，距沟底十数米（少数在数米），上覆黄土滑体厚度则较薄，在数米至十数米间，少有数十米的。
黄土-红粘土型：由于红粘土分布稀少，仅在部分沟谷上游分水岭两侧可见，滑坡体沿红粘土面剪出，剪出部分土体混杂，受强烈挤压形成黄土-红粘土混合挤压带，剪出口位置相对较低。
黄土-基岩型：是区内较常见的剪出口类型。黄土直接与基岩接触，滑坡体沿基岩面剪出。由于二者工程地质性质差异明显，上覆黄土厚度大，沟谷切割深，坡体临空面大，常见滑坡沿此剪出。
（三）表部特征
1.微地貌
滑坡表面微地貌形态多样。后缘是滑坡体的最高点，由于滑体下滑后形成反倾坡面，较陡后壁与反倾后缘间形成封闭的洼地，降雨在洼地汇集，积水较多时，向滑体两侧排泄，形成“双沟同源”现象。洼地内潜蚀发育，特别当滑坡体有复活运动趋向时，坡体中结构疏松，落水洞发育，直径数十厘米左右，深1m左右，并向两侧延伸。
调查区滑坡主要为牵引式滑动，其地貌特征表现为，自前缘到后壁分别逐级滑落，在滑坡体表面自上而下可见逐级错降的台坎。坎高多为1～3m，坡度陡峭，近于直立或直立。台坎宽2～5m，顺坡向下倾，坡度10°左右或近于水平。
古滑坡体上冲沟发育，完整性差。冲沟规模随滑坡体的大小不同而异，大型滑坡体上冲沟宽十米至二三十米，沟深可达三四十米，将滑坡体分割成独立的若干部分；特别是滑坡体中部较两侧更为凹陷；老滑坡和新滑坡完整性较好，冲沟浅且少，深和宽均在数米上下，总体上中部凹陷也不明显。由于滑坡体在总体上较周边斜坡凹陷，易于汇集降水，植被发育较好，不仅草丛茂盛，而且还多形成小规模的森林。植被发育明显优于周边斜坡。
近代发生的新滑坡保留着典型的滑坡特征。不仅后壁和侧壁黄土裸露，壁面新鲜明晰，且滑坡体基本没有被侵蚀。在滑体前缘，滑体前行受阻，形成前缘鼓胀，两侧并发育有数厘米宽的张性裂缝。滑体冲出至沟底，向两侧扩散，形似田陇地埂。受谷底流水侵蚀，陇埂多不易保存，只留下略显凸起的地形。
2.裂缝
古滑坡和老滑坡时代久远，滑体上裂缝早已彻底充填，现今没有迹象可寻。但新滑坡，特别是近期发生的滑坡，其上裂缝清晰可见。滑体两侧有张性裂缝，裂缝宽数厘米，近似平行排列，间距随滑坡规模而不等，从数厘米到数米都有。2006年5月发生的杨崖新滑坡，顺同斜坡走向发育有多条张张扭性裂缝，长由数米到数十米，最大张扭裂缝宽近1m，并伴有0.5m左右的正向错落，致其上新建的楼房错裂，被迫废弃。古滑坡和老滑坡在遭受长期的外动力改造后，形成新的临空面，产生大小不等的裂缝，如虎头峁滑坡。由于滑坡冲蚀及“双沟同源”现象，在滑坡体上部产生大量的张性裂缝，长度由数米到数十米，最大张扭裂缝宽近1.5m。
（四）内部特征
1.滑坡体
受黄土斜坡地质结构制约，滑坡体主要由黄土状土组成，土体组成单一。滑体在滑动时松动解体，稳定后在重力作用下，又重新压密固结。在钻孔内和冲沟中，可以见到固结混杂的土体。仅在滑坡前缘，出现下部基岩风化壳被错动，可见土石混杂体。由于降水稀少，水土流失严重，滑坡体内一般不含地下水，在滑坡前缘一般亦无地下水溢出。
2.结构面与滑带
斜坡结构面主要有节理面与层面两大类。节理面包括原生的垂直节理、构造节理、风化节理、卸荷节理、湿陷节理以及滑坡与崩塌节理面等，主要表现为黄土的垂直节理和卸荷节理。对滑坡而言，节理面主要控制滑坡的后壁拉裂位置，与滑动面关系不大。层面主要有黄土与基岩接触层面，与红粘土接触层面，与古土壤接触面三种，层面控制着滑动面的位置，其在黄土中的位置越高，所形成滑坡的规模就越小。
滑带埋藏于滑体之下，调查中仅在一些滑坡前缘断面处可见其露头。滑带是整体移动的滑体与稳定的滑床间形成的一个错动的滑动空间，据野外所见，在黄土中大多数表现为一个面，较为平直或微显弯曲，滑动面光滑。
另据凤凰山滑坡勘查揭露，滑坡主滑面土体挤压破碎，次级错动面发育，节理密集成带。主滑带发育密集剪切裂隙夹黄土碎片，带宽0.1～0.2m。滑带附近滑体发育有与滑面平行或斜交的多组裂缝，结构破碎。滑带附近滑床为浅黄色黄土，土质均一，致密坚硬，稍湿，发育有与滑带平行的剪裂缝，裂面平直，缝宽0.1～0.3m。
东馨家园滑坡勘查资料显示，滑带土岩性相对复杂，厚0.3～0.5m。前缘滑带形成于基岩面上，岩性为碎石土，为砂泥岩强风化带在上部巨大的推滑作用下形成。土体呈似层状，颜色为黄绿-灰绿色，细粒矿物有定向排列趋势，多出现镜面、擦痕；中后部滑带形成于黄土中，滑带土为黄土状土，多呈黄褐色，挤压错动迹象明显。
3.滑床
黄土滑床埋藏于滑体之下，两侧冲沟多未切穿，野外露头不明显，仅在前缘侵蚀断面上可见有部分露头。滑床土体部分多呈强烈挤压状，土体结构致密，具明显排列一致的挤压纹理。在周边压力减缓后，纹理张裂，土体破碎，形成可见厚数十厘米至数米的挤压带。
（五）滑动特征
调查区新滑坡较少，调查的滑动特征信息不多。滑坡的滑动方向同斜坡的坡向，区内沟壑纵横，滑动方向各个方向均有。据30处典型滑坡调查资料，最大滑距为128m，最小滑距为35m，平均71.6m。从已有滑坡特征分析，滑动速度一般较高，属高速滑坡。处于蠕滑阶段的虎头峁滑坡、杨崖滑坡目前属于中速滑动。由于滑坡多属于坡脚遭受流水侵蚀或人工开挖斩坡引起，滑坡的形成机制比较简单，主要为牵引式。
二、崩塌
（一）崩塌数量多，规模小，堆积体不易保存
本次实地调查52处崩塌，其中崩塌隐患41处，既成崩塌11处。调查的崩塌点数很少，其原因一是崩塌体多坠落破碎，不易长期保存；二是黄土垂直节理发育，直立性好，陡壁分布广泛，小型崩塌比比皆是，调查中没有一一填卡调查。
（二）崩塌发生速度快，危害大
崩塌规模虽无大型，但是由于瞬间发生，速度快，其危害性并不亚于滑坡。据调查资料，仅2001～2005年五年中，共发生有记载的崩塌16处，死亡2人，经济损失30万元。
（三）崩塌发生的坡度陡，变形破坏模式多样
本次调查52处崩塌，除2处为基岩崩塌外，其余50处皆为黄土崩塌。据11处既成崩塌资料统计，产生崩塌的坡型一般为凸型或直线型，坡顶高程在1050～1235m，坡高8～50m，坡度多为50°～70°，71°～90°次之（表3-13）。黄土崩塌变形模式存在倾倒式、鼓胀式、滑移式和错断式等四种，基岩崩塌主要存在倾倒式和拉裂式等两种变形模式。
表3-13 崩塌原始坡度分布统计表
三、不稳定斜坡
不稳定斜坡指目前正处于或将来数年至数十年内有可能处于变形阶段，进一步发展可形成崩塌或滑坡灾害的沟谷斜坡，是一种潜在地质灾害。不稳定斜坡既有基岩斜坡，也有黄土斜坡，以及黄土基岩斜坡，在调查区广泛分布。调查中只是针对坡下多有城镇、居民点，工矿及基础设施等，威胁人民生命财产安全的不稳定斜坡作了调查。区内不稳定斜坡具有坡度跨度大、坡形以直线型为主，潜在危害严重，以及诱发因素清楚、宏观前兆相对明显、可预防性较强的基本特征。
（一）不稳定斜坡的坡度分布区间大
坡度是影响黄土斜坡稳定性的最主要因素。据调查资料统计，不稳定斜坡坡度分布区间较大，在35°～88°之间。在这一区间内，斜坡均有失稳（或滑坡或崩塌）形成地质灾害的可能。这一斜坡坡度分布范围，在调查区非常普遍，无论是延河两岸，抑或是各次级支沟的斜坡，大多都在这一坡度范围。因此，这就决定了不稳定斜坡在调查区的普遍性。通过对调查资料的统计（表3-14），66.7%的不稳定稳斜坡坡度主要集中在61°～80°之间，92.2%的主要集中在40°～80°之间。
表3-14 不稳定斜坡坡度分布统计表
在＜45°的缓坡中也仍然存在不稳定情况，这与坡体的内部结构和变形模式有关。如坡体顺坡向结构面、节理裂隙的发育、坡脚开挖等，成为降低坡体稳定性或坡体变形破坏的潜在因素，致使坡体逐渐发展为灾害隐患。
（二）发展趋势不确定
不稳定斜坡只是对斜坡的稳定性做出不稳定的基本判断，对其变形破坏的模式并没有给出确定的结论。由于控制和诱发斜坡变形与破坏的因素很多，而且这些因素具有不确定性，所以，斜坡是否一定就发生破坏及其破坏的方式也是不确定的。结合实际调查情况，不稳定斜坡的发展趋势一般有两种：其一是斜坡失稳，发生崩塌或滑坡；其二是较长时间维持不稳定状态。
1.斜坡失稳
斜坡失稳，主要破坏形式是发生崩塌和滑坡。据调查统计，滑坡或崩塌的形成与斜坡原始坡度有关。滑坡的形成一般原始坡度小于崩塌的原始坡度，崩塌的形成坡度较大（表3-15）。
表3-15 滑坡与崩塌原始坡度分布对比统计表
由表知，＜50°没有崩塌形成，31°～60°滑坡发育，61°～70°滑坡偶有发生，＞70°没有滑坡形成。据此，可以对不稳定斜坡做出初步预测：对于＜50°的不稳定斜坡，其破坏模式主要是滑坡；51°～70°的不稳定斜坡破坏模式以滑坡为主，并伴有崩塌；当斜坡＞70°时，基本不发生滑坡，主要破坏模式为崩塌。
2.维持不稳定状态
斜坡在演变过程中，会出现不同形式，不同规模的变形与破坏，斜坡的稳定和不稳定状态是斜坡动态平衡的阶段性表现，稳定是相对的，不稳定是绝对的。调查区目前所见的斜坡大多都经历了较长时间的考验，处于动态平衡中。斜坡的演变过程，是一个地质历史过程，与人类的历史特别是人类社会中的某一个时期相比，要漫长得多。因此，绝大多数的地质现象对于我们当前某一时期而言，也就处于相对平衡和静止的状态。但并不是所有的斜坡都处于这样的时期，其中有一部分处于临界平衡状态，在诱发因素尚未达到一定程度前，这种临界平衡还可以继续保持较长时间；如遇特大暴雨、强烈人类干扰或者其他诱发因素，很难确定在什么时候和什么地方，斜坡失稳的事件就会发生。一旦发生在人类活动区域，也就产生了地质灾害，造成人员伤亡或财产损毁。
如延安市委党校西不稳定斜坡（图3-9），位于延河左岸一级支沟沟头，坡面呈凸型，为自然斜坡，坡体由第四纪中更新世黄土（Qp2）组成，颜色灰黄，结构致密，具垂直节理，直立性好。在降雨冲刷下，斜坡自上而下呈尖顶状，似黄土墙，坡面发育有冲蚀沟。土体干燥，未见有地下水渗出，植被覆盖度低，不足20%。基岩未出露，尚未发现明显变形迹象。坡下分布有4孔窑居住10人，总资产1万～2万元。
图3-9 市委党校西不稳定斜坡地质剖面图
1—第四系中更新统黄土；2—中侏罗统延安组砂泥岩
（三）分布广、监测难度大、危害严重
1.分布广泛
调查区地处黄土丘陵沟壑，沟谷密布，延河及汾川河各级支流纵横交错，宏观地形极为破碎。每一条沟谷的形成和存在，都必然伴随着斜坡的出现，由此决定了斜坡在区内广泛分布的特点。区内斜坡多为基岩—黄土，或黄土斜坡。基岩中相交垂直—近于垂直节理裂隙十分发育，并与层面相交，致基岩整体性很差；黄土质地疏松，工程地质性质软弱，垂直节理发育；在这样的岩性构成条件下，不稳定斜坡大量存在，特别是在黄土沟谷源头，沟谷上游，基岩高陡斜坡，滑坡后缘，沟谷侵蚀岸等地带，广泛分布。
2.监测难度大
由于不稳定斜坡分布广泛，给监测工作带来一定的困难。难以对每一处高陡斜坡都进行监测，即便确立一部分监测点，也很有可能出现监测的未出现问题，而没有监测的由于轻视反倒发生了地质灾害。不稳定斜坡的变形破坏受到多种不确定因素的影响，要做出准确的判断和预测，目前尚有困难。因此，不稳定斜坡就成为危险程度最大的潜在地质灾害。
（四）变形破坏模式多样
1.不稳定斜坡岩土结构类型
（1）黄土斜坡
整个斜坡由中-晚更新世黄土组成，坡高数十米，坡度60°～90°，特别是接近于90°的常见。坡面上黄土裸露，没有植被或植被稀疏。坡面冲沟、悬沟发育，将坡面切割成数米至数十米宽度不等的坡段。该类斜坡位置大多处于沟谷的中上游，特别是上游及源头。沟谷切深未达基岩，坡脚继续受到流水的侵蚀切割。由于坡度大，便于开挖窑洞，其下多见有窑洞群分布，一般无集镇和重要工程设施。
黄土中发育的古土壤对黄土斜坡的稳定性具有较大影响，特别是与坡向较为接近的倾斜古土壤，常常成为黄土中的软弱结构面，对斜坡的稳定性影响较大。
（2）岩土斜坡
斜坡上部为中-晚更新世黄土，下部为砂泥岩，坡高数十米至百米。所处位置多处于沟谷的中游、中下游，沟谷切入基岩，基岩坡近于直立，其上黄土60°～90°。受基岩保护，黄土坡脚一般不再受到流水侧向侵蚀，自然滑坡或崩塌较少发生。
（3）基岩斜坡
斜坡整个由基岩组成，主要为砂岩泥岩互层。砂岩中近于垂直层面的构造节理发育，多被切割成方形或其他形状，整体性差。主要分布于延河及其较大一二级支流下游两岸斜坡的下部。整个斜坡坡度大，近于垂直或垂直。人类工程活动特别是公路建设，多形成基岩边坡，由于砂、泥岩的差异风化，以及卸荷裂隙、风化裂隙的不断发育，形成不稳定的基岩边坡，如延（安）—（安）塞公路河庄坪段就是典型的基岩不稳定斜坡段。
2.变形破坏的力学模式
（1）滑移（蠕滑）-拉裂模式
滑移-拉裂模式是区内斜坡变形破坏最普遍的模式。黄土斜坡和岩土斜坡，在坡脚遭受破坏时，斜坡土体向坡前临空方向发生剪切蠕滑，斜坡后缘自上而下发生拉裂，破坏模式一般形成黄土滑坡。天然状态下斜坡的内部应力已达基本平衡状态，坡脚是多种应力集中和整个斜坡最为敏感的部位，坡脚受到破坏，对整个斜坡的稳定性影响最大。沟谷内流水冲刷侧蚀、人类斩坡、筑窑等工程经济活动都会对坡脚产生破坏，引起斜坡产生滑移-拉裂变形，轻则引起崩塌，重则产生滑坡。
（2）滑移-压致拉裂模式
滑移-压致拉裂模式也是区内斜坡变形破坏较为普遍的模式之一，这种变形模式是由斜坡内部软弱结构面处自下而上发展，不同于滑移-拉裂模式的自上而下发生。出现的情形主要有以下几个方面：一是降雨在地表汇集，沿落水洞、宽大节理裂隙贯入，在基岩或古土壤层上形成局部地下水，降低了弱透水层之上黄土的强度。在重力作用下，坡体沿下部层面向坡前临空方向产生缓慢的蠕变形滑移，沿平缓层面形成滑移面，沿上部黄土垂直裂隙形成拉裂面，形成黄土滑坡或崩塌。二是水库近区的黄土斜坡，水库长期渗漏，导致基岩面之上黄土含水量增高甚至饱和，形成滑移-压致拉裂变形破坏模式，一般形成黄土滑坡。三是砂、泥岩斜坡，尤其是砂、泥岩边坡，人工开挖后，首先表现为差异性卸荷回弹，沿砂、泥岩层面形成滑移面，随着变形的发展，压致拉裂面自下而上不断扩展，滑移面贯通，一般形成基岩崩塌。
（3）弯曲-拉裂模式
黄土特性之一就是垂直节理发育，特别是在高陡斜坡的边缘，临空面大，局部土体极易沿垂直节理呈柱状或墙状与斜坡分离。在风化作用下，发生弯曲-拉裂变形，节理面日益加深扩大，分离的土体与斜坡的联系越来越弱。当重心偏离到一定程度时，最终导致斜坡破坏，形成倾倒式崩塌。当分离土体与斜坡的联结不足以支撑其重量时，沿垂向错断崩落就形成错断式崩塌；沿斜面滑下就形成滑移式崩塌，当然，其变形破坏模式也发生了转化或复合。
对基岩不稳定斜坡来讲，调查区基岩主要为砂泥岩互层，砂岩与泥岩在强度上有较大差异，砂岩抗风化能力强，泥岩抗风化能力弱。由于差异性风化作用，砂岩之下的泥岩常常被先行侵蚀剥落，致使砂岩悬空，悬空后的砂岩在重力作用下多产生弯曲-拉裂变形，从而形成崩塌。