Enos（1969）曾指出：平行流向的、倾斜的碎屑结构、易碎物的保存、突出在混杂砾石层上的孤立岩块以及次生冲刷沟槽的缺失等是泥石流层流流态的标志。排列成行的“石线”和石块悬空叠置的现象，特别是小石块尖端支撑现象，也可能是层流运动图514石块悬空叠置—颗粒支撑现象（甘肃武都大川坝沟。崔之久，1986）的表现（图514）。但也有人认为泥石流的运动无层流，这显然是不全面的。应该承认紊流或扰动流存在的同时，肯定有层流或蠕动流存在。尤其是在“龙头”后续部位和泥石流体趋于停积时将为层流的存在提供良好的条件。此时由于流速减小，流速梯度也较小，石块与浆体移动变慢，流线也易于保持稳定。“若石块上、下两侧压力差又小于流体作用在石块上的摩擦力，石块就无转动而平移前进”，这时在其他条件配合下则必然出现作者所指出的种种流线构造。由此可知，即使是同一泥石流体，它的不同部位，不同时段都会有不同的流态和相应的沉积构造存在。
Fairbridge和Bourgeois（1978），Bull（1963）以及Larsen和Steel（1978）都把泥石流沉积物作为冲积扇沉积的一个必要的组成部分（Nichols，2009）。甚至是两种最活跃的沉积作用之一（即洪漫沉积和泥石流沉积）。近年来，国内外对冲积扇沉积相有较多研究。特别是对冲积扇沉积类型或亚相带的研究，为某些油田开采起到了较好的指导作用备受重视。但必须看到对于泥石流沉积的研究却是比较一般的。将其沉积类型主要是划分为四大类，即冲积扇泥石流沉积，沟谷泥石流和山坡泥石流沉积，火山泥石流沉积和水下泥石流沉积。此外还有冰川泥石流和暴雨泥石流（超常大暴雨）以及冰湖溃决泥石流，对上述几大类型的描述在很多方面都还有待进一步观测和研究。特别是在我国，泥石流类型之多，强度和频率之大，分布之广都是世界罕见的。泥石流堆积物的自然剖面厚达数十米及百余米的屡见不鲜。在实践中作者还认识到区别洪漫沉积物和作为泥石流沉积物之一的稀性泥石流沉积（水石流沉积）是困难的，它们有不少类似的沉积特征。Bull（1963）在水石流沉积物和泥石流沉积物之间划分出一类中间沉积物。根据他所描述的中间沉积物特征，如没有明显的边界；砂粒级孔隙中有黏土薄膜；有粒级层和定向的碎石等很像作者在本书中所描述的稀性泥石流沉积或水石流沉积。
（第四节）泥石流宏观沉积结构、构造与形成机制泥石流沉积特征是其物质组成、流体类型和沉积过程的反映。国内研究现代泥石流的学者多采用黏度加流态对其进行分类。中出几个代表性分类方案，他们实际上采用容重（单位体积流体浓度t/m3）值进行划分，同时认为流体的容重越大，泥石流的黏度也越大。流体力学研究表明稀性泥石流（non cohesivedebrisflow）服从Bag nold颗粒流（granularflow）模式；黏性泥石流（cohesivedebrisflow）服从固液结构两相黏塑性体（viscoplastic）模式；过渡型泥石流，即亚黏性泥石流也服从颗粒流模式。
稀性泥石流在有些文献中称水石流。有一类主要由粉砂和黏土组成的泥石流称为泥流（mudflow），它服从宾汉（Bingham）体模式，是典型的黏性流体。
地层中古泥石流出露区进行野外调查，直接观测了现代泥石流暴发过程和沉积体特征，为研究其沉积构造形成机理提供了依据。
泥石流堆积有大冲大淤的特点，云南东川大石河入小江河口处，1958年火车轨道从沟口跨桥而过，到1988年此桥已变成明洞并最后成了该泥石流沟下的隧道（照片520a）。30年以来泥石流在此至少已堆积了10m以上。
一、泥石流的宏观沉积构造
这里所谓泥石流的宏观沉积构造是指其组成成分（颗粒）在空间上的排列组合方式所显示出的构成特征。不同类型泥石流之宏观构造各有侧重，当然也“互通有无”。
（1）稀性泥石流沉积构造。
稀性泥石流在进入扇地或坡降变小时，较粗大的碎屑首先沉积，浆体继续流动，在坡度更缓处堆积或汇入主河道变成挟沙水流。首先堆积的粗大砾石呈垄状沿流向延伸。
中间部分的粗大砾石长轴多平行流向，两道砾石的长轴与流向锐角相交。纵向延伸的砾石垄形成石线构造，横向呈透镜状。强烈紊动和扰动的泥石流对底床产生侵蚀，常形成切割填充构造。停积下来的砾石常表现为叠瓦状构造，扁平面倾向上游。下游堆积细粒物质成片状表泥层，有时可见波状斜层理和平行层理。泥石流沉积的粒度组成主要反映其搬运动力过程（图515）。
1.洪水；2.稀性泥石流；3.过渡性泥石流；4—6.黏性泥石流；7.源区样品稀性泥石流常见的宏观沉积构造有：
石线构造。它是稀性泥石流的典型宏观构造，平面上呈垄岗状顺流向延伸，延伸距离几十米至数百米。纵向沿原始地面线状延伸，由上游到下游砾石大小略有减小，扁平砾石叠瓦状低角度向上游倾斜。底面为一冲刷面。横剖面呈透镜状，顶面和底面都起伏不平。
叠瓦构造。以扁平砾石为主的稀性泥石流堆积多见，扁平面倾向上游（图516）。
它与河流相砾石的不同在于其砾石的分选差，磨圆差，定向性差。此外，具叠瓦构造的稀性泥石流沉积顶面和底面都起伏不平，有大砾石突出。
稀性泥石流在扇地上随搬运力减小而卸荷，大量粗碎屑迅速沉积，细粒部分继续流动。首先沉积的粗大砾石常形成砾石支撑—叠置构造。这种沉积构造多见于扇形地交汇点以上附近，它们往往构成扇地沉积的筛积层，内部见叠瓦状构造。
块状表泥层。系分异的细粒浆体沉积。平面上呈片状沉积在扇地交汇点以下。由于碎屑含量较高，沉积迅速，一般呈块状构造，有时显示正粒级构造。
（2）过渡型泥石流沉积构造。
指黏性与稀性泥石流过渡类型，其堆积体平面呈指状或舌状，厚度向上游减薄。堆积体边缘由较粗大的砾石构成一陡峭的边坎。纵剖面砾石呈叠瓦状，扁平面向上游或向主流线方向倾斜，形成环状流线构造。横剖面扁平砾石构成向心状（向斜状）构造。
泥石流在堆积过程中发生一定的流体分化，细粒的浆体向上和向外溢流，粗粒物质下沉。沉积物表现出递变层理（正粒级层）。外溢的细粒浆体堆积成块状泥砂层围绕主体沉积分布。边缘失去细粒浆体的部分成为一粗化的砾石堤，堤内为保持原始组分的流体——显示泥质填充的正粒级层。过渡型泥石流对底床不产生明显的冲刷，顶面平坦。
黏度较大，有一定分选的过渡型泥石流常见下部反向粒级层（反向递变层理），上部正粒级层的组合构造，反—正粒级层理。
过渡型泥石流常见的宏观沉积构造有：
环状流线构造。泥石流体边缘的砾石在停积时受挤压剪切而成的定向构造，砾石最大扁平面环绕主流线倾斜。另外还可见大小砾石差异运动形成的绕流构造。
反—正粒级层理。此乃过渡型泥石流剖面特征。上部的正粒级是重力分异的结果，下部的反粒级是层流剪切和颗粒碰撞剪切的结果。
叠瓦—直立构造。较高容重的过渡型泥石流中含有大量扁平砾石，砾石扁平面的倾角由底向顶变大，在沉积层的顶部甚至直立。这是泥石流底部速度梯度较大对颗粒产生较强的剪切，到顶部剪切作用减弱，粗颗粒靠流体的结构力支撑。整个剖面显示正粒级层特点（图520B层）。
过渡型泥石流粒度组成接近源区碎屑，但沉积时的弱分异又使二者不同。
（3）黏性泥石流沉积构造。
黏性泥石流体中的水和碎屑结合成一定的结构做整体运动，内部无自由水，为结构两相流。野外观测和实验表明随着泥石流的容重加大，黏度增高，黏性泥石流的流态由层流、塞流变为塑性滑动流。王裕宜（1990）指出低浓度（容重2.163t/m3）泥石流沉积由于应力衰减而出现麻点状表面，中浓度（容重2.228t/m3）泥石流表面呈蜂窝状，高浓度（容重2.299t/m3）泥石流表面呈环状。黏性泥石流沉积体的边缘陡峭（49°—57°），平面呈叶状舌形，顶面平坦，底面不出现侵蚀现象，横剖面呈盾形。阵性流在扇形地上堆积时龙头部位由于阵性推挤而出现环形的表面沟和脊（图55），内部的砾石定向排列，也可以出现环状流线构造（图518）。泥石流沉积体中间厚，边缘薄；前端厚，尾端薄。部分黏性泥石流流动时底部存在明显的速度梯度层，使泥石流沉积出现底部为粒级层或底泥层，而上部为无速度梯度的流核。上述二者组合起来形成黏性泥石流反粒级—混杂构造或底泥—混杂构造。
黏性泥石流常见的宏观沉积构造有：
（1）袋状流线构造，具平面特征，系阵性流推挤剪切的结果。
在黏性泥石流体前进时，扁平石块（以长径＜10cm的为主）可以围绕流体主流线前端或大的边界块体外围形成定向排列（图55，图518），这是黏性泥石流体运动过程中的一种分异或分选现象。这种现象表明，尽管黏性泥石流是一个固液两相混合体流，但实际上是非均一的似一相流体。特别是在局部条件下，结构受到破坏时，较小石块和泥浆便成为流动介质，而巨大石块便成为推移体或前者继续流动的边界，从而出现流线构造。因此，流线构造是蠕动流和滑动流共同作用的产物。
（2）侵蚀凹坑与袋状流线构造。
袋状流线构造多分布在泥石流堆积体的底部的凹坑或同期泥石流体侵蚀凹坑中（照片56），有时也可分布在泥石流堆积扇面上的沟道中。当含扁平石块的泥石流浆体均匀而又稳定地贯入凹坑时，扁平石块保持稳定的悬浮状态，基本上与浆体呈等速流动，使流线构造得到充分发育，这也是局部地段存在层流的标志之一（图518）。
（3）石线构造（照片57）。
在泥石流堆积剖面的不同部位，常可见巨砾排列成行，有的前后相依，有的稍具间隔，但砾石ab面均倾向上游，形成叠瓦构造。这在现代泥石流沟谷中极为常见。说明泥石流体运动时部分石块被顶托上浮，而大部分巨砾仍以滚动或滑动的方式前进，成为泥石流当时的主流线或流面的标志（图519）。
（4）载荷（塑性）变形构造（照片58）。
这是在沉积物堆积后出现的后生构造现象。主要形成在泥石流堆积体的顶部。当黏性泥石流体停积并仍保持塑性状态时，上覆巨砾的压力迫使下面的含碎石浆体发生塑性变形。使其下部及两侧一定范围的塑性物质做横向移动。在浆体被向外排挤时，扁平石块便同时产生平行于巨砾边界的定向排列。分析和统计得知，受压部分的细粒含量比未受压部分少1/3—1/2；变形深度与上覆石块重量成正比。位移区的尺度比石块的平均半径要大。重的石块受压愈大，扁平石块定向排列愈明显。
如北京西山碧云寺后沟的沟头位于五塔寺附近，基岩出露，沟头附近由砾岩、砂岩组成的巨砾，层理不明显，出露厚度在3.2m，实为泥石流堆积。灰棕色巨砾石块层，可划分为上、下两部分，底部巨砾层为泥石流堆积的石线构造（图519），砾石大小多在1.5m—80cm，而上部为棕红色粉砂细砾层，厚达7—8m。上层为黄棕色粉砂含石块层，厚5m左右。根据剖面综合分析，沉积物较混杂。
S.泥石流石线构造。。
（5）反向粒级层理。
它是层流剪切的结果。扁平砾石倾角由底向顶增大，泥质基底支撑（图520D，F，H，J）。
（6）反粒级—混杂构造。
泥石流层下部为反粒级，上部为块状的混杂层，泥质基底支撑。底部的反粒级层可见平行层理或平缓的波状层理。
（7）混杂构造、底泥—混杂构造。
见于黏性非常大的泥石流沉积中，无分选、磨圆和层理。有时在块状泥质（角）砾沉积的底部有一层底泥，显示出纹层沿非侵蚀性底床平缓延伸。在东川蒋家沟现代泥石流发生区观到的容重＞2.20t/m3的高容重黏性泥石流，均显示混杂构造和底泥—混杂构造。
（8）楔状尖灭体构造。
系黏性泥石流剖面中侧向变化形式，无论垂直还是平行流体切割面，泥石流层以突然楔形尖灭的方式变化。它是结构性泥石流可以保持陡峭边缘的反映。
在作者历数各类泥石流沉积结构和构造特征之后，愿意指出，西方学者未必有中国学者这么好的客观条件，可以目睹各式各样泥石流构造并领会其沉积动力特征。否则，Nichols（2009）在其《沉积学和地层学（第二版）》（SedimentologyandStratigraphy2ndEd）中（P144，图9.21）也不会在泥石流扇形地沉积之沉积构造一栏中全部留下空白，并在注解一栏中提到扇形地混杂支撑、弱分选、砾石底床之后，明确说“没有沉积构造”。而在相邻栏目之“面状洪流冲积扇”及“沟道冲积扇”栏中仅填下3种构造形迹（图125）。
Nieuwenhuijzen等在法国Alps山所做的泥石流堆积组构工作很有代表性，弥补了我们的不足。在海拔1700—2800mAlps山为冰缘环境，泥石流多由夏季集中降水导致。
他们针对新鲜的（1至几天）泥石流不同部位，如侧脊堤、终端无状体做粒度、颗粒形态、组构等，发现泥石流沟边（A）部和侧脊堤（outersideofalevee）（B）砾石长轴法国Alps山泥石流堆积组构与A轴走向（Nieuwenhuijzen，1990）A.沟边部分；B.侧脊堤部分方向平行流向（图521），砾石直径0.8—1.0m，倾角25°左右。更细致的工作体现在侧脊堤的砾石组构量计上（图522），堤内侧砾石ab面倾向沟内，而堤外侧砾石集中且ab面倾向外，反映泥石流多次向外溢出的过程。表58则将多种混杂堆积的组构进行对比。
二、泥石流沉积构造形成机制探讨
（1）泥石流的粒度组成和流体特征。
泥石流沉积的粒度组成除主要反映源区的碎屑组成外，还和运移过程有关。稀性泥石流在沉积过程中粒度分异明显，粗大碎屑先沉积，细粒浆体在扇地下游沉积或汇入主河道变为挟砂水流。因此，稀性泥石流沉积的粒度组成不代表运动中泥石流体的整体级配，其粒度曲线更接近挟沙水流。过渡型泥石流在沉积过程中粒度组成发生有限的分异，其粒度累积曲线介于流水和源区碎屑之间。黏性泥石流做整体搬运，整体堆积，沉积物的粒度组成接近源区碎屑的级配，粒度组成的频率曲线呈多峰（图523），反映源区碎屑特征。
