沉积构造可分两类：（1）在堆积作用的同时直接由沉积介质活动所形成，是原生构造，能生动地反映沉积物搬运、堆积时的流态和沉积机制；（2）它形成于沉积物形成以后，是后生构造，与沉积介质活动无直接联系。由于泥石流体是一种黏滞性很大的流体，其暴发和沉积有突然性，颗粒大小悬殊，堆积时下垫面又十分粗糙，因此，一些同生层面构造不是很平整的，经常表现为弯曲度很大的袋状和楔状或假整合接触。
二、层理及沉积类型
由于每次泥石流堆积物质来源、动力条件和浆体流态的变化，以及沉积后的间歇、冲刷、风化等，都会在两次泥石流堆积体之间造成不同清晰度的界面。泥石流堆积物有一定的层次，但层内无分选或极少分选。这些“层”有各种类型。
1.悬浮递变粒级层泥石流沉积中，常可见到或厚或薄的递变粒级层。在同一层内，碎屑粒级自下而上逐渐减小，往上细颗粒增多。
递变层的厚度有的可达十几米。例如，甘肃武都笼窗沟口残留堆积体中的递变层最为明显，剖面分为四层，上层总厚8.6m，下部是两层各厚2m左右的小递变层。这类递变层不论厚度大小，其上下界面是清楚的，一般比较平整，呈水平分布。
递变粒级层的出现说明在泥石流洪流退落时浆体中的砾石因大小不同而相继沉降，大的因沉积快而集中于底部。反映了泥石流浆体的大小石块在浆体运动时能被高密度基质顶托变成悬浮状态。而停积后石块下沉，转变成支撑，或叠置状态。通常在分析物体在宾汉体中的平衡时，若物体静止悬浮于宾汉体中，则物体重力等于浮力与静摩擦力之和。若物体在其中均速下沉，则物体重力等于浮力与沉降阻力之和。据计算，受浆液屈服应力和浮力作用，可以悬浮在浆液中不下沉的悬浮质最大粒径D0＝2.8mm。虽然上述诸因素控制着浆液中大小不等的物体有沉有浮，但由于泥石流浆体停积后固结较快，浮力和沉降阻力之和随时发生变化，时间稍后重力小的石块也就沉降不下来了。故有此悬浮递变粒级层出现。
2.混杂砾石层
每一单层混杂砾石层系一次泥石流所堆积，不常具备前述递变粒级层。这可能表明浆体更为黏稠，停积后立即固结而成，基本保存着流动时的颗粒支撑状态，石块多呈悬浮型，少数为支撑型。石块外围时常见包裹状泥壳，显微镜下见泥壳具多层同心状结构。砾石叠瓦构造不显，时含泥球、泥块。在武都地区所见，每层厚度半米到数米不等。固结后十分坚实，是泥石流的代表性沉积类型之一。
3.冲刷—混杂砾石层
当前述混杂砾石层停积后，平水期的沟槽流水立即对其顶部进行冲刷，在冲走细粒填质的同时，也对砾石部分进行结构改造，成为具叠置或镶嵌结构的冲刷砾石层。这是一种缺乏细粒物质的砾石层（图511），厚度以小股水流冲刷深度为限，其下界较平整，一般厚为20—30cm。其中粒径小于20—30cm的砾石发育叠瓦构造，孔隙度大、松散，与冲积扇堆积中的筛积层相同或相似。此种经过改造的松散冲刷砾石层与其根部的原较坚实的混杂砾石层共同组成冲刷—混杂砾石层。是典型的泥石流堆积类型之一。在武都全家沟中游可见到厚达百余米的天然剖面，冲刷层与混杂砾石层在垂向上频繁交替出现，横向延展比较稳定，是历次泥石流堆积体呈片状加积的结果。主要分布在泥石流扇形地的顶部和中部，是泥石流堆积的最基本的沉积类型和“层理”或层次类型。
4.表泥层或表泥—混杂砾石层
上述混杂砾石层堆积后，在冲刷层发育的同时，在漫滩上便堆积漫滩相亚黏土层。
这实际上是一些分布广泛但个体之间距离不大的细粒层透镜体，厚仅20—30cm，不含或极少含细砾，有水平薄层理。它们与下伏的混杂砾石层组成表泥—混杂砾石层组合。
主要分布在扇形地的中部，也是典型的泥石流沉积类型之一。
5.混杂泥层
这是泥流堆积的，主要发育在黄土区或以黄土为陆源物质的其他泥石流作用区。在甘肃，曾暴发过大型泥流。堆积层无层次，但仅含泥，很少有石块混入。
6.原生混杂透镜层
泥石流相混杂砾石透镜层为低频率一次性堆积体。有原生型和改造型两类。原生透镜层规模大，单层厚达7—8m，长数十米，以至近百米（图512）。结构情况与前述混杂砾石层相似，只是黏性大时，砾石叠瓦构造不发育。规模大时含巨砾（直径可达2—3m，或者更大）。当其运动时，前端可以推动底部冲积层使其产生变形。透镜层尖灭处以较大的角度与地面相交。交角大小决定于泥石流稠度，愈稠交角越大，已知最大可达40°。下界面清晰，往往有一底泥层铺垫。
此种透镜体可以夹于冲积砾石层之间或超覆在冲积层之上，或直接坐于基岩之上。
原生的泥石流巨型透镜层自山区河谷冲出后，在扇形地上可以重复叠置若干次，厚度达数十米。若每次堆积的间断时间较长，则界面清晰，剖面呈鱼鳞状构造，若界面不清则很似连续堆积。在川西贡嘎山东侧的磨西面此种堆积厚达60m；在滇北元谋盆地的北部和东部也有大规模发育。庐山羊角岭和黄山谭家桥扇形地亦属此类堆积。只是某些层堆积物的稠度较小，结构类型具水石流特征而。
7.改造型混杂透镜层
巨型泥石流透镜层若直达主谷河床，常可阻断河流而受到主河的强烈冲刷。原始细粒成分被冲蚀殆尽，只留下巨砾并被来自主河的细粒物质填充，与残留的巨砾组成次生透镜层。这实际上是一种特殊的河床相蚀余堆积，有较明显的叠瓦构造。
在甘肃武都白龙河边的石门剖面中，透镜层厚7m，含大量巨砾（粒径＞3m），直接覆于基岩面上。这种透镜面根据岩性组成可知主要来自支沟，但从剖面形态和混杂程度有可能被误认为是被切开的横亘于谷底的“冰川终碛垄”。
8.底泥层与枝叶夹层
底泥层是黏性泥石流堆积体特有的标志层之一，一般厚10cm左右，随下伏界面起伏，成分为亚黏土，干涸后十分坚实。在剖面上底泥层与混杂砾石层为半胶结地突出呈屋檐状。下伏冲积层因松散而被剥蚀成龛状。底泥层的存在说明泥石流的初始阶段有一个铺床过程。并经常有树叶和枝干被卷入，这有利于泥石流主体的输送。伊诺斯（Enos，1969）也提到泥石流堆积物中夹有泥球、枝叶等易碎物，并认为是层流流态的标志之一。川西贡嘎山磨西面新兴乡泥石流堆积剖面中就见到乌木和树叶断续成层（厚1—2cm）。其中乌木层的14C测年为7200aBP。树叶层为5200层，为乌木年（李洪云，1985）。平均沉积速率为1cm/a。
上述各种层理及沉积类型主要发育在黏性泥石流堆积体中。而稀性泥石流由于流体黏性减弱，流动性增强，以紊流为主。故不能或很少形成前述各种结构构造。但粒级层及叠瓦构造则更为明显（照片520）。在水石流堆积体中，主要以叠置和镶嵌型的结构发育，而悬浮和支撑型不显。
9.正粒级层（正粒级韵律层）
总的特征仍是无分选、大小混杂，但有粒级递变现象。即上部粒径变小，砾石ab面一致倾向上游，叠瓦构造发育，偶含泥球和土块。北京百花山下金鸡合剖面十分典型。剖面厚15m，有三套正粒级韵律层，砾石最大粒径3m。在正粒级层之间各有一层厚10cm余的表泥层，岩性为红色含细砾亚黏土。
10.板状砂砾透镜体
在混杂砾石层或原生透镜层之间，尤其是在上述正粒级层之间，常可见星散分布的小型透镜状、板状砂砾交错层。这是在平水期时砂砾充填在原先的凹坑或巨砾下方而成。在武都徐家湾泥石流剖面及江西庐山羊角岭和裁缝岭水石流剖面中均可见到。
11.表泥层
一般黏性泥石流由于稠度大，停积后水分不易外泄，故表泥层发育欠佳。但若以细粒成分为主，在扇缘部分也能形成展布较宽的平整地面、较大碎屑停积底部，黏粒成分上浮成表泥层。大部分表泥层皆发育在稀性泥石流或水石流堆积体表面，即水石流停积后，水与泥浆以漫流形式逐渐流失，细粒物在扇边缘平地或洼地铺垫成表泥层，顶面平滑，底面不平整，厚约10cm。
上述泥石流堆积物中提到的石块与基质的悬浮、支撑、叠置和镶嵌四种组合类型，表明其稠度由浓到稀逐渐变化之趋势。这四类名称是根据吴积善（1981）所提原名，其本来涵义是指泥石流体随含石率的增加而产生的四种网架结构。笔者认为在泥石流体停积后的沉积物结构上也有上述四类结构类型。泥浆稠度变大，则以悬浮型结构为主，石块离散在细粒物中。反之，则依次演变为支撑、叠置和镶嵌结构。表示基质由发育到不发育，最后细粒物逐渐减少而只能填充在巨石之间。这种结构的特点，也可作为判别不同流态泥石流堆积物或判别不同成因的混杂堆积物的标志之一。
三、泥石流堆积的层序与环境背景
泥石流发生的背景十分复杂，我国大部分山区几乎都有分布（照片51a、b）。泥石流堆积物与上、下岩层的接触关系也十分多样。常见的有覆盖在冲积物之上或夹于其中；也有超覆在基岩之上或加积在重力堆积物之上等。另外，还有陆相水下泥石流发生，如在四川泸定冷碛对岸，曾见原生混杂透镜层穿插在湖相层之中，即基质强度力大、流速快的泥石流体以巨大的冲击力插入到湖底松软的湖相层中，形成整体的原生砾石层透镜体，使被接触的湖相层形成复杂的微褶曲。透镜层厚3.5—4m，长10m，湖相层被扰动深度达1.5—2.0m。沃克（1979）在描述浊积岩时也曾提到一些粗粒碎屑岩可以水下泥石流的方式被搬运到湖泊、水库、三角洲前缘和大陆架以至深海盆地之中。
泥石流堆积体呈扇形，与由浊积岩构成的海底扇类似。典型的泥石流扇形地往往有多期扇的镶嵌，老扇靠近山体，新扇向外延伸。实际上是一个泥石流台地—泥石流扇—山前平原的简单模式。
泥石流体出山以后摆脱沟道束缚，宽度增大，厚度减薄，速度变慢，开始停积。停积后的前锋部分不断成为后续部分的障碍而趋使其向低处分流。一道道泥石流舌状体最终组成一扇形地（图51；照片51，照片52）。泥石流体的不同部位，不同时段各自有不同的流态。前锋“龙头”部分是紊流或扰动流，造成侵蚀下切，也往往造成砾石上的撞击坑及擦痕甚至在凸岸基岩上造成U型谷壁和磨光面（照片521，照片522）。在趋于停积的过程中，蠕动流和滑动流出现。因此后续部分的沉积物中能发育各种定向的流线构造和石线构造。平面上纵向厚度愈往下游愈薄，愈形分散。以武都地区为例，各混杂砾石层或原生混杂砾石透镜体厚数十厘米至数米。整个扇形堆积的层理向扇缘倾斜4°—8°，略大于一般冲积扇的斜度。平水期的沟槽冲刷主要在扇顶和沟谷中进行，形成冲刷砾石层（筛积层）。扇缘水流分散，冲刷力减弱，冲刷层不发育，多由单一薄层混杂砾石层构成连续堆积。若泥石流主前锋进入主谷河床则发育次生透镜层。对于一次黏性泥石流堆积而言，从上游往下游分选性均差，粒度也没有明显变化，而巨石含量有减少的趋势。稀性泥石流则愈往下游粒级层愈发育，分选变好，石块渐趋均一，叠瓦构造、板状交错层和透镜状构造愈发育。停积后，水与泥浆流散，原始结构立即破坏，故以叠置、镶嵌构造为主。
四、泥石流沉积机制讨论
沉积物的搬运和沉积是受搬运介质运动时的流态和支撑机制控制的。就泥石流体而言，浮力是重要的粗屑支撑机制之一。在黏性流体中相当部分的粗大碎屑能被浮力的抬举作用所支撑（钱宁等，1984，1986）。Christine和Robert（2004）提到Bull（1963）曾报道美国加利福尼亚白垩纪岩层中，有粒径达10m的基岩块悬浮在泥岩层的顶部。
在我国云南兰坪地区第三纪细砂岩中也有直径达10—20m的灰岩岩块呈悬浮状（覃功炯，1988）（1）。但同时也应当承认，任何流态的流体中支撑机制都是多种多样的。泥石（1）内部资料。
流中的内聚力、紊流、层流皆能提供支撑大颗粒的上举力。其中有些支撑机制将在沉积物的结构、构造上留下自身作用的痕迹。同时，Enos（1969）也认为，尽管有浮力和上举力存在，但当巨砾重量超过浆体基质强度和浮力上举力时大颗粒将趋于下沉，而可能作为推移质沿底层被推动。较小的砾石被内聚力基质支撑作用和紊流产生的上举力的合力或是被层流中的离散压力以悬移质方式摄入流体中。而更小的砂和粉砂则完全受基质强度支撑。可以想见，这样的流体在快速停积以后肯定会形成前文所描述的悬浮递变粒级层或混杂砾石层。
后者中出现的较大碎屑在细粒基质中的相当均匀的离散性表明，它们在停积前不久是受基质强度支撑的。此外，也可认为是砾石间有碰撞产生的离散压力存在，它可以与引起颗粒下沉的重力相抵消。又如，石线构造表明泥石流体底部有推移质存在，它们被周围运动较快的浆体推动或拖动，这显然也是泥石流中大石块的重要搬运方式之一。石线构造在泥石流堆积体底部出现的位置可能意味着流动时流面或主流线的所在，也可能是流核的残留部分（Christineetal，2004）。
泥石流最黏重时容重可以达2.5t/m3。事实上在同一泥石流体中不同部位的容重也可不同。在泥石流底部或流核部分就是如此。这种高容重部分运动时，颗粒与颗粒之间始终保持直接接触，以至不同粒径的石块相互叠置（图514）。填充在石块间的浆液很少，故石块不可能靠浆液支持，最后把它们的重量直接压在河床上，这就必然造成石线构造。
